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1 / 1Introducción

Contenido de la página: Definición Geología ● Las "-feras" ● Especialidades de la geología ● Relaciones a otras ciencias ●

Historia de la geología

Giampierre Villena OrtegaUNIVERSIDAD PERUANA LOS ANDES - UPLA

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1. ¿ Qué es geología?

Ciencia de la tierra: cómo se ha formado, de qué está hecha,

su historia y los cambios que han tenido

lugar sobre ella y en ella.

La geología es la ciencia de la tierra: Especialmente los procesos del interior de la tierra y las transformaciones que afectan a los minerales y las rocas en la superficie de la tierra. La geología no solamente se refiere de la actualidad - es la ciencia de la historia de la tierra; los procesos de su formación, su desarrollo, los cambios, hasta la situación actual.

La geología nació por una parte del deseo del ser humano para entender su entorno - su mundo. El otro empuje era la necesidad de mejorar su entorno: La búsqueda de recursos naturales - aquí mineralógicos, geológicos - era mucho más eficiente con un buen conocimiento de los procesos de la tierra.

En los últimos años la definición geología se extendió también a los otros cuerpos del sistema solar: La geología forma también parte de la planetología. Los planetas muestran un ambiente diferente a la tierra, pero la pauta general de los procesos interiores y exteriores es la misma o comparable.

2. Especialidades de la geología

Geofísica: Estudio de la física de la tierra: anomalías de gravedad, discontinuidades en la prolongación de ondas sísmicas- sismología, campo magnético de la tierra.

Mineralogía: Estudio de los minerales: Estructuras internas de los minerales, composición química, clasificación.

Petrología Estudio de las rocas, su origen, los procesos de su formación, su composición. Petrografía Es un ramo de la petrología, que se ocupa de la descripción de las rocas, de su contenido mineral y de su textura, de la clasificación de las rocas.

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Geoquímica : Especialmente se estudia la distribución y la abundancia de los elementos en las distintas partes de la corteza terrestre y se trata de explicar la distribución de los elementos en las rocas por medio de procesos geológicos como por ejemplo la cristalización por diferenciación a partir de un magma, por procesos hidrotermales, que han influido la roca, por procesos metamórficos entre otros.

Geología estructural : Análisis e interpretación de las estructuras tectónicas en la corteza terrestre. Conocimiento de las fuerzas en la corteza que producen fracturamiento, plegamiento y podrían formar montañas. (Fallas-Pliegues-Orogénesis).

Geología Regional Se estudia la geología de distintas regiones como de América de Sur, de Europa, de Chile, de la región de Atacama en detalle, es decir la historia geológica, la distribución de las rocas, de los yacimientos, el estilo de deformación de las rocas de la región en cuestión entre otros

Geología Histórica Estudio de las épocas geológicas desde la formación de la tierra aproximadamente 4,6 Ga (=4600Ma) atrás hasta hoy día, de cada época se estudia los procesos geológicos importantes, que han ocurrido en la tierra, la composición y estructura de la tierra y de la atmósfera, la posición de los polos y de los continentes, dónde se han formado montañas y cuencas sedimentarias, el desarrollo de la vida en cada época, cuando aparecieron las distintas formas de la vida. Una herramienta importante de la Geología Histórica es la Geocronología

Paleontología: Estudio de la vida de épocas geológicas pasadas; estudio de los fósiles: Clasificación, reconocimiento. Mejorar el conocimiento de la evolución.

Estratigrafía: Estudio de las rocas estratificadas, por su naturaleza, su existencia, sus relaciones entre si y su clasificación.

Sedimentología: Estudio de los sedimentos (arena, arenisca, grava, conglomerado) y su formación. Análisis del ambiente de deposición como las propiedades físicas en el agua de un río (velocidad de la corriente y otros).

Mecánica de suelos Estudio de las propiedades de los suelos para encontrar terreno apto para la construcción, para calcular y evitar riesgos geológicos como por ejemplo deslizamiento de escombres de faldas.

Hidrogeología: Investigaciones de la cantidad y calidad del agua subterránea, cual es el agua presente debajo de la tierra. Se trata de la interacción entre roca, suelo y agua.

Geología Económica: Exploración de yacimientos metálicos o no-metálicos. Evaluación de la economía de un yacimiento o producto mineralico.

Exploración/Prospección: Búsqueda de yacimientos geológicos con valor económico. Por medio de la geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas y imágenes satelitales.

Geología Ambiental: Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de contaminación. Especialmente de agua, agua subterránea y suelos. Investigación de la calidad de agua y suelo.

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3. Las -feras

En la tierra se presentan cuatro "-feras": Atmósfera, hidrosfera, bioesfera y litosfera. La geología es la ciencia de la litosfera y sus relaciones con las otras "-feras". La intersección de Litosfera-Atmósfera presenta todos los procesos como erosión y meteorización. La intersección de Hidrosfera-Litosfera trata del agua subterránea transporte en el agua, ambiente de río. El conjunto de biosfera-litosfera se trata de la vida en las épocas pasadas, la evolución, los fósiles y en general la paleontología.

1.) La Atmósfera : Gases que envuelven la tierra. (véase: Atmósfera / Clima) 2.) Hidrosfera : Todo el agua en, sobre o por encima de la superficie terrestre: océanos, ríos, lagos, agua subterránea, lluvia. 3.) Biosfera: Parte del mundo en la cual están presentes los seres vivos: La superficie de la tierra, el suelo, los mares, el aire. 4.) Litosfera: Parte sólida exterior de la tierra.

4. Relaciones con otras ciencias

La Geología y su relación con las ciencias básicas y ciencias relacionadas:

Para entender los procesos geológicos es necesario conocer algunos principios físicos, químicos, biológicos y matemáticos. Los principios físicos por ejemplo son importantes para entender la destrucción física de rocas en un río, la acumulación de arena y bloques. La química ayuda entender la formación de minerales y de algunas rocas (minerales son compuestos químicos con formula). Conocimiento de la biología actual es muy importante para entender la vida de las épocas pasadas.

5. Historia de la geología como ciencia

XENOPHANES (600 años ante Cristo): Los fósiles eran animales, que vivieron antes.

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HERODOTOS (450 años ante Cristo): Una inundación del río Nilo produce una capa muy delgada de sedimentos, concluyó que la formación del delta del Nilo debe haber pasado dentro de varios miles de años.

STRABO (63 a. Cristo -19 después Cristo): Movimiento de la tierra en la forma vertical: por eso hay fósiles del mar en las montañas altas. Explicación de las fuerzas tectónicas.

AVICENNA (980-1037): Clasificación de Minerales, descripción de las rocas sedimentarias, erosión. Los procesos geológicos son lento no como un diluvio en acción.

BIRUNI (973-1048): Medición del peso específico de los minerales.

LEONARDO DA VINCI (1452-1519): Describió la fosilización, el cambio de un animal a un fósil. Rechazó la idea de un diluvio mundial.

FRACASTORO (1517): ¿Por qué se murieron los animales qué vivieron en el mar a causa de un diluvio mundial? (La mayoría de los científicos de esta época indicaron los fósiles como un apoyo de la teoría de un diluvio global)

AGRICOLA (1494-1555): Los primeros libros científicos sobre la geología y metalurgia ( " De re metallica"). · Texto en el www: (Treatise on Gold).

STENO o STENSEN, Nils (1638-1687): La primera ley geológica: Los estratos superiores son más jóvenes que los estratos inferiores. (véase cap.10)

El siglo 18: Dos teorías en competencia:

a) Neptunistas: Todas las rocas tienen sus raíces en la deposición en los mares (WERNER) b) Plutonistas o Vulcanistas: Todas las rocas se forman por magma (vienen de una fundición) (HUTTON)

SMITH, William (1769-1839): Segunda ley geológica: Cada estrato tiene su contenido característico en fósiles.

LYELL (1797-1875): Principio de actualismo: Los procesos en el pasado fueron los mismos como hoy y viceversa. Algunos ejemplos del trabajo de Lyell en el módulo "historia de las geociencias"

DARWIN, Charles: Publicó 1859 "On the Origin of species by natural selection. La teoría de la evolución por selección natural. Charles Darwin en Copiapó (Museo virtual). Algunos ejemplos de las publicaciones de DARWIN en "historia de las geociencias"

DANA (1873): Teoría de los geosinclinales: explicación de la formación de montañas; rechazo de acciones catastróficos como formador de montañas

KELVIN (1897): Kelvin dedujo la edad de la tierra por su velocidad del enfriamiento: 20-40 millones años (no tomó en cuenta la radioactividad). Kelvin nombró ROENTGEN (descubridor de los rayos X) un estafador. (Kelvin: "Los rayos del señor Roentgen se van a descubrir como fraude".)

RUTHERFORD (1905): Primer medición de una edad absoluta (U/He): Edad de la tierra mayor de 2 ga. (2.000.000.000).

hasta 1906: Teorías geotectónicas: teoría de la expansión de la tierra, teoría de la contracción de la tierra y la teoría de geosinclinales (Todas las teorías usaban continentes fijos-estables) - véase el conocimiento en 1912 (antes de Wegener)

WEGENER (1912) Teoría de la deriva continental: Los continentes están flotando (se mueven!) algunos se separaron o se chocaron: Está teoría fue rechazada en está época, pero en los años ´60/´70 fue aceptada por la gran mayoría de los científicos. Véase el nivel de conocimiento en 1912 a respeto de un modelo geotectónico general.

NIER & MATTAUCH (1930): Primer espectrómetro de masas, para determinar diferentes isótopos de un elemento.

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SCHUCHERT (1931): Datación radiométrica de la tierra con 4 ga. (4 giga años= 4.000.000.000 años)

1 / 21. El Universo

Contenido: Datos generales / Finito-ilimitado / expansión / Composición / El sistema solar

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1. Datos generales :

El universo:

El universo contiene 1080 átomos1050 ton. métricas

Edad 20 mil millones de añosNúmero de Galaxias 75 MillonesEstrellas en la vía láctea 75 MillonesEstrella más grande VV Cephei (2400 diámetros del sol)

2. El universo finito pero ilimitado :

a) Paradójico de OLBERS : El universo tiene que ser finito (con volumen calculable) El paradójico de Olbers aprueba que el universo tiene que ser finito:

I) Universo infinito=cantidad de estrellas infinitas II) cantidad estrellas infinitas= cantidad de luz infinita III) cantidad de luz infinita=espacio (universo) luminoso IIII) pero el universo no es luminoso, la noche es oscura, por eso el universo no puede ser infinito, tiene que ser finito.

b) Un universo "curvado" de 3 dimensiones es finito pero para el ser humano ilimitado.

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3. El universo es en expansión :

a) Big Bang (gran explosión) hace 20 Mil Millones atrás (hoy día los datos apuntan a 14-15 mil millones de años) b) Desplazamiento de luz hacia al rojo (Efecto Doppler) : Las líneas espectrales de algunas estrellas llegan a la tierra con una frecuencia mas hacia al rojo como normal.

4.

Composición del universo :

El universo se compone por su gran parte de hidrógeno (más de 92%). Helio como elemento químico inerte que casi no entra a rocas y minerales marca con 7,4 % el segundo lugar. Los elementos comunes presentes en la tierra muestran cantidades inferiores al respeto de la composición total del universo. De un millón átomos son :

Figura: (en negro: Gases inertes). La figura (derecha) muestra la cantidad de los elementos químicos en el universo. Las superficies corresponden a los porcentajes reales.

5. Rango de elementos químicos no inertes : En comparación a Universo - Ser vivo - La tierra se nota que el universo y los seres vivos muestran una composición bien parecido: Los cuatro elementos (no inertes) más importantes en ambos son H, O, C y N. Solo los rangos son diferentes. La Tierra tiene una composición totalmente diferente: Hierro, Oxígeno, Sílice y Magnesio marcan la mayor abundancia.

Universo Ser vivo La TierraH O C N C O H N Fe O Si Mg

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6. El sistema solar y los planetas :

Nombre Distancia del sol en millones de km

Diámetro (km) Densidad (g/cm3) (Peso

especifico)

Composición de la atmósfera

El sol 0 1.392.000 1,41 ?

Mercurio 58 4.835 5,69 no tiene

Venus 107 12.194 5,16 CO2

Tierra 149 12.756 5,52 N2, O2

Luna - 3.476 3,34 no tiene

Marte 226 6.760 3,89 CO2, N2, Ar

Júpiter 775 141.600 1,25 H2, He

Saturno 1421 120.800 0,62 H2, He

Uranio 2861 47.100 1,60 H2, He, CH4

Neptuno 4485 44.600 2,21 H2, He, CH4

Plutón : - ( 5860 14.000 ?4,2 ?

1 / 2aTierra - Sistema solar

Contenido: Sol-Tierra: Las estaciones / Distancia sol-tierra / El sol (energía, manchas, viento) / Luna-Tierra / Meteoritos / Impactos /

1. Sol - tierra

1.1 Las estaciones El eje inclinado de la tierra y la rotación de la tierra alrededor de sol (1 año= una vuelta) provocan las estaciones. En febrero el hemisferio sur muestra una inclinación hacia al sol. En junio el hemisferio norte se inclina más hacia al sol.

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1.2 Distancia sol- tierra - excentricidad En junio/julio la distancia de sol - tierra es más grande que en enero (Distancia grande se llama afelio, distancia menor se llama perihelio) . Significa que en el verano del hemisferio sur la energía qué llega a la tierra es mayor que en la del verano del hemisferio norte (véase figura arriba). La excentricidad no era siempre la misma - se conoce épocas de mayor y de menor excentricidad que actualmente. Además la distancia tierra-sol ha cambiado varias veces en la historia terrestre. Estas variaciones eran muy pequeñas, pero provocaron posiblemente cambios climáticos o épocas glaciales globales (véase: El clima mundial). 1.3 Energía del sol Al nivel del mar llegan 0,7 KW/m2 En una altura de 3460m llegan 1,0 KW/m2 El movimiento de precesión La precesión fue descubierta por HIPPARCH de Nikäa (190 - 125 antes d.C.). En la física la precesión se define como la desviación del eje de un trompo (= giroscopio) causada por un par de fuerzas exteriores El ecuador terrestre está inclinado alrededor de 23°27' con respecto a la órbita, que describe la Tierra en torno al sol. La Tierra gira alrededor de su propio eje igual a un trompo (giroscopio). El sol y la luna ejercen un par de fuerzas a la Tierra. Según las leyes físicas la Tierra no puede seguir el par de fuerzas ejercido por el sol y la luna. En vez de seguir la Tierra desvía en forma perpendicular. Bajo la influencia del sol y de la luna la Tierra realiza un movimiento de precesión, es decir una desviación de su eje giroscópico. La forma de este movimiento de precesión es la superficie cónica, cuyo eje es la normal a la órbita de la Tierra en torno al sol. Cada 25700 años la Tierra se mueve completamente de esta manera. Una de las consecuencias de la precesión de la Tierra es la variación de las coordenadas de las estrellas, que siempre deben ser acompañadas con la fecha, en que fueron determinadas. 1.4 Las manchas solares Aprox. cada 11 años el sol muestra un máximo de manchas solares: Baja la energía, esto provoca cambios climáticos en la tierra. Las manchas solares afectan la tierra: cada 11,07 años se observa un máximo de actividad de las manchas solares. Posiblemente en períodos de mayor actividad de las manchas solares baja la energía procedente del sol y en consecuencia cambia el clima. Además las manchas solares son de alta intensidad magnética (hasta 500.000µT, intensidad del campo magnético de la Tierra = 50µT = 50.000g). Después de un período de 11 años los rasgos magnéticos son invertidos, después de un período de 22 años los rasgos magnéticos se vuelven nuevamente normales. 1.5 Viento solar Emisión de electrones y protones, los cuales producen la aurora boreal en las regiones polares. Afectan la comunicación por radio.(>todo sobre auroras boreales en: http://www.exploratorium.edu/auroras/ - en inglés)2. La luna-tierra Formación de la Luna: La luna tiene la misma edad de la tierra. Existen tres teorías del origen de la luna: a)La tierra capturó la luna. b) La luna se separó de la tierra. c) Luna y tierra se formaban juntos en una neblina de materia.

Las mareas La luna afecta a la tierra por su influencia de campo gravitatorio: Las mareas (marea alta y marea baja) es un cambio del nivel del mar cada 6 horas. En los océanos grandes tienen su origen del campo gravitatorio de la luna. En algunas partes del mundo (Francia) la diferencia entre marea alta y marea baja alcanza 12m. También la tierra firme, los continentes sufren esta fuerza, se piensa que existe un movimiento de 30 cm vertical cada 6 horas. 3. Meteoritos =pequeño cuerpo sólido del espacio que ha caído sobre la superficie. cada día está llegando una cantidad de 1000 - 10.000 toneladas a la tierra

3.1 Tipos de meteoritos Los meteroides son fragmentos de materia sólida del espacio exterior, que entran en la atmósfera. La mayoría de sus partículas son extremadamente minúsculas, se vaporizan al penetrar en la atmósfera generando sólo una ligera estela luminosa llamada meteoro. Cada día entre 1.000t y 10.000t de meteoroides penetran en la atmósfera.

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Meteorito Un meteorito es un meteoroide, que al penetrar en la atmósfera no vaporiza completamente y alcanza parcialmente la superficie terrestre dejando material rocoso exótico en ella. Los meteoritos se consideran unos fragmentos de los primeros cuerpos planetarios formados en el sistema solar. Bólido Un bólido es un destello que acompaña la caída de un meteorito. Con base en su composición se distingue los siguientes tipos de meteoritos: 1. Meteorito férrico (siderita): compuesto casi completamente de una aleación de Fe-Ni con un contenido en Ni entre 4 - 20% (6 - 9%). Se distinguen los tipos siguientes: 1a) Hexaedrito: con las líneas de NEUMANN, que aparecen al corroer ligeramente una superficie pulida. 1b) Octaedrito con las figuras de WIDMANSTÄTTEN, que aparecen al corroer ligeramente una superficie pulida. Su formación se explica con un enfriamiento muy lento desde una temperatura alta. No se conoce las figuras de WIDMANSTÄTTEN en Fe terrestre. Se los interpretan como los núcleos de los primeros cuerpos planetarios, en los cuales tuvo lugar el proceso de diferenciación. 2. Meteorito rocoso o meteorito pétreo (aerolito): de minerales silicatos principalmente de olivino y piroxeno con cantidades menores de Fe-Ni (un 20% o menos según STRAHLER, 1992). Los meteoritos rocosos se subdividen en: 2a) Condritos: con cristales de olivino o piroxeno en forma de bolitas (= cóndrulos) de un tamaño de 1mm de diámetro. Se los deriva de los primeros cuerpos planetarios del sistema solar. 2b) Acondritos: sin cóndrulos, de textura cristalina de grano grueso. Por su textura similar a la textura de rocas plutónicas terrestres se concluye que en los primeros cuerpos planetarios han ocurrido procesos de fusión y la recristalización. Los meteoritos rocosos son los más abundantes en la tierra, y de ellos los condritos. 3. Meteorito férico-rocoso (siderolito) constituido de una mezcla heterogénea de Ni-Fe y silicatos. Según la naturaleza de los silicatos se distingue 4 clases de meteoritos férico-rocosos.

La abundancia de los meteoritos en la tierra es aproximadamente la siguiente:

Tipo de meteorito Abundancia en % PropiedadesMeteorito rocoso 94 % Olivino PiroxenoMeteorito férrico 4,5 % Ni, FeMeteorito férrico-rocoso 1,5 % Si, Ni, Fe

Las determinaciones de edades absolutas en todos los tipos de meteoritos por los métodos U-Th-Pb, K-Ar y Rb-Sr apuntan a edades alrededor de 4,5Ga, lo que es 700 Millones de años mayor que la roca más antigua encontrada en la Tierra. Al inicio de la década 1970 científicos japoneses encontraron grandes cantidades de meteoritos en los campos de hielo azul en la Antártica. Al parecer los meteoritos aterrizaron en la alta región interior de acumulación de nieve, fueron transportados en el hielo hasta llegar a las zonas de ablación prolongada e intensa (ablación = disminución del hielo por evaporación y descongelamiento). El estudio del mecanismo de transporte de los meteoritos en el hielo resultó en el descubrimiento de más meteoritos en otras zonas de ablación de los campos de hielo de Antártica.

3.2 Impacto de un meteorito

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En el momento del impacto de un meteorito salen ondas de choque (aumento de la presión). Por las fuerzas del impacto la temperatura en las rocas de la tierra y en el meteorito se aumentan. Si el objeto es muy grande tal vez las rocas se evaporan por la alta temperatura. La onda de choque destruye la estructura interna de las rocas y con la temperatura se provocará un metamorfismo de choque con la formación de minerales de alta presión como Coesita (densidad: 2,93g/cm3, entre 20 y 80kbar) y Stishovita (densidad: 4,35g/cm3, a p >= 80kbar). Ambos son modificaciones de alta presión de SiO2, con la misma composición química como el cuarzo, pero de estructura atómica y molecular distinta, más compacta. Al final queda un cráter con algunos trozos de material espacial adentro. Si el clima esta húmedo, rápidamente esta estructura se rellenará con agua, para formar una laguna. Por la erosión y el transporte este laguna va a rellenarse con sedimentos jóvenes y la laguna desaparece. Al final aflora una estructura redonda con sedimentos jóvenes en el centro, más afuera se encuentran rocas metamórficas destruidas/fragmentadas y al margen de la estructura rocas solamente fragmentadas. Tal vez encerrada por una colina redonda.

3.3 Los impactos más grandes

El meteorito más grande fue encontrado en 1920 en la finca 'Hobafarm' en SW-Africa. Se trata de un meteorito de Fe de 60t de masa y con las dimensiones 2,95 x 2,84 x 1,25m3. Se hundió 1,5 m en el suelo. Hoy día es un santuario de la naturaleza. Los cráteres de impactos más grandes de la tierra son: Arizona (USA), Cañun Diabolo con un diámetro de 1295m, de 174m de profundidad. Se ha calculado un peso de 10.000.000 toneladas y un diámetro de 150m para el meteorito aterrizado en Arizona. De esta masa se ha encontrado sólo alrededor de 30t. El impacto pasó 1000 a 50.000a atrás. Alemania: Nördlinger Ries con un diámetro de 25 km y una edad de 15 millones de años. El meteorito no existe, se vaporizó completamente. Pero hasta la actualidad se mantiene una cierta característica morfológica del sector. Canadá, NW-Quebec, un cráter de 3600m de diámetro, de profundidad mayor a 180m. Hoy día el cráter alberga un lago en su interior.Vredefort impacto: Se ubica en Sudáfrica algunos 100 kilómetros suroeste de Johannesburgo. Actualmente figura como el impacto más grande terrestre. Impactó en la época precámbrica algunos 2020 millones años atrás. El meteorito tenía un diámetro alrededor de 10 kilómetros. El cráter algunos 250 kilómetros. Todavía se nota en imágenes satelitales la estructura redonda del impacto. El cráter original ya desapareció pero la erosión accionó en una forma diferenciada y modeló los contornos del impacto de acuerdo de la resistencia de las rocas. Sudbury - Impacto: Estructura en Canadá que actualmente se interpretan como segundo impacto más grande. El impacto data a la época precámbrica y el meteorito tenía un diámetro mínimo de 10 kilómetros. La estructura de Sudbury además es un importante depósito de níquel. Morfológicamente nada se quedó de este impacto. Su reconocimientos fue posible por estructuras geológicas en la profundidad. México -Chicxulub impacto (Yucatán): Probablemente el impacto más "llamativo" de la historia terrestre - el impacto que ocurrió en el limite entre cretácico y mesozoico - 65 millones años atrás. Obviamente afectó toda la superficie terrestre. El diámetro del meteorito era alrededor de 10 kilómetros. Este impacto afectó especialmente la vida terrestre. Pero no "mató" a los dinosaurios. Los dinosaurios como especies ya estaban en gran problemas. Puede ser, que el impacto era el ultimo paso en el camino hacia la extinción.También el Chicxulub impacto no es morfológicamente visible, solamente indicadores geológicos lo definen.

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La TierraContenido: Datos Generales de la Tierra ● Edad de la tierra ●

Corte a través de la tierra ● La corteza ● Métodos de investigación

1.Resumen: Datos generales de la tierra

● Radio ecuatorial : 6378 km ● Radio polo/polo: 6357 km La tierra no es un globo. A causa de la rotación de la tierra el radio ecuatorial es 21 km más largo como el radio polo N-polo S. La forma de la tierra entonces es un elipsoide de rotación. ● Volumen : 1,083 X 1012 km3 ● Masa : 6 X 1021 ton. ● Peso especifico promedio : 5,517 g/cm3 La tierra tiene una densidad (> véase) o peso especifico relativamente alta. (una roca común como cuarzo tiene solamente 2,65 g/cm3). La causa es la acumulación de minerales pesados en el núcleo y el manto a causa de la diferenciación. Es decir los minerales pesados durante y después de la formación de la tierra se movieron hacia abajo, los livianos se quedaron en la corteza. ● Edad : 4,65 mil millones de años ● Rocas mas antiguas : 3,75 mil millones de años La tierra se formó 4650 millones años atrás. Las rocas más antiguas de la tierra que se conoce marcan un edad de 3750 millones de años (>mayor información). ● Océanos/Continentes La tierra firme solo cubre 29% de la tierra, el resto son los océanos.

Superficie de los continentes

Superficie de los océanos (total)Mar baja profundidad Mar de alta profundidad

9 X 107 km2 27 X 107 km2

18 % 53 %29%

15 X 107 km2

71%

Tabla 1.3. -1: Distribución Mar - Tierra firme en la tierra ● Altura promedia de la tierra firme : 623 m ● Profundidad promedia de los océanos : 3800m La presencia de dos tipos de corteza (corteza oceánica y corteza continental) con diferentes propiedades físicas provocan una bimodalidad del histograma de las alturas. Es decir la tierra tiene dos alturas comunes (>véase diagrama) . Para los océanos el promedio es 3800 m de profundidad. El promedio para los continentes es 623m.

2. Edad de la tierra Historia: Los científicos de los últimos siglos no tenían métodos para medir las edades absolutas en las rocas. Solo edades relativas (cronología) se detectaron. Estimaciones de edades absolutas por el espesor de capas y velocidad de sedimentación no llegaron a resultados satisfactorios. 1654 USHER: La tierra se formó 4004 antes Cristo. 1715 HALEY: Estimación de la edad por las sales qué contiene la tierra y el mar. 1862, 1897: LORD CELVIN: 100 millones de años - por el supuesto enfriamiento de la tierra a partir de una temperatura de 3900ºC 1899 JOLY: 90 millones de años, también por el contenido de las sales en los océanos.1910 STRUTT: Oxido de uranio se descompone a helio (Rutherford): Rocas arcaicas: 200 - 600 millones de años, devónico 200 millones de años.1931 SCHUCHERT: 4.000 millones de años Solo el método por la medición de la descomposición radioactiva de algunos isótopos (U, Rb, C) llegó al fin a edades absolutas de la formación de rocas. Hoy sabemos qué la tierra tiene un edad de 4.750 millones de años. Se puede medir este edad por medio de isótopos radioactivos y su descomposición permanente. (Datación radiométrica)

3.Geología de la tierra (corte)

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La tierra joven probablemente era una mezcla homogénea sin continentes ni océanos. Mediante el proceso de diferenciación el hierro y el níquel bajaron hacia al centro de la Tierra y los elementos más livianos subieron hacia la superficie y formaron la corteza. Hoy día la Tierra está construida por zonas.

Estructura interna de la Tierra

0-40km: corteza continental en parte está dividida por la discontinuidad de Conrad, que no está continua, en una zona superior y una zona inferior. La discontinuidad de Conrad no está desarrollada en todas las partes de la corteza terrestre. Normalmente la discontinuidad de Conrad se ubica en una profundidad de 15 - 25km. En montañas altas la corteza continental es más ancha. En los Alpes la corteza continental llega hasta una profundidad de 55km. Generalmente la zona superior de la corteza se constituye de rocas metamórficas de grado medio y alto influidas por procesos anatécticos (=fundición) y magmáticos. Su composición media es probablemente granodiorítica. La zona inferior de la corteza continental tiene probablemente una composición similar a la de los gabros y basaltos, es decir los elementos Si, Al y Mg son los elementos principales. Discontinuidad de Moho es la división entre corteza y manto. hasta 700km: manto superior de una litosfera sólida y rígida y de una astenosfera parcialmente fundida subyacente, plástica. 700 - 2900km: manto inferior Discontinuidad de Gutenberg es la división entre manto y núcleo 2900 - 4980km: núcleo exterior líquido de hierro 4980 - 6370km: núcleo interior sólido y denso de hierro

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La imagen del corte de la tierra en escala no distorsionada muestra una cierta igualdad a una manzana. La cáscara tiene en escala casi el mismo espesor que la corteza.

Además la figura en escala muestra muy bien que el núcleo en conjunto con el manto inferior forman un gran parte de nuestro planeta

1 / 3bLa TierraLa corteza

ContenidoComposición de la corteza ● tipos de corteza ● la corteza oceánica ● métodos de investigación

4. La corteza de la tierra

Composición de la corteza terrestre:

Existen dos tipos de corteza: La corteza continental y la corteza oceánica. La corteza continental incluye los continentes y los sectores del mar de baja profundidad. La corteza oceánica se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad.La Tierra muestra una distribución de las alturas bimodal. Es decir hay dos cotas más frecuentes en la tierra: 4700 m abajo del nivel del mar y 100 m sobre el nivel del mar. Sí la tierra tenía solo un tipo de corteza, matemáticamente tenía solo una cota más frecuente con una distribución gaussiana. La bimodalidad de la distribución de cotas indica claramente que hay dos tipos de cortezas. Un tipo que se encuentra en la mayoría en 4700 m metros bajo del nivel del mar (corteza oceánica) y un otro tipo que en la mayoría se encuentra 100 m sobre el nivel del mar (corteza continental).

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La corteza continental tiene una composición química diferente como la corteza oceánica. La Corteza oceánica tiene una mayor cantidad en aluminio, hierro, magnesio, calcio y potasio.

Elemento químico Corteza continental (en %) Corteza oceánica (en %)SiO2 60,2 48,7Al2O3 15,2 16,5

Fe2O3 2,5 2,3

FeO 3,8 6,2

MgO 3,1 6,8

CaO 5,5 12,3

Na2O 3,0 2,6

K2O 2,9 0,4

Otras diferencias entre las diferentes cortezas:

Corteza continental Corteza oceánicaPeso especifico menor (más liviano) mayor (más pesado)

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Elemento químico

% de átomos % por peso

O 62,1 46,5

Si 22,0 28,9

Al 6,5 8,3

Fe 1,8 4,8

Ca 2,2 4,1

Na 2,1 2,3

K 1,3 2,4

Mg 1,6 1,9

Ti - 0,5

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Espesor grueso (30-70km) Delgado (6-8km)Altura entre -200 m hasta 8849 m Fondo del marEdad tal vez antigua más joven (jurasico)Rocas rico de Si pobre de Si

La corteza continental es más liviana como la corteza oceánica, por eso la corteza oceánica se encuentra principalmente en regiones más profundos.

Corte de la corteza oceánica

0

10 km

0

0,5 km

sedimentos del océano profundo (sedimentos pelágicos)

hasta 1,7 km lavas del tipo almohada (pillows)hasta 1,8 km diques (sheeted complex)hasta 3,0km: gabro: cámara de magmadebajo peridotita (de olivino y piroxeno) en forma de capasdebajo peridotita sin estructura de capas

Resumen en escala (sin distorsión vertical) de los primeros cien kilómetros de la litosfera terrestre. La morfología (máximo, mínimo) y el promedio de la corteza continental (100m), promedio de la corteza oceánica (-4700m). La mina más profunda (alrededor de 3200 m de profundidad) y la perforación más profunda (alrededor de 12.000 metros).

La formación de magma en algunos 100 kilómetros y su migración hacía la formación de cámaras magmáticas en 30 hasta 10 kilómetros de profundidad.

5. Métodos de investigación

¿Cómo se puede encontrar informaciones del interior de la tierra?

1. Perforaciones: Por medio de sondajes se puede investigar solamente los primeros 12 kms. La perforación más profundo del mundo se realizaron en la ex-Unión Soviética con una profundidad de 12km. Significa de 6370 km del radio del globo terrestre se perforaron solamente 12 km. La ventaja de sondajes es la posibilidad de tomar muestras de distintas profundidades.

2. Métodos geofísicos:

a) Sismología : Por medio de ondas sísmicas se puede detectar discontinuidades, cambios petrográficos, diferenciar entre rocas sólidas y rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación de la geología del interior de la tierra. b) Gravimetría : La Gravimetría detecta anomalías de la gravedad, cuales permiten una calculación de la densidad y/o del espesor de la corteza terrestre.

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3. Volcanología : Algunos (pocos) volcanes tienen su camera de magma en altas profundidades (manto superior). La análisis de estas rocas volcánicas dan informaciones de estas profundidades. Especialmente los xenolitos (trozos de la roca de caja que se cayeron a la cámara magmática sin fundirse completamente).

4. Petrografía y geoquímica : Investigaciones detalladas en rocas que se formaban en altas profundidades y actualmente se encuentran en la superficie. Las fuerzas tectónicas y la erosión lo levantaron hacia la superficie terrestre. El problema de este rocas es que sufrieron probablemente cambios durante los últimos procesos y no siempre es fácil diferenciar entre propiedades originales y "contaminaciones" o "alteraciones" secundarios.

1 / 4Métodos geofísicos

Contenido de la páginaIntroducción ● Sismología ● Tipos de ondas ● velocidades ●

reflexión y refracción

1. Introducción

Objetivo: Con los métodos geofísicos se puede investigar zonas sin acceso para el ser humano, como el interior de la tierra. En la búsqueda de yacimientos metalíferos (prospección, exploración) este métodos geofísicos pueden dar informaciones sin hacer una perforación de altos costos. Existen varios métodos geofísicos los cuales aprovechan propiedades físicas de las rocas. Pero todos los métodos geofísicos dan solamente informaciones indirectas, es decir nunca sale una muestra de una roca. Los resultados de investigaciones geofísicas son hojas de datos (números) que esperan a una interpretación. Los métodos más usados:

a)Sismología b) Gravimetría c) Magnetometría d) Geoelectricidad

2. La sismología 2.1 Métodos sísmicos de exploración Los métodos de exploración sísmicos se basan en la generación de ondas sísmicas por ejemplo por medio de una explosión o por medio de un rompedor de caída. Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, pues que las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas, como por ejemplo en un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas.

2.2 Tipos de ondas sísmicas:

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Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o Rayleigh. Las Ondas de compresión son las más rápidas por eso se llaman ondas primarias (ondas P). Las ondas transversales son un poco más lentas, llegan un poco más tarde a la estación (Ondas secundarias u ondas P). Las diferencias en las velocidades se usa en la medición de temblores y terremotos. La diferencia entre la llegada de la onda "p" y de la onda "s" (delta t) corresponde a la distancia del foco. (delta t es grande, sí el foco es muy lejano, porque la onda p se propaga más rápido).

2.2.1 Ondas "p" u ondas longitudinales u ondas de compresión

Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s.

2.2.2 Ondas "s" u ondas transversales u ondas de cizalla

Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación.

2.2.3 Ondas de Rayleigh

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico. Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección de propagación. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh (vRayleigh) es menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente vRayleigh = 0,9 x Vs, según DOBRIN (1988).

2.2.4 Ondas de Love

Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto de vibraciones elásticas a una capa superficial. Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.

2.3 Comportamiento de las ondas sísmicas en las rocas

Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión, la densidad. Propiedades de las rocas, que influyen estos parámetros son: a) Petrografía, contenido en minerales. b) Estado de compacidad. c) Porosidad = porcentaje o proporción de espacio vacío (poros) en una roca. d) Relleno del espació vacío o es decir de los poros. e) Textura y estructura de la roca. f) Temperatura. g) Presión. Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca.

Tabla: Las velocidades de las ondas en diferentes medios:

Medio Velocidad de la onda primaria (vp) en m/ seg.

Velocidad de la onda secundaria (vs) en m/seg.

Granito 5200 3000Basalto 6400 3200Calizas 2400 1350Areniscas 3500 2150

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Durante del cambio de un medio al otro las ondas sísmicas tienen que cambiar su velocidad, significa también que van a separarse en una parte reflejada y en una otra parte refractada.

Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos distintos medios litológicos A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características: La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1. La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1. Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2. A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo diferentes estratos o fallas tectónicas.

Principalmente se puede detectar con la sismología: a) Límites de capas b) Fallas c) Rellenos de poros (como petróleo)

1 / 5Métodos geofísicos II

Contenido de la página: Gravimetría / Magnetometría / Geoelectricidad

3.1 Introducción

La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. Este método aproveche las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la aceleración (m/s2)de un objeto qué esta cayendo a la superficie. La gravitación normal (promedia) en la tierra es 9,80665 m/s2 . Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada porque rocas de mayor densidad aumentan la aceleración. El gravímetro es un equipo que puede medir diferencias muy finas en la gravedad. Principalmente cada balanza es un "gravímetro" porque una balanza mide el peso de un objeto. Peso significa la potencia que aplica la aceleración a un objeto: El objeto quiere bajar. La manzana en la mano tiene un peso porque quiere caer hacia al piso, solo la fuerza del brazo y de la mano no lo permite. El peso de la manzana que siente la persona realmente es la atracción de la manzana hacía la tierra.Arriba de un sector con mayor gravedad la balanza marca a un valor elevado, porque el objeto sufre una mayor fuerza para caerse al suelo. El equipo de un gravímetro es entonces una balanza muy sensible con un peso definido (m= masa) que sufre las diferencias de la gravedad.

mayor información: Apuntes Exploraciones Mineras

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3. Gravimetría El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al método magnético y a algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico (o magnético respectivamente). Generalmente no se puede distinguir las contribuciones a este campo proveniente de una formación o una estructura geológica de aquellas de las otras formaciones o estructuras geológicas por el método gravimétrico, solo en casos especiales se puede lograr una separación de los efectos causados por una formación o estructura geológica individual. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. Los datos reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la vecindad de la estación de observación.3. 2. Historia El método gravimétrico fue aplicado inicialmente en la prospección petrolífera en los Estados Unidos y en el golfo de México con el objetivo de localizar domos de sales, que potencialmente albergan petróleo. Luego se buscaron estructuras anticlinales con este método. El fin del siglo 19 el húngaro Roland von EÖTVÖS desarrolló la balanza de torsión llamada según él, que mide las distorsiones del campo gravitatorio causadas de cuerpos de densidades anómalas enterrados en el subsuelo como de domos de sal o cuerpos de cromita por ejemplo. En 1915 y 1916 se emplearon la balanza de torsión de EÖTVÖS en el levantamiento de la estructura de un campo petrolífero ubicado en Egbell en la Checoslovaquia antigua. En 1917 SCHWEIDARlevantó un domo de sal ya conocido ubicado cerca de Hanigsen en Alemania por medio de una balanza de torsión y la estructura deducida y predicha a partir de esos estudios fue confirmada luego por sondeos.

3. 3. Principio Si cualquier cuerpo inicialmente estando en reposo cae sin ser estorbado después un segundo tendrá una velocidad de 9,80m/s en la dirección vertical. Después de un segundo más su velocidad será: 9,80m/s + 9,80m/s = 19,60m/s. El aumento de la velocidad vertical de 9,80m/s de un cuerpo cayendo sin ser estorbado durante cada segundo se denomina aceleración de gravedad o sólo gravedad y se la expresa como 9,80m/s2. El primero término por segundo indica la velocidad medida como distancia pasada durante un segundo, el otro por segundo indica la variación de la velocidad de 9,80m/s, que corresponde a un intervalo de 1s. La aceleración de la gravedad g se debe a la aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza centrífuga causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al eje de rotación de la tierra y hacia afuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es igual al producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g. Por consiguiente la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre tiene numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa unitaria en el mismo lugar. La unidad de la aceleración a es 1cm/s2 = 1 Gal (nombrado según Galileo) y 0,001cm/s2 = 1mgal = 10gu (unidades de gravedad). 3.4 Anomalías de gravedad Una anomalía de gravedad se define como la variación de los valores medidos de la gravedad con respecto a la gravedad normal después de haber aplicado las correcciones necesarias. La anomalía de aire libre resulta de las correcciones de la influencia de las mareas, de la derive del instrumento de medición, de la latitud y de la altura. La anomalía de Bouguer se obtiene aplicando todas las correcciones mencionadas. 3.5 Correcciones de los datos (reducciones) En lo siguiente se introduce las reducciones comúnmente aplicadas a los datos gravimétricos tomados en terreno. Un valor reducido es igual al valor observado de la gravedad menos el valor previsto de la gravedad basándose en el modelo terrestre elegido. En consecuencia una anomalía es la diferencia entre lo observado y lo previsto de acuerdo con el modelo terrestre aplicado. a) Calibración b) Reducción para la deriva del gravímetro c) Reducción de la influencia de las mareas d) Corrección para la latitud e) Corrección para la altura f) Corrección topográfica g) Corrección por la losa de Bouguer ( más informaciones: Apuntes Exploraciones Mineras )

3.6 El Gravímetro (de HARTLEY) El gravímetro de HARTLEY se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento

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compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo micrométrico. El giro del tornillo micrométrico se lee en un dial, que da una medida de la desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia. Por la posición del espejo en el extremo de la barra, su desplazamiento es mayor que el desplazamiento del resorte principal y como el recorrido del haz luminoso es grande, se puede realizar medidas de precisión cercanas al miligal.

4. Magnetometría

La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en su aplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienen magnetita (Fe). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente los anomalías magnéticas en la superficie terrestre, cuales podrían ser producto de un yacimiento.

4.1 Principio La tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000G (= Gauss, o Oersted). Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (como un imán de barra) situado en el centro de la Tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la Tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético. El campo geomagnético no es constante sino sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma. La imantación inducida depende de la susceptibilidad magnética k de una roca o de un mineral y del campo externo existente. La imantación remanente de una roca se refiere al magnetismo residual de la roca en ausencia de un campo magnético externo, la imantación remanente depende de la historia geológica de la roca.

4.2 Aplicación El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos. En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre. Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea.

4.3 Magnetómetros Existen varios métodos de medición y varios tipos de magnetómetros, conque se puede medir una componente del campo magnético. El primero método para determinar la intensidad horizontal absoluta del campo geomagnético desarrolló el matemático alemán Carl Friedrich Gauss (desde 1831). Los magnetómetros, que se basan en principios mecánicos, son entre otros la brújula de inclinación, la superbrújula de Hotchkiss, el variómetro del tipo Schmidt, el variómetro de compensación. El primero magnetómetro útil para la prospección minera fue desarrollado en los años 1914 y 1915 .El llamativo variómetro del tipo Schmidt mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético con una exactitud de 1g, que es la dimensión de las variaciones locales de la intensidad magnética. El 'flux-gate-magnetometer' se basa en el principio de la inducción electromagnética y en la saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético. El magnetómetro nuclear se basa en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear y mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos.

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El magnetómetro con célula de absorción se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este instrumento mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma.

4.4 Realización de mediciones magnéticas en el campo y correcciones necesarias para las mediciones magnéticas Aplicando el método magnético en la prospección minera se quiere delinear variaciones del campo geomagnético o es decir anomalías magnéticas relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita o pirotina por ejemplo. Generalmente las mediciones magnéticas se realizan a lo largo de perfiles en estaciones de observación en distancias regulares. Combinando perfiles paralelos se obtiene un mapa de observaciones magnéticas. La mayoría de los magnetómetros disponibles para la prospección minera mide variaciones de la intensidad vertical (interpretación más clara en comparación a la medición de variaciones en las intensidades total y horizontal). Por lo tanto se trata de mediciones relativas, cuya precisión es más alta en comparación a las mediciones absolutas. El campo geomagnético sufre variaciones con respecto al tiempo y a su forma como la variación diurna por ejemplo. Estas variaciones, que no están relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita por ejemplo superponen los valores medidos. Por esto se debe corregir los valores medidos. La variación diurna se corrige repitiendo la medición de la variación de la intensidad vertical en una estación de base en intervalos de tiempo regulares desde el principio hasta el fin de la campaña de medición. Los valores medidos en la estación de base se presentan en función del tiempo, que permite calcular el valor de corrección correspondiente a cada medición en una estación de observación. Los valores reducidos se presentan en perfiles y/o mapas.

5. Geoelectricidad

5.1 Geoeléctrica Los métodos geoeléctricos se basan en la conductividad o la resistividad eléctrica de las rocas, las cuales son propiedades materiales. Por ejemplo los sulfuros son de alta conductividad/baja resistividad eléctrica, las micas son de conductividad muy baja y las rocas porosas saturadas con agua son de alta conductividad. Las mediciones se realizan con configuraciones de electrodos. En los métodos activos como en la polarización inducida se generan una corriente eléctrica y se detecta la repuesta de las rocas a esta corriente penetrante por medio de otros electrodos. Su alcance con respecto a la profundidad depende de la longitud de la configuración. Los métodos eléctricos son útiles para determinar la potencia de estratos de una secuencia de rocas sedimentarias +/- horizontales. Se los aplican en la búsqueda de acuíferos o es decir de estratos, que llevan agua subterránea, en la búsqueda de depósitos de sulfuros. En las empresas eléctricas por ejemplo por el método eléctrico se localizan los lugares de baja y de alta conductividad eléctrica para evitar pérdidas de electricidad durante la transferencia de energía.

5. 2. Diagrafía geofísica (Geophysical logging o diagrafía geofísica) En una diagrafía se compila todos los datos levantados en un pozo, es decir a lo largo de un corte vertical por el subsuelo. En una diagrafía geológica se compila las propiedades geológicas, mineralógicas y estructurales de los distintos estratos como el tamaño de grano, la distribución del tamaño de grano, la textura y la fábrica de las rocas, su contenido en minerales, su contenido en fósiles, su estilo de deformación. En una diagrafía geotécnica se compila las propiedades mecánicas de las rocas de un pozo como por ejemplo su grado de resistencia, la tensión de cizallamiento y la cantidad de fracturas por unidad de volumen. En general una diagrafía geofísica incluye mediciones nucleares, de potencial propio y sísmicas. Las técnicas aplicadas en sondeos se desarrollaron independientemente de los métodos geofísicos empleados en la superficie, pero a partir de los sondeos realizados en la exploración petrolífera, donde los métodos geofísicos contribuyen a la correlación estratigráfica y al levantamiento geológico. La diagrafía geofísica comúnmente entrega datos múltiples sacados mediante un único proceso de medición. Estos datos incluyen informaciones litológicas, estratigráficas y estructurales, indicadores de la mineralogía y de la concentración de las menas y indicadores para la exploración geofísica a partir de la superficie. Los métodos geofísicos aplicados en el ejemplo son los siguientes: 'Natural gamma ray log' o diagrafía de rayos naturales de gamma: La zona de pelita oscura da una repuesta alta, las zonas de caliza y de carbón dan repuestas débiles. 'Gamma gamma log' o diagrafía de densidad detecta la retrodispersión o retrodifusión (backscattered rays) de rayos gamma emitidos por una sonda en el pozo: La caliza y la pelita son rocas relativamente densas, el carbón es de densidad relativamente pequeña. 'Sonic log' o diagrafía sonora (de velocidad acústica) demuestra el contraste entre los estratos más elásticos como la caliza y los estratos menos elásticos como la pelita y el carbón en el ejemplo. 'Neutron log' o diagrafía de neutrones emplea una fuente, que emite neutrones y un detector correspondiente: Se presenta las diferencias en el contenido en agua, en este caso carbón tiene un índice hidrógeno alto, caliza un índice de hidrógeno bajo. 'Laterolog' es una técnica registrada, introducida por el servicio de SCHLUMBERGER. Se detecta las diferencias en la resistividad (o la conductividad) de los estratos: En el ejemplo la caliza y el carbón tienen una conductividad baja, la pelita es de conductividad alta.

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1 / 6TerremotosContenido

Introducción / El epicentro / Intensidades / Richter / El sismógrafo / Terremotos en el mundo

1. Introducción:

Las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre producen algunas veces una ruptura repentina de las rocas. Durante este fenómeno salen diferentes ondas sísmicas que pueden dañar edificios y otras construcciones.

Se distinguen tres tipos de terremotos:

1. A causa de fuerzas tectónicas En algunos sectores del mundo la corteza terrestre sufre fuerzas tectónicas que deforman las rocas. Algunas veces las fuerzas se liberan en una rotura. Estos movimientos tectónicos provocan ondas sísmicas que a la superficie terrestre se siente como temblor.

2. Por explosión de un volcán La explosión de un volcán puede generar ondas sísmicas.3. Terremotos por hundimiento Derrumbes subterráneos generan temblores que se siente

fuertemente en los sectores cercanos. Eso ocurre muchas veces donde hay karst o depósitos de sal en la profundidad.

No todas las regiones del mundo están afectadas por la misma cantidad de terremotos. En general las regiones cerca de un margen continental activo sufren grandes cantidades y intensidades de temblores o terremotos (como Chile, Perú, Japón, Italia, Serbia, Croacia, El oeste de los Estados Unidos y China)

2. El foco y el epicentro El foco o hipocentro del terremoto es el lugar de liberación de la energía. El epicentro la proyección a la superficie. La distancia del foco de un sismo se refleja en la llegada de las rápidas ondas primarias (ondas p) y de las más lentas ondas secundarias (ondas s). La diferencia del tiempo entre ambos (delta t) es grande sí el foco esta lejos. Sí el foco es muy cerca la diferencia temporal entre la llegada de ondas s y p es muy corta.

El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente. En los observatorios se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor. De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más cercanos al epicentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (o s) ´ tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto, que es el epicentro del terremoto.

La mayoría de la energía sísmica se libera en profundidades entre 0 y 70 km (85%), en una profundidad moderada de 70 a 300km se delibera 12% de la energía sísmica, en una profundidad alta entre 300km y 700km se genera solo 3% de la energía sísmica. Terremotos debajo de 720km jamás fueron detectados.

3. Intensidad de un terremoto:

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3.1 Escalas relativos (Intensidades): La intensidad de un terremoto se puede expresar en escalas relativas de intensidad, como la escala de MERCALLI o la escala de ROSSI-FOREL, que se basan en las destrucciones causadas. La escala de MERCALLI fue diseñada en 1902 y modificada en 1956 por Charles RICHTER. Se constituye de los niveles I a XII.

Escala de Rossi-Forel:

Intensidad Descripción

I Registrable solamente por instrumentos

II Sentido por poco personas en reposo

III Sentido por varias personas en reposo

IV Sentido por varias personas en movimiento, desplazamiento de objetos

V Sentido generalmente por todos, movimiento de muebles

VI Despertar general de aquellos que duermen

VII Vuelcos de objetos móviles, caída de partes de muros

VIII Caída de chimeneas, grietas en las paredes de los edificios

IX Destrucción total o parcial de algunos edificios

X Gran desastre, fisuras en la corteza terrestre

La escala de Mercalli tiene 12 intensidades, pero es muy parecida

3.2 Escalas absolutas miden la magnitud

Escala de RICHTER: La escala de Richter mide la energía durante un terremoto en una forma logarítmica. Este escala no tiene un límite hacia arriba.

La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida por RICHTER (1935) originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el llamativo sismógrafo de WOOD-ANDERSON. La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es:

M = log10A/T + F(D,P) + constante, donde A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los registros del sismógrafo.

T = periodo de la onda en segundos. F = función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del foco expresada en kilómetros.Por medio de la escala de RICHTER se cuantifica la energía sísmica liberada por el terremoto. La escala de RICHTER es absoluta y logarítmica basándose en las amplitudes de ondas registradas en la superficie. La escala de RICHTER parte de menos de 0 y siendo abierta hacia arriba.

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-3 10-3 Los sismógrafos modernos son sensibles para niveles de -3,0.-2 10-2

-1 10-1

- 0,5 10-0,5 M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura de 10m sobre la superficie terrestre.

0 100

1 101

2 102 Los menores sentados temblores por los seres humanos son del nivel 2 de la escala de RICHTER

3 103 muy frecuente en zonas sísmicas alrededor de un evento en un lugar determinado cada dos meses

4 104 en zonas sísmicas relativamente común5 105 Movimientos relativamente fuertes - dan susto.6 106 La gente generalmente corren hacía afuera. No tan frecuente - daños7 107

8 108

8,5 108,5 En 1960 en Chile (calculo original)9,5 109,5 En 1960 en Chile - Valdivia (recalculado)

3.3 El Sismógrafo Un sismógrafo registra los movimientos del suelo en las dos direcciones horizontales y en la vertical. Un sismógrafo ideal sería un instrumento sujetado en una base fija, la cual se ubica afuera de la Tierra. De tal modo las vibraciones generadas por un movimiento del suelo se podrían medir a través de la variación de la distancia entre el instrumento sujetado en la base fija y el suelo. En un sismógrafo se une una masa (elemento inerte) ligeramente con el suelo, de tal manera que el suelo puede vibrar sin causar grandes movimientos de la masa. La masa puede ser acoplada con el suelo por medio de un péndulo o por medio de un resorte por ejemplo. Durante el movimiento del suelo la masa tiende a mantener su posición debido a su inercia. El desplazamiento relativo del suelo con respecto a la masa inerte se utiliza para determinar el movimiento del suelo (tiempo de inicio del movimiento, amplitud, ubicación del epicentro). Los sismógrafos modernos pueden detectar desplazamientos del suelo de 10-10 m , lo que son desplazamientos en dimensiones atómicas.

4. Terremotos del mundo

Cantidad de terremotos durante un año en el mundo:

Característicos Magnitud (RICHTER) Cantidad por año

Destrucción casi total > 8,0 0,1-0,2

Grandes destrucciones > 7,4 4

Destrucciones serias 7,0-7,3 15

Destrucciones de algunos edificios 6,2-6,9 100

Destrucciones leves en los edificios 5,5-6,1 500

Sentido generalmente por todos 4,9-5,4 1400

Sentido por varias personas 4,3-4,8 4800

Sentido por algunas personas 3,5-4,2 30.000

Registrable solamente por instrumentos 2,0-3,4 800.000

Los terremotos más grandes del mundo:

año Lugar Descripción Muertos

Magnitud

1348 Austria, Villach Aluvión 5000 -1556 Shensi, China ? 830.00

09 ?

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1730 Hokkaido, Japón

? 137.000

?

1899 Alaska levantamiento de la costa de 15m vertical - -1906 San Francisco Desplazamiento de 5m horizontal, fisuras abiertas 1000 8,21908 Messenia, Italia Tsunami, fisuras abiertas 110.00

07,5

1920 Kansu, China Fisuras abiertas, aluviones 200.000

8,6

1923 Japón Desplazamientos, Tsunami, destrucción de 650.000 edificios 145.000

8,3

1939 Chile Cambio de la morfología 28.000 8.31960 Chile, Valdivia activó volcanes, formación de nuevos volcanes 4.000 9,5/8,5*1962 Irán grandes destrucciones 20.000 7,01976 Guatemala hasta 2 m de desplazamiento 22.545 7,31976 China 80 % de las casas destruidas 650.00

07,2

2 / 1Mineralogía

Contenido de la página: Introducción / Mineral / Cristal / Roca / Definiciones

1. Introducción 1.1 ¿Qué información nos dan las rocas? Se quieren reconocer los minerales de los cuales las rocas están compuestas y el modo de construcción de las rocas por sus componentes principales. Se quieren reconocer el origen de las rocas: En el caso de las magmatitas: ¿Qué tipo de magma corresponde a la roca ígnea, por ejemplo qué composición tiene un magma, que forma las andesitas y dónde se produce este tipo de magma? En zonas de subducción en los cinturones orogénicos y arcos insulares por la fusión parcial de la placa de corteza oceánica descendente. En el caso de las rocas sedimentarias: ¿Cuál es la roca madre? De donde provienen los componentes, que constituyen la roca sedimentaria, por ejemplo de los clastos de un conglomerado? En el caso de las metamorfítas: ¿Cuál es la roca de partida? Por ejemplo la roca de partida de una eclogita es una plutonita básica o volcánica sobre todo gabro o basalto. La composición y textura de la roca puede indicar la temperatura y la presión, que dominaron durante su formación, comparando estas propiedades con rocas y minerales hechos artificialmente en el laboratorio.

Un mineral es un conjunto (natural formado) de elementos químicos. Generalmente los elementos Si, Al, K, Na, Fe, Ca, Mg, Cl, O, (entre otros) forman el mineral. Los nombres de los minerales dependen de su formula y de su estructura atómica. Un conjunto de minerales se llama roca. El nombre de la roca depende de su génesis y del contenido en minerales. Algunas rocas son monominerálicos, es decir principalmente contienen un mineral (como la caliza la calcita.)

1.2 ¿Cuáles son las características del mineral y del cristal, cuáles son las diferencias entre ellos?

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1.2.1 Mineral (por ejemplo: granate, cuarzo, calcita) Colección virtual de minerales>>

Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza rígida. Definición de un mineral:

Son naturalmente formados.

Inorgánicos.

En general sólidos.

Poseen una composición química definida.Materialmente homogéneos.

Cristalinos (con estructura atómica ordenada) oamorfos (sin estructura cristalina, por ejemplo los vidrios naturales).

La mayoría de los minerales son cristales.

Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la colaboración de organismos por ejemplo azufre elementar, pirita y otros sulfuros pueden ser formado por reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales forman parte de organismos como por ejemplo calcita, aragonita y ópalo, se pueden formarse esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados y apatita, que es un componente esencial de huesos y dientes de los vertebrados.

Una excepción es el Mercurio: Generalmente en condiciones atmosféricas es un liquido - pero igualmente se cuenta como mineralEl otro problema es el hielo (H2O): Muchos no lo cuentan como mineral a causa de su comportamiento diferente a otras sustancias (anomalías), pero aplicando las definiciones arriba (naturalmente formado, inorgánico, generalmente solido, homogéneo, cristalino) hielo cumple.En muchos listados oficiales actualmente hielo es incorporado como mineral (International Mineralogical Association: The official IMA-CNMNC List of Mineral Names o "mindat org" etc.)

1.2.2 Cristal Los cristales muchas veces se reconoce por su belleza y simetría. Cristales cumplen algunos propiedades:

Los cristales son formado naturalmente o son cultivado artificialmente. Inorgánicos u orgánicos, por ejemplo Vitamina B12 En general sólidos. Materialmente homogéneos. Cristalinos, nunca amorfos. Los cristales tienen una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Los cristales naturales poseen grados de simetría característicos los que son consecuencia del arreglo interno de los átomos que los forman. Los cristales son isotrópicos o anisotrópicos.

Los cristales isotrópicos tienen las mismas propiedades físicas en todas las direcciones -los cristales los cuales pertenecen al sistema cúbico son los isotrópicos, por ejemplo halita, pirita. Los cristales anisotrópicos tienen propiedades físicas que son diferentes en distintas direcciones, por ejemplo cordierita, biotita, cuarzo. Cianita o distena respectivamente tiene en su extensión longitudinal una dureza de 4,5 a 5 según la escala de Mohs y una dureza más alta de 6,5 a 7 en su extensión lateral.

1.2.3 Relación entre la forma externa de los minerales/cristales y su red cristalina

En algunas rocas, especialmente en las rocas cristalinas - como las plutonitas y las metamorfitas - los minerales presentan caras de cristales las cuales son superficies lisas limitadas por ángulos determinados. Estos planos lisos a menudo corresponden con planos de su red cristalina y por lo tanto reflejan la estructura cristalina del cristal. En una micacita de mica y granate por ejemplo los granates a menudo cristalizan en su forma propia, dice que todos los planos externos de los granates corresponden con planos de su red cristalina: los granates son idiomorfos. En un granito o una granodiorita por ejemplo se observan plagioclasas y feldespatos alcalinos limitados por algunos planos del cristal y por algunos planos de forma irregular: las plagioclasas y los feldespatos alcalinos de los granitos son 'hipidiomorfos'.

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En otras rocas por ejemplo en las areniscas los minerales no presentan caras de cristales pero sí formas de fragmentos o clastos. 1.2.4 Estructura atómica de los minerales/cristales Cada mineral y cada cristal tiene una composición constante de elementos en proporciones definidas. Por ejemplo el diamante se constituye solo de un único elemento: el carbono C La sal de mesa común, el mineral halita se compone de dos elementos: sodio y cloro, en cantidades iguales: NaCl. El símbolo de la halita 'NaCl' indica que cada ión de sodio está acompañado por un ión de cloro. El mineral pirita, también llamado oro de los tontos se compone de dos elementos: hierro y azufre, pero este mineral contiene dos iones de S por cada ión de Fe. Esta relación se expresa por el símbolo FeS2. El cristal tiene una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Cada cristal tiene una forma cristalina y característica producida por su estructura cristalina. 1.3 Definiciones Homogéneo Los minerales/cristales tienen las mismas propiedades físicas en paralelas direcciones y tienen una composición química definida y uniforme. Cristalino Los diferentes componentes químicos se encuentran en lugares definidos y se ordenan regularmente, formando un cristal con estructura atómica regular o con arreglo atómico ordenado. Amorfo Sin estructura cristalina; los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de gel (ópalo) son cuerpos amorfos. Isotrópico Tienen las mismas propiedades en todas sus direcciones; los cristales cúbicos y los vidrios volcánicos son isotrópicos, por ejemplo granate. Anisotrópico Los cristales tienen distintas propiedades físicas en diferentes direcciones; todos los cristales excepto los cristales cúbicos son anisotrópicos, por ejemplo cuarzo, calcita. por ejemplo la dureza de la distena es una característica física que difiere en distintas direcciones. Se puede rayarla en dirección longitudinal (dureza = 4,5 - 5) más fácilmente que en su dirección transversal (dureza = 6,5 - 7). Mineral Un elemento químico, sólido, un compuesto sólido o una solución sólida, naturalmente formado, materialmente homogéneo, por ejemplo calcita. véase : mineral Cristal Un cuerpo cristalino con un arreglo ordenado de sus átomos, por ejemplo cuarzo. Véase cristal

Roca Roca es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural (obsidiana). Es formado por minerales o menos corrientemente de un solo mineral. Sea o no sólido. El agregado de los minerales de las rocas depende de su composición química y las condiciones distintas que dominaron durante su génesis. La roca es heterogénea. 1. Compuesta de un solo tipo de mineral: monominerálica, por ejemplo: la piedra caliza compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo. 2. Compuesta de varios tipos de minerales: Poliminerálica, por ejemplo el granito compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad como anfíbol, apatito y circón. Suelo Material producido por la meteorización y la acción de plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra.Mena Mineral del cual se puede obtener un metal que es valioso por un costo por el cual hace que el trabajo sea rentable. Una especie homogénea de un mineral lo cual sirve para extraer uno o varios metales; con valor económico, lo cual depende del tiempo y del lugar de su formación. Véase "Apuntes Depósitos Minerales

2 / 2Petrografía

Propiedades de los mineralesContenido de la página

Propiedades físicas de los minerales / Habito / Dureza / Escala de Mohs / Exfoliación / Brillo / Color / Maclas / Solubilidad / Peso especifico

2. Propiedades físicas de los minerales 2.1 Morfología Se distingue la combinación de las caras del mineral/cristal y el hábito del mineral/cristal.

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2.1.1 Combinación de las caras

La combinación de las caras del cristal significa el conjunto de todas las caras del cristal o bien la forma cristalina, la cual depende de la simetría del cristal. Por ejemplo la galenita (PbS) y la halita (NaCl), que pertenecen al sistema cúbico pueden cristalizar como cubos, además la galenita puede cristalizar en una combinación de cubo y octaedro, granate cristaliza en la forma romboédrica, en la forma isotetraédrica o en una combinación de dichas dos formas. 2.1.2 Las caras de un cristal (habito) Cuando los cristales crecen sin interferencias, adoptan formas relacionadas con su estructura interna. El hábito se refiere a las proporciones de las caras de un cristal. Existen varias formas del hábito: Columnar: alargado en una dirección y semejante a las columnas. Ejemplo: cristales de corindón. Prismático: alargado en una dirección. Ejemplo: cristales de andalucita. Tabular: alargado en dos direcciones. Ejemplo: cristales de baritina. Laminar: alargado en una dirección y con bordes finos. Ejemplo: cristales de hornblenda. Hojoso: similar a las hojas, que fácilmente se separa en hojas. Ejemplo: moscovita. Botroidal: grupo de masas globulares, por ejemplo grupo de masas esferoidales de malaquita. Reniforme: fibras radiadas, que terminan en superficies redondeadas. Ejemplo: hematita. Granular: formado por un agregado de granos. Masivo: compacta, irregular, sin ningún hábito sobresaliente. 2.2 Dureza Se llama dureza al grado de resistencia que opone un mineral a la deformación mecánica. Un método útil y semicuantitativo para la determinación de la dureza de un mineral fue introducido por el químico alemán Mohs. El creyó una escala de dureza de 10 niveles. Para cada nivel existe un mineral representativo y muy común. El mineral del nivel superior perteneciendo a esta escala puede rayar todos los minerales de los niveles inferiores de esta escala. La dureza de un mineral desconocido puede averiguarse rascando entre sí una cara fresca del mineral desconocido con los minerales de la escala de MOHS. El mineral más duro es capaz de rayar el mineral más blando. Los minerales de la escala de MOHS que rayan el mineral desconocido son más duros como esto, los minerales que son rayados por el mineral desconocido son menos duros. Por tanto la dureza del mineral desconocido se estrecha entre el nivel superior del mineral que puede rayarlo y el nivel inferior del mineral que es rayado por este mineral. Con cierta experiencia y algunos medios auxiliares simples se puede conocer rápidamente la dureza de forma aproximada. Los minerales que pertenecen a la escala de MOHS son los siguientes: Dureza Nombre del mineral Tratamientos auxiliares

Escala de MOHS:

Dureza Mineral Comparación

1 Talco La uña lo raya con facilidad

2 Yeso La uña lo raya

3 Calcita La punta de un cuchillo lo raya con facilidad

4 Fluorita La punta de un cuchillo lo raya

5 Apatito La punta de un cuchillo lo raya con dificultad

6 Feldespato Potásico Un trozo de vidrio lo raya con dificultad

7 Cuarzo Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

8 Topacio Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

9 Corindón Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

10 Diamante Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la disposición de sus átomos. Cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será la dureza del mineral. Grafito y diamante por ejemplo son de la misma composición química, solamente se constituyen de átomos de carbono C. Grafito tiene una dureza según MOHS de 1, mientras que diamante tiene una dureza según MOHS de 10. En la estructura del diamante cada átomo de carbono - que tiene 4 electrones en su capa más exterior - puede alcanzar la

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configuración de ocho electrones compartiendo un par de los mismos con 4 átomos de carbono adyacentes, los cuales ocupan las esquinas de una unidad estructural de forma tetraédrica. El enlace covalente entre los átomos de carbono se repite formando una estructura continua, dentro de lo cual la energía de los enlaces covalentes se concentra en la proximidad de los electrones compartidos, lo que determina la dureza excepcional del diamante. En la estructura del grafito, los átomos de carbono se presentan en capas compuestas por anillos hexagonales de átomos, de modo que cada átomo tiene 3 que lo rodean. Las capas de átomos del grafito están separadas una distancia relativamente grande, 3.41Å, y quedan átomos dispuestos en forma alternada, exactamente por encima de los átomos de la capa adyacente. La causa de la poca dureza del grafito es que los enlaces entre las capas de átomos son muy débiles, mientras que los átomos en el interior de las capas están dispuestos mucho más próximos que en la estructura del diamante. 2.3 Exfoliación (crucero) Los cuerpos cristalinos pueden exfoliarse en superficies lisas a lo largo de determinadas direcciones, mediante la influencia de fuerzas mecánicas externas, por ejemplo mediante de la presión o de golpes de un martillo. Esta llamativa exfoliación (crucero) depende del orden interno existente en los cristales. Los planos de exfoliación o bien de clivaje son la consecuencia del arreglo interno de los átomos y representan las direcciones en que los enlaces que unen a los átomos son relativamente débiles. La superficie de exfoliación corresponde siempre a caras cristalinas sencillas. Mientras mayor es el contraste entre la fuerza de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones paralelas al plano de exfoliación (crucero) y la debilidad de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones perpendiculares a los planos de exfoliación (crucero), mayor será la tendencia del mineral a romperse a lo largo de este plano. Las exfoliaciones se distinguen a grandes rasgos como sigue: · Exfoliación completa en 2 direcciones: mica, clorita, talco. · Exfoliación buena en dos direcciones: feldespato potásico según dos superficies perpendiculares entre sí, hornblenda con exfoliación prismática. · Exfoliación buena en tres direcciones: Calcita según el romboedro - Generalmente en todas las formas cristalinas de calcita pueden reconocerse planos de crucero en tres diferentes orientaciones. Estos planos de crucero se intersecan formando ángulos de 75° y de 105° de cuales resulta la forma romboédrica típica de la calcita. Baritina BaSO4 ocurre en cristales tabulares que tienen con frecuencia dos caras perpendiculares a la cara mayor que convergen formando bordes agudos. · Exfoliación clara en dos direcciones: piroxeno. · Exfoliación poco clara: olivino · Exfoliación ausente: cuarzo con su fractura concoidea. En el cuarzo los átomos están dispuestos con tal regularidad que los enlaces entre los mismos son muy similares en todas direcciones. En consecuencia, no existe tendencia a que el mineral se rompa según un plano particular, y en los cristales de cuarzo se desarrollan fracturas concoidales. Una medida para determinar la calidad de la exfoliación es, entre otras, el brillo existente sobre las superficies de exfoliado, que es el responsable de las superficies lisas reflejantes que se observan en los frentes de las aristas.

2.4 Brillo El brillo es debido por la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente. Se distinguen minerales del brillo

Brillo Ejemplos / DescripciónMetálico pirita, magnetita, hematita, grafitosemimetálico uraninita (pechblenda, UO2), goethita

No-metálico Vítreo cuarzo, olivino, nefelina, en las caras cristalinas, sideritaResinoso como la resina, p.ej. esfalerita.Graso grasoso al tacto: cuarzo, nefelina de brillo gris graso.Oleoso olivino.Perlado como el brillo de las perlas, p.ej. talco, biotita, sideritaSedoso como el brillo de seda: yeso de estructura fibrosa, sericita, goethitaMate como el brillo de la tizaAdamantino brillante: diamante, rutilo

2.5 Color

Respecto al color se distinguen dos grupos de minerales: · los minerales idiocromáticos · los minerales alocromáticos. Se llama idiocromaticos a los minerales que tienen colores característicos relacionados con su composición. En este caso el color es útil como medio de identificación.

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Minerales idiocromáticos con colores distintos son por ejemplo:

Mineral Color

Magnetita negro

Hematita rojo

Epidota verde

Clorita verde

Lapis lazuli azul oscuro

Turquesa azul característico

Malaquita verde brillante

Cobre nativo rojo cobrizo

Los minerales que presentan un rango de colores dependiendo de la presencia de impurezas o de inclusiones se llaman alocromáticos. A los minerales alocromáticos pertenecen por ejemplo: Feldespato potásico cuyo color varia de incoloro a blanco pasando por color carne hasta rojo intenso o incluso verde. Cuarzo: Cuarzo puro es incoloro. La presencia de varias inclusiones líquidas le da un color blanco lechoso. (véase: cuarzo) Amatista es de color púrpura característico que probablemente es debido a impurezas de Fe3+ y Ti3+ y la irradiación radioactiva.

Corindón: Corindón puro es incoloro. Corindón portando cromo como elemento traza es de color rojo y se lo llama rubi. El safiro es una variedad transparente de corindón de varias colores. Por la existencia de minerales alocromáticos el color es un medio problemático para identificar un mineral. El color de la raya es debido por trozos del cristal molidos muy finos, colocados sobre una base blanca, como p.ej. un trozo de porcelana facilita el que separamos si nos encontramos ante un mineral de color propio o ajeno. El color de la raya del feldespato potásico siempre será blanca igualmente si es producido por un feldespato potásico incoloro, de color carne o verde. El color de la raya tiene importancia en la identificación de las menas. El color de la raya de magnetita es negra, de hematita es rojo cereza, de goethita es de color café.

2.6 Otras propiedades de los minerales

2.6.1 Cristales maclados

Algunos cristales están formados por dos o más partes en las cuales la celosía (Kristallgitter) tiene orientaciones diferentes que están relacionadas en forma geométrica. Los cristales compuestos de este tipo se conocen como cristales maclados. Hay varios tipos de maclas, por ejemplo maclas simples, maclados de contacto, maclas de interpenetración, maclas paralelas, maclado normal. Se llaman maclas simples a los cristales compuestos de dos partes individuales, que tienen una relación estructural definida.

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Si las dos partes de una macla simple están separados por una superficie definida, ésta se describe como maclado de contacto. Macla de interpenetración se refiere a los cristales unidos por un plano de composición - superficie a lo largo de la cual los dos individuos están unidos - irregular, por ejemplo. ortoclasa.

2.6.2 Solubilidad La solubilidad depende de la composición del mineral. Sobre todo se usan una dilución frío de ácido clorhídrico HCl para distinguir Calcita de puro CaCO3 (carbonato de calcio) de otros minerales parecidos de una cantidad menor de CaCO3 o sin CaCO3. La reacción es la siguiente: CaCO3 + 2HCl --> H2CO3 (dióxido de carbono diluido en agua) + CaCl2 y H2CO3 se descompone en H2O y dióxido de carbono CO2 (gas). Burbujas de CO2 se producen por esta reacción. Se observa la efervescencia de la dilución de ácido clorhídrico cuando se libera el dióxido de carbono. La concentración de la dilución de HCl tiene que ser 5%. Para la aplicación de la dilución de HCl se necesitan un plano fresco de fractura de una roca.

2.6.3 Densidad o peso específico

Cada mineral tiene un peso definido por centímetro cúbico; este peso característico se describe generalmente comparándolo con el peso de un volumen igual de agua; el número de masa resultante es lo que se llama 'peso especifico' o 'densidad' del mineral.

El peso especifico de un mineral aumenta con el número de masa de los elementos que la constituyen y con la proximidad o el apretamiento en que estén arreglados en la estructura cristalina. La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso especifico de alrededor de 2,7 g/cm3, aunque el peso especifico medio de los minerales metálicos es aproximadamente de 5 g/cm3. Los minerales pesados son los que tienen un peso especifico más grande que 2,9 g/cm3, por ejemplo circón, pirita, piroxeno, granate. Algunos ejemplos:

Densidad en g/cm3

Mineral

2,65 Cuarzo (>foto

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)2,5 Feldespat

o(>foto)

2,6-2,8 Plagioclasa

(>foto)

4,47 Baritina (>foto)

4,9 Magnetita (>foto)

5,0-5,2 Pirita (>foto)

19,3 Oro (>foto)

Determinación del Peso específico:

2.6.4 Propiedades magnéticas y eléctricas

Todos los minerales están afectados por un campo magnético. Los minerales que son atraídos ligeramente por un imán se llaman paramagnéticos, los minerales que son repelidos ligeramente por un imán se llaman diamagnéticos. Magnetita Fe3O4 y pirotita Fe1-nS son los únicos minerales magnéticos comunes.

Los minerales tienen diferente capacidad para conducir la corriente eléctrica. Los cristales de metales nativos y muchos sulfuros son buenos conductores, minerales como micas son buenos aislantes dado que no conducen la electricidad.

2.6.5 Luminiscencia y fluorescencia Luminiscencia se denomina la emisión de luz por un mineral, que no es el resultado de incandescencia. Se la observa entre otros en minerales que contienen iones extraños llamados activadores. Fluorescencia

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Los minerales fluorescentes se hacen luminiscentes cuando están expuestos a la acción de los rayos ultravioleta, X o catódicos. Si la luminiscencia continua después de haber sido cortado la excitación se llama al fenómeno fosforescencia y al mineral con tal característica mineral fosforescente. Las fluoritas de color intenso son minerales fosforescentes, que muestran luminiscencia al ser expuestos a los rayos ultravioleta.

2.6.6 Piezoelectricidad Se observa en minerales con ejes polares (sin centro de simetría) como en el cuarzo por ejemplo. Debido a la polaridad de la estructura cristalina al suministrar energía, como calor o presión, al mineral se genera una carga eléctrica en los dos extremos del eje polar de un mineral y dirigido en sentido opuesto. En la turmalina el eje polar es el c. En el cuarzo los ejes polares son los ejes a. El cuarzo piezoeléctrico se emplea por ejemplo en el geófono piezoeléctrico, donde un movimiento vertical de la Tierra ejerce una presión a un cristal de cuarzo y se produce una carga eléctrica. Un otro ejemplo es la "aguja" de un tocadiscos. Un zafiro piezoeléctrico genera una pequeña carga eléctrica a causa de su deformación (movimiento) sufrido arriba de la pista del disco. La información (la música) del disco es representada por un sin numero de cambios morfológicos adentro de la pista del disco. El cristal piezoeléctrico se deforma de acuerdo de estos cambios en la superficie y esto se puede amplificar como sonido

2 / 3La estructura cristalina

CristalografíaContenido:

Sistemas cristalinos: Introducción / Cúbico / Tetragonal / Hexagonal / Trigonal / Ortorómbico / Monoclínico / Triclínico

1.4 Los sistemas cristalinos

Los cristales se describen por los sistemas cristalinos. Se pueden observar el análisis de un cristal considerando un cubo (fig. 1.4.1). Existen 7 sistemas cristalinos y cada uno de ellos tiene sus propios elementos de simetría. Se describen los sistemas cristalinos por:

- Sus ejes cristalográficos. - Los ángulos que respectivamente dos de los ejes cristalográficos rodean. - Las longitudes de los ejes cristalográficos.

1. Se fijarán el aspecto obvio que todas las caras están perpendiculares entre sí. 2. Hay tres planos de simetría, que están perpendiculares entre sí y los cuales se llaman 'planos axiales de simetría'. Cada cara a un lado de este plano de simetría se refleja a su otro lado. También se pueden coger dos caras opuestas del cubo entre pulgar y índice así incluyendo un eje de simetría y girar el cubo para encontrar un eje cuaternario de simetría. Es decir que por una rotación completa de 360° una cara se repite cuatro veces. Un otro eje de simetría entre las esquinas opuestas del cubo es un eje ternario de simetría. De los mismos hay cuatro en el cubo. Un eje de simetría perpendicular a un par de aristas opuestas es un eje binario de simetría, de los cuales existen seis en el cubo. 3. El aspecto esencial de la simetría es el siguiente: se pueden realizar una operación geométrica en tal manera que una cara se repite en una otra posición. Es decir que al realizar una operación geométrica como una rotación p. ej. una cara nueva ocupará la misma posición que fue ocupado por una otra cara antes de la rotación y con la consecuencia que no pueden distinguirse entre la apariencia después la rotación y la apariencia original.

Simetría de un cubo según PHILLIPS & PHILLIPS (1986): Zona: Un grupo de caras que se interceptan formando aristas paralelas, se dice que constituyen una zona. Eje de zona: La dirección de las líneas de intersección entre las caras de una zona, se llama eje de zona. 1. El cubo exhibe tres conjuntos de aristas paralelas, por tanto se compone de tres zonas. Las tres ejes de zona son ortogonales. Las seis caras del cubo son idénticas, cada una de ellas es paralela a dos ejes de zona y perpendicular al tercer eje de zona. En consecuencia el cubo es una forma de seis lados, que encierre completamente a un espacio.. Por ello, a la forma cúbica de designe como una forma simple. 2. Cuando una misma cara del cubo de observa en cuatro posiciones diferentes durante la rotación, el eje paralelo de las aristas es un eje de simetría cuarternario, el cual se denomine eje cuarternario. En el cubo hay tres ejes cuarternarios. 3. Puesto que las caras del cubo tienen la misma orientación en tres posiciones durante una rotación completa, el eje que pasa por las esquinas de un cubo perfectamente simétrico puede describirse como un eje de simetría ternario o un eje ternario. Ya

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que los ejes ternarios unen esquinas opuestas del cubo deberán existir cuatro ejes ternarios. 4.Cuando se gira sobre un eje perpendicular a un par de aristas opuestas y la imagen del cubo se repite dos veces, el eje es de simetría binaria y se llama eje binario. En vista de que hay seis pares de aristas opuestas en el cubo éste debe tener seis ejes binarios

1.4.1 Sistema cúbico

Existen tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Las longitudes de los ejes son iguales: a = b = c Formas típicas del sistema cristalino y sus elementos de simetría : El cubo (p.ej. halita, fluorita), el rombododecaedro (p.ej. granate) y el octaedro son formas de 3 ejes cuaternario de simetría, 4 ejes ternarios de simetría y 6 ejes binarios de simetría. El Tetraedro es una forma de 4 ejes ternarios y de 3 ejes binarios. Minerales que pertenecen al sistema cúbico son: Halita NaCl, Pirita FeS2,Galena PbS, las cuales forman entre otros cubos. Diamante de forma octaédrica, Magnetita Fe3O4 forma entre otros octaedros. Granate, p. ej. Almandina Fe3Al2[SiO2]4 de forma rombododecaédrica, de forma icositetraédrica o de combinaciones de las formas icositetraédrica y rombododecaédrica. - El rombododecaedro es una forma simple compuesta de 12 caras de contorno rómbico. El icositetraedro es una forma compuesta de 24 caras de contorno trapezoidal. Esfalerita ZnS de forma tetraédrica.

1.4.2 Sistema tetragonal Existen 3 ejes cristalograficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros de los ejes horizontales son iguales, pero no son iguales al parámetro del eje vertical: a = b ≠ [es desigual de] c Formas típicas y sus elementos de simetría son : Circón (ZrSiO2) pertenece al sistema tetragonal y forma p. ej. prismas limitados por pirámides al extremo superior y inferior. Casiterita SnO2

1.4.3 Sistema hexagonal Existen 4 ejes cristalográficos, tres a 120° en el plano horizontal y uno vertical y perpendicular a ellos: Y1 = Y2 = Y3 = 90° - ángulos entre los ejes horizontales y el eje vertical. X1 = X2 = X3 = 120° - ángulos entre los ejes horizontales. a1 = a2 = a3 ≠ c con a1, a2, a3 = ejes horizontales y c = eje vertical. Apatito Ca5[(F, OH, Cl)/(PO4)3] y grafito C pertenecen al sistema hexagonal. Formas típicas son el prisma hexagonal y el trapezoedro hexagonal de un eje sexternario y 6 ejes binarios.

1.4.4 Sistema trigonal Existen tres ejes cristalográficos con parámetros iguales, los ángulos X1, X2 y X3 entre ellos difieren a 90°: X1 = X2 = X3 = 90° a1 = a2 = a3 Calcita CaCO3 y Dolomita CaMg(CO3)2 pertenecen al sistema trigonal y forman a menudo romboedros. Otra forma es una combinación de pirámide trigonal y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría. 1.4.5 Sistema ortorómbico Existen tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros son desiguales: a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual c] Ejemplo: Olivino (Mg,Fe)2(SiO4) Una forma típica es una combinación de paralelogramo y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría.

1.4.6 Sistema monoclínico Hay tres ejes cristalográficos, de los cuales dos ( uno de los dos siempre es el eje vertical = eje c) están a 90° entre sí: alfa = gama = 90° y beta es mayor de 90° Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Mica

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1.4.7 Sistema triclínico Hay tres ejes cristalográficos, ninguno de ellos a 90° entre sí: alfa es desigual de beta es desigual de gama es desigual de 90°Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Albita: NaAlSi308 y Distena: Al2SiO5

2 / 4Clasificación de los minerales

formadores de rocasContenido de la página:

Elementos nativos / Sulfuros / Haluros / Óxidos y hidrox. / Carbonatos / Sulfatos / Fosfatos / Silicatos

Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza terrestre rígida.Científicamente se les clasifica con base en su composición química y el tipo de estructura cristalina (tabla).

Recuperación: Definición de Mineral

1. Elementos nativos Elementos nativos son los elementos que aparecen sin combinarse con los átomos de otros elementos como por ejemplo oro (Au), plata (Ag), cobre (Cu), azufre (S), diamante (C). Aparte de la clase de los elementos nativos los minerales se clasifican de acuerdo con el carácter del ion negativo (anión) o grupo de los aniones, los cuales están combinados con iones positivos. Fotos: Oro (Au) / Cobre (Cu) / Azufre (S)

2. Sulfuros incluido compuestos de selenio (Selenide), arsenurios (Arsenide), telururos (Telluride), antimoniuros (Antimonide) y compuestos de bismuto (Bismutide). Los sulfuros se distinguen con base en su proporción metal:azufre según el proposito de STRUNZ (1957, 1978). Ejemplos son galena PbS, esfalerita ZnS, pirita FeS2, calcopirita CuFeS2, argentita Ag2S, Löllingit FeAs2.Fotos: pirita FeS2 / Bornita Cu5FeS4 / Tetraedrita Cu3SbS3,25 / Cinabrio HgS / Molibdenita MoS2 / Realgar As4S4

3. Haluros Los aniones característicos son los halógenos F, Cl, Br, J, los cuales están combinados con cationes relativamente grandes de poca valencia, por ejemplo halita NaCl, silvinita KCl, fluorita CaF2. Fotos: halita NaCl, / Atacamita Cu2(OH)3Cl

4. Óxidos y Hidróxidos Los oxidos son compuestos de metales con oxígeno como anión. Por ejemplo cuprita Cu2O, corindón Al2O3, hematita Fe2O3, cuarzo SiO2, rutilo TiO2, magnetita Fe3O4. Los hidroxidos están caracterizados por iones de hidroxido (OH-) o moleculas de H2O-, p.ej. limonita FeOOH: goethita *-FeOOH, lepidocrocita *-FeOOH.Fotos: cuarzo / Amatista / Ágata / magnetita Fe3O4./ Pirolusita MnO2

5. Carbonatos El anión es el radical carbonato (CO3)2-, por ejemplo calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO3)2, malaquita Cu2[(OH)2/CO3]. Más de carbonatos Fotos: calcita CaCO3 / Aragonita / dolomita CaMg(CO3)2 / malaquita Cu2 [(OH)2/CO3] / Azurita Cu3[(OH/CO3]2

6. Sulfatos, Wolframatos, Molibdatos y Cromatos En los sulfatos el anión es el grupo (SO4)2- en el cual el azufre tiene una valencia 6+, p.ej. en la barita BaSO4, en el yeso CaSO4*2H2O.

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En los wolframatos el anión es el grupo wolframato (WO4)4-, p.ej. scheelita o bien esquilita CaWO4.Fotos: Yeso (CaSO4 x H2O) / Baritina (BaSO4) / Chalcantita / Antlerita Cu3 [(OH)4 │SO4

7. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos En los fosfatos el complejo aniónico (PO4)3- es el complejo principal, como en el apatito Ca5[(F, Cl, OH)/PO4)3]los arseniatos contienen (AsO4)3- y los vanadatos contienen (VO4)3- como complejo aniónico.

8. Silicatos (fotos>>)Es el grupo más abundante de los minerales formadores de rocas donde el anión está formado por grupos silicatos del tipo (SiO4)4-.

8.1 La estructura de los silicatos Más del 90% de los minerales que forman las rocas son silicatos, compuestos de silicio y oxígeno y uno o más iones metálicos.

Los principios estructurales de los silicatos son los siguientes: a) Cada uno de los silicatos tiene como compuesto básico un ion complejo de forma tetraédrica. Este tetraedro consiste en una combinación de un ion de silicio con un radio de 0.42Å, rodeado por 4 iones de oxígeno con un radio de 1.32Å tan estrechamente como es posible geométricamente. Los iones de oxígeno se encuentran en las esquinas del tetraedro y aportan al tetraedro una carga eléctrica de -8 y el ion de silicio contribuye con +4. Así , el tetraedro puede considerarse como un anion complejo con una carga neta de -4. Su símbolo es [SiO4]4-. Se lo conoce como anión silicato. b) La unidad básica de la estructura de los silicatos es el tetraedro de [SiO4]4-. Se distinguen algunos pocos tipos estructurales de los silicatos: los neso-, soro-, ciclo-, ino y tectosilicatos. c) El catión Al3+ puede ser rodeado por 4 o 6 átomos de oxígeno (cifra de coordenación de 4 o 6) y tiene un diámetro iónico muy similar a Si4+ (Si4+: 0.42Å, Al3+: 0.51Å). Por esto reemplaza al Si4+ en el centro del tetraedro por ejemplo en la moscovita KAl[6]2[(OH)2/Si3Al[4]O11] o se ubica en el centro de un octaedro como los cationes Mg2+ o Fe2+ por ejemplo en el piroxeno de sodio Jadeita NaAl[6]Si2O6.

8.2 Tipos de estructuras de silicatos -Silicatos formados de tetraedros independientes, que alternan con iones metálicos positivos como p.ej. en el olivino. Además el oxígeno del anión silicato [SiO4]4- simultáneamente puede pertenecer a 2 diferentes tetraedros de [SiO4]4-. De tal manera se forman aparte de los tetraedros independientes otras unidades tetraédricas. - Sorosilicatos formados de paras de tetraedros: [Si2O7], por ejemplo epidota. - Ciclosilicatos formados por anillos de tetraedros de [SiO4]4-: [Si3O9]6-, [Si4O12]8-, [Si6O18]12-, p.ej. berilo Be3Al2[Si6O18]. - Inosilicatos formados por cadenas simples o cadenas dobles de tetraedros de [SiO4]4-: por cadenas simples por ejemplo piroxenos por cadenas dobles por ejemplo anfíboles. - Filosilicatos formados por placas de tetraedros de [SiO4]4- por ejemplo caolinita, talco. - Silicatos con estructuras tetraédricas tridimensionales, por ejemplo feldespatos y los feldespatoides.

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Clasificación con base en las propiedades externas de los minerales

Para los minerales que más abundan en las rocas puede aplicar la clasificación siguiente la que se basa en las propiedades externas de los minerales. En esta clasificación se distingue: Los componentes claros los más comunes son cuarzo, los aluminosilicatos de potasio, sodio y calcio como el feldespato potásico y las plagioclasas, los feldespatoides y moscovita. Otros minerales claros importantes formadores de rocas son calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO3)2, yeso CaSO4*2H2O, anhidrita CaSO4, apatito, zoisita, cordierita, talco, zeolita, los minerales arcillosos como por ejemplo montmorilonita y caolinita y la mica illita. Los minerales arcillosos y illita son de extraordinaria importancia en el campo sedimentario y sobre todo en la formación del suelo. Los componentes oscuros los más comunes son los silicatos de hierro y magnesio (máficos) como olivino, piroxeno, anfíbol, biotita, clorita. Los minerales típicos de las paragenesis metamórficas son los granates y los silicatos de aluminio andalucita, sillimanita distena (cianita).

2 / 5Los minerales más importantes

Cuarzo y otros de SiO2

Contenido de la página: Cuarzo / Modificaciones de cuarzo / Propiedades externas del cuarzo / Formación de cuarzo / variedades de cuarzo /

1. Cuarzo SiO2 / (Fotos >>Museo virtual: Cuarzo, módulo "trabajos históricos retrato de cristales de cuarzo)

Después de los feldespatos el cuarzo es el mineral más abundante de la corteza terrestre. Cuarzo cristaliza en dos sistemas cristalinos dependiendo de la temperatura : por encima de los 573°C en el sistema hexagonal - por ejemplo con la forma típica de bipiramides hexagonales. Por de bajo de los 573°C en el sistema trigonal - por ejemplo como cristal trigonal de habito columnar. Otras modificaciones de SiO2 son :

1.1 Modificaciónes de cuarzo Tridimita se forma a temperaturas encima de 870°C (P = 1 atm), monoclínica (formada a temperaturas relativamente bajas), tridimita, hexagonal (formada a temperaturas relativamente altas).

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Cristobalita, tetragonal (formada a temperaturas relativamente bajas), cristobalita, cúbica (formada a temperaturas. relativamente altas). Coesita, monoclínica, modificación de alta presión (20 - 40 kbar).

Stishovita, tetragonal, modificación de presión más alta (p > 80 - 100 kbar). Formación durante un impacto de un meteorito y el metamorfismo por ondas de choque

Lechatelierita, amorfa (vidrio silícico natural), puede formarse, cuando un relámpago cae en una arenisca pura de cuarzo (en fulgurita = Blitzroehre (alemán) ) o en cráteres de meteoritos.

Ópalo, amorfo (SiO2 ´ H2O), producto de alteración de rocas volcánicas jóvenes, por precipitación en fuentes termales y géiseres (sinter de sílice), componente de organismos formadores de rocas (de diatomeas, de radiolarias p.ej.). Cuarzo se constituye de tetraedros de SiO2 (oxigeno forma las esquinas, silicio se ubica en el centro del tetraedro). Cada ion de silicio está rodeado por cuatro iones de oxígeno y cada ion de oxígeno está combinado con dos iones de silicio, por consiguiente a un ion de silicio corresponden 4/2 = 2 iones de oxígeno. De tal modo la formula estructural del cuarzo es SiO2. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y forman una estructura tridimensional espiral. Los espirales se constituyen de unidades de tres tetraedros torcidos, que se repiten o es decir un tetraedro es idéntico con el tercero tetraedro siguiente del espiral. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y forman una estructura tridimensional espiral. Los cuarzos de diferente simetría se debe a variaciones de los tetraedros torcidos (torcidos en forma espiral en el sentido de o en sentido contrario a las agujas del reloj).

Modificaciones de SiO2

Sistema cristalino

Densidad en g/cm3

Condiciones de formación

Cuarzo trigonal 2,65 T < 573ºCCuarzo hexagonal 2,53 T > 573ºCTridimita monoclínico 2,27Tridimita hexagonal 2,26 T > 870ºCCristobalita tetragonal 2,32Cristobalita cúbico 2,20 T > 1470ºCCoesita monoclínico 3,01 P > 20kbarStishovita tetragonal 4,35 P > 80kbarLechatelierita vidrio natural de sílice

amorfo 2,20 relámpagos incidentesen arena de puro cuarzo, impactos de meteoritos

Ópalo (SiO2 ´ aq) amorfo 2,1 - 2,2Estructuras cristalinas (en general

1.2. Propiedades externas del cuarzo son:

Morfología: cuarzo del sistema trigonal, por ejemplo combinación de romboedros, prisma, trapezoedro y bipirámide, habito columnar. (foto) Dureza: 7 según la escala de Mohs. Exfoliación: ausente, fractura concoidea. Brillo: graso y oleoso en los planos fracturados concoideamente, vítreo en los planos del prisma. Color:

a) cuarzo puro es incoloro transparente. b) De color café como humo. c) amarillo como limones y transparente: citrin. d) violeta-transparente: amatista e) cuarzo de color rosado f) cuarzo de color parecido a leche debido a inclusiones fluidas. g) ojo del tigre se constituye de asbesto de anfíbol silificado donde el anfíbol originariamente azul aparece bronceado a causa de la oxidación de Fe2+ a Fe3+.

Densidad: (cuarzo = 2.65g/cm³.)

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Maclas: según la ley de Suiza o de Dauphinée: Dos cuarzos izquierdos o derechos están maclados y girados alrededor de 60°.

según la ley Brasileña: maclas de penetración simétrica de un cuarzo izquierdo y un cuarzo derecho. según la ley Japonesa, relativamente raro: los ejes c de los dos cuarzo maclados aprox. están perpendiculares.

Variedades microcristalinas - cristales demasiado pequeños para identificarlos macroscopicamente - y criptocristalinas - cristales demasiado pequeños para identificarlos por el microscopio - son calcedonia y jaspe, ágata por ejemplo es calcedonia finamente laminada con bandas rítmicas finas. Calcedonia se forma de la manera siguiente: oxidodisilicio se disuelve por la alteración de silicatos. Cuando el valor de pH desciende se precipita cuarzo criptocristalino.

1.3 Formación de cuarzo

Formación : Cuarzo es estable en un campo de temperatura y presión muy amplio, que incluye las condiciones de p y T de casi toda la corteza terrestre y de partes del manto superior. Se forma bajo condiciones magmáticas, sedimentarias, metamórficas. En la serie de BOWEN - de la diferenciación magmática por cristalización - se forma tarde a temperaturas relativamente bajas después de la cristalización de las plagioclasas y del feldespato potásico y antes de la cristalización de las zeolitas (silicatos con estructuras tetraedricas tridimensionales de malla ancha, con cavidades grandes o canales, en que se ubican los iones de radio grande como Na+, Ca2+, K+, Ba2+ y moléculas de H2O, uso como cambiador de cationes). En rocas sedimentarias clásticas puede presentar el cemento, que une los granos detríticos. Como componente de organismos formadores de rocas puede formar por ejemplo una radiolarita (>foto) (lidita >foto). Además es un componente común en rocas metamórficas, por ejemplo en gneises, en esquistos, en cuarcita. Cuarzo químicamente puro es transparente y sin color (lambda = 145 nm - UV - a 2700 nm - IR - en espesores de mm a cm). 1.4 Variedades de cuarzo

Amatista de color púrpura o violeta causado por contenido en Fe3+. (véase colección de Minerales)Citrin varia en color de amarillo a anaranjado a anaranjado-café y se forma por el calentamiento de amatista o es decir de cuarzo con contenido en Fe3+. Algunos cuarzos coloridos se forman por radiación o en consecuencia de los dos efectos radiación y calentamiento y a estas variaciones también se llama citrin. Cuarzo ahumado : ‘smoky’ o ‘morión’, se forma exponiendo cuarzo natural con contenido en Al a radiación natural. Prasolita es una variedad verde de cuarzo menos común, que se forma por el calentamiento de amatista a Ts entre 300° y 600°C. El color se produce por la sustitución de Si por un otro ion, por ejemplo Fe3+, por la presencia de un otro componente en intersticios entre Si y O o por la exposición del cuarzo a radiación o a calor. Otras variedades de cuarzo son cuarzo rosado, azul, crysoprasa, jaspe y otras. Estas son mezclas de cuarzo y otras fases. Cuarzo rosado (Foto en la colección virtual) de pegmatitas con feldespato alcalinos grandes contiene cristalitos agujeros de longitud alrededor de 0,1 mm y de ancho entre 0,05 y 0,4 mm de dumortierita [Al3(BO3)(SiO4)3O3]. Cuarzo rosado mazico de diques contiene Mn y Ti, que podrían causar su color. Cuarzo rosado en cristales individuales contiene átomos de fósforo en cantidades apreciables, pero no esencialmente contiene Ti. Cuarzo azul o celeste debe su color a inclusiones diminutos. Crisoprasa de color verde debe su color al contenido en Ni, es de estructura fibrosa o microgranular.

Jaspe de color café, café-amarillo o ocre-amarillo o de color rojo : Jaspe de color rojo debe su color a microcristales de hematita, jaspe de color amarillo o ocre-amarillo debe su color al contenido en goethita. Chert es jaspe con poco contenido en sustancias, que pigmentan el mineral, es de color gris-blanco, gris-amarillo, café, rojo-café a blanco. (foto)Otras variedades de cuarzo son plasma, prase, heliotrope, ágata (fibrosa) (>foto), calcedonia (fibrosa), ópalo de sílice amorfo.

2 / 6Los minerales más importantes

Los FeldespatosContenido:

Los feldespatos / Formación / Sistema ternario / Propiedades de los F. Alcalinos / Albita / Propiedades de las plagioclasas

2. Los Feldespatos

Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre y participan en ella con más de 60% de volumen, en detalle las plagioclasas ocupan 41% de volumen, los feldespatos alcalinos ocupan 21% de volumen. Los feldespatos forman un grupo de 3 componentes, las cuales son:

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feldespato potásico KAlSi3O8, albita NaAlSi3O8, anortita CaAl2Si2O8. Los minerales mixtos con una composición entre el feldespato potásico y la albita se denominan feldespatos alcalinos, los minerales mixtos de composición entre albita y anortita forman el grupo de las plagioclasas. Las relaciones entre ellos se presentan en el sistema ternario de los feldespatos. En los extremos de este triangulo están expresados las formulas cristaloquímicas de las tres componentes. Todas las mezclas entre estas tres componentes se encuentran en un punto determinado dentro del triángulo. Las plagioclasas tienen distintas denominaciones según su composición química o es decir según su contenido en la componente Albita (Ab) y en la componente Anortita (An):

Sistema ternario de los Feldespatos: Anortita-Albita-Feldespato potásico:

2.1. Formación de los feldespatos Entre los tres componentes la capacidad de mezclarse no es completa. Entre la anortita y el feldespato potásico se ubica la llamativa zona de desmezcla. Una composición que se sitúe en este campo no forma ningún cristal feldespático homogéneo, sino que da lugar a dos cristales de composición diferente de los cuales uno es rico en feldespato potásico y el otro es rico en plagioclasa. De este modo es posible y en muchos tipos de rocas habitual que se presenten dos feldespatos diferentes el uno al lado del otro como en un granito un feldespato alcalino al lado de una oligoclasa. La zona de desmezcla cambia cuando varían las condiciones físicas y químicas y se amplia considerablemente al enfriar el magma. De este modo se modifica drásticamente el campo de los cristales mixtos. Con temperaturas altas (T>900ºC) típicas para un magma con cristalización inicial la zona de los cristales mixtos es grande (véase triángulo). Si durante la cristalización del magma la temperatura desciende poco a poco, la zona de desmezcla se aumenta cada vez más. Con una temperatura muy baja (T<600ºC) se forman solamente feldespatos de estas composiciones. Si el enfriamiento se ha producido tan lentamente que los átomos de potasio y sodio han podido ordenarse nuevamente en la red cristalina de los feldespatos, dos distintos tipos de cristales se formarían en el cristal originario: un cristal rico en feldespato potásico, cuya composición correspondería aproximadamente al punto K del diagrama triangular y un otro cristal rico en albita, cuya composición correspondería aproximadamente al punto A en el triángulo. El cristal mixto originariamente homogéneo se ha disgregado. Estas estructuras disgregadas son muy típicas por su apariencia, normalmente forman venas finas o husos. Pertita se llama un cristal rico en la componente albita, que lleva venas o husos ricos en feldespato potásico. Antipertita se denomina un cristal rico en feldespato potásico con venas y husos ricos en albita. Los procesos de exsolución se basan en la difusión de potasio, sodio y calcio en la red cristalina y requieren bastante tiempo. La serie de plagioclasas no está afectada gravemente por un descenso en la temperatura. Los cristales mixtos de la serie de plagioclasas se forman a temperaturas elevadas y bajas.

2.2 Propiedades de los feldespatos alcalinos (Fotos en el recorrido Mineralógico)

2.2.1 Los feldespatos potásicos (Feldespato potásico: KAlSi3O8) Los feldespatos potásicos cristalizan en 2 sistemas cristalinos diferentes según el grado de orden de su estructura atómica. Sanidina es el cristal más desordenado y por esto más simétrico, es de simetría monoclínica y se forma a temperaturas relativamente altas. Los cristales de sanidina son delgados y tabulares. Sanidina a menudo se encuentra como fenocristales en

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Tipo de plagioclasa

Albita (Ab) en %

Anortita en %

Albita 100 - 90 0 - 10

Oligoclasa 90 - 70 10 - 30

Andesina 70 - 50 30 - 50

Labradorita 50 - 30 50 - 70

Bytownita 30 - 10 70 - 90

Anortita 10 - 0 90 - 100

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rocas volcánicas y sus tobas. Microclina es el mineral de estructura atómica más ordenada, es de simetría triclínica y se forma a temperaturas más bajas. Con el micropolariscopio se puede identificar la microclina a través de su sistema laminar y enrejado o reticular. Ortoclasa se refiere a un estado intermedio entre ambos estados de orden, es de simetría monoclínica. Los cristales de ortoclasa son gruesos, tabulares o cortos prismáticos, a menudo son maclados según la ley de Karlsbad. La ortoclasa se encuentra a menudo en plutónicas ácidas. La densidad de los feldespatos alcalinos varía entre 2,5 y 2,6g/cm3.

2.2.2 Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10 Sistema triclínico. Morfología: habito tabular. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Dureza: 6 a 6,5 según Mohs. Brillo: vítreo. Densidad: 2,62g/cm3. Color: blanco, blanco gris, verde, azul, rojizo. Maclas polisintéticas, raramente maclas simples. En magmatitas ácidas a intermedias como granitos, riolitas, dioritas. En pegmatitas como cristales gruesos. En rocas magmáticas y sus pegmatitas. En rocas metamórficas de grado bajo. En areniscas la albita puede formarse después de la sedimentación (formación autígena).

2.3 Propiedades de las plagioclasas Tecto- y alumosilicatos Sistema cristalino: triclínico. Morfología: hábito tabular o tabular prismático. Exfoliación: ángulos de exfoliación entre 85º50' y 86º24' con respecto a los planos (001) y (010). Densidad: albita 2,62g/cm3, anortita 2,76g/cm3. Frecuentemente forman maclas polisintéticas (según las leyes de albita y/o de periclina).

>>Foto Plagioclasa véase: Recorrido Mineralógico

Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10 (véase Feldespatos alcalinos)

Oligoclasa Ab90-70An10-30 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,64g/cm3. Color: blanco, gris. Una variedad roja se debe a impurezas finas de hematita. En magmatitas claras. En rocas metamórficas de grado bajo hasta medio.

Andesina Ab70-50An30-50 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,67g/cm3. Color: blanco, gris. En rocas magmáticas ácidas e intermedias. En rocas metamórficas de grado medio.

Labradorita Ab50-30An50-70 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,70g/cm3. Color: blanco a oscuro. En planos de exfoliación frecuentemente tonos brillantes en azul y verde. En magmatitas básicas e intermedias.

Bytownita Ab30-10An70-90 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo.

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Densidad: 2,73g/cm3. Color: blanco, gris. En rocas magmáticas básicas. Anortita Ab10-0An90-100 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación: buena entre (001) y (010). Brillo: vítreo Densidad: 2,76g/cm3. Color: blanco, gris. Maclas de albita. En rocas magmáticas básicas como gabros, asociada con piroxeno y/o anfíbol. Rara vez en rocas metamórficas.

2 / 7Los minerales más importantes

Feldespatoides, MoscovitaContenido:

Feldespatoides / Moscovita

3. Feldespatoides

Los feldespatoides son substitutivos de los feldespatos, que cristalizan, cuando un magma no posee suficiente silicio para formar en conjunto con potasio, sodio y aluminio los feldespatos. Esto ocurre a partir de magmas de composición básica a ultrabásica. Las sientitas nefelinas (campo 11 del diagrama de Streckeisen) son rocas plutónicas derivadas de magmas pobres en SiO2. Los constituyentes claros de las sienitas nefelinas son feldespato alcalino (90% de todos los feldespatos), de plagioclasa (0 a 10% de los feldespatos) y de nefelina (10 a 60% del volumen total de feldespato y feldespatoide) que es un feldespatoide de sodio. Las sienitas nefelinas aparecen principalmente en zonas de fosas continentales, casi siempre exteriores a las montañas plegadas. Los yacimientos de las sienitas nefelinas se sitúan en la provincia magmática del este de Groenlandia, en la peninsula de Kola, Rusia. El equivalente volcánico de la sienita nefelina es la fonolita. La essexita es una roca plutónica con feldespatoides (campo 13 del diagrama de Streckeisen), en que el feldespato más abundante es la plagioclasa. Se compone de plagioclasa (50 a 90% de los feldespatos), feldespato alcalino (10 a 50% de los feldespatos) y feldespatoides (a menudo nefelina, 10 a 60% del volumen total de feldespato y feldespatoide). El equivalente volcánico de la essexita es la theralita.

4. Moscovita KAl2[(OH)2/AlSi3O10]

Moscovita es un filosilicato constituido por placas de tetraedros de [SiO4]4-. Sistema monoclínico, de contornos hexagonales, con hábito hojoso. Posee una exfoliación completa en dos direcciones. Dureza según Mohs es 2 - 2,5, es decir es un mineral blando y es elásticamente flexible. Densidad (peso específico) de moscovita = 2,8 - 2,9g/cm3. La moscovita es un componente principal de la micacita, además la moscovita aparece en cantidades apreciables en las magmatitas ácidas. Sericita es la denominación para las variedades de placas finas o microcristalinas de la moscovita con un tamaño de grano <2mm. El brillo sedoso característico para las filitas se debe a su alto contenido en sericita.

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3 / 1El ciclo geológico

Contenido de la pagina El ciclo geológico / Tipos de rocas

El ciclo geológico En general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas. Cada de los cuatro grupos principales contiene sus subdivisiones como en el caso de rocas intrusivas y rocas extrusivas cuales son adentro del grupo de rocas magmáticas. Una roca puede transferirse a un otro tipo de rocas a causa de cambios físicos y/o químicos como la meteorización / erosión que puede afectar una roca ígnea para formar un sedimento.

El ciclo geológico visualiza en primer instante los ambientes principales donde se forman rocas: magmático / ígneo, sedimentario y metamórfico. Además muestra los procesos principales que afectan a las rocas.

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El ciclo de las rocas: Aproximadamente 200 años atrás James Hutton propuso el ciclo geológico considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior de la Tierra como un proceso cíclico. El esquema del ciclo geológico ilustra la interacción entre sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, alzamiento y meteorización.Los magmas, de que se derivan las rocas magmáticas - como las rocas plutónicas, volcánicas y rocas subvolcánicas - se forman en el manto superior y en la corteza terrestre profunda. Emplazando en secuencias de rocas de la corteza terrestre el magma enfría paulatinamente dando lugar a las rocas plutónicas. Cuando el magma sube hacia la superficie terrestre se enfría repentinamente resultando en rocas volcánicas. Por levantamiento las rocas plutónicas también pueden llegar a la superficie terrestre. En la superficie terrestre todas las rocas están expuestas a los procesos de meteorización y erosión. En consecuencia las rocas están desarmadas es decir trituradas en fragmentos de rocas y minerales y/o están disueltas por reactivos químicos como por soluciones acuosas de cierto pH (= potencial de hidrógeno), de cierto potencial redox (Eh), de cierta temperatura y de cierta presión. Las componentes disueltas como iones, moléculas y complejos químicos son transportadas en solución y se depositan en un lugar de condiciones ambientales, que favorecen su precipitación y que por consiguiente difieren de las condiciones causantes de su solución. Las componentes disueltas pueden precipitarse formando minerales distintos con respecto a aquellos, de que se derivan. Por ejemplo la componente 'calcio' de una labradorita, que es una plagioclasa básica con un alto contenido en calcio, se disuelve y precipita en otro lugar formando calcita. Las componentes detríticas como los fragmentos de rocas y minerales pueden ser transportadas por agua, viento y hielo y depositados en otro lugar. Cuando se depositan las componentes detríticas y químicas primeramente forman sedimentos blandos como la arena, un lodo de minerales arcillosos o un lodo de caliza. Por hundimiento, compactación y cementación los sedimentos se convierten en rocas sedimentarias sólidas. Los procesos responsables para la transformación de una roca sedimentaria blanda a una roca sedimentaria compacta son los procesos diagenéticos. Por tales procesos o es decir por diagénesis una arena se convierte en una arenisca por ejemplo. Cuando el hundimiento continúa, las rocas se calientan y su temperatura sobresale la temperatura T = 200ºC, que es el límite superior de temperatura para los procesos sedimentarios. A temperaturas más altas los procesos, que actúan en una roca (sedimentaria, magmática o ya metamórfica) y la transforman, pertenecen al metamorfismo. En el límite superior del metamorfismo las rocas metamórficas empiezan a fundirse. Este límite depende de las condiciones de temperatura y presión presentes y de la composición de la roca. Un granito se compone en parte de minerales con grupos de (OH-) como los anfíboles y las micas, que determinan una temperatura de fundición relativamente baja, a T = 650ºC con p = 4kbar las componentes empiezan a fundirse. Para un basalto compuesto de minerales como plagioclasa, olivino y piroxeno, que no llevan grupos de (OH-) la temperatura de fundición inicial es mucho más alta (T >= 1000ºC). La fundición de las rocas metamórficas las convierte en magma.

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Resumen: Rocas magmáticas: Rocas, cuales tienen su origen en la cristalización de un magma.

Meteorización-Erosión-Transporte: Todas las rocas que afloran superficial (puede ser una roca magmática o metamórfica o sedimentaria) sufren las fuerzas atmosféricas como temperatura, viento, flujo de agua, oxidación. La destrucción de una roca sólida, el transporte y la deposición (=sedimentación) de estas partículas forma un sedimento.

Sedimentos: Producto de la meteorización-erosión y transporte: rocas blandas como arena y grava.

Rocas sedimentarias: Por temperatura, presión y transformaciones químicos un sedimento blando puede cambiarse a una roca sedimentaria (dura). Este proceso se llama diagénesis.

Metamorfismo: Si, una roca sufre temperaturas más de 200°C y presión se cambiará a una roca metamórfica.

Tipos de rocas y reconocimiento

Rocas plutónicas Rocas volcánicas Rocas sedimentarias rocas metamórficas

Componentescristales cristales y/o vidrio

Minerales, Cristales, fragmentos de rocas,

fósilesCristales

Forma de componentes

idiomórficos a xenomórficos

idiomórficos a xenomórficos

Clastos redondos- angulares

Químicos: idiomórficos a xenomórficos

Principalmente idiomórficos

Distribución de los tamaños de los granos

EquigranularTextura porfídica (fenocristales flotan en una masa afanitica)

MicrocristalinoEqui- Hetero granular Textura porfidobástica

Cristalinidad MacrocristalinoHolocristalino (solo cristales, sin vidrio)

Hemicristalina a hyalinaSedimentarias químicas:

en partes cristalinasHolocristalino

Distribución de los componentes Homogénea Heterogénea Estratificación

No homogénea, homogénea

Orientación de los componentes Irregular Textura fluidal Orientación de los clastos

Foliación, Esquistosidad

orientación

Ocupación del espacio

siempre compactamasivas sin intersticios

tal vez porosa hasta espumosa porosacompacta

masivas sin intersticios

Otras propiedadesfósiles, HCl positivo, sabor

Fabrica secundariaminerales especiales

Ejemplos Granito, Diorita, Gabro

Riolita, Andesita, Basalto Caliza, Arenisca, LutitaGneis, Esquistos,

Mármol

véase: Rocas plutónicas Rocas volcánicas Rocas sedimentarias Rocas metamórficas

Ambiente plutónico Ambiente Volcánico Ambiente sedimentario metamorfismo

3 / 2Textura de las rocas

Contenido de la página: Definiciones / Textura / Forma del grano / Tamaño del grano / Textura porfídica / porfidoblástica / cristalinidad /

Fabric /orientación / distribución

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Definiciones: Texture (ingles)

Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca. >>Mayor información 'Fabric' (ingles)

Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos. >>Mayor información

'Structure' (ingles)

Denomina fenómenos como pliegues, vetas, diaclasas, fenómenos de segregación etc. En los libros de la 'Geología Física` de STRAHLER (1992) y LEET & JUDSON (1968) textura se refiere a los términos ingleses 'Texture' y 'fabric'. Textura se deriva del latin textus = tejido. Entre la textura de una roca visible macroscópicamente, su posición geológica y el lugar de su formación existen a menudo relaciones muy estrechas.

'Texture' Significa el modo de construcción de la roca y describe las relaciones entre las componentes constituyendo la roca. 'Texture' es determinado por la forma de los componentes minerales y por las relaciones geométricas de ellos. Los parámetros principales de 'texture' son

1. la forma del grano 2. la granulidad 3. la cristalinidad.

1. La forma del grano puede ser :

- idiomorfa: forma propia, la idiomorfía se muestra a través de las formas rectas de los bordes de los granos, por ejemplo granates idiomorfos en una micacita con granate.

- hipidiomorfa: forma entre forma propia y forma ajena por ejemplo las hipidiomorfas plagioclasas en los granito s .

(>>rocas intrusivas)

- xenomorfa: forma ajena por ejemplo los xenomorfos cuarzos en los granitos.

(>> rocas intrusivas)

Otros términos para describir la forma de un mineral son:

- isométrica: en todas las direcciones del espacio +/- regularmente extendido.

- euhedral (los minerales presentan algunas señales de cristales), cúbico, prismático, columnar, entallecido (stengelig), acicular (nadelig), fibroso, tabular, hojoso, escamoso (schuppig).

- angular, redondeado en varios grados, elipsoidal, globular se emplea para los granos detríticos de sedimentitas clásticas. (véase: rocas sedimentarias)

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Para describir la forma de los bordes de los granos se emplea términos como: - rectilíneo, curvado, arqueado, interrumpido, de forma amíbica, dentado, serrado, deshilachado, dendrítico, esquelético.

2. La granulidad A base del tamaño de los cristales se subdividen las rocas y se distinguen:

2.1 La dimensión absoluta Para las rocas cristalinas se emplea la clasificación siguiente según MATTHES (1987):

Subdivisión Diámetro del grano en mm Cantidad de granos por cm². > 33 < 1de grano grande 33-10 < 1de grano grueso 10-3,3 1-10de grano medio 3,3-1,0 10-10²de grano pequeño 1,0-0,3 10²-10³de grano fino 0,33-0,1 10³-104

denso, afanítico 0,1-0,033 104-106

Microcristalino 0,033 - 0,001 > 106

Una clasificación común de los sedimentos clásticos para las dimensiones de los granos es la siguiente según Wenthworth (izq.) y DIN respectivamente:

2.2 La distribución del tamaño relativo de los granos o las proporciones de los granos Se distingue una distribución de granos del mismo tamaño , por ejemplo - equigranular - en los granitos. Véase también >>una distribución de granos de todos los tamaños, por ejemplo en una grauvaca. una distribución irregular de tamaños de granos. Variación serial se llama a una variación linear de los granos de un valor máximo a un valor mínimo. Variación irregular y hiatal se llama a una variación no linear de los granos.

Textura porfídica Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos: Cristales grandes (idiomórficos) flotan en una masa microcristalino / criptocristalino.

La textura porfidoblástica es típica para muchas metamorfitas. En el caso de las metamorfitas se ha favorecido el crecimiento de uno o de otro tipo de mineral respecto a los restantes bajo condiciones físicas o químicas del metamorfismo. En la medición de los tamaños de granos de secciones transparentes y pulidos los cortes de los granos generalmente no corresponden al diámetro máximo de los granos. En el caso de relaciones geométricas simples (formas simples de granos) el tamaño verdadero puede calcularse, en el caso de las formas complejas de la mayoría de las magmatitas y metamorfitas solamente mediciones numerosas garantizarían un calculo exacto del tamaño verdadero de los granos. En la sección transparente puede determinarse los valores máximos y mínimos de cada tipo de mineral y estimar un promedio de los cortes de granos como tamaño aparente de grano supuesto que las formas de granos sean simples. Un tamaño medio puede deducirse por ejemplo de la cantidad de todos los granos que ocupan un área distinta, por ejemplo un área de 1cm².

3. La cristalinidad Se describe por el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado (3.1) y por el grado en lo cual la roca es cristalina (3.2).

3.1 Para el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado se describe por los tamaños de los cristales y se emplea los términos siguientes:

- macrocristalino, fanerocristalino, faneritíco: los cristales/granos son macroscópicamente visibles. (>>véase rocas magmáticas: textura fanerítica)

- microcristalino: los cristales/granos son visibles por medio de un microscopio. - criptocristalino: hay que llevar a cabo un análisis estructural por rayos X para verificar la cristalinidad de los componentes minerales. - afanítico: microcristalino y criptocristalino (tamaño de granos <0.001mm=1µm)

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(>>véase textura afanítica en rocas magmáticas)- amorfo: sin estructura cristalina.

3.2 El grado de cristalinidad El grado de cristalinidad se describe por los términos siguientes: - holocristalino: Todos los componentes que construyen la roca son cristales, por ejemplo granito, diorita y otras rocas plutónicas. - hemi-, hipocristalino: La roca se constituye de componentes cristalinos y amorfos como riolita o dacita y otras rocas volcánicas. - hialino: Todos las componentes constituyendo la roca son amorfos, por ejemplo los vidrios volcánicos como la obsidiana.La obsidiana fresca es una roca negra translucida en las canteras más delgadas y con fractura concoidea. La obsidiana fresca contiene menor de 3 - 4% de peso en agua. La obsidiana con mayor de 3 - 4% de peso en agua se denomina 'Pechstein'. La obsidiana tiende cristalizarse o desvitrificarse y recibir agua durante los periodos geológicos. En general los vidrios rocosos son prácticamente desconocidos en edades anteriores a 225 Ma (anteriores del paleozoico y del prec á mbri co ). Típica para la obsidiana envejecida es la estructura perlítica, que ocasiona la descomposición de la roca en bolitas y fragmentos de mm o cm de tamaño a causa de las grietas de contracción irregular. A partir de las grietas y de las burbujas diminutas (las bolitas) se inicia la desvitrificación. Primero se forman cristales microscopios de cuarzo, cristobalitas y feldespato y se puede observar un crecimiento ordenado de cristales en forma de fibras radiales (= esferulitas). La obsidiana desvitrificada se llama 'Pechstein', la obsidiana caracterizada por las esferulitas se llama perlita.

'Fabric' se llama a la disposición espacial de los componentes construyendo la roca. Para describir 'fabric' se considera: 1. La orientación de los componentes. 2. La distribución de los componentes. 3. El grado de ocupación en el espacio.

1. La orientación de los componentes

Se distingue orientación irregular, roca isotrópica, por ejemplo granito, diorita. Orientación de los componentes, roca anisotrópica, por ejemplo micacita, filita. La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la

superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre. Para delinear una orientación particularmente los componentes son apropiados cuya formación sea especialmente laminar, tabular, acicular, fibrosa, por ejemplo la mica que principalmente produce la estructura hojosa de la micacita.

2. La distribución de los componentes se describe por los términos siguientes: homogénea, por ejemplo una caliza pura y densa o una diorita equigranular de grano medio. no homogénea. La distribución de los componentes está influida por la variación en el tamaño de los componentes (variación pequeña = roca homogénea, variación grande = roca no homogénea) y por la posición de los componentes. Las inhomogenidades de situación surgen especialmente por los cambios de material y del tamaño de los granos en las sedimentitas por ejemplo, a estos cambios se llama estratificación. Otros ejemplos para rocas no homogéneas son las rocas metamórficas con bandeamiento como los gneises.

3. La ocupación del espacio se describe por los términos

compacto porosoLas estructuras porosas muy estrechamente están extendidas entre las vulcanitas y las piroclásticas (los materiales volcánicos expedidos en erupciones). El gas disuelto en la lava liquida se dilata a causa de la liberación espontánea de presión durante la erupción y convierte a la lava prácticamente en espuma. Durante la solidificación se forma una roca repleta de huecos similares a burbujas.

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La porosidad se observa también en las sedimentitas. Rocas porosas son muchas vulcanitas y piroclásticas. Rocas compactas son especialmente las plutonitas y las metamorfitas.

3 / 3Métodos del reconocimiento de

minerales y rocas

Contenido: Introducción / Macroscópico / Microscópico / Análisis químico

1. Introducción:

Generalmente existen tres maneras de investigar un mineral o una roca:

1) Métodos macroscópicos

2) Métodos microscópicos

3) Métodos geoquímicos

El reconocimiento macroscópico es el método más simple y más económico. Por un reconocimiento microscópico se usan un microscopio especial y una preparación del la muestra es obligatorio. Análisis químicos realizan principalmente laboratorios especiales.

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2. Métodos macroscópicos

Solo con los ojos y algunas herramientas se describe una roca. Las herramientas son: Lupa, martillo, ácido clorhídrico, un trozo de vidrio. Con paciencia y experiencia se puede llegar a informaciones muy válidas y profundas. Se describe: Textura, fabric, color, densidad, dureza, brillo, morfología, exfoliación (fracturamiento), tipos de minerales, otras propiedades. Descripción de rocas:

1. Generalidades:1a) Color Color general café, amarillo, bicolor blanco-negro...1b) Peso El peso específico general liviano, normal, pesado1c) fracturamiento Manera como se rompe la roca irregular, regular, laminar, cúbico

superficie lisa, áspera1d) dureza dureza general blando, normal, duro2. Textura / estructura2a) cristalinidad: tamaño, visibilidad de los cristales

(componentes)macrocristalino / fanerítico microcristalino / afaneritico criptocristalino amorfo hialino

2 a1) Tamaño absoluto de los granos

tamaño en mm grano muy grande grano grande grano mediano grano fino compacto

2b) distribución del los tamaños

todos iguales o existen diferentes diámetros

equigranular heterogranular (textura porfídica) irregular

2c) forma de los cristales / de los granos

magnitud de la forma "original" cristalina de los componentes

idiomorfo hipidiomorfo xenomorfo

2d) Magnitud de la cristalización

cristal o vidrio ? holocristalino hemicristalino amorfo - hialino

3a) orientación de los componentes

con / sin orientación preferida isotropo (sin orientación) anisotropo: estratiforme, fluidal, esquistosa, plegada,

3b) ocupación del espacio porosidad compacto poroso: pumítica, espumosa, esferolítica

3c) Límites de los componentes

Análisis del conjunto normal, regular alterado soldados

3d) Tipos de granos cristales o fragmentos cristales fragmentos: minerales, rocas: textura clástica

4) Minerales componentes: contenido modal componente principal componente secundaria Minerales especiales

3. Métodos microscópicos La microscopia es el método que sigue después del reconocimiento macroscopico. Principalmente hay diferenciar entre dos tipos de microcopia: a) secciones transparentes con luz transmitida y b) pulidos con luz reflejada.

Secciones transparentes:Los microscopios tienen una óptica parecida de un microscopio "normal" que se usan en la biología. Hoy día casi todos son binoculares un una fuente de luz en su pedestal. Lo diferente es, que microscopios de la geología - petrografía - mineralogía contemplan con un analizador y un polarizador. Son dos filtros que dejan cruzar solamente luz polarizado. Lo otro es la mesa

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giratoria - que permite rotar la muestra (sección transparente) en una forma centrada. Además los microscopios tienen la posibilidad de incorporar filtros especiales: por ejemplo la "cuña de cuarzo" o el filtro de lamda cuarto (λ/4).La sección transparente es una lamina fina de la muestra (25 micrones) pegada encima de un portaobjeto y tiene que tener un cubierto de vidrio (sí no hay que mojar la sección transparente durante el análisis).Una sección transparente permite una observación detallada del contenido en minerales de la roca. Con ayuda de la amplificación y de los propiedades ópticos de los minerales se puede reconocer casi todos los minerales claros. Además permite un análisis de la parágenesis, de la estructura y de la microtextura de la muestra. Se puede contar (con un pointcounter, contador de puntos) el contenido modal de la roca - es decir la cantidad porcentual de los diferentes minerales distribuidos en la roca. Las desventajas de este método son: se necesita una preparación de la muestra, los minerales de mena y algunos máficos no son bien distinguibles, algunos minerales arcillosos algunas veces resisten a un reconocimiento detallado. Claro que la calidad del microscopio da un límite (en aumento y nitidez) y la experiencia del profesional.

Pulidos:Los pulidos se usan en la microscopía de mena, es decir con luz reflejada. Se prepara una briqueta - una muestra altamente pulido. Se analiza la muestra abajo del microscopio en un ambiente de aire y óleo. Este método no llega a aumentos tan altas que la sección transparente, pero permite un reconocimiento de casi la totalidad de los minerales de mena.

4. Análisis químicos

Existen varios tipos de análisis geoquímicos. Los más importantes son la fluorescencia de rayos X y la difractometría. En ambos casos se usan equipos especiales y una preparación de la muestra es necesario.

La fluorescencia de rayos X: Permite una análisis por elementos químicos. Como resultado sale un listado de los elementos químicos principales (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, ...), los elementos de traza (Ba, Sr, U, Cu, ...) y las tierras raras (Y, Nb..). Los elementos químicos principales salen en % , los otros en ppm (partes por millones).

La difractometría: Como resultado salen listados de los contenidos en minerales de la muestra. Algunas veces se puede hacer un análisis semi-quantitiva. Se puede detectar con este método todos los minerales con estructura cristalina especialmente se aplican la difractometría para los minerales arcillosos.

4 / 1ªLas rocas ígneas

Introducción I

Contenido de la página: Introducción / Lava / Volátiles / Gradiente Geotérmico / Fundición /Tipos de rocas ígneas / Origen de las rocas ígneas /

Diferenciación magmática

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1. El Magma - una introducción

El magma se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de magma se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos en el. El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. Este estado se llama la fusión parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo oceánico. El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido. Comparamos el material sólido rocoso situado en altas profundidades es decir en el manto superior con un volumen de agua encerrado en una olla de presión hirviéndose por ejemplo a una temperatura de T = 120°C. ¿Cómo el agua se convierte en vapor? ¿O es decir cómo el material rocoso se convierte en un magma? Hay dos posibilidades:

1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el agua está en ebullición. 2. Se puede abrir la olla de presión o es decir disminuir la presión, el agua saldrá de la olla en forma explosiva y gaseosa. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión (la segunda alternativa) es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma.

1.1 Lava Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente. (>> véase Rocas volcánicas)

1.2 Volátiles Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas.

El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y Hidrógeno H2.

Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma en consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de la hidrosfera.

1.3 Gradiente geotérmico El gradiente geotérmico en la corteza o es decir la subida de la temperatura con la profundidad es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.

1.4 Como se funde una roca en la naturaleza Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición química). En lo siguiente se presenta la temperatura de fusión (Tf) de algunos minerales y rocas para presiones definidas.

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Mineral o roca Formula estructural Presión en kbar

Profundidad correspondiente en km

Temperatura de fusión Tf en °C

Olivino (Mg, Fe)2SiO4 0,001 (= 1 bar) 0 1600-1800

Anortita CaAl2Si208 0,001 0 1200-1400

Fierro Fe 0,001 0 1500

Fierro Fe 40 100 1650

Roca básica seca 60% de piroxeno, 40% de anortita

8 20 1360-1400

Roca básica con una proporción substancial de

agua

60% de piroxeno, 40% de anortita, agua

8 20 700-1000

Se concluye, - que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la temperatura de fusión como consecuencia o viceversa una baja de la presión resulta en una disminución de la temperatura de fusión de una sustancia. - que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua. Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesta a una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.

2. Tipos de las rocas ígneas Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento:

Rocas ígneas o magmáticasRocas intrusivas o rocas

plutónicasRocas subvolcánicas o

hipabisalesRocas extrusivas o

volcánicasRocas volcanoclásticas

Cristalización en altas profundidades

Cristalización en baja profundidades

Cristalización a la superficie Cristalización superficial o en la atmósfera

Enfriamiento lento enfriamiento mediano enfriamiento rápido enfriamiento muy rápidocristales grandes cristales grandes o

pequeñoscristales pequeños y tal vez

fenocristalescristales pequeños

sin minerales amorfos casi sin minerales amorfos con minerales amorfos con minerales amorfossin porosidad casi sin porosidad con porosidad tal vez textura espumosa

textura equigranular textura equigranular o porfídica

grano fino o textura porfídica

grano fino con bombas o clastos

cristales hipidiomórfico cristales hipidiomórficos o/y fenocristales idiomorf.

fenocristales idiomorficos cristales con contornos fundidas

Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Los dos más importantes serían las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipabisales (cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmosféricos como el viento.

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3. Origen de las rocas ígneas

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma cuales no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos. Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una energía térmica tremenda y va a afectar las rocas de caja en una zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas (metamorfismo de contacto). Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida, por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques (foto), stocks o lacolitos cuales pertenecen a las rocas hipabisales.

4 / 1bLas rocas ígneas

Diferenciación magmáticaContenido de la página:

Diferenciación magmática / Serie de BOWEN

3.1 Diferenciación por cristalización -Cristalización de un magma de silicatos

Términos y Definiciones:Diferenciación: formación de magmas parciales de distintas composiciones.Fraccionamiento: separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravitación por ejemplo.A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman reacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua. Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición

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intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+. Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el anfíbol seguido por la biotita. La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita. Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de la temperatura disminuyéndose. Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - sencillas y con la temperatura sucesivamente disminuyéndose las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejos. El olivino, cuya estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4- independientes cristaliza al primero a las temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-, seguido por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -.

Se distinguen algunos pocos tipos primarios de magmas como por ejemplo el magma basáltico. Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados temprano y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espinela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitativa. Los cristales precipitados temprano se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados tempranos se separan del magma restante más denso y suben hacia arriba. Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesuvio, Italia, donde los cristales menos denso de leucita se precipitaron temprano, se separaron del magma restante más denso y subieron. Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitativa entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante. Las fábricas de cúmulo están realizadas principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, África del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km de 9 km de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas de magnetita. Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el complejo de Stillwater en Montana, EE.UU..

La formación de magmas parciales se explica por a) La diferenciación gravitativa b) El principio de reacción de BOWEN (véase figura izquierda): Las reacciones de los minerales cristalizados temprano con el magma restante se puede describir esencialmente con los dos siguientes sistemas sencillos de modelo: Forsterita (Mg2SiO4) - SiO2 apropiado para los minerales máficos como olivino y piroxeno: Cristalización del olivino → separación parcial del magma restante por gravitación (acumulación del olivino en el fondo de la cámara magmática) o por la formación de una aureola de piroxeno alrededor del olivino, la cual funciona como un escudo de protección impidiendo que el olivino reaccione con el magma → magma restante enriquecido en SiO2 y en Fe2+, más pobre en MgO respecto al magma originario → descenso de la temperatura → formación de (Mg, Fe) piroxeno → (Mg, Fe) Ca-piroxeno → hornblenda → biotita. Los minerales cristalizados relativamente tarde como hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH en su estructura.

Factores importantes de la diferenciación del magma son: - la temperatura, - la composición del magma restante variándose, - la presión parcial del gas de H2O a partir de la cristalización de los minerales caracterizados por grupos de OH.

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Fig. Serie reacciones de Bowen

véase: Basalto / Andesita / Traquita / Riolita / Gabro / Diorita / Sienita / Granito

El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos. La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente: a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.

4 / 2Las rocas ígneas

La secuencia magmáticaContenido de la página

El sistema binario de los feldespatos / La secuencia magmática / Fase pegmatítica / Fase hidrotermal / contaminación / ambiente geotectónico

3.2 Las plagioclasas en el sistema magmático (véase también Mineralogía: Los Feldespatos)

Sistema binario de las plagioclasas (cristales mixtos) Anortita (CaAl2Si2O8) - Albita (NaAlSi3O8) apropiados para los minerales claros o es decir félsicos: La plagioclasa cristalizada temprano es rica en Ca2+ y reacciona con el magma restante formando una plagioclasa menos rica en Ca2+, más rica en Na+ con la temperatura disminuyéndose. à Cuando el cristal mixto de plagioclasa no reacciona completamente con el magma restante - un caso común en la naturaleza - el magma restante se vuelve más rico en NaO y en SiO2 y más pobre en CaO y Al2O3 en consecuencia de la cristalización de la plagioclasa rica en Ca2+. Los desequilibrios químicos resultan en la formación de plagioclasa zonada con un núcleo rico en Ca2+ y un margen rico en Na+. K se consume al primero en la formación de biotita y luego después de una nueva acumulación en el magma restante K contribuye a la cristalización de los feldespatos alcalinos (KAlSi3O8).

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Si la cristalización inicia con un mineral máfico o félsico depende sobre todo de la composición original del magma. Disminuyendo la temperatura del magma la polimerización de Si-O se aumenta dando lugar a estructuras cristalinas complejas. La proporción Si:O se reduce.

En olivino Si:O = 4 : 16 En anortita

En albita

Si:O = 4:16

Si:O = 4: 10.7

En piroxeno Si:O = 4 : 12.En hornblenda Si:O = 4 : 11.En biotita Si:O = 4 : 10

En el transcurso de la cristalización y del fraccionamiento (=separación de los minerales cristalizados del magma) el magma restante se enriquece en: H2O, Si4+, Na+. (Véase Diagrama sistema ternario de los Feldespatos (Na - Ca - K)

3.3 Clasificación de la secuencia magmática

La clasificación de la secuencia magmática se subdividen en grandes rasgos como sigue:

Fase magmática Intervalo de temperatura

Fase magmática temprana > 900°CFase magmática principal 900 - 600°CFase pegmatítica 600 - 500°CFase neumatolítica 500 - 400°CFase hidrotermal (>>) 400 - 100°CFase teletermal < 100°C

3.3.1 Fase pegmatítica (500 - 600°C)

En la fase pegmatítica cristalizan grandes cantidades de silicatos con elementos raros y no compatibles tales como berilio, boro, niobio y otros. Los elementos no compatibles se incorporan sólo difícilmente en las estructuras de minerales de formación magmática o metamórfica. Durante la cristalización magmática se acumulan en el magma restante disminuyéndose paulatinamente. A partir de este magma restante enriquecido en los elementos no compatibles cristalizan minerales de estructuras menos ordenadas mejor apropiadas para incorporar los iones de los elementos no compatibles. Las propiedades responsables para la incompatibilidad de algunos elementos son las siguientes: Un radio jónico grande (elemento litófilo) en combinación con un potencial jónico relativamente pequeño (menor a 2,0). Los radios iónicos de algunos elementos son demasiado grandes para ocupar las posiciones jónicos entre los tetraedros de [SiO4]4- de los silicatos. Por ejemplo los radios iónicos grandes de K+, Rb+, Cs+ y en menor escala Na+ excluyen estos elementos de varios silicatos, especialmente de los minerales densos de Fe-Mg tales como olivino y piroxeno. Un alto potencial de ionización (> 2,0). Por ejemplo el ion Th4+ tiene un radio jónico similar a el de Ca2+, pero su alta fuerza polarizante y su enlace relativamente covalente se oponen a la ocupación de las posiciones normalmente ocupadas por el Ca2+

en un cristal cuyos enlaces principalmente son de carácter jónico. Otros elementos de potencial de ionización alto (> 2,0) y de un radio jónico pequeño a mediano son B, Be, Nb, Ta, U. Además los elementos livianos de las tierras raras (LREE) son incompatibles. Pero los elementos pesados de las tierras raras (HREE) pueden incorporarse más fácilmente en las estructuras cristalinas de algunos minerales formadores de rocas debido a sus radios jónicos medianos. Los elementos de las tierras raras o es decir los lantanidos son los elementos desde La hasta Lu.

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3.3.2Fase hidrotermal

La fase hidrotermal se puede subdividir más en:

Fase: temperatura en ºCKatatermal 400 - 300°CMesotermal 300 - 200°CEpitermal 200 - 100°C

Estado hidrotermal La materia residual final del magma es una solución acuosa rica en Si, se encuentra en el estado líquido a temperaturas relativamente bajas y forma filones rocosos. La fase hidrotermal juega un papel muy importante en la formación de yacimientos. Abajo del punto critico de agua el sistema hidrotermal depende mucho de la temperatura y de la presión. (mayores informaciones en "Apuntes Depósitos Minerales")

3.4 Transformación de un magma por contaminación

Un magma puede ser modificado por la asimilación (incorporación y fusión) de rocas de caja en el. El magma solo puede fundir los minerales con temperaturas de fusión o cristalización respectivamente menores en comparación con la temperatura del magma. Un magma de composición diorítica por ejemplo no es capaz de asimilar los minerales olivino y anortita de temperaturas de fusión más altas.

3.5 Origen del magma en el contexto de la tectónica de placas De acuerdo de la situación geotectónica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de subducción es diferente como el magma de un lomo central oceánica. El ambiente geotectónico se refleja entonces en los tipos de rocas magmáticas (composición petrográfica) y en la composición química, especialmente de los elementos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La).

Manto superior: formación de corteza oceánica nueva de composición máfica por magma ascendente en los bordes expansivos de placas litosféricas (lomos oceánicos).

Corteza terrestre: los bordes de las placas litosféricas se hunden en el manto superior, donde sus superficies superiores se funden, se transforman en magma, que asciende hacia la corteza terrestre: subducción

4 / 3-aRocas ígneas o magmáticas

Denominación (1)Contenido de la página

Introducción ● contenido SiO2

Clasificación de las rocas magmáticas

Introducción

La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra se constituye en más de 90% del peso de minerales de silicato y cuarzo o sólo de minerales de silicato. En poco porcentaje de peso pueden participar óxidos de Fe y de Ti, en menor porcentaje de peso pueden presentarse fosfato de calcio y otros minerales. En general se puede presentar la composición de las rocas magmáticas completamente o casi completamente por medio de su contenido en los óxidos siguientes: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe(3+)

2O3, Fe(2+)O, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, CO2, SO3 y H2O. Normalmente SiO2 es el componente dominante.

1. Clasificación por el contenido de SiO 2

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Una clasificación simple de las magmatitas se basa en su contenido en SiO2, se distingue:

magmatitas ácidas: >65% de SiO2

magmatitas intermedias: 65 - 52% de SiO2

magmatitas básicas: 52 - 45% de SiO2

magmatitas ultrabásicas: <45% de SiO2

El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos. La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente:

a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.

La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y otros diagramas. En el caso de las plutonitas y diques completamente cristalinos la clasificación se basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.

4 / 3-bRocas ígneas o magmáticasDenominación- Streckeisen

Contenido: Diagrama de Streckeisen ●Uso del diagrama ● Andesita-Basalto ●

Diorita-Gabro

2. Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN): La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y otros diagramas. En el caso de las plutonitas y diques completamente cristalinos la clasificación se basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.

El diagrama "STRECKEISEN" o "QAPF" es actualmente el diagrama más "oficial" en la denominación de las rocas ígneas. El diagrama permite en una manera bastante fácil la denominación de rocas plutónicas y volcánicas. Solamente el contenido modal de 4 minerales en una muestra (y la textura) definen al final el nombre de la roca. Existen solamente pocas excepciones: Nombres como "ignimbrita" o piedra pómez no tienen su origen en este diagrama. Además todas las rocas con un contenido menor de 10 % en Q-A-P-F, significa sí la suma del contenido modal en cuarzo + feldespato alcalino + plagioclasa + feldespatoides no alcanza 10 %) se tratan en un otro diagrama.

El diagrama QAPF o Streckeisen es valido: 1. Para rocas intrusivas y hipabisales (subvolcanicas) 2. Para rocas volcánicas

Figura: El diagrama Streckeisen o QAPF. Los números de los sectores representan un sector de una composición determinada. Cada sector pertenece a un nombre intrusiva o extrusiva. Solamente el campo

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Uso del diagrama:

Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo

Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral modal. Métodos simples para determinarlo son los siguientes :

a) Se determina el contenido cualitativo de la roca identificando todos los minerales microscópicamente visibles y se estima la participación de cada tipo de mineral.

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b) Se determina el contenido cualitativo de la roca observando una sección transparente de la roca en cuestión a través de un micropolariscopio, identificando todos los minerales y contando los diferentes tipos de minerales (por ejemplo por medio de un ‘point counter’), que aparecen en un área definida, por ejemplo de la dimensión 10 x 10 mm2.

Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son :

1. Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2. 2. A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de 5% del componente anortita, sanidina). 3. P = Plagioclasa (An 5 a 100), scapolita. 4. F = Feldespatoides : leucita, calsilita, nefelina, sodalita, noseana, hauyna, cancrinita, analcima y los productos de transformación de estos minerales.

Los porcentajes de volumen de los componentes A, P, Q o F se determina contando los componentes A, P, Q o F o se aplica una de las normas especiales a un análisis químico de la roca. Se convierte los porcentajes de volumen de A, P, Q o F a 100% y los resultados se presenta en el triángulo doble de Streckeisen. De tal modo se puede clasificar una roca magmática y se obtiene la denominación de la roca en cuestión.

El problema de campo 9 y 10 ( Andesita-Basalto/Diorita-Gabro)

Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la composición de la plagioclasa :

Andesita Basalto

Anortita en la plagioclasa: An 30-50%

Anortita en la plagioclasa: An 50-90%

Hornblenda Augita

Biotita Olivino

más clara más oscuro

porfídica textura fina

Diorita Gabro (<)

Anortita en la plagioclasaAn 30-50%

Anortita en la plagioclasa:An 50-90%

Hornblenda Augita

Biotita Olivino

más clara más oscuro

Recuerde: Andesita y Basalto son rocas volcánicas, Diorita y Gabro son rocas intrusivas

4 / 3-cRocas ígneas o magmáticas: Denominación

MáficosContenido de la página:

Clasificación con máficos ● Diagrama Opx-Cpx-Ol ● amorfos3. Los minerales máficos

Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Minerales máficos son micas de Fe y Mg, anfíboles y piroxenos, olivino, menas, circón, apatito, titanita, epidota, ortita, granate, melilita, monticelita y carbonatos primarios. Según su composición la moscovita no pertenece a los minerales máficos, pero tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F. Los minerales máficos se toman en cuenta de tal modo, que se determinan su participación en la roca magmática en cuestión. Si su participación es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales máficos.

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Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes :

Nombre M (cant. de máficos)leuco- M= 0 - 35%meso- M= 35 - 65%mela- M= 65 - 90%ultramáfico M= 90 - 100%.

Rocas, cuya composición se presenta al lado izquierdo del triángulo doble de Streckeisen es decir rocas ricas en A y Q o A y F, son más pobres en minerales máficos que las rocas, cuya composición cae al lado derecho de este triángulo o es decir rocas ricas en P y Q o P y F. Además se puede utilizar triángulos, que proporcionan los contenidos en minerales máficos, feldespatos y cuarzo o feldespatoides en vez de cuarzo. Para la presentación de los cuatro componentes se debe utilizar un tetraedro. Reglas especiales se emplea para rocas, que llevan melilita (sorosilicato, que forma pares de tetraedros de (SiO4)4-, (Ca,Na)2((Mg,Fe2+,Al,Si)3o7) y carbonatos.

Diagrama de la clasificación basada en los contenidos de Olivino-Piroxenos

Para m>90 %: Contenido de minerales máficos mayor de 90 %

4. Contenido de minerales amorfos En el caso de las vulcanitas adicionalmente se puede indicar su contenido en vidrio como sigue: 0 - 20 % de volumen: llevando vidrio.

20 - 50 % de volumen: rico en vidrio.50 - 100 % de volumen: vidrioso.

Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’.

4 / 3-dRocas ígneas o magmáticas

DenominaciónAmbientes especiales

Diques, subvolcanicas y piroclásticasContenido de la página

denominación de Diques y hipabisales ● piroclásticos

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5. Diques y rocas subvolcánicas (hipabisales) / >> más información

La nomenclatura para los diques y rocas subvolcánicas no se practica uniformemente, pero se tiende a acercarla a la nomenclatura de las rocas plutónicas. En el caso de estas rocas se elige una denominación, que también indica propiedades especiales de su textura, por ejemplo se llama microgranito a un dique o una roca subvolcánica de composición granítica o se llama microgranito porfídico a un dique con inclusiones de feldespato y/o cuarzo en una masa densa o de grano muy fino.

5.1 Denominación: a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas: b) Nombres especiales: Pegmatita / Aplita / Lamprófidos

Ejemplos: granito porfídico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfídica. microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños. pegmatita : Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos químicos muy escasos.Pegmatitas véase: "secuencia magmática" o "formación de rocas hipabisales"Aplita: Dique blanco con cristales pequeños. Lamprófidos: composición mesocrática a melanocrática.

6. Piroclásticos

El material no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos. Partículas de rocas antiguas arrastrado por el evento magmático se llama litoclástos, trozos de otras rocas se lama (igual en intrusivas) xenolitos.

Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

6.1 Clasificación de las piroclásticos :

Tamaño de los fragmentos Tefra (sin compactación) piroclasticas (compactadas)> 64 mm bombas piroclásticas

2 - 64 mm lapilli toba de lapilli< 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita

6.2 Nombres especiales

6.2.1 Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus equivalentes basálticos se denomina escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la piedra pómez. (>> véase capítulo piroclásticos)

6.2.2 Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.

4 / 4Rocas Intrusivas o

rocas plutónicasContenido:

Rocas Intrusivas / Formación / Textura / Denominación / Ejemplos / Granito / Granodiorita /Diorita / Gabro / Sienita / Afloramiento

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1. Formación de rocas intrusivas (resumen):

a) Cristalización a dentro de una cámara de magma b) Cristalización muy lento (algunos millones de años) c) Ambiente de alta presión véase: Origen

2. Textura:

-Holocristalinas: Solo existen minerales con estructura cristalina: No hay vidrio! -Cristales de tamaño mediano y grande (0,5 mm hasta 2 mm) Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Excepción: Granito porfídico.

El granito porfídico es una roca intrusiva con una textura porfídica como normalmente se encuentra en las rocas volcánicas (Riolita, Andesita)

- Hipidiomórfico: Cristales tienen una forma aproximadamente propia. - Minerales son distribuidos irregularmente, homogéneas. - Macizas sin intersticios

Textura fanerítica Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes.Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano pequeño o grueso.

Textura granular Los minerales principales son isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las rocas la fabrica es masiva, los minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no isométricos como las láminas de feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es típica para las plutonitas y también está desarrollada a menudo en las rocas subvolcánicas y en los diques. Textura equigranular xenomórfica Textura muy común en una roca plutónica: Equigranular significa que los granos tienen el mismo tamaño. Xenomórfica significa, que los minerales (cristales) no muestran sus contornos propios. Este textura se encuentra entre otras en granitos.

Textura panalotriomórfica o xenomórfica La textura xenomórfica es una textura granular. Los minerales principales son xenomórficos, se tocan entre sí con bordes sencillos, arqueados o de otra forma. Muchos gabros están caracterizados por una textura alotriomórfico granular.

Textura hipidiomórfica La textura hipidiomórfica es una textura granular. Una parte de los minerales principales es idiomórfica, la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy común en los granitos, las sienitas y las dioritas. (>>definición)

Textura panidiomórfica o idiomórfica granular respectivamente La mayoría de los minerales principales es idiomórfica, una proporción relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre los minerales idiomórficos.

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Cúmulo El término 'cúmulo' se refiere a la acumulación de cristales precipitados de un magma sin habiendo sido modificado por una cristalización posterior, la acumulación se debe a la gravedad. 'Cúmulo' también es el adjetivo para la textura de un acumulado (Kumulat). Cúmulos están desarrollados especialmente en algunas plutonitas básicas y ultrabásicas, en las intrusiones estratificadas. Los cristales cúmulos se forman a partir del magma y se acumulan en capas o estratos especiales llamados acumulados o en fragmentos de ellos. El material del intercúmulo (o es decir del espacio entre los cúmulos) cristalizado del magma restante se ubica entre los cristales cúmulos. En un acumulado el contenido en material del intercúmulo es menor a 5%. Después de la acumulación a los cristales cúmulos se pueden agregar más material proveniente del intercúmulo. Este material se denomina el adcumulado, por ejemplo compuesto de plagioclasas. Los heteracumulados se componen de los cristales cúmulos y de otros minerales cristalizados alrededor de los cristales cúmulos en manera poiquilítica.

Textura gráfica Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se observa las inclusiones de cuarzo alineados según un orden mas o menos regular en el feldespato alcalino de tal manera apareciendo como letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura 'granito gráfico'. La textura está desarrollada especialmente en algunas pegmatitas.

Textura micrográfica Se refiere a los productos de la desvitrificación de intercrecimientos de cuarzo y feldespato alcalino en los granofíros y en las riolitas. La textura está característica para micropegmatitas, granofíros. Los términos gráfico y micrográfico se aplican también a los intercrecimientos de otros minerales por ejemplo entre cuarzo y plagioclasa.

Textura mirmequítica La textura mirmequítica se refiere al intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo desarrollado en granitos y gneises. La plagioclasa es de forma convexa con respecto al feldespato alcalino y alberga pétalos y palitos de cuarzo en alineación divergente y en otra. Los intercrecimientos parecidos entre otros minerales se puede llamar similar a la textura mirmequítica.

3. Denominación:

Según STRECKEISEN para rocas intrusivas "normales" con un contenido modal de cuarzo, Feldespatos alcalinos y Plagioclasa. Diagrama de piroxenos / olivino sí no hay (menor de 10%) Cuarzo+Feldespatos Alcalinos+Plagioclasa

4. Las rocas intrusivas más importantes:

4.1 Granito: (>>foto)

Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como minerales claras: Feldespatos alcalinos (microlina o ortóclasa), cuarzo y plagioclasa. El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento concoide. Los componentes máficos son biotita, muscovita, hornblenda. Augita es muy escaso. Cuarzo y los feldespatos muestra contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente hipidiomórfico o idiomórfico.

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4.2 Granodiorita:

La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos Alcalinos in comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también se aumentan las cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita, hornblenda, raramente augita.

4.3: Tonalita: (>>foto)Roca generalmente de color blanco con predominancia en plagioclasa y cuarzo. No hay (menor de 5% Feldespatos alcalinos). Muchas veces la Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.

4.4 Diorita: (>>foto)

La diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como componente clara se encuentra casi solo plagioclasa (Contenidos de An 30-50). Cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y titanita. Augita es más escasa. La textura es hipidiomórfica - granular, pero los grandes cantidades de plagioclasa (blanco-gris) esconden la equigranualidad.

4.5 Gabro (>>foto)

Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita (campo No. 10). La plagioclasa es la componente predominante, pero con contenidos de An entre 50-90. Piroxenos son muy frecuente.

4.6. Monzonita (>>foto)

Roca con una cantidad parecida entre Plagioclasa y Feldespato Alcalino (Ortoclasa). Generalmente tiene poco o ningún cuarzo.

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4.7 Sienita:

La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su color en general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y augita.

Otros nombres:

Carbonatita:Roca intrusiva de un magma de carbonatos. No muy frecuente.Felsita La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas. Tal vez su origen no es tan claro - siempre se mantiene la discusión de una formación o por lo menos de una impregnación post-magmática.

Afloramiento: En la región Atacama se conocen una gran cantidad de rocas intrusivas. En la mayoría afloran Dioritas, Granodioritas, Monzonitas y Granitos. Ejemplo: Cerro de la Universidad de Atacama: Diorita. Una colección virtual de rocas intrusivas de la Región Atacama se puede observar en el Museo Virtual (>>).Una roca especial: Granito orbicular entre Chañaral y Caldera.

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Rocas hipabisaleso subvólcanicas (Diques)

ContenidoFormación de rocas hipabisales / los diques / textura / denominación / ejemplos, rocas / Pegmatitas /

Aplitas / Lamprófidos

1. Formación de rocas hipabisales

1.1 Los Diques

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Estructuras tabulares magmáticas con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En la mayoría este cuerpos son sub-vertical. Diques tienen una formación magmática. Entonces pertenecen al grupo de las rocas intrusivas. No siempre es posible reconocer una muestra de un dique o otra estructura subvolcanica como intrusiva. Lamentablemente la velocidad de enfriamiento en los diques puede ser relativamente rápido - significa la textura de las rocas hipabisales, subvolcanicas o diques podría parecer a una textura que normalmente muestran las rocas volcánicas. Además hay que diferenciar entre dique y veta: Un dique tiene un origen magmático - una veta es origen de una precipitación hidro- o teletermal. (mayores informaciones en Apuntes Geología Estructural >>)

2. Textura de rocas hipabisales

Las rocas de diques tienen una textura parecida como una roca intrusiva o volcánica:

a) Textura equigranular , grano mediano, pero el tamaño de los cristales es mas pequeño. b) Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcánica común.

b) 3. Denominación:

a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas: b) Nombres especiales: Pegmatita o Aplita

4. Rocas Hipabisales: Ejemplos:

4.1 granito porfídico : Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfídica.

4.2 microdiorita : Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.

4.3 Pegmatita : Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos químicos muy escasos.

A diques de grano grueso a gigantesco · con (1) feldespatos, cuarzo +/- micas o · con (2) feldespatos, feldespatoides y otros silicatos de aluminio como componentes principales se llama pegmatitas. Principalmente se distingue · pegmatitas graníticas (1) y · pegmatitas, cuya composición es parecida a la de las sienitas nefelinas (2). En la fase básica de cristalización de los plutones se segregan principalmente silicatos libres de agua, tales como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido restante durante la separación por cristalización tiene que volverse cada vez más rico en H2O. Además es enriquecido con otros elementos fácilmente volátiles, tales como el flúor, el cloro y el boro. Los últimos sobre todo juegan un papel importante en el estadio neumatolítico (T = 500 - 400ºC) de la sucesión magmática. El estadio pegmatítico se

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desarrolla con temperaturas encima de 500ºC. Las pegmatitas separan por cristalización cantidades grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas se caracterizan por su textura peculiar. La riqueza en agua de estos fundidos restantes produce las condiciones aptas de crecimiento y, por selección de gérmenes, un proceso que provoca que solo crezcan unos gérmenes minerales muy determinadas. De este modo se forman pocos monocristales, pero muy grandes. Además se produce el enriquecimiento de los fundidos residuales en elementos muy raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio y otros.

4.4 Aplitas

Dique blanco con cristales pequeños

A diques claros de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a plutonitas distintas del triángulo doble de Streckeisen se llama aplitas, por ejemplo aplita de granito, de granodiorita o sienita. Generalmente las aplitas son rocas leucocráticas (M<5).

4.5 Lamprófidos

Otro grupo de diques forman los lamprófidos, los cuales con respecto a su textura no son equivalentes simples de plutonitas o vulcanitas comunes. Por esto se establecieron una clasificación distinta para estos diques.

Propiedades comunes de los lamprófidos son los siguientes:

1. composición mesocrática a melanocrática 2. feldespatos si existente solo en la masa básica 3. inclusiones de biotita y anfíbol o abundante en la masa básica, otros minerales máficos son clinopiroxeno, olivino, en casos especiales también melilita 4. contenido alto en K2O (o K2O + Na2O) respecto al contenido en SiO2 5. contenido alto en minerales primarios hidróxidos (biotita, anfíbol, Fe-flogopita) y en productos de transformación hidrotermal (clorita, actinolita, talco, sericita, zeolitas) 6. contenido alto en elementos más raros como Cr, Ni, Sr, Rb, P y otros. Con base en su petrografía, su composición química su asociación con otras magmatitas se distingue por lo menos 3 grupos de lamprófidos: 7. Lamprófidos en sentido estricto o lamprófidos shoshoníticos o lamprófidos de calcio y elementos alcalinos (z.B. Minetta, Kersantita, Vogesita, Spessartita). La composición química de los lamprófidos en sentido estricto es SiO2 46 a 57%, Al2O3 11 a 18%, Óxidos de Fe 5 a 10%, MgO 3,5 a 9,5%, K: (K + Na) 0,4 a 0,9 en los minettas y 0,2 a 0,7 en los otros lamprófidos, Mg: (Mg + Fe) 0,4 a 0,8. 8. Diques anchibasálticos o lamprófidos alcalinos (z.B. Camptonita, Monchiquita). En su quimismo y parcialmente en su contenido mineral modal las rocas de este grupo son parecidos a los basaltos alcalinos y sus diques. 9. Diques alcalinos y ultrabásicos (z.B. Ouachitita), lamprófidos y carbanaceos (z.B. Alnöita, Polzenita).

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Las rocas volcánicas

ContenidoIntroducción/ Textura / Denominación / Rocas / Andesita / Basalto / Riolita

Las rocas volcánicas (extrusivas) Introducción: Formas de soldificación de las vulcanitas estrechamente están relacionadas con su contenido en SiO2, con el contenido gaseoso de los fundidos respectivos y con la viscosidad del lava. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta viscosidad o es decir ellos son relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad o es decir son relativamente líquidos. Las superficies de corrientes de lava basálticos, que son de poca viscosidad (muy líquidos), muestran formas de soldificación características. Las denominaciones de estas formas de soldificación se han derivados de las lenguas aborígenes de Hawai, por ejemplo las lavas cordadas se llama ‘Lava de Aa y Pahoehoe’. Si un

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corriente de lava fluye en un lago o hacia el interior de un mar (en los lomos de mar subacuáticos por ejemplo) se forman las lavas de almohada o ‘pillows’, que son de composición basáltica. La lava Propiedades de la lava son las siguientes: a) Temperatura (T) b) Explosividad a) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando está sujeto a fuerzas no equilibradas.

Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azúcar para hacer caramelos a baja T. Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azúcar, que fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla espesa.

Lava básica Emerge con T = 1000 - 1200°C. De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en laminas delgadas. De bajo contenido en volátiles. Lava ácida Emerge con T = 800 - 1000°C. De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad debido a su alto contenido en volátiles.

Textura:

Recuperación: Texture' (ingles) Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca. 'Fabric' (ingles) Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos.

Textura afanítica

Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos (micro- o criptocristalino). Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales. Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas volcánicas. Compare con la textura fanerítica>>Textura vítrea La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico visible en una muestra de mano, cristales parcialmente también pueden constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava y intrusiones emplazadas en una profundidad muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos desciende tan rápidamente, que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura ordenada cristalina. El líquido silicático se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.

Textura porfídica

Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos.

La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados.

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Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura glomerofídica. Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de minerales. La textura fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es microlítica, constituida de numerosos cristales pequeños distribuidos irregularmente o alineados, que se ubican en una masa de cristales aún más finos o de vidrio. La textura porfídica es típica para las rocas volcánicas, para muchas rocas subvolcánicas y para algunos diques. Incluso las plutonitas pueden adquirir una textura similar a la textura porfídica producida por cristales grandes similares a fenocristales. (véase en el Museo Virtual: Textura porfídica)

Origen de la textura porfídica: Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura.

Textura clástica

Clastos - mejor se usa la palabra "piroclastos" - para diferenciarla del ambiente netamente sedimentario, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva.

Rocas de dos tipos dominantes de textura son los siguientes: Una roca de textura piroclástica puede constituirse de fragmentos de rocas afaníticas y/o faneríticas y de fragmentos vítreos. Si la mayoría de los clastos son vítreos, se denomina la textura de la roca vítroclástica.

Otras texturas son:

Textura fluidal La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes

de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.

Textura ofítica La textura ofítica se aprecia por cristales de plagioclasa completamente o parcialmente encerrado por augita. La augita encierra poiquilofíticamente las plagioclasas. Si granos o agregados de granos de otros minerales llenan los intersticios de las plagioclasas se habla de una textura intergranular. Si el material de los intersticios es principalmente de vidrio se trata de una textura hialofítica.

Textura intersertal Los intersticios de los cristales grandes y abundantes son manchas angulares de una masa hemicristalina o vítrea o es decir las texturas equivalentes a la textura ofítica formadas por otros minerales.

Textura traquítica Textura característica para las traquitas. La masa básica es principalmente holocristalina o incluye sólo una porción pequeña de vidrio. En consecuencia del movimiento de la lava las láminas y listones de feldespato están alineadas en cierto grado paralelamente. La textura traquítica es típica para las traquitas y otras vulcanitas y subvulcanitas ricas en feldespato.

Textura pilotáxica Textura de rocas holocristalinas porfídicas con una masa básica esencialmente de microlitos de forma tabular y de listón y a menudo alineados en consecuencia del movimiento de la lava.

Textura afírica o afídica Hablando de una textura afírica o afídica se destaca la ausencia de una textura porfídica en una roca y se refiere a una textura afanítica sin fenocristales.

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Textura vitroporfídica La textura de una roca principalmente vítrea con algunos fenocristales se denomina vitroporfídica. Esta textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica (véase BEST, Fig.3-3, Fig. 3-4). Muchas rocas volcánicas vítreas contienen fenocristales euhédricos (es decir los minerales presentan algunas señales de cristales) crecidos a condiciones de menor perdida de energía térmica y/o de gas en comparación a las condiciones de formación del vidrio. Los fenocristales de feldespato flotan en una matriz de vidrio perlítico con bandas de concentraciones variables de cristalitos diminutos. La textura vitroporfídica se genera por efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice.

Textura esferulítica La roca se caracteriza por esferulitas, las cuales son concentraciones esféricas o elipsoidales de cristales fibrosos y radiantes, ubicadas en una matriz vítrea o afanítica. Las esferulitas se componen generalmente de feldespato alcalino y de polimorfos de SiO2. Sus diámetros pueden variar de menos de 1mm a 1m. Un núcleo central comúnmente presente actúa como u germen, que inicia la cristalización. Las esferulitas se forman cuando la lava todavía está en movimiento o cuando ha terminado su movimiento.

Textura pumítica o espumosa La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un enrejad de vítreo o de material afanítico o se decir una roca de textura pumítica. Los ejemplos más comunes son las ignimbritas y liparitas.

Denominación de las rocas extrusivas:

a) Según Streckeisen: véase STRECKEISEN Contenido de: Cuarzo / Plagioclasa / Feldespato alcalino / Feldespatoides b) Según la composición geoquímica: véase geoquímica c) Nombres especiales (véase nombres especiales) como Carbonatita, Diabas

Rocas volcánicas

Andesita:

La Andesita se compone principalmente de plagioclasa, hornblenda, biotita y augita. Frecuentemente muestra una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa. La matriz es densa y microcrisalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son idiomorfos hasta hipidiomorfos de tamaño hasta un centímetro.

Basalto:

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Textura micro- criptocristalina (>) casi sin fenocristales. Plagioclasa, foides, augita, anfíbol, olivino, magnetita y apatita. Normalmente de color negro o negro-verdoso. Lo característico del basalto para diferenciar lo de una andesita (cual ocupa el mismo campo 10): Presencia del mineral augita (un piroxeno), olivino y la ausencia de una textura porfídica. Pero la propiedad "oficial" que separa basalto de la andesita es el valor de anortita en la plagioclasa. Un basalto debe contener entre un valor An 50% - 90%. Lamentablemente es un poco difícil para estimar macroscopiacamente este valor.Los basaltos se forman en el fondo marino, lomo central oceánico, pero también en un ambiente de separación de continentes. En los Andes son generalmente escasa.

Riolita:

La Riolita tiene una textura micro- criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Vidrio volcánico y textura fluidal son comúnes.

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Las rocasvolcanoclásticas / piroclasticas

Contenido: Rocas piroclasticas / Textura / Pumitas / Piedra Pómez / Ignimbrita

1. Las rocas volcanoclásticas (o piroclasticas)

1.1 Ambiente de génesis :

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son

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llamados piroclástos. Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo magmático en ebullición. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una explosión del material. En el caso de una explosión freática el agua subterránea se calienta debido a un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada, y al vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosión freatomagmática se produce fragmentos juveniles y accidentales. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente. (véase los retratos históricos del Vesubio >>)

Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia alturas altas de la atmósfera, transportad en estas alturas distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupción de un volcán ubicado en Oregon en los Estados Unidos 6600 años atrás ha producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada de esta manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y la composición de cristales y de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas características (alta extensión, composición uniforma) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera alta como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valerosos. Depósitos de una nube de forma anular La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas moviéndose lateralmente con velocidades de un huracán partiendo de la base de una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m. Depósitos de corrientes piroclásticas Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de la superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente. Los depósitos de este tipo son las ignimbritas. Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias. Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

1.2 Textura: Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura clástica causada por procesos volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas por ejemplo producen volúmenes grandes de material detrítico (de detritus) volcanoclástico. La palabra "clasto" significa trozo o partícula y principalmente se usa en la sedimentología entonces en conjunto de rocas sedimentarias. Bloques se llama los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las bombas originan de pedazos de magma (normalmente de composición básica o intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire resultando en cuerpos aerodinámicos. Adicionalmente a la clasificación según su tamaño se pueden distinguir los fragmentos volcánicos con base en su composición:

a) Vítreo b) Cristalino c) Lítico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)

Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos o cristalinos, bloques comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos. Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos. Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) respectivamente se llenan usualmente con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). A veces se emplean el término aglomerado para depósitos no sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcánico

1.3 Denominación:

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a) Por medio del tamaño de los piroclástos (Bombas, Lapilli)

Tamaño de los fragmentos Tefra (sin compactación) piroclasticas (compactadas)> 64 mm bombas piroclásticas

2 - 64 mm lapilli toba de lapilli< 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita

b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pómez

c) Una tercera clasificación se funda en la herencia de los fragmentos volcánicos. Los piroclastos involucrados y provenientes del evento volcánico se llaman clastos juveniles. Los clastos formados por fragmentación de rocas preexistentes y incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales.

1.4 Ejemplos de rocas:

Pumitas (alemán: Bimsstein) son piroclásticos porosos, pumíticas, con brillo sedoso, que flotan en el agua. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. De tal modo la roca semeja a espuma. Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina característica para las erupciones iniciales). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la pumita. La pumita se usan como roca de construcción ligera y como termoaislador. Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. La palabra piedra pómez incluye todos las rocas piroclasticas porosas. Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Se constituyen de ceniza, lapilli y bloques. Las componentes están soldadas entre sí. Se puede denominarlas brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala selección o es decir de distribución irregular de los tamaños de granos, heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vítreas, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.

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Rocas magmáticasGeoquímica

Contenido: Introducción / Alcalic-Subalcalic / Contenido de Potasio

1. Introducción

La aplicación de los métodos micros- o macroscópicas a las rocas volcánicas densas, de grano muy fino o fino se pone difícil. Para que se pueda aplicar el mismo método de clasificación que en el caso de las plutonitas, se puede calcular el contenido mineral potencial con base en un análisis químico (por ejemplo norma de Rittmann, norma CIPW). Respecto a su contenido mineral las rocas volcánicas son equivalentes a distintas plutonitas, como ilustra el triángulo doble de Streckeisen. Al clasificar una vulcanita con base en su análisis químico se busca una coincidencia satisfactoria con el análisis de una plutonita y se denomina la vulcanita según las denominaciones presentadas por el triángulo doble de Streckeisen para vulcanitas. Aparte de esto existe otra terminología para las vulcanitas, especialmente para los basaltos y las andesitas, que se basa principalmente en los resultados de la norma CIPW, en la distribución de distintos elementos y en las proporciones de distintos elementos. Otros diagramas de clasificación de las rocas volcánicas se basan en criterios químicos. En el diagrama de LE MAITRE (1984) por ejemplo se proporciona el contenido en (Na2O + K2O) presentado en la ordenada con el contenido en SiO2 presentado en la abscisa. Aparte de las categorías principales se distingue vulcanitas de sodio (Na2O - 1,5 > K2O) y vulcanitas de potasio (Na2O - 1,5 < K2O). De este se puede deducir que todas las vulcanitas con menos de 1,5% de elementos alcalinos pertenecen a las vulcanitas de potasio.

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2. Clasificación por sodio y potasio (versus SiO 2)

Este diagrama permite una clasificación de rocas intrusivas por medio de los contenidos de sodio, potasio versus sílice. Además se distingue entre "subalcalic" y "alcalic".

Miyashiro (1978)

3.Clasificación por potasio versus SiO 2

Algunas veces se usa una clasificación de potasio versus sílice. Se habla de high-K, que significa un contenido relativamente alto en potasio. Equivalente se usa medio y low (bajo) -K, para valores menores.

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SedimentologíaIntroducción

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Contenido de la páginaDefiniciones / Formación de rocas sedimentarias / objetivos

Definiciones:

Sedimentología: Estudio de los sedimentos y su formación. Sedimentos son los depósitos que se forman a la superficie de la tierra y en el fondo del mar. La formación de sedimentos en grandes partes depende de acciones físicas y químicas presentes en la transición roca -atmósfera y roca - agua. Los procesos sedimentológicos ocurren sin la acción de altas presiones y temperaturas. La sedimentología empieza con el desgaste de una roca sólida, su transporte y termina con su deposición y diagénesis como roca nueva sedimentaria.

Rocas sedimentarias, sedimentos: Material que ha sido depositado en el agua, por hielo, por el viento o químicamente precipitado en el agua.

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Los procesos sedimentarios son fenómenos de la superficie terrestre y del agua. Empieza con la destrucción de rocas sólidas por la meteorización, la erosión y el transporte por un medio (agua, viento, hielo), la deposición o precipitación y como ultimo la diagénesis, la formación de rocas sólidas. Los procesos sedimentarios generalmente son muy complejo y dependen de muchos factores.

Objetivos de la sedimentología:

La ciencia de los sedimentos y de los procesos asociados actualmente juegan un papel muy importante. A partir de un interés netamente científico nació un campo más aplicado:

a) El campo más tradicional era por supuesto todo el interés económico en algunos depósitos del ambiente sedimentario: especialmente la sal, el carbón, las gravas, la arena y un sin número de depósitos metalíferos con origen sedimentario (por ejemplo los placers o lavaderos).

b) La sedimentología es la ciencia clave en entender el medio ambiente - especialmente la manifestación de contaminaciones en los ríos y océanos. Para investigar una contaminación por ejemplo en un sistema fluvial - hay que entender al primero como funcionan los ríos o particularmente el río contaminado.

c) La geotécnica - especialmente la estabilidad de los suelos es hoy día un campo sumamente importante ante cualquier obra civil. La alta complejidad técnica de muchas obras como rascacielos, túneles, autopistas, puentes, embalses, etc. piden un exhausto estudio del subsuelo.

d) Los riesgos geológicos están frecuentemente asociados a procesos sedimentarios. La amenaza de aluviones -grandes avalanchas de lodo y barro deberían preocupar cualquier persona en un cargo superior de planificación del nivel país, región o comuna. Inundaciones y erosión por aguas torrenciales en ríos naturales o canalizados son fenómenos de mayor importancia.

e) Aguas subterráneas: El comportamiento de las napas de aguas subterráneas coincide principalmente a algunos parámetros sedimentológicos. Hoy día no solamente importa la abundancia también la calidad del dicho recurso natural.

5 / 2Ambiente sedimentario

La meteorizaciónContenido de la página

Meteorización / M. mecánica / Meteorización química / M. orgánica / Factores de la Meteorización

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1. Meteorización

Definición: Destrucción de rocas sólidas a causa de fuerzas químicas, físicas o biológicas

Tipos de meteorización: Generalmente se conoce tres tipos de meteorización. La meteorización mecánica, meteorización química y la meteorización biológica -orgánica. Cada tipo de la meteorización tiene sus subtipos cuales dependen de los factores físicos, químicos o biológicos.

1.1 Meteorización mecánica o físicaLa meteorización mecánica depende fuertemente a fuerzas que pueden destruir las rocas en una forma mecánica. Los más importantes serían:

a) cambio de la temperatura b) meteorización por helada c) meteorización por hidración y/o cristalización de sales

Cambio de la temperatura: Los minerales aumenten su volumen en temperaturas altas. Los minerales tienen diferentes propiedades a respeto de la dilatación. Entonces durante día y noche los minerales en una roca cambian su volumen in diferentes magnitudes. Eso al final provoca un rompimiento de los contornos entre los minerales. Los factores de este proceso son: Temperatura mínima, temperatura máxima, tipos (color!) de los minerales juntos. (> véase foto de una roca fracturada por cambios de temperatura: Museo Virtual)

Meteorización por helada: Agua que se ubica adentro de una roca (en grietas o poros) aumenta su volumen durante en el momento de congelarse. Las fuerzas desarrolladas durante de este proceso podrían romper una roca. Los factores son: sector con muchos traspasos entre temperaturas positivas y temperaturas bajo cero. Rocas fracturadas o con alta porosidad, presencia de agua. Por ejemplo en la Cordillera de los Andes en 4000m de altura cada noche las temperaturas bajan hacia bajo cero, al día por el sol las rocas se calientan.

1. 2. Meteorización química (corrosión) La meteorización química incluye todos los procesos con apoyo químico. Lo más conocido es la oxidación, que no solamente destruye autos y rejas, también rocas y minerales. Los factores más importantes de la meteorización química son la presencia de agua, el oxígeno y la temperatura (reacciones químicos corren mejor en temperaturas elevadas). Lo más importantes de la meteorización química son:

a) oxidación b) reducción c) hidrólisis

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1. 3.Meteorización orgánica-biológica La meteorización orgánica biológica no es tan importante en la naturaleza. Pero también cumple su función. Especialmente los ácidos producidos por plantas podrían afectar las rocas. El rol de algunas bacterias también podría ser importante. raíces de plantas bacterias1.4. Factores del tipo y cantidad de la meteorización:

a) El clima:

Las temperaturas máximas y mínimas (no la temperatura mediana!) Temperaturas bajo cero (-0ºC) Cantidad de precipitaciones

c) La roca:

La dureza/ resistencia contra la meteorización Composición mineralógica Porosidad Desgaste estructural (fracturamiento)Durante la meteorización en una roca se cambia el contenido modal de los minerales: La meteorización afecta al primero las plagioclasas, después los feldespatos. Cuarzo se ve como un mineral muy estable. Durante la meteorización se forman minerales nuevos como caolín.

Figura: Meteorización y transformación de los minerales

En este ejemplo se aplicó la meteorización a una muestra de un gneis granítico (roca metamórfica). Al principio la muestra contiene más de 40 % de plagioclasa, 30 % de feldespatos y 30 % de cuarzo. Durante la meteorización al primero la plagioclasa se descompositó, después desapareció el feldespato. Durante todo el proceso se formó un mineral nuevo: el caolín. Entonces la meteorización destruye minerales, pero también se forman minerales nuevos.

GOLDICH, S. (1938): Journal of Geoloy; vol. 46)

véase Desintegración de un sienogranito en el desierto de Atacama

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Listado de la resistencia de los minerales contra la meteorización: Cada mineral tiene su resistencia relativa contra la meteorización en comparación de otros minerales.

5 / 3Ambiente sedimentarioEdafología, los suelosContenido de la página

Suelos / Podsol / Tschernoziem

2.Los suelos (Edafología) Definición: Material producido por los efectos de meteorización y la acción de plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra. Normalmente se divide un suelo en tres estratos (horizontes): Horizonte A: Capa superior del suelo. Descomposición de materia orgánica con liberación de ácidos. Este ácidos disuelven el aluminio, hierro, calcio y otos elementos químicos para moverse hacia abajo, hacia horizonte B. Horizonte B: Zona de acumulación. Generalmente con arcillas y óxidos de hierro. Horizonte C: Capa inferior del suelo, sobre la roca sólida no meteorizada. Se compone de trozos de rocas sueltas, ligeramente meteorizados. Existen varios tipos de suelos en el mundo. Los más conocidos son el Podsol y el Tschernoziem. Los factores más importantes de la formación de un suelo son:

a) El clima (véase: Clima de América del Sur) b) Temperatura c) cantidad de precipitaciones d) Tipo de vegetación e) El tiempo (en años)

El tipo Podsol: El tipo Tschernoziem:

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5 / 4Ambiente sedimentario

ErosiónContenido de la página

erosión / agua: deposición - erosión

3. Erosión

Definición: El comienzo del Transporte . La erosión es el proceso del inicio del transporte o el inicio de un movimiento. Impulso de la erosión pueden ser fuerzas del agua, del hielo, del viento o la pura gravedad. Lo más importante es la erosión por agua - especialmente en los ambientes aluviales, fluviales y litorales. La energía del inició del movimiento es siempre mayor que la energía del transporte. Es decir las fuerzas para erosionar una roca son mayores que mantener las mismas partículas en movimiento (véase diagrama de Hjulstrom). A parte de las fuerzas de erosión tradicionales existen otros fenómenos de menor importancia: erosión por fuerzas tectónicas, por impacto de meteoritos o por acciones antropogénicos.

La erosión es un fenómeno natural que en muchas ocasiones afecta nuestra vida: Inestabilidades de las riberas de ríos provocan grandes daños en zonas pobladas o en la agricultura. La erosión costera es un riesgo geológico que afecta a casi toda la población que vive en las cercanías de los mares. La erosión eólica (por el viento) destruye inmensos áreas de producción agrícola. Actualmente la erosión es parte de las preocupaciones en la planificación de nueva infraestructura o en planificación del desarrollo urbano.

véase: erosión por viento ( o eólico) / glaciar

Erosión del agua: Ya mencionado, el agua es el medio más importante que puede iniciar la erosión. Se puede destacar tres ambientes de mayor importancia: aluviones (con apoyo de agua), los ríos (fluvial) y la costa (litoral).

Figura: La erosión, la sedimentación y el transporte pertenecen principalmente a dos factores:

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1) Velocidad del agua (velocidad del flujo) 2) Tamaño de las partículas comunes

Figura: Velocidades de erosión y sedimentación / decantación versus el tamaño de la partícula.

Sedimentación: Generalmente las partículas pequeños necesitan velocidades pequeñas para sedimentarse. Limo por ejemplo se decanta entre 0,001 cm/ seg. hasta 0,1 cm/seg., gravas se sedimentan con velocidades menores de 10 cm/seg.

La erosión: Partículas pequeñas y partículas grandes necesitan velocidades relativamente altas. Es decir una grava entra a la erosión en flujos de agua alrededores de 100 cm/seg. Partículas pequeñas como Limo fino(0,002 mm) también necesitan velocidades altas (también alrededor de 100 cm / seg.). Este energía relativamente alta de erosión resulta por la alta fricción entre las partículas muy pequeñas. Pero sí flotan una vez en el agua, solo velocidades muy bajas permiten una sedimentación. La arena se erosiona con las velocidades más bajas (entre 10 cm/ seg. hasta 30 cm /seg.)

Museo virtual: Erosión (fluvial)

Erosión del viento:

La erosión del viento o erosión eólico se limita a regiones sin o con escasa vegetación. Especialmente en los desiertos de frío y calor el viento puede levantar cantidades considerables en partículas. Un fenómeno "moderno" es la acción del ser humano que en varios lugares favorece la erosión eólica. Especialmente la generación de grandes áreas para la agricultura provocan que las fuerzas eólicos atacan después de la cosecha y llevan las partes más fértiles.Las fuerzas del viento o eólicos: transporte - estructuras

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Ambiente terrestre 1Aluviones - ríos - fluvial

Contenido de la páginaAmbiente fluvial y Transporte: gravitacional / Movimiento de masa /

Agua del río / tipo de carga / tipos de ríos / Etapas de un río

4. Ambiente fluvial (ríos) y aluviones

El ambiente fluvial posiblemente es el ambiente más importante de la tierra firme. La vida de un río desde su manantial hasta la desembocadura es un sistema altamente complejo con un sinnúmero de fenómenos, factores y dependencias. El

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ambiente se define por la acción de agua en movimiento, por la energía del agua y por el conjunto de erosión, transporte y sedimentación en el mismo ambiente. Además los sistemas fluviales dependen fuertemente de las condiciones climáticas. Los ríos siempre están en cambios. No solamente cambios estaciónales como sequías y deshielos, también cambios del mediano y largo plazo. Por razones didácticas se incluye en el comienzo del ambiente fluvial los depósitos coluviales como el cono aluvial cual siempre está en relación con el sistema fluvial.

4.1 Transporte

4.1.1 Por gravitación: Cono aluvial (=aluvial fan)

Las rocas destruidas por la erosión/meteorización se mueven cerro abajo en dos maneras:

Lento (poco centímetros cada año) Rápido: (en un derrumbe algunos 100 metros en un momento)

La energía del movimiento proviene de la gravitación. El agua solamente disminuye la fricción y facilita un deslizamiento. Los derrumbes tienen muchas veces como impulso una lluvia fuerte o una actividad sísmica. Los movimientos de masas provocan varios problemas para la población o obras infraestructurales. Taludes en movimiento lento muestran un crecimiento de árboles en una forma curvada, porque el árbol quiere mantener su posición. Este fenómeno se llama cabeceo y es un indicador muy importante para detectar deslizamientos lentos en las montañas. Grandes problemas provocan deslizamientos rápidos en el momento que tapan un valle en total. Se formará un embalse natural que se rompe por las presiones tremendas del agua acumulada.

Figura: La figura muestra los fenómenos más importantes en el ambiente río - aluvial - coluvial. Como ya mencionados los mares de bloques, los conos aluviales, deslizamientos - en general los movimientos de masas. Además se nota que el cerro muestra una morfología que corresponde perfectamente a la resistencia de las rocas contra la meteorización: erosión diferencial. En las cercanías del afluente se acumulan sedimentos y forman llanuras fluviales y terrazas fluviales.

4.1.2 Transporte por agua del río

La gran mayoría del transporte de materiales realizan los ríos del mundo. Cada año todos los ríos del mundo transportan una cantidad de sedimentos de aprox. 10 km3 hacia al mar. Es decir cada segundo mundialmente llegan 317.000 m3

sedimentos de la tierra firme havia al mar, sería equivalente que cada minuto 176.000 camiones grandes botan su carga al mar.

Tipos de carga:

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Principalmente existen cuatro diferentes modos de transportar partículas en el agua:

a) En solución: como iónes Na+, Cl-, K+, Ca2+ b) En suspensión: Partículas pequeñas flotantes (>véase Foto) c) En saltación: Partículas medianas d) Tracción: Partículas grandes

4.2 Tipos de ríos:

>>>ANIMACIÓN: Meandrosen trabajos históricos: meandros

Se puede diferenciar entre tres tipos de ríos principales: Un río del tipo braided con varios canales de agua y varios bancos de arena y gravas. El río del tipo braided se encuentra en las montañas o en regiones subpolares. La cantidad de agua puede ser muy variable entre primavera y otoño/invierno. Los ríos con meandros se encuentra en los sectores de colinas y llanuras. La inclinación mediana provoca, que el río por sí mismo produce curvas. Ríos rectos existen en las llanuras grandes con poca inclinación. Los ríos principalmente son grande con una velocidad del flujo lento.

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Ambiente sedimentario terrestre (2)Los ríos – fluvial

Contenido de la páginaambiente fluvial / río arriba / intermedio / llanuras / desembocaduras

4.3 El ambiente fluvial: (ejemplo)

En gran partes del mundo el paisaje - la morfología depende de la acción de los ríos. Los ríos provocan erosión, transporte y sedimentación. El tipo de paisaje depende fuertemente del comportamiento del agua y viceversa: El comportamiento del agua depende mucho de la morfología. Es decir los factores como inclinación, energía del agua, velocidad del agua, cantidad del agua, tipo de roca, cantidad de precipitación, tipo de vegetación manejan la morfología de una paisaje. Un río

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modelo (véase figura) se puede diferenciar en cuatro sectores: 1) Sector de montañas, 2) sector intermedio - de colinas3) sector de llanura4) la desembocadura

a) Sector de montañas:

El las montañas altas normalmente hay una buena cantidad de precipitaciones además los taludes tienen ángulos mayores y la vegetación no es tan densa. En estas regiones los ríos se caracteriza principalmente por los fenómenos de erosión y transporte. Solo en algunos pocos lugares depositan su carga. Los factores físicos-geológicos son:

- Alta velocidad (energía) del agua- Ríos de tipo braided - Corrientes fuertes con inclinación fuerte - Erosión fuerte - Carga de los clastos en saltación o tracción - Grandes diferencias de la cantidad del agua entre los estaciones (primavera= mucho agua; otoño poco agua) Rocas: Conglomerados con mala clasificación, clastos de todos los tipos (polimictos), matriz de detritus, cemento de carbonatos. Tamaño de los clastos hasta 50 cm. Tal vez canales con clastos mas finos (areniscas gruesas)

b) Sector intermedio de colinas:

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- Energía de agua menor, pero cantidades de aguas mas grandes - Inclinación mediana - Ríos de tipo con meandros, con erosión y sedimentación, con brazos del río cortados (antiguas) - Carga de tipo suspensión y tracción - Tipos de clastos: Cuarzo como predominante, pero también otros minerales Rocas: Areniscas gruesas de mejor clasificación

c) Sector de llanura:

Ríos grandes, tranquillas, de baja energía, pero con mucho agua Carga en solución o suspensión Tipos de clastos: Tamaño arena de buena clasificación, casi solo cuarzo. Frecuentemente depósitos de inundación (= depósitos más finos como arcillas) Roca: Arenisca mediana

d) Desembocadura:

Conjunto del ambiente fluvial y marino:El ambiente muestra un conjunto de fósiles del mar y animales correspondientes al ambiente de agua dulce. Una característica adicional es la existencia de plantas y animales con una alta tolerancia a la sal. En los sedimentos se encuentran trozos de plantas y madera.Las estructuras sedimentarias se cambian de "puro fluvial" a marino paulatinamente hacía a la dirección al océano.Los sedimentos predominantes (claro que depende de la madurez del río) son arena / areniscas y limos. Sí se aumenta la influencia del mar especialmente las corrientes oceánicos - se puede manifestar una ausencia de partículas finas de grano arcilla.

Tipo Delta y el tipo estuario son los más comunes formaciones de desembocaduras. Un delta de forma por la decantación de la suspensión del río en el momento de llegar al mar.

Rocas: Areniscas con estratificación inclinada; véase un dibujo de la situación en el módulo "Historia de las ciencias de la tierra"

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Ambiente sedimentario terrestre 3Eólico y hielo

ContenidoAmbiente eólico - viento - Dunas / Glaciares - hielo

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Ambiente eólico

Bajo de la palabra eólico se reconoce todos los fenómenos de la acción del viento. Existe Erosión- transporte- deposición eólica es decir por el viento. El ambiente eólico no es tan abundante como el ambiente fluvial, pero en sectores sin vegetación (desiertos) juega un papel muy importante. Además los depósitos eólicos existentes se investigan como testigo y producto de cambios climáticos durante del pasado.

Lugares: Los fenómenos del viento, la erosión eólica, dunas hoy se puede observar en siguientes zonas:

Zonas sin vegetación Zonas áridas: Desiertos, zonas subpolares Sectores con vientos fuertes

Ejemplos: Norte de Chile, Sahara (África), Península antártica, Svalbard, Groenlandia

Erosión por el viento:

En regiones sin vegetación y con mucho viento la atmósfera contiene una gran cantidad de polvo (de tamaño silt (=limo) o arena). El choque de estas partículas contra una roca dura provoca una abrasión (erosión eólica).

Una forma especial de erosión eólica son los tafoni. Son alvéolos grandes (1m) redondas como se puede observar por ejemplo entre Caldera y Chañaral (Chile).

Transporte:

El viento puede transportar partículas finas hasta partículas del tamaño arena. Más frecuentes son partículas del tamaño silt. En casos especiales las partículas pueden volar algunos miles de kilómetros para depositarse en regiones lejanos de su origen.

Partículas Diámetro (mm)Velocidad del

viento (m/seg.)

Velo. del viento en (km/hora)

Limo 0,05-0,01 0,1-0,05 0,36-0,18

Arena fina 0,1 1-1,5 3,6-5,4

Arena mediana 0,5 5-6 16,5-21,6

Arena gruesa 1 10-12 36-43,2

Depósitos:

Los depósitos eólicos más conocidos son las dunas. Existen dos tipos de dunas: Dunas transversales y dunas longitudinales. Las dunas pueden alcanzar una dimensión de algunos 200m.

Fig.: Tipos de dunas y movimiento de dunas:

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Por las fuerzas del viento las dunas se pueden moverse. Las fuerzas del viento provocan erosión y al otro lado de la duna deposición, por que aquí el viento pierde un poquito de su energía, y la carga de arena tiene que bajarse.

Foto: Dunas longitudinales

Un otro depósito del viento se llama Loess:

Loess es un sedimento clástico no compactado (compactado = loessita) que se compone principalmente de granos de limo (0,002mm a 0,063mm) y preponderamente de granos de diámetros entre 0,02 y 0,05mm. Componente principal es cuarzo acompañado por feldespato, calcita y mica. El teñido típico café hasta amarillo se debe a los hidratos de óxido de hierro (limonita por ejemplo). El Loess es un producto del soplo del viento en las áreas con depósitos glaciáricos, que se forman después del retiro del glaciar. (véase SILT)

Ambiente de glaciar (hielo)

Glaciares son grandes cantidades de hielo en regiones polares o de altas montañas. Hoy existen este acumulaciones de hielo en la Antártica, Groenlandia y Chile (Campo hielo sur). La cantidad de hielo en el mundo pertenece a la temperatura global. En la historia terrestre se conocen épocas con una cantidad de glaciares mayores en comparación de hoy, pero también épocas sin ningún glaciar. El ultimo máximo de glaciación (época glacial) era cerca 18.000 años atrás. En esta época grandes partes de Chile (de La Serena hacia al sur) y del mundo - especialmente el hemisferio norte, eran cubierta con hielo.

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En las regiones de altas montañas donde esta una temperatura promedia baja el nieve se se acumula y se transforma a hielo. Por la gravitación el hielo se mueve hacia abajo. Durante este movimiento el glaciar erosiona las rocas del fondo. Estos trozos de rocas (hasta un tamaño de 10m) flotan con el hielo hacia abajo. En los sectores más bajas de las montañas, donde las temperaturas son más altas, el glaciar pierde grandes cantidades de hielo. Pero para un deshielo total se necesitan algunos años. Durante este tiempo las ultimas partes del glaciar se mueven más hacia abajo. En el momento del deshielo total todas las clastos flotantes en el hielo se acumulan en un sector (porque falta el medio de transporte). Este acumulación se llama morrena.Generalmente se diferencian entre morrenas terminales, morrenas laterales y morrenas del fondo.

Los glaciares (especialmente las épocas glaciares) dejaron unas marcas bien características en los paisajes:Especialmente los bloques erráticos llamaron atención. Bloques tremendamente grande - superior de los tamaños que el agua pude mover se encuentran en varios sectores del mundo: La única explicación es el transporte adentro del hielo. Lo otro es el hielo forma valles del tipo "U" - en contrario un río forma un valle del tipo "V". La formación de lagos - especialmente grupos de lagos más o menos ubicados paralelamente (como en el sur de Chile o Argentina). Acumulaciones de rocas clásticas de mala clasificación - en estructuras largas (tal vez muy parecidos a terraplenes de ferrocarriles). En el norte de Europa el movimiento de los hielos transportó impresionantes cantidades de clastos de diferentes tamaños y diferentes tipos más de mil kilómetros.

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Ambientes terrestres 4Salares y Estalactitas

Contenido de la página: salares / estalagmitas

2. Los salares continentales (de la cordillera):

La acumulación de aguas en cuencas cerradas de la cordillera en regiones áridos, donde la evaporación es mayor que las precipitaciones las sales lavados por las taludes de volcanes llegan al salar o a una laguna. Por falta de un afluente normal, la única salida es la evaporación. Las sales tienen quedarse en la laguna y poco a poco se aumenta la saturación, hasta se precipitan las sales.

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Las estalactitas y las estalagmitas son las segregaciones de calcita de las cuevas. Se componen esencialmente de calcita, ocasionalmente de aragonita. Se forman por la precipitación del carbonato de calcio disueltos en las aguas subterráneas al haber pasado por rocas carbonatadas. Si las aguas subterráneas saturadas de carbonato de calcio entran en una cueva de rocas carbonatadas y variaciones ligeras de la temperatura, de la presión o de la composición de los gases atmosféricos o una evaporación breve puede iniciar la precipitación de carbonato de calcio. Estalagmitas se llaman las formaciones pilares, que crecen desde el piso de una cueva hacia arriba, estalactitas se llaman las formaciones crecientes desde el techo de la cueva hacia abajo. Las estalactitas son porosas, normalmente cristalinas, gruesas y de color blanco o amarillo.

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Geomorfología

Contenido de la páginaIntroducción / Formación de un paisaje / erosión diferencial / tectónica y morfología

1. Introducción

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Definición: Estudio de las formas del relieve terrestre; estudio de las formas de la superficie de la tierra y su desarrollo geomorfológico. La meteorización, erosión y el transporte forman la superficie terrestre como nosotros conocemos. Por las fuerzas de agua viento y hielo se forman cerros, valles o llanuras. Principalmente los sectores más altas sufren más erosión y/o transporte en comparación de las regiones cercanas del nivel del mar (véase abajo). Los factores más importantes de la "construcción" de un paisaje son: Factores climáticos, tipo de roca, desgaste estructural o tectónico (véase geología estructural)

Factores climáticos Factores en las rocas Factores estructuralesTemperatura (max-min) resistencia de la roca presencia de fallas

cantidad de precipitaciones

porosidad de las rocas cantidad de diaclasas

Temperaturas bajo cero solubilidad de los minerales

fracturamiento

Ejemplo de la formación un paisaje con relieve:

A) Sector con estratos horizontales no erosionada. B) Comienzo de la erosión y del transporte en sectores más blandas (en este caso fallas o fracturas) C) Erosión avanzada: los valles son más profundo, abajo afloran las capas más antiguas (capa azul). D) Erosión muy avanzada: De la capa superior se quedan solamente restos arriba de las montañas, los valles muestran una alta profundidad, abajo afloran rocas más antiguas (capa verde).

2. Erosión diferencial

Distintas rocas tienen una diferente manera de erosionar y una diferente resistencia contra el desgaste. Eso finalmente es la razón por que existe morfología y desniveles. Un flanco de un cerro nunca muestra en toda las partes el mismo ángulo. Pequeños cambios en la resistencia de la roca inmediatamente se traduce en un mayor o menor ángulo del talud. Este fenómeno es un gran apoyo durante un mapeo geológico en zonas con densa vegetación

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Figura: La erosión diferencial: El desgaste se manifiesta más fuerte en rocas de menor resistencia. Las diferencias entre distintas litologías pueden ser muy pequeñas, pero suficiente para modelar un talud irregular.

3. Geomorfología y tectónica:

Una interpretación integral de los procesos erosión - transporte - morfología debe enfocarse también al punto inicial del proceso o la causa: ¿ porque existen cerros, colinas o desniveles? La repuesta son las fuerzas tectónicas - el alzamiento tectónico. Fuerzas tectónicas compresivas logran que la corteza terrestre en su búsqueda de un equilibrio se desplaza hacia arriba. Sí se forman montañas se llama el proceso orogénesis. Aquí toman posesión los fenómenos de la erosión y del transporte: Cada cerro es un obstáculo más y la erosión lo ataca. El objetivo del sistema meteorización - erosión - transporte es la construcción de una superficie terrestre plana. Las fuerzas sedimentarias nunca van a cumplir su objetivo porque una "contrafuerza" - la tectónica no lo permite y levanta partes de la corteza terrestre.En la actualidad en muchos sectores de la tierra afloran rocas en la superficie que nunca jamás se pueden formarse en la superficie. Lo más conocidos son las rocas intrusivas como la diorita o el granito: Su apariencia en la superficie claramente nos muestra este conjunto entre fuerzas tectónicas y fuerzas sedimentarias. véase también: Petrografía de los sedimentos y tectónica

Figura: La actividad tectónica provoca el alzamiento tectónico y entonces una erosión más fuerte. Paulatinamente llegan las rocas de origen en la profundidad (aquí por ejemplo la roca plutónica - roja) a la superficie. La erosión y el transporte forman grandes depósitos clásticos. Un detalle: Los clastos provenientes de los estratos jóvenes (amarillo y verde) erosionan al primero y forman la base de los depósitos clásticos, las unidades más antiguas (rojo y gris) entran al sistema de erosión y transporte más tarde y se depositan como clasto en los estratos superiores. Véase como se usan los clastos en la definición de alzamientos tectónicos >>

5 / 10Ambiente sedimentario oceánico 1

El mar - los océanosContenido de la página

composición / Clasificación por profundidad / Pelágico-Hemipelágicovéase: Corrientes de turbidez / Arrecifes y Atolón

1.Los océanos Los océanos contienen alrededor 1.322.000.000 km3 agua (imaginase un cubo de agua de 1097 km ancho –largo-profundidad) y cubren 71 % de la superficie terrestre. Los 71 % de los océanos se divide en 18 % de aguas de menor profundidad y 53% de sectores de mayor profundidad. (véase grafíco>)La profundidad promedia de los océanos es 3800 m, la profundidad máxima alrededor de 11.520 metros. Pero hay que tomar en cuenta que el ambiente "océano" es un sector muy heterogéneo y depende de un gran número de factores.

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1.1. Al primero el aguaPor supuesto el ambiente del mar depende del comportamiento del agua. Agua del mar tiene algunos particularidades: la relativamente alta concentración en sales (3,5%) en solución (véase tabla >). Lo otro es el peso específico variable del agua: El agua más "pesada" tiene una temperatura de 4ºC - y justamente este agua baja hacía al fono del mar. (es una particularidad muy importante - en esta manera no se puede acumular hielo al fondo marino y cambiar el mar en un bloque de hielo inerte - sin posibilidad de descongelarse). Una concentración mayor en las sales también aumenta el peso específico (por eso es mucho más fácil para nosotros nadar en el océano que en agua dulce). Además agua en general es un excelente medio para almacenar energía. Los océanos mantienen en gran rasgos su temperatura - las variaciones estacionales son muy pequeños en comparación de la atmósfera. Hay que tomar en cuenta que en el agua del mar también se encuentra una alta cantidad de oxígeno y de CO2 en solución.

Contenido de sales en los océanos

total=100% sal con H2O

NaCl 78% 2,7 %

MgCl2 9,5% 0,33 %

MgSO4 6,5% 0,23 %

CaSO4 3,5% 0,12 %

KCl 2,0% 0,07%

CaCO3 0,33% 0,011%

MgBr2 y NaBr 0,25% 0,009 %

total: 100 % 3,5 %

Ejemplo: Un 78 % de la sal en el océano es NaCl; pero el agua contiene 2,7 % de NaCl.véase un análisis del año 1886 en Kruemmel (1886) - Los océanos.

Porqué los océanos contienen agua salada?

Los océanos contienen aproximadamente 3,5% de sal en solución. En general se encuentra Na, Mg, Ca, K y Mg en solución. Estos elementos químicos provienen de las rocas de la tierra firme. Todas las rocas de la tierra firme sufren erosión y meteorización. Es decir las rocas se descomponen a trocitos y algunos se disuelven en el agua. Los ríos cuales contienen agua dulce transportan este carga hacia el mar (el agua de los ríos también contiene sales, pero en cantidades mucho menor como los océanos). Pero cada día, cada semana, todo el año todos los ríos del mundo botan su agua y los sales a los océanos. La única salida del agua del mar es la evaporación directa desde la superficie oceánica. La evaporación es la transformación de agua a vapor (gas). Vapor no puede llevar ningún tipo de sal. Es decir la sal se acumula en los océanos sin la posibilidad de evaporarse y salir del ambiente marino como el agua tiene. Durante mucho tiempo (millones de años) eso ocurrió y poco a poco se aumentó la cantidad de las sales atrapadas en los océanos.

Sí la saturación de sal es muy alta se precipitan las sales y forman rocas nuevas. La otra salida de agua y sales sería la incorporación en los sedimentos marinos y la subducción.

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1.2. La profundidadUn otro factor es la variable "profundidad". El agua tiene un diferente comportamiento químico en distintas profundidades. Especialmente por el aumento de la presión y por la disminución de energía solar hacia abajo.

1.3. La cercanía a los continentesEn una forma independiente de la profundidad hay que agregar la distancia a una gran masa continental como factor importante. Un continente afecta el océano principalmente por la acción de los ríos y "contaminaciones" eólicas. Simplemente se aumenta el ingreso en agua dulce.

1.4. El climaGran parte de la dinámica de los océanos proviene de factores climáticos. Especialmente la situación en las cercanías de los polos con una cantidad considerable en hielo.

1.5. Acción de seres vivosLos océanos eran la cuna de la vida - hasta actualmente la gran mayoría de los seres vivos está en los océanos. Los seres vivos juegan un papel muy importante en el equilibrio químico de los mares. Especialmente la fijación de CaCO3 - entonces todos los equilibrios donde CO2 juega un papel importante tienen su punto clave en el enlace océano - ser vivo.

2. Clasificación por profundidad y por distancia del continente

Clasificación por profundidad

Litoral: 0- 10m de profundidad (véase Fotos: Fauna) Nerítico: 10- 200m de profundidad Batial: 200- 4000m de profundidad Abisal 5500- 8000m de profundidad

Clasificación por distancia del continente:

hemipelagico: cerca del continente pelágico: lejos del continente

2.1 Ambiente litoral

Sector del agua de baja profundidad, transición al ambiente de tierra firme o playa:Significa que la energía solar es suficiente pero la cercanía de la tierra firme provoca el ingreso de depredadores al ambiente. La presión del agua no importa - hasta la profundidad de 10 metros no es un factor limitante. La poca profundidad del agua puede provocar un calentamiento del agua en verano, que coincide con una disminución del oxígeno libre en el agua - aún peor es un posible crecimiento de algas que disminuye más la cantidad de oxígeno y afecta seriamente los seres vivos demás en el sector.

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Afectada por las olas y las mareas altas y bajas:La oleaje es un fenómeno que por un lado mejora la ventilación en el agua y asegura un suministro en oxígeno libre para todos los animales en esta zona. Pero una oleaje fuerte afecta todos los seres vivos en la zona. Una buena protección (caparazón) podría ser una ventaja. Las mareas altas y bajas en este ambiente provocan que el sector se queda por un par de horas seco. Para los seres vivos marinos significa eso: moverse a sectores más profundos o adaptarse a la vida en el oxígeno en la atmósfera. Aquí es muy fácil para imaginarse como la evolución logro algunos 400 millones años atrás la transición hacía la vida en la tierra firme.

Además en el ambiente litoral depende mucho de la erosión de las olas. Muy llamativo son las diferente formas de las costas: Playas de arena, costas rocosas con gravas redondeadas, acantilados rocosos de considerables alturas, islotes.véase algunas ejemplos en el módulo "historia de las geociencias": portada / islotes / erosión de la costa.

Conjunto de animales especiales: (Foto: Balanos, Poliplacophora)En conclusión el sector litoral es bien especial: por una parte la cuna de la vida a la tierra firme, por otro un sector que alberga animales bien especiales: animales muy protegidos en su caparazón, hasta la perdida de moverse (animales sesiles) es muy común.Los estratos de un ambiente litoral se reconoce por su grandes cantidades de fósiles - especialmente coquinas y icnofósiles. Además estructuras sedimentarias como grietas de resecación o ondulaciones son muy frecuente.

2.2 Ambiente nerítico

Plataforma continental, entre 10 hasta 200 m bajo del nivel del mar:El sector nerítico se extiende entre una profundidad entre - 10 metros hasta - 200 metros. Generalmente incluye a las plataformas continentales. Entonces este ambiente geotectónicamente es parte de los continentes -pero por su conexión con los océanos abiertos por supuesto parte de los océanos.La energía solar en este profundidades se disminuye pero todavía no llega a niveles críticos. La presión tampoco es un factor crítico para la mayoría de los animales, pero el aumento ya es notable.La oleaje casi no existe - el movimiento de agua es muy reducido.Véase carta histórica de la plataforma continental "módulo de los trabajos geológicos históricos"

2.3 Ambiente Batial

Entre una profundidad entre 200 metros hasta 4000 (o 3500m) metros se ubica el sector "batial". Es el pendiente continental que se característica por una cierta inclinación hacia al océano profundo. Es el sector común de los corrientes de turbidez.

Conjunto de animales especializadas en altas profundidades

2.4 Ambiente Abisal

Mar de alta profundidad: El fondo marino general, el "verdadero" fondo marino geotectónicamente ubicado encima de la corteza oceánica. Los depósitos generalmente son lodos de sílice o lodos de carbonatos (sí el límite de la compensación de los carbonatos lo permite).Sectores de fosas oceánicas como la fosa Perú/Chile (también se usa la clasificación "hadal" para este ambiente) Con escasa cantidad de animales, ausencia de energía solar, presión muy alta.Depósitos de corrientes de turbidez

2.5 Ambiente hemipelágico Sectores del mar cercanas de continentes.Con alta influencia del continente: Detritus que viene de los continentes por ríos y viento

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Los sedimentos del sector hemipelágico muestran una cierta influencia de la masa continental cercana. Especialmente el detritus de los grandes sistemas fluviales se descanta en el sector hemipelágico. Además se encuentra trozos de plantas, madera etc. También polvos transportados por el viento podrían decantarse en este sector.

2.6 Ambiente pelágico

Regiones del mar lejos del continente. Depósitos especiales (químicas) casi sin detritus de la tierra firme

5 / 11Ambiente sedimentario oceánico 2

corriente turbidez y atolón

Contenido de la páginaCorrientes de turbidez / atolones y arrecifes

3. Otros ambientes del mar

3.1 Corrientes de turbidez

Corrientes de turbidez son avalanchas submarinas de barro y rocas. Estas avalanchas se mueven con algunos 60 kms por hora hacia abajo. Durante el movimiento las partículas finas se separan de las partículas grandes. Es decir abajo llegan al primero las partículas grandes, después las medianas y como último las partículas pequeñas. Los depósitos característicos de un corriente de turbidez son sedimentos marinos que muestran una estratificación gradada.

Figura: A: Por impulso de un sismo se desprenden partes del pendiente. B: La avalancha submarina aumenta su velocidad y un conjunto de partículas finas y gruesas se muevan hacía abajo. C: Durante el movimiento hacía abajo se separan las partículas finas de las partículas gruesas. D: por su mayor peso llegan al primero abajo los clastos gruesos y forman los primeros estratos. Después se depositan las partículas más finas. E: Finalmente se formó un sector con estratificación gradada o en inglés "fining up". Significa una secuencia empieza abajo con clastos relativamente grandes y hacía arriba se disminuye paulatinamente el tamaño de los clastos.

La detección de corrientes de turbidez es importante en la tecnología de los cables submarinas. Una gran cantidad de cortes de dichos cables de la telecomunicación tienen su causa en corrientes de turbidez. (véase WEB: Historia de los cables submarinas)

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2.2 Los arrecifes:

2.2.1 Generalidades:

Los arrecifes se forman en agua tibia, en baja profundidades. Es un conjunto de varios animales marinos como coralinos, moluscos, caracoles y otros. Existen tres tipos de arrecifes: Arrecifes costeros, arrecifes de barrera y atolones. En un atolón la colonia esta creciendo arriba de un volcán apagado hundiéndose. Para mantener su lugar a respeto de la profundidad del agua (algunos metros bajo de la superficie) cada generación de coralinos tiene que crecer hacia arriba para ocupar los lugares adecuadas. En la historia geológica se conoce algunos épocas claves de arrecifes como DEVONICO.

Figura: Ejemplo de la formación de un atolón:Animaciones: Atolón

2.2.2 Formación de un arrecife coralino

El atolón: Se forma alrededor, en los flancos de un cráter volcánico, que sobresale la superficie del mar y está en profundidad muy somera debajo de la superficie del mar. Cuando el volcán termina su fase activa, actúa la erosión en él y por movimientos activos puede ser hundido lentamente. Durante el hundimiento los corales y los otros organismos del ecosistema se establecen en los flancos del volcán y construyen el arrecife. De este modo el volcán puede desaparecer dejando un atolón con una laguna central. En los atolones no se capta una cantidad grande del carbonato de calcio. La mayoría del carbonato de calcio se precipita en plataformas someras ubicadas cerca de los continentes.

2.2.3 Descripción de un arrecife coralino (atolón)

Una isla formada por corales también llamada atolón principalmente esta estructurada de la manera siguiente: 1. El arrecife exterior forma el frente, es resistente con respecto a las olas del mar, que inciden y chocan con él, con un declive, cuyo lado dirigido hacia el mar abierto está muy inclinado. 2. Atrás del arrecife exterior sigue una plataforma de somera profundidad, se extiende hasta la isla. 3. La parte del arrecife, que sobresale la superficie del mar o es decir la isla sigue atrás de la plataforma. 4. Una laguna de somera profundidad está protegida por la isla y por las partes más exteriores del arrecife. 5. En el centro de la laguna puede ubicarse una isla o como en algunos atolones solo algunas partes aisladas, que sobresalen la superficie del mar. La parte principal del arrecife está formado por corales activamente crecientes. Los corales son organismos, que viven en colonias de numerosos individuos. La construcción calcárea de cada individuo está unida con las construcciones de sus vecinos. Mediante su crecimiento un coral segrega carbonato de calcio, que le sirve como cemento para sujetarse encima

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de las construcciones de corales muertes subyacentes. De este modo el arrecife se extiende hacia arriba y hacia el exterior. Los corales se alimentan de pedazos pequeños de sustancia orgánica traída por las ondas del mar abierto, que inciden en el arrecife. Los corales viven en simbiosis con algas verdes (zooxanthellae). Las algas verdes viven en la piel translucida de los corales, y necesitan luz para poder vivir. Los corales protegen las algas y las algas por fotosíntesis producen el oxígeno necesario para los corales. Debido a este los corales juntos con las algas verdes solamente pueden vivir hasta profundidades de mar de 20m aproximadamente. En profundidades más altas la luz no es suficientemente intensa. Además distintos tipos de algas coralinas, que segregan carbonatos, viven en asociación con los corales y contribuyen en la cementación y en el crecimiento del arrecife. En la plataforma viven varios tipos de invertebrados con y sin conchas (cuerpos blandos). En la laguna vive una variedad de organismos. Los arrecifes coralinos se conoce de varias épocas pasadas como del Silúrico (arrecifes coralinos formando una zona, que se extiende de Indiana, Illinois hasta Wisconsin) del Devónico (Europa, Alemania) y del Pérmico (Oeste de Texas).

2.2.4 Importancia de los arrecifes coralinos

Arrecifes coralinos son indicadores climáticos, geográficos y detectan significantes cambios del nivel marino. Los arrecifes actuales se ubican generalmente entre 30ºN y 25º S. La situación climática global actual, especialmente las corrientes del mar y la temperatura del agua no permiten una mayor propagación. La temperatura más conveniente para arrecifes es entre 20ºC hasta 30ºC. La vida cercana de la superficie del mar (hasta 20 m de profundidad) permiten la detección de cambios del nivel oceánico por medio de arrecifes.

5 / 12Ambiente oceánico 3calizas – carbonatos

Contenido de la página:carbonatos / parámetros de precipitación / caliza oolítica

Formación de Carbonatos

En gran partes del mundo se encuentra inmensas secuencias de carbonatos. Una de las rocas más importantes que podríamos encontrar en cualquier sector de la tierra firme. El ambiente de los carbonatos se puede caracterizar de baja hasta mediana profundidad - con aguas tibias. Generalmente las plataformas continentales - significa la mayoría de las calizas se formaban en un ambiente geotectónico continental - pero claro que la caliza es una formación marina. Una razón de las altas cantidades de calizas en la tierra es justamente la inmediata cercanía de su ambiente de formación a la tierra firme. Como muchos no pertenecen al "original" fondo marino es relativamente fácil que se quedan para siempre como roca a la tierra firme. Los ambientes del mar profundo no corren la misma suerte: Casi su totalidad desaparece en una o otra zona de subducción.

Los carbonatos se constituyen básicamente de calcita (caliza), aragonita y dolomita (dolomía), subordinadamente pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos. Los carbonatos de siderita son más escasos, incluso económicamente interesantes. Los procesos de la formación de carbonatos son del tipo marino inorgánico, del tipo bioquímico y del tipo terrestre. Las condiciones de precipitación y la disolución de CaCO3. La base química de la sedimentación de carbonatos es la abundancia relativamente alta de los iones de calcio Ca2+ y del bicarbonato (H2CO3) o de los iones de bicarbonato (HCO3

-) respectivamente en el agua, en el agua del mar por ejemplo. Un ion de calcio y un ion de HCO3

- se unen formando la calcita y un ion de hidrógeno: Ca2+ + HCO3

- --> CaCO3 + H+. En el equilibrio los iones de calcio y de HCO3

- son disueltos. La precipitación inicia cuando hay cantidades mayores del ion de calcio o del ion de bicarbonato o cuando hay cantidades iguales de estos dos iones y su producto sobrepasa el valor determinante para la saturación. La disolución de un sedimento calcáreo o de una caliza en un agua con un cierto contenido en CO2 se puede describir por las reacciones siguientes: H2O + CO2 --> H2CO3 y CaCO3 + H2CO3 --> Ca2+ + 2HCO3

-. Estas reacciones describen la meteorización química de los carbonatos y la disolución de sedimentitas calcáreas formando una caverna o una cueva.

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Los parámetros, que influyen la disolución y la precipitación de CaCO3 son los siguientes: · El contenido en dióxido de carbono (CO2): Cada proceso, que aumenta el contenido en CO2, apoya la disolución de CaCO3, la disminución de la cantidad de CO2 favorece la precipitación de CaCO3. · El potencial de hidrógeno (pH) influye la disolución y la precipitación de CaCO3. Un valor bajo de pH favorece la disolución de CaCO3, un valor alto de pH favorece la precipitación de CaCO3. · La temperatura: La disolución de CaCO3 en agua pura disminuye, con el aumento de la temperatura. Las aguas tibias superficiales de las áreas tropicales están supersaturadas con carbonato de calcio, ahí se forman calizas por precipitación. El agua de mar de temperaturas moderadas casi está saturada con carbonato de calcio, es decir ahí existe un equilibrio entre la precipitación y la disolución de carbonato.

· La presión: El aumento de la presión apoya levemente la disolución de CaCO3. La influencia de la presión se nota en profundidades altas. En el mar profundo, desde la llamativa profundidad de compensación de carbonato de aproximadamente 4500 - 5000m el carbonato se disuelve completamente. Los carbonatos son entre otros la caliza masiva, la caliza fosilífera, la caliza oolítica, la dolomía, el travertino o sinter, las estalactitas.

MV: Fotos de caliza

Resumen del comportamiento de calcio en el agua:

en el mar.. temperatura pH presión CO2

se disuelve Ca bajas ácido alta más

se precipita Ca altas básico baja menor

La caliza oolítica se compone de un cúmulo de granos compactados de caliza de forma redondeada y de diámetro entre 1 y 2 mm. Los granos crecen en el agua del mar supersaturada con CaCO3, de profundidad menor de 2 m, que está caracterizada por un cambio permanente de fases de movimiento y de reposo, alrededor de gérmenes como granos de cuarzo o pedazos diminutos de caparazones por ejemplo. Si el diámetro de los granos redondeados sobresale un cierto limite - aproximadamente 1 a 2 mm de diámetro de grano - los granos son demasiado pesados para seguir el movimiento del agua. Estos granos se acumulan en el fondo de mar y después su compactación forman la caliza oolítica. Véase también "rocas químicas"

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Ambiente sedimentario oceánico 4La Sal

Contenido de la página: Depósitos de sal / Evaporación marina / Salares de la Cordillera / Domo de Sal /

Depósitos de sal:

Sales se forman por la evaporación. Principalmente existen dos ambientes de formar grandes estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar, o en la tierra firme por evaporación de lagunas salubres. Hoy se puede observar en los Andes el fenómeno de precipitación de sales en los salares. (Museo Virtual >>Mineral Halita)

Tipos de Formación:

1. Por evaporación del agua del mar (Teoría de Barreras):

En varios partes del mundo se conoce grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegan hacia 1000 metros, principalmente de la época pérmica pero también de terciario. La explicación de la formación de estos grandes depósitos llega a la teoría (modificada) de las barreras. Se piensan en un sector marino, relativamente cerrado y por la evaporación de agua las cantidades de sales se aumentan. Con mayor evaporación las sales se precipitan de acuerdo de su capacidad de solubilidad. El problema solamente es, que una columna de 1000m de agua del mar produce solo 15 metros de halita, pero los depósitos muestran espesores mucho mayores.

Por eso se modificaron el modelo, que la barrera no se cerró completamente. La evaporación es el único "afluente" de este sector semicerrada. Entonces siempre ingresó agua del mar con sales al sector. Así se aumentó la cantidad de sales en el sector que al final llego al punto de la saturación y se precipitó.

2. Domos de sal:

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En total se acumularon en algunos sectores más de 1000 m de depósitos de sales marinos pérmicos. Sal tiene algunas propiedades especiales como roca: a) Sal tiene un peso especifico menor como un mineral común b) Sales se deforman plásticamente y son muy móvil c) Sales tienen una alta solubilidad en agua d) para petróleo sales casi son impermeable

Estos propiedades permiten, sí la presión es muy alta, que las capas de sal se mueven hacia arriba (por su densidad menor). Entones como una burbuja de aceite en el agua el sal lentamente busca su camino hacia la superficie. Las rocas superiores sufren fuertes deformaciones tectónicas (tectónica salina). La estructura se llama domo de sal o diapir, el fenómeno diapirismo. Sí llega el domo de sal a la superficie en una región de clima húmeda las lluvias lixivian rápidamente el techo de la estructura. Se quedan solo los minerales más resistentes como el yeso: El topo de yeso (>>Museo virtual: Yeso).Estructuras de sal o domos de sal son muy importante en la búsqueda de petróleo, en la minería de sales y como depósito de desechos, especialmente desechos nucleares.

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Rocas sedimentariasClasificaciones y propiedades: Introducción

Contenido de la página:Introducción / comparación / critica / diagénesis

Matriz-CementoTamaño de los clastos / escala de Wentworth y DIN / Redondez / "Clasificación" / Relación entre los clastos / Orientación

de clastos / Estratificación / Estructuras sedimentarias / Clasificación Arena-Arcosa-Grauwaca / Texturas de rocas sedimentarias clásticas

Introducción a la clasificación de las rocas sedimentarias Lo común entre todos las rocas sedimentarias es su formación en el ambiente exógeno - es decir en la superficie de la tierra en conjunto con los procesos sedimentarios. El producto de todos estos procesos - la roca sedimentaria lamentablemente como grupo no sigue una línea homogénea común: Una muestra de una roca clástica tiene una apariencia diferente a una roca sedimentaria química. Por eso es muy recomendable usar la clasificación "clástica - química - orgánica" como estructura o grupo principal.

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Dando primacía al modo de formación o a los componentes minerales y a la textura de la roca, que incluye el tamaño y la forma de los granos, se obtiene diferentes clasificaciones. En lo siguiente se distingue: a) Las sedimentitas detríticas o clásticas (Ejemplos de rocas) b) Las rocas de sedimentación químicas (Ejemplos) c) Las sedimentitas organógenas (Ejemplos)

A menudo sedimentitas clásticas en parte se constituyen de componentes precipitados químicamente y las rocas de sedimentación química en parte llevan componentes clásticos.

Rocas sedimentarias clásticas Rocas sedimentarias No- clásticas

rocas sedimentarias químicas rocas sedimentarias organógeneas

aluvión - coluvialríos - fluvial

lagunas y lagoseólico - dunas - Loess

océano - litoralocéano - pendiente continental

océano - precipitación de Caocéano - precipitación de Na, K...océano, abisal - precipitación Simanantiales - precipitación Casalares - precipitación Na, K..

cuencas de agua dulcepantanos

cuencas de océanos

arena - areniscagravas - conglomerado

brechasgrauvaca

lutitas

calizasla sallidita

turbahullalignitocarbón

antracita

© Wolfgang Griem, geovirtual2.cl (2006)

Comparación entre rocas sedimentarias clásticas - químicas y biológicas orgánicas:

clásticas químicas biológicos organogeneas

con partículas con cristales material orgánico

poco o sin fósiles fósiles frecuente fósiles de plantas

porosidad alta compactas, rara vez poroso poroso y compacto

tal vez reaccionan levemente con HCl algunos reaccionan fuerte con HCl no reaccionan con HCl

todos los colores posible todos los colores posible color café, gris, negro

no se quema no se quema se puede quemar

diferentes o iguales tamaños de las partículas (buena o mala clasificación)

generalmente cristales del mismo tamaños

-

caótico - levemente estratificado estratificación buena estratificado

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© Wolfgang Griem (2006); www.geovirtual2.cl

Critica:

Existe un sinnúmero de transiciones entre roca clástica y química. Por ejemplo la línea caliza - caliza impura - marga - arenisca calcárea - arenisca. Es decir en la misma manera de encontrar en la naturaleza transiciones entre dos ambientes igualmente existen transiciones entre el grupo clástico - químico.

Actualmente el grupo "rocas sedimentarias químicas" está en peligro de extinción. La razón es lógico: Casi no hay en la naturaleza un proceso de precipitación exclusivamente química. El querido ejemplo "sarro de la tetera" no corre en la naturaleza (más encima el sarro no es parte de la naturaleza). La precipitación directa, exclusiva química en la naturaleza se complica por la lentitud de los sistemas. El océano no puede calentarse y enfriarse en un lapso de 24 horas - el océano es un sistema relativamente inerte (por este punto de vista). Nació una fuerte duda en el modelo tradicional de una precipitación química: La solución era la incorporación de la actividad biológica - es decir la actividad de la vida en los océanos es el motor principal en procesos de precipitación y solución.

Diagénesis:La diagénesis es parte de la formación de una roca sedimentaria dura. Pero el procesos estrictamente no es parte del ambiente sedimentario (meteorización - erosión - deposición). Pero el proceso de la diagénesis ocurre bajo condiciones del ambiente sedimentario. El proceso que cambia la roca blanda (la arena por ejemplo) a una roca dura se llama diagénesis. En la literatura generalmente se habla de tres mecanismos: la temperatura, la presión y reacciones químicas. Especialmente el ultimo proceso es el más importante y más eficiente. Finalmente el contenido de calcio o sílice en aguas circulando en la roca blanda o suelta puede producir una precipitación de un cemento que figura como pegamento y cambia la roca a una roca sólida. Los factores temperatura y presión apoyan estos procesos químicos. Pero la pura presión difícilmente podría producir una roca sedimentaria dura - sólida. Un ejemplo donde la presión importa son las rocas arcillosas. En lodos y barros la presión juega un papel mucho más importante durante la diagénesis.

Figura: Lentamente se cristaliza CaCO3 en los poros de una roca sedimentaria. La presión y la temperatura pueden acelerar el proceso. Lo mas frecuente son cementos de calcio o sílice.

La diagénesis y la compactación (presión) son procesos conjuntos. Los procesos de la diagénesis por definición están limitados hasta una temperatura de 200ºC. Con temperaturas más altas se habla del metamorfismo

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Rocas sedimentariasEstratificación y estructuras

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Contenido de la página: Estratificación / Estructuras sedimentarias

2.7. Estratificación

La estratificación surge por el depósito alternado de rocas de diferentes tamaños de grano, por ejemplo de areniscas de grano fino y de grano grueso o por el depósito alternado de sedimentos de diferente composición, por ejemplo de capas de hulla, de pizarra combustible y de sedimentos clásticos.

La estratificación oblicua o cruzada puede formarse por ejemplo en los declives de aguas profundas de un delta, que se va introduciendo en el mar, en dunas, en sedimentos fluviales o en forma diminuta en ‘rippelmarcs’.

Estratificación gradada; fining up (inglés): Disminución del tamaño de los granos de abajo hacia arriba (disminución de la energía durante el tiempo). El " fining up" es un tipo de estratificación frecuentemente observado. Origen: 1.Disminución de la energía del agua en un río. 2. A causa de una corriente de turbidez

En ambientes con variaciones moderadas de energía (agua) es muy común. Ejemplos: Ríos con influencia de estaciones (cambios de las cantidades de agua). Pero también en el mar por la acción de corrientes de turbidez.

Estructuras sedimentarias

Los procesos sedimentarios son acciones de la superficie terrestre, significa que algunas veces se "petrifican" huellas de estas acciones. Hay que diferenciar entre estructuras de origen durante la sedimentación (syn o co-genéticas), estructuras inmediatamente después de la sedimentación y estructuras que toman posición después de la sedimentación (post-genéticas).

1. De origen inorgánico

a) La estratificación: Es la estructura más obvia es la misma estratificación. Cambios leves en el tipo de los sedimentos producen diferente capas una encima de la otra. Existen varias formas de estratificación: Estratificación cruzada, inclinada, gradada etc.

b) marcas de sedimentación: Los más conocidos son las ondulaciones: ‘Rippelmarcs’ o ondulaciones se forman cuando la superficie de los estratos depositados en un río o en las orillas de la costa reproduce las ondas de agua, que la cubren. En una sección por un ‘rippelmarc’ se ve una estratificación oblicua en escala mínima. Si la roca se parte a lo largo de la superficie originaria de los estratos se puede encontrar los ‘rippelmarcs’. (Foto ondulaciones). Ondulaciones también se forman en el ambiente eólico: La fuerza del viento provoca pequeñas acumulaciones. Las ondulaciones del viento son un poco más asimétrico que las ondulaciones del agua.

c) gotas de lluvias: Rara vez - especialmente en sectores áridos se mantienen las estructuras de impacto de las gotas de la lluvia. (Foto)

d) resecación: Grietas de resecamiento se forman, si la superficie de sedimentación se sitúa temporalmente por encima del agua y se las mantienen incluidas en la roca a causa del depósito rápido de una nueva capa de sedimentos. (Foto: Grietas de re- o desecamiento)

2. de origen biológico - orgánico

a) fósiles: Los animales que entran a la petrificación pueden formar fósiles. Fósiles pueden ser se origen "in situ" significa la muerte ocurrió en el mismo sector donde vivieron. Pero también existen fósiles que provienen de otros sectores y después de su muerte fueron arrastrados y acumulados en un sector específico.

b) coprolitos: Los excrementos de los animales: Se conoce fosilizados de los pequeños organismos hasta de los dinosaurios. (véase figuras y ejemplos)

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c) huellas, icnofósiles: Los seres vivos dejaron o dejan sus huellas en el sedimento.Una forma es la bioturbación que se refiere a una estructura irregular, que corta o perturba la estratificación y que se debe a la acción de organismos excavadores. (Foto: Bioturbación, labores). Lo otro serían las trazas de organismos conservadas en el sedimento, por ejemplo trazas de trilobites en un sedimento arcilloso cubierto por un sedimento de silt.

Figura: Línea del tiempo y origen de estructuras entre la deposición hasta la roca dura.

Diagénesis:El proceso que transforma una roca blanda a una roca sedimentaria dura. Generalmente un proceso químico con apoyo de la temperatura y de la presión.

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Rocas sedimentarias clásticas 1 Introducción

Contenido de la páginaintroducción / matriz - cemento -clastos

1. Introducción y resumen a las rocas clásticas

El campo de las rocas clásticas es muy amplio y los ambientes de su formación se encuentra en toda la superficie terrestre. Los ambiente ya fueron mencionados en las páginas anteriores: Los más importantes son fluvial, aluvial, eólico, glaciar, lagos para nombrar los de tierra firme. En el ambiente océano hay que destacar la zona litoral y las corrientes de turbidez como formadores de rocas clásticas.

En las siguientes páginas se cambia la perspectiva: La roca - la muestra y su textura es el objeto el ambiente aparece en el segundo plano. Principalmente se discutan las propiedades especialmente la textura de las rocas clásticas para determinar su origen.En el comienzo hay que preocuparse del conjunto "matriz-clasto" después de los propiedades y de la forma de los clastos - probablemente lo más importante para determinar el origen de la roca. Cada clasto era parte de las rocas de un otro sector por eso la petrografía de los clastos ayuda para reconstruir el paleoambiente y puede determinar fases tectónicas. Al final se llega a las texturas más comunes en las rocas clasticas con un resumen a que ambiente lo corresponden y finalmente llegamos a las rocas clásticas más comunes.

2 . Las sedimentitas detríticas o clásticas

Las sedimentitas detríticas o clásticas se componen de fragmentos de rocas y minerales, que se han formados a partir de rocas anteriores a causa de su erosión, han sido transportados por agua, viento o hielo y finalmente almacenadas mecánicamente. Las rocas clásticas entonces se puede definir como un conjunto de fragmentos. En el caso que los

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fragmentos son petrografícamente iguales se habla de una roca clástica monomicta, sí son diferentes se habla de una roca polimicta. El cemento y la matriz es el pegamento que junta los clastos.

2 .1 Texturas de rocas sedimentarias clásticas:

Los componentes formadores de las rocas sedimentarias son los siguientes : a) Clastos, fragmentos, detritus, minerales. b) Matriz es el detritus o es decir los fragmentos minerales y de rocas pequeñas, por ejemplo granos de cuarzo, de feldespato y de otros minerales y frecuentemente arcillas. c) Cemento se compone de los componentes formados por precipitación química mediante la solidificación de la roca sedimentaria y de los minerales arcillosos cristalizados mediante la solidificación de la roca como por ejemplo los grupos minerales de caolinita, de montmorillonita, la illita y los carbonatos.

2 .2 Matriz-Cemento-Clastos

Matriz= Cemento + detritus fino Clastos se llama las partículas que forman la roca sedimentaria clástica. La matriz es el cemento y el detritus fino. El cemento se forma químicamente y es el pegamento de los clastos. Clastos son trozos de rocas que provienen un otro sector (área de fuente, sector de origen). Generalmente todas la rocas y minerales pueden aparecer como clasto: Cuarzo, feldespatos, carbonatos, arenisca, eclogita, esquistos y muchos mas. El conjunto de clastos representa el (o los) sector(es) de origen. Solo el transporte destruye los componentes más débiles. Entonces la magnitud del transporte se manifiesta en el contenido de clastos.

En conclusión se puede decir que los clastos y el detritus representan a las rocas de origen, el modo de transporte y la distancia del transporte. El cemento es un producto que se forma durante la diagénesis - entonces representa el ambiente de decantación o deposición.

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Rocas sedimentarias clásticas 2Propiedades de los clastos

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Contenido de la página:Tamaño de los clastos / escala de Wentworth y DIN / Redondez / "Clasificación" / Relación entre los clastos / Orientación

de clastos /

2. Propiedades de los clastos:

Muy importante en la sedimentología es la descripción de los clastos. Las propiedades de los clastos reflejan una gran cantidad de la historia, del ambiente de la roca. Generalmente se observa el tamaño, redondez, clasificación (distribución), relación entre los clastos, tipos de clastos y la orientación.

2.1 Tamaño

La clasificación de las sedimentitas clásticas se basa en el tamaño de los granos de sus componentes y refleja las condiciones de sedimentación. La grava de diámetro de grano > 2 mm o su equivalente solidificado, el conglomerado requiere corrientes fuertes como aquellos de ríos fluyentes con alta velocidad en las montañas o las altas orillas en una playa rocosa para su transporte. La arena de diámetro de grano = 2 - 0,02 mm o su equivalente solidificado, la arenisca puede ser transportada por vientos fuertes formando dunas o por corrientes moderados como aquellos de ríos o aquellos cercanos de la costa. El barro de diámetro de grano < 0,02 mm o su equivalente solidificado, la roca arcillosa indica áreas de sedimentación de aguas tranquilas. El área de sedimentación puede evidenciarse en las texturas superficiales de los granos como fracturas, hoyos y sectores superficiales suaves visibles por medio de un microscopio electrónico explorativo (scanning electron microscop). En grandes rasgos se distingue:

Psefitas diámetro de grano > 2 mm Psamitas diámetro de grano = 2 - 0,02 mm Pelitas diámetro de grano < 0,02 mm.

Psefita, psamita, pelita son los términos griegos para bloque, arena y barro. Las clasificaciones según Wentworth y DIN* 4022 son más detalladas:

Más informaciones: pelítica / psamítica / Psefítica / Arcilla / Grava / Pelita / Psamita / Limo / Arena / Gravas

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2.2 Redondez de los granos:

La redondez de los clastos es representa la magnitud y el tipo del transporte. Un transporte gravitacional - coluvial corto (sin agua) produce clastos angulares. Con la entrada de los clastos al sistema fluvial empieza el desgaste y las partículas pierden su angularidad. Pero la rapidez para redondear los cantos depende de algunos factores: Tamaño del clasto y petrología del clasto. Clastos pequeños generalmente demoran más tiempo para redondearse como clastos grandes. Clastos de cuarzo son más resistente como clastos de caliza.

Forma de los componentes: En el caso de as rocas sedimentarias clásticas se determina el grado de redondez de los componentes clásticos : redondeado, subredondeado, subangular, angular. En el caso de los componentes de las rocas sedimentarias químicas a partir de la forma de los componentes se puede distinguir los componentes ortoquímicos, que son cristales formados por precipitación en el lugar de la deposición y los componentes aloquímicos, que fueron transportados al lugar de la deposición de la roca como los intraclastos, los oolites, los fósiles y los pelets.

2.3 Buena/mala clasificación:

En el caso de las rocas clásticas se habla de muy bien, bien, moderadamente, mal o muy mal distribuidas ( KLEIN & HURLBUT).

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La palabra "clasificación" se refiere a la variación a respeto del tamaño de los clastos. Una roca con clastos de un tamaño único se llama "muy bien clasificados". Una roca que contiene todos los tamaños de clastos es mal clasificada. La clasificación es un producto de las fuerzas del transporte. Fuerzas de energía poco variable producen una buena clasificación.

Ejemplo: La fuerza del agua en el ambiente "río abajo".

2.4. Relación de los clastos entre sí

La relación de los clastos entre sí: Los clastos están juntos (se tocan) o los clastos flotan en la matriz. Clastos que están juntos se llama clast supported (soportadas por clastos), la textura de clastos que flotan completamente en la matriz se llama mud supported (soportadas por matriz). Los últimos están completamente rodeados por la matriz.

Ejemplos: El ripio es clast suported como la mayoría de los depósitos fluviales. Depósitos del hielo morenas por ejemplo muestran una textura de mud suported.

Precaución: Un conjunto de clastos redondos siempre tiene más de 30% espacio vacío. La superficie de la roca (el corte) no siempre coincide con el punto donde se tocan los clastos. Los clastos en rocas del tipo clast supported tal vez no aparecen juntos.

2.5. Orientación de los componentes

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La alineación de cuerpos cónicos con sus ejes longitudinales paralelos puede indicar la dirección del corriente de agua. La alineación se aprecia sobre todo con cuerpos cónicos o alargados en una dirección como por ej. con clastos alargados, caparazones de caracolas cónicas o restos vegetales alargados. Los movimientos del medio de transporte (agua, sedimento, aire, hielo) se transfieren a los cuerpos incluidos en este medio o situados a la superficie de separación de este medio al otro. El movimiento dirigido del medio causa la alineación de los cuerpos.

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Rocas sedimentarias clásticas (3) Tipos de clastos

Contenido de la páginatipos de clastos / Arena -Arcosa - Grauvaca / origen y providencia / tectónica y sedimentología

Tipos y petrografía de los clastos

1 Tipos de clastos

Rocas sedimentarias con solo un tipo de clastos (puro cuarzo por ejemplo) se llama monomicto. Polimicto significa una variedad petrográfica de los clastos (conjunto de clastos diferentes como cuarzo, andesita, eclogita por ejemplo). Rocas sedimentarias monomictos se forman sí el sector de origen es muy homogéneo. La otra posibilidad es, que por selección o desgaste solo se quedó un tipo como clasto. En la mayoría el cuarzo "sobrevive" largas distancias en el sistema fluvial. El contenido de clastos se puede usar en reconstruir (o determinar) el sector de origen. También se puede diferenciar diferentes tipos de conglomerados por su contenido en clastos. Al otro lado los clastos reflejan la historia del transporte. Trozos de rocas o minerales blandas no soportan grandes distancias en el transporte fluvial. La ausencia de minerales y rocas blandas entonces es un indicador de la distancia del transporte.

2 . Clasificación por tipo de clastos del tamaño arena: menor de 2mm de diámetro (Arenisca-Arcosa-Grauvaca)

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Clasificación por tipo de clastos para fragmentos entre 0,002mm hasta 2mm ("tamaño arena") Una roca clastica con predominancia de feldespato y cuarzo como clasto se llama Arcosa. Fragmentos de rocas y cuarzo como clastos forman una Grauvaca. La predominancia de granos de cuarzo es una Arenisca (de cuarzo).

Precaución: La palabra arena tiene dos sentidos: 1º: se entiende como "tamaño arena" por su diámetro. 2º: se entiende por su composición de granos de cuarzo del tamaño arena.

véase: Arcosa / Grauvaca / Arenisca de cuarzo

3. El contenido petrográfico en clastos como indicador del transporte

En conjunto con la redondez y forma de los clastos, se puede usar la madurez, es decir la predominancia en partículas relativamente resistentes en el sedimento, para estimar la longitud del transporte. En el comienzo entran todos los minerales comunes al sistema de transporte. Se espera durante el proceso del transporte que paulatinamente cuarzo aumenta su predominancia. Lo mismo se puede esperar con algunos minerales pesados. En todos los casos hay que tomar en cuenta que también algunos minerales se forman durante el trayecto. Especialmente minerales arcillosos podrían aumentar su presencia hacía distancias más largas.

4. Análisis del contenido en clastos como indicador de providencia:

Los clastos son restos de erosión de un (o más) sectores determinados. Las partículas transportadas pueden dar informaciones del sector de origen. Hay que tomar en cuenta que durante largas distancias de transporte algunos clastos no "sobrevivieron" y distorsionan la apariencia original.Principalmente hay dos métodos: El método estadístico trata comparar las rocas de los sectores de providencia y se puede calcular una mezcla característica en clastos de un sector determinado. Lo otro es el uso de "clastos guías". Algunas rocas son únicos y característicos para un determinado lugar. Su apariencia como clasto en una roca sedimentaria da una gran certeza que había una conexión con este sector determinado.

5. Petrografía de los sedimentos y tectónica Petrografía de los sedimentos y tectónica

La idea principal es que las fuerzas tectónicas pueden provocar un alzamiento tectónico o orogénesis. Significa en estas zonas, afectadas por las fuerzas tectónicas la erosión y el transporte deberían aumentarse considerablemente - mayor relieve = mayor erosión. Entonces en un estudio estadístico de los clastos transportados por un sistema de afluentes debería manifestarse este proceso. La figura muestra un ejemplo:

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Figura: Tres sectores (simplificados) tienen una litología característica. La erosión y un sistema de ríos lo transportan hacía río abajo y lo depositan. Como ya mencionado, la magnitud de la erosión depende del relieve - entonces de la magnitud de las fuerzas orogenéticas. Significa la predominancia de partículas de un determinado sector indican un fuerte alzamiento tectónico de la zona. El ejemplo en la figura:Época 1 (el comienzo): En un perfil, lejos de la zona del origen un conglomerado solamente contiene clastos correspondientes del sector 3, obviamente solamente el sector tres era tectónicamente activo y mostró erosión.Época 2: En la época siguiente - entonces en el perfil más arriba se detecta una leve predominancia de clastos provenientes del sector 2 en conjunto de clastos del sector 3; la conclusión es que se aumentaron la fuerzas orogeneticas en el sector 2, pero el sector 1 todavía muestra una cierta actividad.Época 3: Ahora el conglomerado se compone en su totalidad de clastos provenientes del sector 2. Es decir la actividad tectónica en este tiempo solamente afectó sector 2.Época 4: El contenido modal de clastos en el conglomerado muestra una predominancia del sector 2, pero el sector 1 muestra también una actividad. En la época 4 se concentró la actividad tectónica a los sectores 1 y 2.Hoy: En los estratos más modernos de nuestro perfil se encuentra los clastos del sector 1, 2 y 3: significa que ahora en los tres sectores se puede manifestar una actividad tectónica.

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Rocas sedimentarias clásticas (4) Texturas clásticas: ejemplos

Contenido de la página: Textura de Brecha / Textura de Conglomerado / textura de la arenisca

4. Texturas comunes de rocas clásticas (ejemplos):

Las texturas de las rocas sedimentarias clásticas coinciden bastante bien con el ambiente de su origen. Especialmente la granulometría, la clasificación, la redondez de los clastos, sí contiene fósiles o no, la petrografía de los clastos, la relación entre los clastos y una probable orientación reflejan el ambiente de su formación. Pero hay que mencionar que hay excepciones; la geología siempre sorprende con excepciones. El listado abajo da un resumen de las propiedades más esperados - pero con toda la conciencia que existen sorpresas.

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dunas aluviones río arriba río abajodesembocadur

alago litoral

granulometría arena-silt bloques gravas arena arcilla -arena arcilla arena-gravas

clasificación muy bien mal mal bien bien bien mal

redondez redondeado angularsubredondead

oredondeado redondeado - redondeado

fósiles no no no raro puede ser si, plantas si

tipos de clastos

arena, otros polimictos polimictos cuarzo cuarzo, arcillas arcillas, otros cuarzo, otros

relación clast clastsup. mudsup. clastsup. clastsup. clastsup. - clastsup.

orientación - no si si si - no

roca arenisca brecha conglomerado arenisca arenisca fina lutitaarenisca,

congl.

© Wolfgang Griem - www.geovirtual2.cl

Brecha sedimentaria: Clastos angulares, bloques, mala clasificación, todos los tipos de clastos (=polimicto)

Ambientes: Aluviones, coluvial, cono aluvial, morenas

MV: Foto de una brecha

Conglomerado: Clastos subredondeados - redondeados, bloques y matriz, mala clasificación, todos tipos de clastos (=polimicto)

Ambientes: Río tipo braided, costa oceánica

MV: Foto de un Conglomerado

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Arenisca: Clastos redondos, mejor clasificación, tamaño arena gruesa o psamitica, predominancia de cuarzo como clastos (oligomicto)

Ambientes: Río , fluvial, playa, hemipelágico, dunas (eólica)

MV: Foto de una Arenisca

Arenisca: Clastos redondos, buena clasificación, tamaño de clastos Arena media, casi solo cuarzo de clastos (monomicto)

MV: Foto de una Arenisca

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Rocas sedimentarias clásticasEjemplos de rocas clásticas

Contenido de la página: Psefitas / Conglomerado / Brechas / Psamitas / Grauvaca / Arcosa / Arenisca / Limo / Silt / Loess / Pelita / Lutita / Arcilla /

Marga

1. Rocas clásticas: 1.1 Psefitas o rocas sedimentarias psefíticas

Las rocas sedimentarias, que llevan más de 50% de componentes arrastrados de un diámetro mayor que 2mm se llama psefitas o rocas sedimentarias psefíticas. A estos pertenecen:

a) los bloques y las gravas según Wentworth como sedimentos sueltos b) las brechas c) los conglomerados

1.1.1 Los conglomerados se constituyen de una cantidad mayor de 50% de componentes de un diámetro mayor de 2mm. Los componentes o fragmentos son redondeados. Los tipos de los fragmentos pueden variar mucho según cual fuese la composición de la zona de erosión suministradora, por ejemplo conglomerados ricos en guijarros de cuarzo, conglomerados de componentes magmáticos y/o metamórficos, conglomerados de componentes de serpentinita o conglomerados de componentes de caliza. La masa básica amalgamadora igualmente puede variar, puede constituirse

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de componentes clásticos, pelíticos y arenosos (matriz) y de material de enlace carbonático o silícico (cemento) que es sustituido posteriormente por la roca al solidificares. Los componentes de los conglomerados son transportados por ríos y/o por el mar. Según la variación de los tipos de componentes se distingue:

1) conglomerados monomictos de un solo tipo de componentes por ej. de caliza, de serpentinita 2) conglomerados oligomictos de unos pocos tipos de componentes 3) conglomerados polimictos de varios tipos de componentes.

Conglomerado: Clastos subredondeados, bloques y matriz, mala clasificación, todo tipo de clastos.

Museo virtual: Conglomerado

1.1.2 Las brechas se distinguen de los conglomerados en la forma de los componentes de un diámetro mayor de 2mm. En las brechas los componentes son angulares a subangulares. Sus demás aspectos son iguales a los de los conglomerados. Teniendo en cuenta el aspecto genético se puede distinguir los tipos de brechas siguientes:

1) brechas sedimentarias 2) brechas piroclásticas, que pertenecen a las rocas piroclásticas y que se constituyen en gran parte de componentes piroclásticos.3) brechas volcánicas: por actividad volcánica (véase piroclástica)4) brechas hidrotermales, que se forman por la acción de aguas calientes y cambios de la presión.5) brechas tectónicas, que se forman en zonas de fallas.

Brecha sedimentaria: Clastos angulares, bloques, mala clasificación, todo tipo de clastos.

Museo virtualBrecha sedimentaria

1.2 Psamitas o rocas sedimentarias psamíticas Las psamitas se constituyen esencialmente de componentes de diámetro desde 0,02 a 2mm. Las rocas psamíticas se clasifica según su contenido en cuarzo, feldespato y fragmentos de rocas/matriz arcillosa. Además se puede distinguir las psamitas bien clasificadas, que se constituyen en su mayoría de granos con diámetros cerca del diámetro de grano medio de la roca (por ej. las arenas de dunas o de playas), y las psamitas mal clasificadas con un contenido alto en granos, cuyos diámetros varían altamente con respecto al diámetro de grano medio de la roca (por ejemplo una grauvaca). La forma de los granos también contiene informaciones acerca del origen de la roca. Los granos de arena sufren abrasión, si se tocan entre sí mediante el transporte en los corrientes, se pierden sus canteras destacadas y su aspecto angular, y se vuelven redondos. Simultáneamente tienden a formas más esféricas. Los granos de estas características fueron transportados largas distancias. Los granos angulares de varias formas indican distancias de transporte cortas.

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1.2.1 Grauvaca La grauvaca de color gris hasta verde es una roca fuertemente compactada. La grauvaca contiene principalmente granos de diámetros entre 0,02 y 2mm. Se constituye de cantidades considerables de feldespato, fragmentos de cuarzo y fragmentos de roca de diferentes tipos como por ej. de vulcanitas básicas, de pizarra arcillosa o silícica o de filita. La matriz se forma por minerales arcillosos, de mica y de clorita. Los granos son mal redondeados. La grauvaca es una roca sedimentaria mal clasificada, es decir el tamaño de los granos de los distintos fragmentos puede ser muy variable, y la roca contiene una variedad grande de componentes minerales y rocosos. La mala clasificación de los tamaños de granos, su bajo grado de redondez y la variedad grande de sus componentes indican, que el camino de transporte de sus componentes clásticos es corto. El alto contenido en clorita, un filosilicato de Mg y Fe indica, que el campo de suministro y de erosión se compone principalmente de rocas intermedias a básicas, como por ej. de andesitas y basaltos. A partir de estas características muchas grauvacas se considera como sedimentación de corrientes de turbidez. Estas son mezclas de agua, limo, arena y arcilla, que se van deslizando desde los bordes continentales hacia las aguas profundas. Los corrientes de turbidez muy probablemente son iniciados por la actividad tectónica en el margen continental.

Triangulo de clasificación

1.2.2 Arcosa En principio la arcosa es una roca arenisca rica en feldespatos normalmente frescas, es una roca débilmente compactada, de color rojizo, rosáceo o gris. Su composición mineralógica es parecida a la de un granito Los granos son mal redondeados y de diámetro de 0,02 y 2mm. La roca se constituye de cuarzo, mas de 25% de los fragmentos de feldespato potásico de cantos vivos, de mica y de plagioclasa y en poca cantidad de matriz de grano fino y de cemento de cuarzo o de calcita. Los granos mal redondeados, la relativamente mala clasificación de los tamaños de granos y el contenido en fragmentos de rocas indican un camino de transporte corto de los componentes que constituyen la arcosa. Los feldespatos frescos son productos de la meteorización mecánica de la roca de partida, puesto que los feldespatos resisten poco a la meteorización química. La mayoría de las arcosas se forman a partir de rocas de "composición granítica"significa rocas magmatitas con composición granítica o gneises). En general los componentes de la arcosa fueron transportados brevemente por ríos. El color rojizo se debe a pieles delgadas de hematita alrededor de los granos y puede indicar una sedimentación continental.

Triangulo de clasificación

1.2.3 Arenisca En las areniscas los tamaños granulares de sus componentes varían entre 0,02 y 2mm. La arenisca se constituye en mas de 75% de granos de cuarzo. Otros componentes son los feldespatos y la mica clara. El cemento puede constituirse de minerales arcillosos y de granos de cuarzo de diámetro de grano entre 0,002 - 0,063mm (limo) o de cuarzo de formación nueva o de calcita. El cemento se sitúa en los intersticios entre los granos de cuarzo uniéndolos. A menudo las areniscas contienen minerales pesados de una densidad "d" > 2,85 g/cm3 como por ejemplo circón, rutilo, turmalina, epidota, estaurolita, sillimanita, cianita, andalucita, apatito, granate, anfíbol, piroxeno y olivino. El estudio del espectro de los minerales pesados puede resultar en la reconstrucción del área fuente de los componentes de la arenisca. Cuanto más larga es la distancia de transporte de los granos, cuanto más madura es la arenisca. El predominio de cuarzo en las areniscas puede reflejar la composición de la roca de partida erosionada y la resistencia alta del cuarzo con respecto a la erosión (+ estable - cuarzo - chert - , mica clara - feldespato potásico - biotita - plagioclasa rica en Ab - hornblenda - augita - plagioclasa rica en An - olivino - inestable+).

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Arenisca:

Clastos redondos, muy buena clasificación, tamaño arena gruesa o psamitica, predominancia de cuarzo como clasto.

Arenisca:

Clastos redondos, buena clasificación, tamaño de clastos Arena media, casi solo cuarzo como clastos

1.3 Rocas de limo o de silt

1.3.1 Piedra de silt / roca de silt Roca de silt se constituye de partículas clásticas con tamaño de granos entre 0,002 y 0,063mm. A estas partículas se llama silt o limo. Las piedras de silt ocupan una posición intermedia entre las rocas areniscas de grano más grueso y las rocas arcillosas de grano más fino. En general la piedra de silt se incorpora al grupo de las rocas arcillosas. Componentes principales de la roca de silt son por ejemplo minerales arcillosos y cuarzo. Otros componentes adicionales, que pueden ser de significado local son micas, zeolitas, calcita, dolomita y yeso. Las rocas de silt son de color amarillo pálido, café, anaranjado, amarillento, gris o verdoso. Son estratificadas. Su formación es similar a la de las areniscas. Además, los granos de este tamaño (0,002 a 0,063mm) pueden ser transportados por el viento. Granos de tamaño mayor son demasiado pesados para el transporte por el viento y los granos de tamaño menor, las pelitas generalmente no son transportados por el viento a causa de sus propiedades desfavorables para poder volar como su forma de laminitas y de plaquitas de su propiedad electrostática, y de su alta cohesión en una roca.

1.3.2 Loess Loess es un sedimento clástico no compactado (compactado = loessita) que se compone principalmente de granos de limo 0,002mm a 0,063mm) y preponderamente de granos de diámetros entre 0,02 y 0,05mm. Componente principal es cuarzo acompañado por feldespato, calcita y mica. El teñido típico café hasta amarillo se debe a los hidratos de óxido de hierro (limonita por ej.). El loess es un producto del soplo del viento en las áreas con depósitos glaciáricos, que se forman después del retiro del glaciar.

1.4 Pelitas o rocas sedimentarias pelíticas o rocas arcillosas Las rocas sedimentarias pelíticas se constituyen principalmente de granos de tamaño menor de 0,002mm. Las rocas arcillosas ocupan el 45-55% de todas las rocas sedimentarias. Pueden formarse prácticamente en cualquier zona de sedimentación, en ríos, lagos, deltas grandes y océanos (en los pendientes continentales y las fosas oceánicas).

1.4.1 Lutita (en alemán: Tonstein) Lutita se constituye de granos de tamaños menores de 0,002mm (barro). Principalmente se compone de minerales arcillosos (grupo de la caolinita, grupo de la montmorillonita, illita), que se forman en el campo sedimentario (de neoformación) y de restos de cuarzo, feldespato y mica. Componentes adicionales son hematita, limonita, calcita, dolomita, yeso y los sulfuros. Son de colores muy variables : gris, verde, rojo, café, negra. Las variedades negras son particularmente ricas en

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sustancias orgánicas. La lutita es una roca masiva, terrosa, normalmente bien compactada, a menudo porta fósiles, por ejemplo foraminíferos, ostracodos, graptolites y trilobites. Muchas lutitas muestran bioturbación es decir una estructura sedimentaria irregular producida por la acción de organismos excavadores al fondo del mar.

1.4.2 Arcilla esquistosa (alemán: Schieferton)La arcilla esquistosa es una roca arcillosa con textura de planchas finas, que se remite a la regulación de los minerales arcillosos formados como láminas o agujas. La regulación de los minerales arcillosos casi siempre es paralela a la estratificación sedimentaria. Muy probablemente esta regulación de los minerales arcillosos durante su formación es un producto de una sucesión de sobrecargas, cuando la roca está enterrada bajo una carga de sedimentos que aumenta continuamente. El esquisto arcilloso muestra esquistosidad producida por el metamorfismo y a menudo esta esquistosidad metamórfica de formación nueva corta la estratificación sedimentaria en cualquier ángulo.

1.4.3 Arcilla varvada Se forma debida a una sedimentación arcillosa estratificada rítmicamente, procedente de los grandes lagos durante las eras glaciares. Se caracteriza por un fino bandeamento de color gris-claro, blanco y una secuencia negra. véase estratigrafía >>

1.5 Marga (alemán Mergel)La marga se compone de arcillas y carbonatos. Según las relaciones cuantitativas se distingue marga arcillosa, marga y marga calcárea. Normalmente el carbonato es presentado por calcita, a veces por dolomita. Componentes adicionales pueden ser cuarzo, mica y compuestos carbonosos. La marga frecuentemente lleva nódulos de yeso, calcita y pirita, es de color gris claro hasta oscuro, café o verdoso, frecuentemente contiene microfósiles y restos de hojas. El tamaño de los granos es igual a el de la arcilla (< 0,02mm). Estratificación es difícil de reconocer, pero la marga muestra una exfoliación buena. Se forma en agua dulce y en el mar. Las morrenas de fondo se constituyen de una roca cálcica y arcillosa molida y mezclada por las actividades del hielo y de los glaciares.

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Rocas sedimentariasquímicas

Contenido de la página: Introducción / Carbonatos / Rocas sedimentarias de sílice /

Evaporitas / Sal / véase: Organógenas / Carbonáceos / turba / Lignito / Hulla / kerógenos

2. Rocas sedimentarias químicas

2.1 Introducción: Rocas de sedimentación química

Las rocas de sedimentación química, también llamadas rocas de precipitación se forman por precipitación de los productos disueltos de la erosión. Estas rocas se clasifican principalmente según su composición química o material. Los productos disueltos de la erosión son aquellos, que no son captados mediante la formación de nuevos minerales o mediante la alteración en el suelo o en sedimentos en el lugar de su disolución. Los productos disueltos de erosión son transportados por ríos (solución) hacia los lagos o hacia el mar. La evaporación y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y en la precipitación de minerales. La precipitación puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos puramente químicos como la evaporación en el caso de las evaporitas.

Los componentes de una roca destruida por erosión, que quedan en el lugar originario, forman las sedimentitas residuales o rocas remanentes, como la laterita y la bauxita. Aún la definición de las rocas sedimentarias no permite clasificar las rocas remanentes como rocas sedimentarias, porque sus componentes no han sido

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transportados, pero es habitual estudiarlas junto a las rocas sedimentarias. En lo siguiente se presentan los carbonatos, las rocas básicamente de sílice y las evaporitas.

2.2 Carbonatos

· La caliza masiva preponderantemente se constituye de calcita, con arcilla se forma la marga caliza y la marga, con arena de cuarzo se forma la arenisca caliza, con sílice se forma la caliza silícica, con restos orgánicos se forma la caliza bituminosa y con dolomita se forma la caliza dolomítica. La caliza masiva tiene una fractura concoide y puede tener varios colores: blanco, amarillo, rosado, rojo, gris o negro. En contacto con ácido clorhídrico frío diluido se produce efervescencia. Sin la influencia de seres vivos la precipitación de calcita está limitada a los 100 a 200 m superiores de los mares, puesto que solo en esta región el agua de mar está saturada de calcita. Pero la precipitación puramente química de la calcita en los 100 a 200 m superiores del mar no es muy frecuente. Normalmente las calizas marinas se producen a partir de diminutos esqueletos de seres vivos, que viven en las capas acuáticas superiores y que al morir caen al fondo de mar, donde constituyen los lodos de calcita.Véase ambiente de formación

MV: Fotos de caliza

La caliza oolítica se compone de un cúmulo de granos compactados de caliza de forma redondeada y de diámetro entre 1 y 2 mm. Los granos crecen en el agua del mar supersaturada con CaCO3, de profundidad menor de 2 m, que está caracterizada por un cambio permanente de fases de movimiento y de reposo, alrededor de gérmenes como granos de cuarzo o pedazos diminutos de caparazones por ejemplo. Si el diámetro de los granos redondeados sobresale un cierto limite - aproximadamente 1 a 2 mm de diámetro de grano - los granos son demasiado pesados para seguir el movimiento del agua. Estos granos se acumulan en el fondo de mar y después su compactación forman la caliza oolítica. Véase foto en el Museo Virtual / véase retrato histórico

El travertino es una caliza formada en el agua dulce en manantiales y fuentes termales. Aparte de calcita puede constituirse de aragonita, en cantidades menores puede participar limonita produciendo el color amarillento del travertino. La segregación de la calcita disuelta se produce cuando se retira dióxido de carbono (CO2) del agua por calentamiento o por liberación de la presión. Además los fuertes movimientos y la efervescencia del agua y la influencia de algunas plantas favorecen la segregación de calcita. Se puede hallar estas segregaciones, también llamadas sinterizaciones de cal en las salidas de las fuentes y en los obstáculos del discurrir del agua de una fuente. En las fuentes termales se precipita a menudo aragonita en vez de calcita.

2.3 Rocas sedimentarias de sílice (>>Museo Virtual: Foto)

Radiolarita, Lidita:

La radiolarita o la lidita se forman por la sedimentación de los esqueletos silícicos (de ópalo) de los radiolarios unicelulares. Los radiolarios son microorganismos que viven en las aguas superficiales del mar, que a su muerte caen al fondo de mar acumulándose y formando el cieno o lodo de radiolarios. En él paulatinamente los esqueletos de ópalo se transforman en agregados de microcristales de cuarzo. El lodo de radiolarios se puede hallar sólo en zonas caracterizadas por escasa sedimentación de arena, limo, arcilla o carbonato y en el fondo de mar profundo debajo de la profundidad de compensación de carbonato. Aún los esqueletos de los radiolarios son incoloros, las variedades típicas de la radiolarita son de color café rojizo, negro o verde debido a la presencia de hematita, sustancias orgánicas o minerales verdes en la roca. Las variedades negras se llaman liditas. Las radiolaritas son rocas masivas, con fractura concoide, de cantos vivos y de brillo vítreo o céreo. Los radiolarios aparecieron en el cámbrico, actualmente no son tan frecuentes como lo fueron en los periodos pasados.

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2.4 Evaporitas

Evaporitas terrestres Aparte del contenido muy diferente en sales la composición de las aguas superficiales difiere de la composición del agua del mar en la proporción de sus iones. Los iones esenciales del agua dulce son HCO3

-, Ca2+ y SO42-. Las evaporitas

terrestres pueden formar incrustaciones de sal, salitrales y salares. Los minerales más importantes de las evaporitas terrestres son:

aragonita CaCO3 (>>)calcita CaCO3 (>>) dolomita MgCa(CO3)2 (>>)soda Na2CO3×10H2Otrona Na2CO3×NaHCO3×2H2Ohalita NaCl (>>)

salitre sódico NaNO3

salitre potásico KNO3

yeso CaSO4×2H2O (>>)anhidrita CaSO4

sal de Glauber Na2SO4×10H2Othenardita Na2SO4

epsomita MgSO4×7H2O

kernita Na2B4O7×4H2Obórax Na2B4O7×10H2Ocolemanita CaB3O4(OH)3×H2Oulexita NaCaB5O9×8H2O

El salitre o nitrato de Chile, se explota en el desierto de Atacama en la primera y segunda región, y puede estar concentrada hasta 60% en los primeros dos metros de la superficie. Además el yodo y el litio son de interés económico. Los boratos se han acumulados en cantidades explotables por ejemplo en California y en Turquía.

Evaporitas marinas ( véase: Génesis ) En la superficie terrestre los océanos forman las reservas más grandes de cloruros, sulfatos de álcalis y alcalinotérrreos. Los cationes más importantes del agua del mar son Na+, K+, Mg2+ y Ca2+, los aniones más importantes son Cl-, SO4

2- y HCO3

-. Aparte de estos componentes principales hay aproximadamente 70 componentes subordinadas en el agua del mar. Entre los elementos más raros especialmente bromo, estroncio y boro juegan un papel importante. Los minerales de sal levemente solubles solamente pueden precipitarse, cuando su concentración es extremadamente elevada por distintos procesos de evaporación. La precipitación de las sales de potasio y de magnesio por ejemplo inicia, cuando el volumen de agua se ha reducido a 1/60 con respecto a su volumen originario. En los depósitos de sal del mundo se han identificado más de 50 minerales principales y subordinados. Los minerales más importantes de las evaporitas marinas son dolomita CaMg(CO3)2 (>>), halita NaCl (>>), silvina KCl, carnalita KCl×MgCl2×6H2O, bischofita MgCl2×6H2O, andidrita CaSO4, yeso CaSO4×2H2O, kieserita MgSO4×H2O, polihalita K2SO4×MgSO4×2CaSO4×2H2O, cainita KCl×MgSO4×2,75H2O. Algunas rocas de sal son: Halitita, una roca monominerálica de halita, por intercalaciones de minerales arcillosos y de sulfatos puede apreciarse la estratificación. (Museo Virtual >>Mineral Halita)Silvinita de silvina como componente principal y halita, que pueden formar una estratificación. Carnalitita se compone esencialmente de carnalita y halita.

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Rocas organógeneas

Contenido de la páginaOrganógenas / Carbonáceos / turba / Lignito / Hulla / kerógen os

3. Rocas sedimentarias organógenas

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Bajo la denominación colectiva de las rocas sedimentarias organógenas se presentan todas las rocas sedimentarias combustibles, como los depósitos carbonáceos respectivamente y los depósitos kerogenos.

3.1 Los depósitos carbonáceos

Los depósitos carbonáceos se componen de la materia orgánica, generalmente vegetal o sus derivados subsecuentemente producidos y a menudo de minerales y componentes volátiles como agregados. A los depósitos carbonáceos pertenecen la turba, el lignito pardo, el lignito y el carbón o la hulla respectivamente. Las sustancias ricas en hidrocarburos producidos por destilación son los kerogenos. El material de partida para los depósitos carbonáceos son las plantas como los equisetos, los licopodios, los juncos, las cañas, los arbustos, los musgos pantanosos entre otros. Las plantas crecieron en pantanos y lagos de agua dulce, que en parte se inundaron ocasionalmente por mares llanos en un clima subtropical hasta tropical. Con la ausencia de aguas subterráneas circulantes la descomposición normal de los restos vegetales, que se basa en la presencia de oxígeno, termina enseguida bajo la cobertura de sedimentos y de otros restos vegetales y se forman gases como el dióxido de carbono y el metano. Bajo las condiciones no completamente anaeróbicas puede formarse la turba.

3.1.1 La turba

La turba se constituye de fragmentos de madera en una matriz de trozos desintegrados vegetales pequeños típicos para las marismas y los pantanos. Los fragmentos vegetales están atacados por los residuos no completamente descompuestos de la vegetación muerta de las marismas o los pantanos, como por las bacterias, los hongos y otros organismos. Las aguas subterráneas estancadas protegen la materia vegetal residual a descomponerse completamente. La turba se caracteriza por la presencia de celulosa libre y por un contenido en agua mayor de 70%. La turba forma masas de color amarillo claro hasta café o negro de restos vegetales, que están impregnados con agua.

3.1.2 Los lignitos

El lignito es una roca combustible con un contenido de agua menor de 75% del volumen y un contenido en restos vegetales, que fueron transformados debido a la carbonización. En el lignito se puede reconocer macroscópicamente algunos trozos de madera, de hojas y de frutos. Otros componentes adicionales en poca cantidad pueden ser minerales arcillosos, siderita, pirita, calcita y otros. Los lignitos sólo aparecen en sedimentos no compactados o muy poco compactados. El limite inferior hacia la turba se traza con un contenido de agua del 75% del volumen, el limite superior hacia la hulla o el carbón se muestra por la variación del color de la raya de café (lignito) a café-oscuro a negro (hulla).

3.1.2.1 El lignito pardo o lignito blando El lignito pardo es un carbón húmico de grado bajo con un contenido de agua entre 10 y 75%. El lignito pardo se ubica entre la turba de grado más bajo y el lignito de grado más alto. El lignito pardo parece a la turba, pero es más sólido y más denso. Los yacimientos del lignito pardo o blando de Alemania oriental (zonas de Leipzig, Halle, Magdeburgo, Cottbus) y de la Alemania oriental (cerca de Colonia, Baja Renania) son de la terciaria.

3.1.2.2 El lignito duro (Hartbraunkohle) Bajo los lignitos duros se distinguen el lignito mate (más sólido y más oscuro con respecto al lignito blando y estratificado) y el lignito brillante más evolucionado con respecto a la carbonización. El límite superior hacia la hulla se traza en base del color de la raya de las rocas, el lignito se caracteriza por un color de la raya café y la hulla por un color de la raya negro-café. Yacimientos cerca de Moscú, en Checoslovaquia, Hungría, Yugoslavia, EE.UU., Canadá entre otros.

3.1.2.3 El lignito xiloide o la xilita El lignito xiloide o la xilita es un lignito con trozos de madera fósil con una estructura bien conservada.

3.1.3 El carbón o la hulla (foto véase Museo Virtual)

El carbón o la hulla respectivamente es una roca sedimentaria orgánica combustible con un contenido menor de 40% en sustancias minerales en base del material seco y se compone de polímeras de hidrocarburos cíclicos. Se distingue los carbones húmicos (alemán: Humuskohle) y los carbones sapropélicos (alemán: Faulschlammkohle). La hulla se distingue

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del lignito en una primera aproximación y macroscópicamente por la variación del color de la raya : el lignito de color de raya café y la hulla de color de la raya café-oscuro a negro. En el sistema internacional se distingue entre el lignito y la hulla en base de su valor calorífico y de su contenido en volátiles : el lignito tiene un valor calorífico menor de 5700kcal/kg, la hulla tiene un valor calorífico mayor de 5700kcal/kg. En Alemania se emplea una clasificación en base del grado de carbonización. Se distingue con graduaciones de carbonización ascendentes y el contenido descendente en gas o volátiles respectivamente como sigue :

Nombre % de gas (volátiles)Carbón de llama 45-40%carbón de llama para gas 40-35%carbón para gas 35-28%carbón graso 28-19%carbón de fragua 19-14%hulla magra 14-10%antracita menos de 10%

Los carbones situados arriba de la antracita se denominan colectivamente las hullas bituminosas. En los yacimientos de carbón comúnmente las capas de hullas están estratificadas con la pizarra combustible y con otras rocas sedimentarias estériles. Independientemente de su estado de carbonización se distingue los cuatro litotipos siguientes, que varían en el material vegetal de partida y en su entorno de sedimentación : · Hulla brillante : de fractura concoidea, con muchas grietas encaradas en ángulo recto a la estratificación, se descompone en fragmentos en forma de bloques, no tiñe en negro, en capas principalmente continuas, raramente en forma de lentejones. · Hulla mate : de superficies ásperas , forma fragmentos gruesos, no tiñe de color negro, forma estratos de carbón de brillo mate hasta graso y de color gris hasta negro hasta varios decímetros de espesor. · Hulla fibrosa : de color negro hasta gris negroso, de brillo sedoso, con textura fibrosa y porosa, fácilmente triturable, tiñe de color negro, forma estratos y lentejones delgados. · Hulla semibrillante : no tiñe, forma capas alternas de rayas finas situadas entre la brillante y la hulla mate de espesores menor de 3mm, tipo de carbón más importante con respecto a su volumen. Algunos yacimientos de hulla son las cuencas de Ruhr (carbonífero) y de Saar (carbonífero) en Alemania, en el macizo central francés, los depósitos de carbón de Lota cerca de Concepción en Chile.

3.2 Las rocas de kerogeno

El kerogeno se define como un complejo de materia vegetal y animal diagenéticamente transformada en el estado sólido y de origen sapropélico. Según BREYER se trata de los constituyentes de las rocas sedimentarias, que ni son solubles en soluciones acuosas alcalinas, ni en los solventes orgánicos comunes. Kerogenita se refiere a un depósito con un contenido suficientemente alto en kerogeno para poder producir petróleo mediante la destilación.

3.2.1 La sapropelita La sapropelita es un sapropel solidificado (sapropel = barro o lodo con un contenido variable de materia orgánica no identificable en un ambiente acuático sin oxígeno), que por destilación destructiva genera petróleo.

3.2.1 La arcilla bituminosa La arcilla bituminosa es una sapropelita con un contenido variable en materia orgánica (10 - 67%), que por destilación destructiva fue transformado a petróleo.

3.3 Esquisto bituminoso o pizarra negraBajo los esquistos bituminosos se reúnen las rocas arcillosas, las arcillas esquistosas, las rocas de silt y también las calizas con un contenido elevado (mayor de 10%) en material orgánico de origen vegetal y animal.

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Metamorfismo

ContenidoDefinición / Tipos de metamorfismo / factores /p-t / retrogrado / Límites / Facies de metamorfismo

Definición "metamorfosis":

Cambio de las rocas por la acción de temperatura y/o presión. (véase: temperatura / presión)

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En el momento rocas sedimentarias, ígneas o metamórficas sufren temperaturas mayores de 200°C y/o presiones altas se transforman a rocas metamórficas:

>cambio de la textura (véase: textura de rocas metamórficas) >cambio de los minerales

1. Introducción

Rocas metamórficas son productos del metamorfismo o es decir de la transformación de una roca por recristalización y por cristalización de nuevos minerales estables bajo las condiciones metamórficas manteniendo el estado sólido. La transformación es causada por un aumento de la temperatura y/o por deformación (deformación puede producir calor de fricción). Meteorización y diagénesis o es decir la solidificación de una roca sedimentaria no pertenece al metamorfismo. Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. Casos especiales del metamorfismo con respecto a su posición son el metamorfismo por ondas de choque (catáclasis) causadas por el choque de grandes meteoritos con la superficie terrestre y el efecto calorífico de un corriente de lava a la roca encajante. Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos. El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del metamorfismo. Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica.

Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el grado metamórfico.

El grado metamórfico (por ejemplo los grados metamórficos según WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico) cambiándose. La historia de las condiciones de temperatura y presión, que han actuado en la roca durante un evento metamórfico, se llama en ingles 'metamorphic p-T-path'. Este puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectónico.

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1.1 Los factores, que contribuyen al metamorfismo

Los factores principales son las variaciones en la temperatura y en la presión, el esfuerzo elástico (de compresión, ‘deviatoric stress’) y la migración de los fluidos. Estos factores son factores externos y pueden efectuar cambios en la mineralogía, en el quimismo de los minerales y en el quimismo total de la roca. Un otro factor importante es el quimismo total de la roca. Puesto que la misma combinación de factores externos causará distintos cambios en rocas de diferente composición química.

La temperatura es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la mayoría de las reacciones metamórficas se debe a variaciones de la temperatura. Las variaciones de temperatura hacen necesario un aporte calorífero a la roca. La fuente calorífera puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de subducción o una fuente calorífera regional profunda como el calor derivado del manto por ejemplo. Además la descomposición radioactiva de elementos influye la estructura térmica de la Tierra.

La presión de carga es el segundo factor importante, es causado por la masa de las rocas sobreyacentes y depende de la profundidad y de la densidad de las rocas sobreyacentes.

Por ejemplo una pila rocosa de 1km de potencia de - granito ejerce una presión de carga de 264bar, - basalto ejerce una presión de carga de 294bar, - peridotita (ultramáfica, de olivino, típica para el manto superior) ejerce una presión de carga de 323bar, - agua ejerce una presión de carga de 98bar.

El desarrollo de la temperatura y presión (factores p-t)

Metamorfismo progrado Si una roca de partida es llevada desde condiciones inferiores de ºT y p típicas para su formación a condiciones elevadas de ºT y p típicas para el metamorfismo, se habla de un metamorfismo progrado. El metamorfismo progrado está acompañado por la liberación de los constituyentes volátiles de la roca como de H2O, CO2, O2 y S expresándose en reacciones de deshidratación y descarbonatización. Por ejemplo el metamorfismo de un basalto formado en la superficie terrestre, que mediante de la formación de la cordillera haya sido transportado a grandes profundidades terrestres. A partir de 12km de profundidad y a T = 300°C se transforma en una pizarra verde y con un descenco mayor hasta más de 35km de profundidad se convierte en una eclogita, que se compone principalmente de omfacita (piroxeno mixto de jadeita y augita) y granate.

Metamorfismo retrogrado Si una roca de partida es llevada desde condiciones superiores de T y p típicas para su formación a condiciones metamórficas inferiores de T y p, se habla de un metamorfismo retrogrado. Por ejemplo la transformación de una peridotita de olivino y piroxeno formada en el manto superior bajo condiciones de formación elevadas en una serpentinita principalmente de diferentes minerales del grupo de la serpentina como el crisolito y la antigorita, cuya temperatura de formación es limitada a T = 500 a 600°C por la descomposición térmica de la serpentina.

Metamorphic p-T-path El grado metamórfico (por ej. los grados metamórficos según WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico) cambiándose. La historia de las condiciones de temperatura y presión, que han actuado en la roca durante un evento metamórfico, se llama en ingles ‘metamorphic p-T-path’. Este puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectónico.

La fuerza elástica (esfuerzo elástico o ‘deviatoric stress’) se refiere al componente de presión dirigido, que no es del mismo valor en todas las direcciones. Normalmente el esfuerzo elástico tiene valores pequeños de 5-10bar hasta 100bar. El esfuerzo elástico puede deformar la roca, en que actúa: puede alinear los minerales, formar la foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica o causar rotaciones de minerales. Por consiguiente el esfuerzo elástico produce las texturas dirigidas (‘fabric’) de una roca metamórfica como de un esquisto, de un gneis o de una milonita. Además los fluidos, que pasan por la roca, la presión, que ejercen estos fluidos y la interacción de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.

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El quimismo total o la composición química de la roca expresado por los contenidos en óxidos de elementos también es de importancia. Puesto que en rocas de diferente composición química cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las mismas condiciones de temperatura y presión. Por ejemplo con una temperatura T = 550°C y una presión p = 5 kbar (+/- 15km de profundidad) una roca arcillosa se convertirá en un esquisto micaceo, mientras que una caliza se convertirá en un mármol. La cuarcita compuesta de SiO2 puro puede derivarse de una arenisca de puro cuarzo, como puede encontrárselo en la playa o puede derivársela de un silex, lo que es una roca sedimentaria de precipitación de sílice. Los esquistos de cuarzo y feldespato o el gneis se componen principalmente de SiO2 - Al2O3 - CaO - K2O - Na2O - H2O. La roca de partida puede ser una arenisca con feldespato, una arcosa, una grauvaca o una roca magmática ácida, es decir de composición granítica o granodiorítica. Las pelitas son de composición SiO2 - Al2O3 - FeO - MgO - K2O - Na2O - H2O. A grado metamórfico medio se convierten en esquistos micaceos, a grado metamórfico alto se convierten en gneises. En pelitas calcáreas y en margas cristalizan minerales metamórficos ricos en calcio como coisita, lawsonita y margarita.

1.2 Límites del metamorfismo

El limite inferior del metamorfismo o es decir el limite entre diagénesis y el metamorfismo (de soterramiento) se pone a T = 200°C. Los cambios mineralógicos y de textura en una roca, que ocurren a T<200°C se incorporan a la diagénesis. Según una otra definición del limite inferior se consideran la reacción ‘caolinita + cuarzo --> pirofilita’ como significativa para distinguir entre diagénesis y metamorfismo. Tampoco para el limite superior existe una sola definición. En este caso se consideran la temperatura, que corresponde al inicio de la fundición de una roca como determinante para el limite superior del metamorfismo. La temperatura de fundición de una roca depende entre otros factores de su composición. Un granito empieza a fundirse a T = 625-650°C, mientras que un basalto se funde inicialmente a T = 850-900°C con p = 2-3kbar. Como limite superior se podría elegir la temperatura máxima de T = 900-1000°C.

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Tipos del metamorfismoContenido:

Tipos del metamorfismo / conceptos básicos / M.de Contactos / Metamorfismo regional / Cataclasis / Soterramiento / Lomos oceánicos / Facies Metamorficas

2.Tipos de metamorfismo 2.1 Conceptos básicos de clasificación Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos. El concepto del grado metamórfico fue introducido por WINKLER, H.G.F. y desarrollado a partir de magmatitas básicas (basaltos). El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del metamorfismo. Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita, de las zonas metamórficas desarrolladas alrededor del plutón Fanad, Irlandia. El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo de Finlandia) en 1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica. Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de ortopiroxeno y granate indica condiciones de T y p elevadas.

Hay varios esquemas para distinguir diferentes tipos de metamorfismo: Basándose en los parámetros metamórficos principales se distinguen los metamorfismos térmico, dinámico y termo-dinámico. Con respecto a la posición geológica del metamorfismo se diferencian entre metamorfismo de contacto, catáclasis y metamorfismo regional. Según su posición con respecto al orógeno se hace una distinción entre los metamorfismos orogénico y anorogénico. Con base en su posición tectónica se distinguen el metamorfismo, que se sitúa en un borde de una placa o el metamorfismo, que se ubica a dentro de una placa.

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2.2. Clasificación, que se basa en los parámetros metamórficos principales

Temperatura y presión son los factores principales, que afectan el metamorfismo. Según estos factores se distinguen : (1) Para el metamorfismo térmico la temperatura es el factor predominante, por ejemplo metamorfismo de contacto. (2) Para el metamorfismo dinámico la presión es el factor predominante, puede tratarse de la presión litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del esfuerzo elástico (estrés) por ejemplo catáclasis o es decir rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico, que se produce localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático. (3) El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En general los efectos de presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo elástico. Generalmente el metamorfismo termo-dinámico ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de placas convergentes.

2.3 Clasificación, que se basa en la posición geológica Se distinguen 4 tipos generales:

A) El metamorfismo de contacto: ocurre en la vecindad de una intrusiva ígnea y resulta de efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente. En el caso clásico un cuerpo ígneo intruye una serie sedimentaria o ya metamórfica produciendo una aureola de contacto. La distancia y el gradiente de la temperatura (variación de la temperatura con respecto a la distancia de la fuente calorífera = cuerpo ígneo) dependen (1) de la dimensión del cuerpo intrusivo y (2) de la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajantes. Por ej. un dique de 10m de potencia enfría en unos diez años y produce un efecto de contacto pequeño, mientras que un batolito grande enfría en unos 10 millones de años y produce una aureola de contacto extensiva. El metamorfismo de contacto es caracterizado por una distribución de los grupos de minerales formados simultáneamente concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento de la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo. Al cristalizar el magma acumula los componentes volátiles. La ultima fase de cristalización a menudo es acompañado por la separación de una fase rica en componentes volátiles, que puede salir del cuerpo intrusivo y infiltrar las rocas encajantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos. Por ejemplo en el caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajante de caliza se produce un 'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada por la introducción de componentes como SiO2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la caliza. Metamorfismo de contacto ocurre en varios ambientes tectónicos, en ambientes orogénicos y anorogénicos, en el interior de una placa tectónica o en los bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien desarrolladas se forman en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde batolitos graníticos intruyen rocas sedimentarias, ejemplos claros para la distribución concéntrica por zonas de los grupos de minerales metamórficos formados simultáneamente se ubican en los niveles medios y someros de la corteza terrestre, donde puede desarrollarse un gradiente de temperatura marcado.

Existen tres tipos principales de metamorfismo a respeto de temperatura y presión:

Metamorfismo de contacto: Presión baja

Metamorfismo regional: Temperatura mediana, presión mediana

Metamorfismo de subducción: Alta presión con temperaturas relativamente bajas

Apuntes Geología General : >>véase: temperatura / presión

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B) El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos. En los cinturones orogénicos activos las aureolas de contacto de numerosos cuerpos intrusivos, que se ubican en distancias cortas entre si y que se forman en un corto intervalo de tiempo, se solapan. De esta manera la temperatura de la región entera sube por el aporte de calor en la corteza terrestre debido al magma. Véase retrato histórico de Credner >>

C) El metamorfismo por ondas de choque es caracterizado por condiciones de temperatura y presión extremadamente altas (por ejemplo p = unos 10 a 100 kbar) y es producido por ondas de choques por un impacto de meteoritos. En la superficie terrestre se observan los efectos del metamorfismo de ondas de choque alrededor de los cráteres de impacto. En la superficie lunar el metamorfismo de ondas de choque es un fenómeno más común. En parte el metamorfismo de ondas de choque produce formas de cuarzo de alta presión como coesita y stishovita y estructuras de deformación típicas como 'shatter cones' o es decir fracturas cónicas en las rocas.

D) La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de la roca sin influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los esfuerzos deformadores sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. Los parámetros más importantes de la catáclasis son el esfuerzo elástico (=deviatoric stress), el 'strain rate' y la temperatura. La denominación común para una roca cataclástica es la milonita. La catáclasis se produce en las zonas de fallas y de cizallamiento en el nivel superior de la corteza terrestre, que se sitúan principalmente en las zonas orogénicas y en los bordes de placas tectónicas.

E) Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional (1) el metamorfismo por soterramiento (2) el metamorfismo típico para los lomos oceánicos (3) el metamorfismo orogénico. · El metamorfismo por soterramiento (1) ocurre en las cuencas sedimentarias en consecuencia de la solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los sedimentos sobreyacentes. La temperatura y la presión contribuyen al metamorfismo, la temperatura, puesto que la temperatura sube con la profundidad. Las rocas correspondientes son caracterizados por temperaturas de recristalización bajas y por la ausencia de deformaciones. La transición entre la diagénesis y el metamorfismo por soterramiento es continua. El metamorfismo de soterramiento es anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los océanos y en las grandes cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas, actualmente por ejemplo en el golfo de México. · El metamorfismo de los lomos oceánicos (2) se ubica en los bordes de placas tectónicas divergentes. A lo largo de los lomos oceánicos continuamente se produce corteza oceánica de composición basáltica. Los basaltos oceánicos son acompañados con pizarras verdes y anfibolitas, las cuales son los equivalentes metamórficos de los basaltos. Al metamorfismo de los lomos oceánicos contribuyen el flujo de calor alto y la circulación de los fluidos como parámetros típicos. · El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional (3) es típico para los cinturones orogénicos y es muy común en los arcos oceánicos y en los continentes. Se sitúa en los bordes de placas tectónicas convergentes como en el borde entre una placa oceánica y un arco oceánico, en el borde entre placas oceánica y continental o en el borde entre dos placas continentales. Los factores importantes del metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas , las variaciones de presión y los esfuerzos elásticos ('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes de placas tectónicas convergentes las características del metamorfismo correspondiente difieren de un cinturón orogénico al otro. 2.4. Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se distinguen : (1) El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de contacto, de soterramiento y regional. (2) Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los lomos oceánicos y de contacto. (3) Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformativo, donde pueden ocurrir la catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos. (4) Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos orogénico, dinamo-térmico, regional, de contacto regional y la catáclasis.

3. Facies metamórficas Las facies metamórficas se entiende mejor en los diagramas de temperatura y presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la naturaleza.

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Texturas de rocas metamórficasContenido:

Texturas / granoblástica / lepidoblástica / nematoblástica / fibroblástica / poiquiloblástica

1.Texturas de rocas metamórficas

Las rocas metamórficas son rocas cristalinas, es decir las rocas metamórficas se constituyen exclusivamente de cristales, a veces llamados cristaloblastos. A los cristales de diámetro de grano sobresaliente con respecto al diámetro de grano de los demás cristales se les llama porfiroblastos.

1.1 Textura granoblástica

Todos los cristales son aproximadamente del mismo diámetro de grano, por ej. ortogneis de feldespato alcalino, cuarzo y biotita.

1.2 Textura lepidoblástica

La textura lepidoblástica es típica para rocas con un alto contenido en filosilicatos como las micas o la clorita por ej. Los filosilicatos y los demás cristales de la roca pueden ser alineados paralelamente, por ej. mica, cuarzo y feldespato de una micacita o los filosilicatos pueden formar estructuras radiales como por ej. estilpnomelano en una micacita (en este caso el estilpnomelano creció después la deformación de la micacita).

1.3 Textura nematoblástica

La roca metamórfica es caracterizada por la presencia de cristales columnares prismáticos, por ej. por anfíboles prismáticos en un esquisto de antigorita o por sillimanitas prismáticas en un gneis.

1.4 Textura fibroblástica

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La roca es caracterizada por la presencia de cristales fibrosos, por ejemplo de sillimanitas fibrosas de un gneis.

1.5 Textura poiquiloblástica

La textura poiquiloblástica es caracterizada por minerales metamórficos, que incluyen numerosos minerales más pequeños o relictos minerales. Se debe al crecimiento nuevo de minerales metamórficos alrededor de numerosos relictos de minerales originarios, por ej. ortoclasas, que incluyen minerales diminutos de plagioclasa, cuarzo y biotita de un gneis.

6 / 4Rocas metamórficas

Contenido de la página: Prehnita y Pumpellita / Pizarras / Gneis / Anfibolita /

1. Rocas típicas del metamorfismo regional

1.1 Prehnita y Pumpellita

Rocas de prehnita y pumpellita, que se forman bajo el grado metamórfico bajo de WINKLER. Prehnita Ca2Al[(OH)2/AlSi3O10] y pumpellita Ca2[(Mg,Fe2+)Al2(OH)2/SiO4/Si2O7] ´ H2O. Las rocas de partida son plutonitas y vulcanitas básicas y grauvacas ricas en material piroclástico.

1.2 Pizarras

Pizarras verdes son típicas para el grado metamórfico bajo según WINKLER, son principalmente de albita, clorita, epidota y actinolita. Las rocas de partida son plutónicas y vulcanitas básicas, sobre todo gabros y basaltos. Esquistos micáceos son típicos para el grado metamórfico bajo a medio según WINKLER, son principalmente de cuarzo, mica clara y biotita. Las rocas de partida son pelitas, sedimentos arcillosos. (>> véase)

1.3 Gneis

Gneis es típico para el grado metamórfico medio a alto según WINKLER, se constituye principalmente de feldespatos, cuarzo, micas clara y oscura. Rocas de partida son las magmatitas ácidas o intermedias, es decir de composición granítica o granodiorítica como granitos, granodioritas y arcosas por ej. Paragneis se denomina un gneis derivado de sedimentos clásticos, ortogneis se denomina un gneis derivado de magmatitas ácidas a intermedias.

1.4 Anfibolita

Anfibolita es del grado metamórfico medio a alto según WINKLER y se constituye principalmente de anfíbol. Las rocas de partida son plutonitas y vulcanitas básicas , sobre todo los gabros y los basaltos.

1.5 Mármol (véase)Caliza metamorfizada - generalmente de grano grueso, equigranular; blanco, rosado o cualquier otro color. Durante el metamorfismo se perdieron las estructuras interiores de la caliza. No hay fósiles visibles. Completamente recristalizada. A partir de 80% de CaCO3 se habla de un mármol. Ojo: En la industria de rocas ornamentales o en canteras regionales la gente hablan de un mármol, pero muchas veces se trata de una caliza afectada por un evento térmico. Sí se nota claramente restos de fósiles.

Otras rocas metamórficas:

Granulita de grado metamórfico alto según WINKLER, de rocas de partida ácidas.

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Migmatita se forma por anatexia parcial o es decir por la fundición parcial, por consiguiente sobrepasa el limite superior del metamorfismo. Rocas cataclásticas Las rocas cataclásticas se caracterizan por una disminución de los tamaños de grano de los eductos por rotura mecánica - entonces fuerzas tectónicas. La brecha de falla es una roca no cohesiva, que se constituye en más de 30% de fragmentos de rocas visibles distribuidas irregularmente. La pseudotachilita es una roca no cohesiva, que se constituye de componentes vítreas distribuidas irregularmente. La milonita es una roca cohesiva, que se compone en 50 - 90% de matriz de granos recristalizados y de formación nueva y que es foliada (muestra de mano) La milonita del Cerro Imán es una roca cataclástica. Por deformación plástica se movilizan los cuarzos y de los feldespatos de tal manera, que los ejes de los cuarzos y de los feldespatos se alinean paralelamente y forman un bandeamiento junto con los filosilicatos.

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Rocas metamórficas de laRegión de Atacama

La granatita de Las Pintadas es una roca metamórfica de contacto, en Las Pintadas cuerpos monzodioríticos cuarcíferos y dioríticos cuarcíferos del cretácico presentan las fuentes caloríferas. Aparte de la granatita se formaron hornfelses y mármoles.Véase una granatita en el Museo Virtual >>

La milonita del Cerro Imán es en sentido amplio una roca cataclástica. Por deformación plástica se movilizan los cuarzos de tal manera, que los ejes de los cuarzos se alinean paralelamente y formando un bandeamiento junto con los filosilicatos. Véase Museo Virtual: Muestra >>Esquistos de un metamorfismo de contacto: En varios bordes de los batolitos grandes se puede observar la presencia de esquistos o tal vez filitas. Especialmente en la Cordillera de la Costa o en el sector Checo de Cobre / Checo de Plomo. Véase esquistos en el Museo Virtual >> Filitas: Filitas son rocas metamórficas, muy parecidas a los esquistos. La diferencia es que la filita no tiene micas visibles. Las micas en la filita tienen un tamaño inferior de la visibilidad del ojo humano. La filita tiene una fuerte clivaje y generalmente es un poco más liso que los esquistos. Existen todas las transiciones entre filita y esquisto. (filita > filita esquistoso > esquisto filítico > esquisto).

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Deriva ContinentalIntroducciónContenido:

Introducción / Las teorías antiguas / Mapa geotectonico / Tipos de corteza (placas) / Tipos de márgenes

1. Introducción

Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (ALFRED WEGENER), pero no fue aceptada en aquella época. En los años ´60 nuevas investigaciones del fondo del mar y de regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva teoría global geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas desaparecieron las teorías antiguas como de los geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra.

La teoría de deriva continental contiene varios puntos nuevos:

1. Los continentes no son estables, se mueven. 2. Existen dos tipos de corteza: corteza continental y corteza oceánica. 3. La fuerza para mover los continentes viene de flujos de convección y de la rotación de la tierra. 4. En los lomos (cordilleras) centrales oceánicas se forma corteza oceánica nueva. 5. En algunos partes del mundo las placas se choquen y ese puede producir la formación de montañas. 6. La placa oceánica como corteza de mayor densidad algunas veces se hunde abajo de la placa continental (= subducción). 7. Algunas veces un continente se separa, para formar dos continentes (ejemplo: África y América del sur) 8. La configuración de los continentes estaba en los tiempos pasados totalmente diferente: como un continente grande de Antártica-América de sur-Australia- África-India ( = GONDWANA). 9. Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (no más como jurásico). Las rocas más antiguas se encuentran en los continentes.

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La teoría de la deriva continental está cambiando varios especialidades de la geología. El movimiento de los continentes provoca algunos cambios en la vista científica de algunos áreas: Los corrientes del mar y el clima global dependen de la configuración de los continentes. La evolución y el desarrollo de la vida dependen de la separación de los continentes. Los modelos geológicos de la geología estructural, de la formación de montañas, de la formación de depósitos minerales y de la sismología no funcionan con la deriva continental.

2. Los modelos geotectónicos antiguos

2.1. Expansión de la tierra Una idea muy temprana para explicar los contornos parecidos de los continentes se manifestó en la teoría de la expansión. Idea principal era que la tierra se expandió, la corteza continental se rompió y los océanos ocuparon el espacio entre los continentes. Problema: El enfriamiento del globo terrestre físicamente no permite una expansión, en contrario una contracción será más probable. La teoría no puede explicar fuerzas compresionales en la corteza terrestre

2.2. Contracción de la tierra: La teoría de la contracción tomó en cuenta que los materiales en enfriamiento disminuyen su volumen. Pero para explicar las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre la magnitud no es suficiente. Además no era posible para explicar fuerzas expansivas de grandes dimensiones como grabenes. Hoy sabemos que la tierra está en contracción pero con un valor mucho menor como

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antes pensado, y no alcance las magnitudes para jugar un papel importante en la generación de fuerzas tectónicas. La contracción de la tierra era hasta 1870 la teoría favorita de muchos geocientificos.

2.3. Teoría de geosinclinales La teoría de los geosinclinales existió entre 1873 hasta 1960. J. DANA, el fundador de esta teoría explico la formación de montañas por procesos largos y no como otros científicos de esta época con procesos catastróficos. La teoría de geosinclinales trató para explicar la formación de montañas en una forma por fuerzas verticales. En cuencas (geosinclinales) se acumularon grandes cantidades de sedimentos, las cuencas por el peso se hunden hasta una contra – fuerza levanta todo el material acumulado a montañas (como un colchón de resortes expulsa un peso). Esta teoría funcionó bastante bien en las montañas que marcan una simetría hasta ambos lados.

Las dificultades principales de esta teoría son: a) Muchas montañas no son simétricas ( por ejemplo los Andes) como postula la teoría. b) La parecida biofacies jurásica y cretácica de África, América de Sur, Australia, la India y Antártica la teoría de geosinclinales explicó con conexiones (“puentes”) continentales. Geográficamente (y geológicamente) es muy difícil explicar al fondo marino una elevación que conecta La India - África - América del sur, sin conectar Asia y América de Norte. c) El fondo marino es geológicamente completamente diferente como un continente. Será muy difícil explicar como los geosinclinales se cambian de una cuenca marina a una parte de la corteza continental

Hoy existe evidencia que los continentes se mueven horizontalmente, se sabe que el fondo marino es generalmente más joven como un continente, y que las regiones cerca del lomo central oceánico son más joven como los sectores más lejanos. La subducción hoy es un fenómeno conocido y explicable. Las investigaciones del fondo marino de los años sesenta llegaron a la conclusión que la teoría más favorable sería la deriva continental del año 1912. Entonces a partir de los años sesenta la mayoría de los científicos aceptó la nueva teoría.

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3. Mapa geotectónico del mundo:

El mapa geotectónico del mundo muestra la distribución actual de los continentes y su configuración a respeto de los fenómenos más importantes de la deriva continental. Las placas continentales principales son América de sur, América de Norte, África, Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas oceánicas más importantes son la placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se puede observar las regiones donde actualmente existe subducción (Chile, Perú, Marianas, Aleutas y Tonga. Los lomos centrales oceánicas, donde se forma actualmente la corteza oceánica se conoce en el centro del atlántico, pacifico y indico. Los choques entre continentes más recientes son África-Europa y la India –Asia. También Europa chocó con Asia (Montañas Ural en Rusia) pero en tiempos más antiguos.

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7 / 2Deriva Continental

Tipos de CortezaContenido:

Tipos de corteza (placas)3.Tipos de corteza

Corte de corteza oceánica y corteza continental (generalizada).

Véase: rocas intrusivas / Rocas metamórficas / Peridotitas

Existen dos tipos de corteza: La corteza continental y la corteza oceánica. La corteza continental incluye los continentes y los sectores del mar de baja profundidad. La corteza oceánica se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad.

3.1. Diferencia geoquímica entre placa continental y placa oceánica

Generalmente las diferencias geoquímicas entre corteza continental y corteza oceánica se manifiestan en los contenidos de SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO y K2O.

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Tabla: Distibución de elementos químicos en la corteza continental y oceánica:

Elemento químicoCorteza continental

(en %)Corteza oceánica (en

%)

SiO2 60,2 48,7

Al2O3 15,2 16,5

Fe2O3 2,5 2,3

FeO 3,8 6,2

MgO 3,1 6,8

CaO 5,5 12,3

Na2O 3,0 2,6

K2O 2,9 0,4

Otras diferencias entre las diferentes cortezas:

Corteza continental Corteza oceánica

Peso especifico menor (más liviano) mayor (más pesado)

Espesor grueso (30-70km) Delgado (6-8km)

Altura entre -200m hasta 8849m Fondo del mar

Edad tal vez antigua más joven (jurasico)

Rocas rico de Si pobre de Si

7 / 3Deriva ContinentalTipos de margenes

Contenido: Tipos de márgenes / Tipos de límites

4. Tipos de márgenes

Límites Conservadores Límites Convergentes Límite divergente

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de subducción(Placa cont./ oceánica)

choque entre dos continentes

sin movimiento destrucción de placa oceánica deformaciones spreading

Argentina / Atlántico Chile, Japón Asia - India Lomo central oceánica

Tipos de límites:

Sí la corteza continental se ubica junto con la corteza oceánica sin movimientos relativos, se habla de un límites conservadores (como por ejemplo entre Argentina y el océano Atlántico. Límites convergentes se define por su movimiento del sentido contrario (choque). Se trata de destrucción de corteza con deformaciones y posible orogénesis. Existen dos formas: La corteza oceánica está chocando con un continente (subducción), o dos continentes entre si chocan. En los límites divergentes se forma corteza oceánica (spreading).

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Deriva ContinentalMargen continental activo: subducción

Contenido: Introducción / Subducción / Metamorfismo / Benioff / Tipos de subducción / Ejemplos

1. Introducción

A causa de un choque de una placa oceánica (peso especifico mayor) y una placa continental (peso especifico menor) la placa oceánica se hunde abajo de la placa continental. Este movimiento lento hacia abajo incluye un aumento lento de las temperaturas en las rocas del antiguo fondo del mar. En una profundidad de 100 km (aprox.) las rocas de la placa oceánica se funden parcialmente. Durante la subducción se observa además un aumento relativo rápido de la presión.

En algunos regiones la parte superior de la corteza oceánica, principalmente los sedimentos marinos choquen con el continente y no sumergen con los otros partes de la placa. Este fenómeno conocido como acreción produce un crecimiento de la corteza continental. La subducción ocurre principalmente en la costa oeste de América de sur ( Chile, Perú), Japón, Aleutas, Java y partes del mar mediterráneo. Siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud. Además la placa oceánica subducida, parcialmente fundida puede generar una cadena de volcanes activos.

Figura: Subducción:

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2.Proceso del metamorfismo y fusión parcial

3. Zona de Benioff

El movimiento entre la placa oceánica y las rocas continentales producen altas tensiones tectonicas. Este actividad tectonica se descarga en temblores y terremotos en las zonas arriba de la subducción. Los geofísicos pueden medir la profundidad de la actividad sísmica: Los sismos cercanas de la costa tienen su foco en bajas profundidades y paulatinamente hacia al interior del continente la profundidad se aumenta.

4. Tipos de subducción

Generalmente existen dos tipos de subducción:

a) Tipo andino

El tipo Andino tiene un ángulo de subducción entre 20-30° y produce una morfología como en los Andes.

b) Tipo Back-Arc El tipo Back-Arc tiene un ángulo de subducción alrededor de 70° y produce una cadena de islas volcánicas, una mar (con corteza oceánica) entre los volcanes y el continente.

4. Ejemplos

En la configuración de placas de hoy existen varias lugares de subducción:

a) La placa Nazca con el continente América de sur, en Chile, Perú, Ecuador, Colombia. ( Subducción tipo andino) b) Japón con subducción del tipo Back-Arc. c) Alaska con la fosa de Aleutiana d) Fosa de Java en Corea e) En el mar atlántico a la costa de Venezuela

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Deriva ContinentalMovimiento de los continentes

Contenido: Configuración de los continentes desde Ordovicio / Jurásico hasta hoy

1. Ubicación de los continentes desde Jurásico hasta hoy:

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2.Ubicación de los continentes desde Ordovicio hasta Pérmico:

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8 / 1Geología Histórica

Tabla de las épocasContenido de la página

Precámbrico / Paleozoico / Mesozoico / Cenozoico

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Tabla de la historia de la tierra:

Edad

(m.a)

Era Periodo Época Los primeros. . . Importante

0

1,8

Ceno-

zoico

Holoceno

Homo sapiens (0,5) H. erectus (1,5) Homo hábiles(2,0)

Épocas glaciales

PleistocenoSuperior Medio Inferior

Épocas glaciales Hielo Antarc.

1,8

22,5

NeógenoPlioceno

Mioceno

Afarensis (3,0)Procónsul (20)Girasol (20-25 m.a.)Delfines (mio inf.)

Mastodontes,Pliohippus (Caballo), ratones, sapos, Ballenas Hierbas / césped

Hielo=Antarctica (3m.a.)

Volc.: N-Chile

22,5

65

Paleógeno

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

Los prim. Ballenas (eoceno) Los prim. rosas (eoceno) los prim. gatos, perros (eoceno) El prim. césped

Mesohippus (Caballo) Foraminíferas Monos plantas con flor Diversificación de los mamíferos

Europa sal, carbón, Los Alpes Chile: Subducción tipo Andino

65

141

Meso-

zoico

Cretácicosuperior

inferior

Los primeros angiospermas: como palmeras, platanes Los prim. Tortugas modernas Los prim. Serpientes Los prim. Cocodrilos

Ext. Ammonites, Belemnites Ext. Dinosaurios

Ammonites irregulares Belemnites Dinosaurios Erizos Ginkgo

Separación África - América de Sur

141 Jurásico Malm

Dogger

Los primeros aves Archaeopteryx Los primeros mamíferos

AmmonitesDinosaurios

Atlántico se abrió

Chile: Subducción/

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195Lías

Primeros Araucarias Ginkgo

Back arc

195

230

Triásico

Superior

medio

inferior

Pterosauros (que vuele), sup.

Los primeros sapos antiguos Los primeros tortugas ant.

Ext.: Conodontes, la mayoría de Bivalvos,

Gasterópodos Plantas Peces Reptiles ( Tortugas, Dinosaurios) Ceratites

Ginkgo

230

280

Paleo -

zoico

Pérmico

superior

inferior

Los primeros gimnospermas

El primer huevo como fósil (inf.)

Ext.: Goniatites, Trilobites, casi todos Braquiópodos

Depósitos de sal Coníferas Foraminíferas, Conodontes, Braquiópodos, Reptiles Peces Glossopteris - flora

Choque Siberia con Europa = Ural

Épocas glaciales

280

345

Carboníferosuperior

inferior

Los primeros reptiles (sup.) Los primeros Coníferas Insectos volantes

Depósitos de Carbón Glossopteris, Calamites, Lepidodendron Libélulas de 0,5m Anfibios terrestres

Fases tectónicas: Apalachiano, Acadian, Varisciano

345

408

Devónicosuperior medio inferior

Los primeros árboles (sup.) Vertebrados van a la tierra firme Los primeros insectos (inf.) Los primeros tiburones

Corales, Arrecifes Goniatites, BraquiópodosLatimeria

Gondwana

"Old Red"

408

439

Silúricosuperior

inferior

La vida conquistó la tierra firme: Alacranes

Graptolites, Conodontes

Fases tectónicas: Caledoniano, Taconiano

439

510

Ordovício superior medio inferior

Los primeros peces Graptolites, Trilobites, Braquiópodos, Gasterópodos

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510

570

Cámbrico

superior

medio

inferior

Los primeros Nautiloideos y apretadores Los primeros Conodontes Los primeros Trilobites (inf.) Los primeros Braquiópodos Los primeros animales con caparazones. (inf.) Los primeros "carnívoros"

Trilobites, Braquiópodos

Periodos glaciales

570

2500

Pre -

cámbrico

Proterozoico

650: Ediacara Fauna; multicelulares, diferentes tipos, sin caparazón 800-900: Las primeras algas multicelulares 800: los primeros protozoos 1000-1300: Probablemente los primeros multicelulares 1900 Fósiles "Gunflint Formation" 2000-2200: Banded Iron Formations (véase Apuntes Depósito Minerales)2300-2200: Estromatolitos; Depósitos glaciales

2500

4600

Arcaica

2500-3000: Formación de los Cratones 3100: Fig Tree (África de sur); Cianobacterias 3300: Onverwacht ( África de sur): fósiles (bacterias) 3400-3500: Pilbara / Australia: Los primeros estromatolitos 3700: Gneis de Amitsoq: rocas terrestres más antiguas 4600-4000: Cráteres lunares 4600: Rocas lunares, meteoritos; Formación de la tierra

W. Griem, S. Griem-Klee: www.geovirtual2.cl

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Geología HistóricaLas épocas I: Precámbrico/Paleozoico

Contenido: Precámbrico / Límite Precámbrico - Paleozoico / Cámbrico / Ordovícico / Silúrico / Devónico / Carbonífero / Pérmico / Límite

Paleozoico-Mesozoico

M.A.= Millones de años

Precámbrico

Generalidades: PrecámbricoEdad superior: 570 M.A. Subdivisiones: Proterozoico

ArcaicoDuración: 87% del total Palabra clave

Los primeros seres vivosEdad inferior: 4.500 M.A.

El precámbrico incluye las primeras etapas en el desarrollo de la tierra. Pero lo más impresionante es, que el precámbrico corresponde a 87 % de la historia terrestre.Generalmente el precámbrico aflora solamente en algunos pocos lugares del mundo. En la mayoría existen rocas metamórficas y íntrusivas. Rocas sedimentarias son muy escasas, pero existen. Eso significa que los procesos sedimentarios (Río, mar, viento) funcionaban en una manera comparable de la actualidad. Las regiones de rocas

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precámbricas se llama escudos: Escudo Canadiense, escudo báltico, escudo brasileño, escudo africano del sur y escudo australiano. Los escudos entonces se puede definir como núcleos antiguos de los continentes.

Las rocas más antiguas del mundo:

Isua: rocas metasedimentarias= 3,8 Mil millones de años (en Groenlandia) Amitsoq, gneis= 3,7 Mil millones de años

La vida:

Los primeros fósiles:

Los fósiles más antiguas del mundo tienen un edad alrededor de 3 mil millones de años. Generalmente este fósiles representan unicelulares o solamente estructuras simples redondas. Muchas veces se discuten el origen orgánico. Las dificultades para encontrar en rocas de este edad fósiles es tremenda: La mayoría de rocas precámbricas son de origen magmático o metamórfico. Además los animales no formaban conchas de calcio o sílice.

Un listado de los lugares donde se puede encontrar los fósiles más antiguas del mundo:

Onverwacht: 3.300 M.A

Fig Tree: 3.100 M.A (Sudáfrica): Objetos redondos o fibrosos, sin estructuras complejas. Pero el contenido de los isótopos de carbonó (13C/12C) muestra una actividad orgánica. Posiblemente este fósiles pertenecen a bacterias y/o "algas" azul-verdosas (no son algas)

Gunflint: 1.900 M.A (Canadá): Estratos antraziticos con fósiles de algas y hongos.

Ediacara fauna: 650 M.A (Australia): Los primeros multicelulares (o pluricelulares), pero totalmente diferente como la vida en el Cámbrico.

El clima:

La atmósfera en este época estaba en su composición totalmente diferente como hoy. Especialmente la cantidad de oxígeno era inferior como hoy. Eso significa que las rocas y minerales superficiales no sufrieron oxidación. Los metales (esp. Fierro) afloró sin ser afectada por la oxidación (banded iron formation). (véase: Desarrollo de la atmósfera (oxígeno))

Se conocen rocas en Canadá, Australia y África que presentan marcas de periodos glaciares

Geotectónica:

Se conocen estructuras montañosas de 2.100 M.A-1.800 M.A de edad en Canadá (Wopmay mountains)

Límite Precámbrico / Paleozoico

El Paleozoico - era paleozoica: El paleozoico corresponde a edades entre 250 millones de años y 570 m.a. Se diferencian 6 periodos: Cámbrico, ordovícico, silúrico, devónico carbonífero y pérmico. El paleozoico corresponde a 7,3 % de la historia terrestre.Véase un retrato temprano del Paleozoico según Ludwig (1861)

Cámbrico

Generalidades: Cámbrico

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Edad superior: 510 M.A. Subdivisiones: superior

Duración:60M.A Palabra clavevida relativamente

abundante

medio

Edad inferior: 570 M.A. inferior

Depósitos: Existen en varias partes del mundo afloramientos del Cámbrico. Principalmente en Polonia, este de Alemania, Checoslovaquia y España. En los Estados Unidos existe un perfil completo de estratos cámbricos donde aparecen gran cantidades de fósiles en excelente estado de petrificación (Burgess shale).

En América del sur existen afloramientos en los sectores de los Andes de Colombia, Bolivia, y Argentina (esquistos y areniscas).

La vida:

En las rocas del Cámbrico se encuentran una relativamente gran cantidad de fósiles diferentes. La mayoría de los animales todavía no tenían un esqueleto, pero otros si.

Los animales más importantes de este época son:

Trilobites Braquiópodos (todavía existen hoy) como Lingula Moluscos Conodontes Ostracodos: crustáceos con una concha compuesta por dos valvas Artrópodos Nautiloideos (al fin de Cámbrico)

Además aparecieron las poliplacoforos cuales se conocen actualmente como apretadores (foto).

En este época existían casi todos los grupos de animales con excepción de los vertebrados, los animales con esqueleto interior. Todos los animales vivieron todavía en el mar. Al fin de Cámbrico se puede observar una gran extinción de algunos grupos de Trilobites. La gran cantidad y el desarrollo de los fósiles en Cámbrico en relación al Precámbrico muestra, que la evolución empezó fuertemente en el Precámbrico. Solamente la construcción de cáscaras de calcio o fosfato permitió una fosilización en gran estilo. La construcción de cáscaras ocurrió a causa de cambios químicos de agua del mar. Posiblemente el pH se bajó y el contenido de CO2 se aumentó. Eso permitió a los animales la construcción a una defensa como una cáscara.

Geotectónica:

Los continentes del sur estaban juntos (Gondwana), Siberia, Laurentia (Estados Unidos), China y Báltica estaban continentes pequeños.

Ordovício

Generalidades: Ordovício

Edad superior: 438 M.A. Subdivisiones: superior

inferiorDuración:72 M.A. Palabra clave

primeros pecesEdad inferior: 510 M.A.

Configuración de los continentes:

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La vida: Braquiópodos (como fósil guía) Conodontes (como fósil guía) Graptolites (como fósil guía) Trilobites Corales (Rugosa) Nautiloideos: Subgrupo de los Cefalópodos: Alcanzaron tamaños hasta un largo de 4,5 m (Endoceras) Lamelibranquios Los primeros peces agnatos (=vertebrados, peces sin mandíbula) aparecen en depósitos de los estados unidos Además los equinodermos (erizos, estrellas del mar) se cambiaron a una simetría pentagonal.

Al fin de Ordovicio una gran cantidad de los animales están en extinción (algunos grupos de Braquiópodos).

Geotectónica: Iapetus: Océano entre Laurentia y Báltica (Escocía) tal vez con subducción

Silúrico

Generalidades: Silúrico

Edad superior: 438 M.A Subdivisiones: superior

inferiorDuración:28 M.A Palabra clave:

Vida a la tierra firmeEdad inferior: 410 M.A

Configuración de los continentes:

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El Iapetus (= océano entre Europa y los Estados Unidos/= Laurentia) estaba al punto para cerrarse. El nivel marino generalmente estaba muy elevada, los sectores costeros hundido bajo agua. Al fin de Ordovicio el mar se retrocedo a causas tectónicas y/o climáticas.

Orogénesis Caledoniano: Entre fin de Cámbrico hasta el comienzo de Devónico. Este formación de montañas ocurrió principalmente en el norte de Europa ( Noruega, Suecia, Inglaterra) pero también se puede reconstruir este actividad tectónica en América de Norte, Antártica y Australia. Durante estas épocas las rocas de las regiones afectadas sufrieron plegamiento, metamorfismo y un fuerte levantamiento vertical.

La vida:

Los primeros animales y plantas se cambiaron hacia la tierra firme:

alacranes (escorpiones) ciempiés (miriápodos)

Fósiles características: Graptolites Conodontes

Además: Peces Braquiópodos Trilobites

Devónico

Generalidades: Devónico

Edad superior: 345 M.A. Subdivisiones: superior

medio

inferior

Duración: Palabra claveArrecifes

Edad inferior: 410 M.A.

Configuración de los continentes:

Geotectónica: Europa chocó completamente con América de Norte y formó el continente Laurussia. El comienzo de Devónico está representada por las ultimas actividades tectónicas de orogénesis Caledoniano.

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Depósitos:

En varias partes del mundo se han formado Arrecifes, Liditas, Areniscas (Old red sandstone). En los Andes existen pizarras bituminosas de esta época.

La vida:

Fósiles característicos: Graptolites Goniatites ( forma de Ammonoideos) Ostrácodos (=microfósil, Artrópodos) Braquiópodos Peces: Algunos grupos se cambian a tierra firme. Aparecieron los primeros Tiburones.

Carbonífero

Generalidades: Carbonífero

Edad superior: 290 M.A. Subdivisiones:

superior

inferior

Duración: Palabra claveÉpoca del Carbón

Edad inferior: 345 M.A.

Configuración de los continentes:

La vida: Los trilobites desaparecen casi completamente, solo algunos grupos sobreviven hasta el Pérmico.

Fósiles característicos: Plantas (Sigilaria) Goniatites

Depósitos: Carbón en Europa Tilitos (=Morrenas litificadas) en África y Argentina

Geotectónica:

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Existió un continente grande "GONDWANA" del hemisferio sur. África, América de sur, Australia y Antártica estaban junto para formar este "supercontinente".

El clima: Las temperaturas estaban en Carbonífero un poco más alto en comparación de hoy.

Pérmico

Generalidades: Pérmico

Edad superior: 230 M.A. Subdivisiones:

superior

inferior

Duración: Palabra claveÉpoca de la Sal

Edad inferior: 290. M.A.

Configuración de los continentes:

Geotectónica: Todavía existe el gran continente Pangea (Laurasia + Gondwana). Pero existen indicadores que muestran una separación de los continentes. Además la orogénesis herciano ( o varisca) está en su ultimo etapa para terminar en pérmico.

La vida:

Este época está caracterizada de una poca cantidad de fósiles. Grandes partes del mundo muestran solamente rocas que no permitieron vida o una petrificación. Al fin de la época pérmica grandes partes del mundo vivo están en extinción.

Fósiles característicos: Plantas (Glossopteris, Coníferas) AmmonitesPaleoniscus (pez del pérmico inferior; Kupferschiefer)

Al fin de la época pérmica desaparecieron varias formas de animales antiguas.

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Depósitos: "Kupferschiefer" (esquisto de cobre): En grandes partes de Europa central al comienzo de pérmico se ha depositado una lutita esquistosa rica en cobre.

Estratos de sal de espesor alrededor de 1000 m: En una cuenca cerrada entre Inglaterra, Noruega, Alemania y Polonia se han depositado grandes cantidades de sal y rocas de evaporación (halita, yeso...). En 4 fases (centro, norte), hasta 7 fases en el sur se han acumulado cerca de 1000 m de sales. (Formación de sal)

- Rocas clásticas terrestres - Tilitas en sectores del hemisferio sur - Argentina: Carbón - Brasil: Calizas y sal

Límite Paleozoico / Mesozoico

Extinción de todos los trilobites y una gran cantidad de los animales: Como Trilobites (total), Braquiópodos (en gran partes) y Equinodermos (parcial). Al fin del paleozoico o al fin del pérmico la tierra ya vivió 94,3 % de su historia hasta hoy.

Nacimiento de otras tipos de animales, significa los reptiles se desarrollaron rápidamente a formas diferentes y con gran éxito.

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Geología HistóricaLas épocas II: Mesozoico/Cenozoico

Contenido de la páginaTriásico / Jurásico / Cretácico / Límite Mesozoico-Cenozoico / Terciario / Cuaternario

El mesozoico:El mesozoico se extiende entre 230 hasta 65 millones de años, pero solo corresponde a 3,9 % de la historia total de la tierra. Son tres periodos que se diferencian: Triásico, Jurásico y Cretácico. (véase listado en detalle >>)

Triásico

Generalidades: Triásico

Edad superior: 195 M.A. Subdivisiones: superior

medio

Inferior

Duración: 35 m.a. Palabra clave:

Sedimentos clásticosEdad inferior: 230 M.A.

La vida:

Fósiles características:

- Plantas (Foto de Madera) - Gastrópodos - Peces

Animales importantes:

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- Reptiles - Tortugas - Dinosaurios

La Flora:

- Ginkgo - Araucaria

Regional:

En la región Atacama: Formación La Ternera , aflora en la Quebrada Paipote cerca La Puerta, con sedimentos continentales como areniscas rojas conglomerados y además existen pequeños depósitos de carbón.

Mundo: Los continentes África y América de sur estaban juntos, con una actividad magmática al límite de los dos continentes. Una facies común es el "Buntsandstein" en centro - Europa: Areniscas, conglomerados y brechas de color rojo. (Trías = "los tres" Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper; el conjunto de tres facies bien llamativo)

Jurásico

Generalidades: Jurásico

Edad superior: 141 M.A. Subdivisiones: Malm

Dogger

Lías

Duración: 54 m.a. Palabra clave:

Época de Ammonites y Dinosaurios

Edad inferior: 195 M.A.

La vida:

Fósiles característicos: Ammonites: Muchas especies diferentes, cuales se usan como fósiles guías. Ejemplos: Dactylioceras (foto), Amalteus, Arietites, Stephanoceras, Perispinctes. Dinosaurios Los primeros aves: Transición entre Reptiles y Aves: Archaeopteryx

Geología Regional:

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En la región Atacama existen rocas magmáticas y sedimentarias. Entre las rocas sedimentarias afloran calizas (Formación Montandon).

Generalmente el océano Atlántico todavía no existió, pero en México la separación entre África y América de sur muestra su primera etapa

En Europa (como en muchas partes del mundo) este época esta representada por grandes cantidades de calizas.

Cretácico

Generalidades: Cretácico

Edad superior: 65 M.A. Subdivisiones:

superior

Duración: 76 m.a. Palabra clave:

Ultima época de Ammonites y Dinosaurios

Edad inferior:141 M.A. inferior

La vida:

Ammonites tal vez con formas irregulares (ejemplo: Scaphites), en Cretácico superior en extinción, para desaparecer completamente al límite Cretácico / Terciaria. Cefalópodos como Belemnites (cercanos de los pulpos), también desde Cretácico superior en extinción Aparecieron los primeros mamíferos y los primeros angiospermas (plantas con flor)

Geología Regional:

En la región Atacama predominan rocas magmáticas, pero también existen rocas sedimentarias.

El Atlántico se abrió: Primero en el sur, entre África y América de sur, después entre Europa y América de Norte. El mar Thetis entre África y Europa se cerró y provocó la primera orogénesis en los Alpes.

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Límite Mesozoico / Cenozoico

Extinción completa de los Dinosaurios, Belemnites, Amonites

Terciaria = Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno y PliocenoEl terciario como periodo ya no existe: Hoy se usa neógeno y paleógeno

Generalidades: Terciaria

Edad superior: 1,8 m.a. Subdivisiones:Plioceno

neógenoMioceno

Duración :63,2 m.a. Palabra clave:

Mamíferos

Oligoceno

paleógenoEdad inferior: 65 m.a.

Eoceno

Paleoceno

La vida:

Mamíferos: En general los mamíferos ganan durante el Terciario a importancia. Existen entre otros caballos, elefantes, rinocerontes. Los antropoides se cambiaron a humanos. Los más importantes serian: El Procónsul (20 M.A.), Afarensis (3 M.A.), Homo Habilis (2,0 M.A.), Homo erectus (1,5 M.A. =cuaternario) y Homo Sapiens (0,5 M.A. = cuaternario) véase algunos ejemplos (Módulo "trabajos históricos"): Palaeotherium /

Geología Regional:

Orogénesis de los Andes y de los Alpes, la Thetis está cerrado. Paulatinamente se desarrolló el océano Atlántico, significa África y América de sur se alejaron.

En Europa existen depósitos de Sal y Carbón (Lignitos)

Región Atacama: Grandes cantidades de rocas volcánicas (o volcanoclásticas). En los sectores de la precordillera (Cerro Bravo) afloran ignimbritas (piedra pómez) del Mioceno. Además las "gravas de Atacama" , rocas clásticas semicompactadas del sector Inca de Oro (entre otros) pertenecen al mioceno (entre 20-7 M.A.).

Clima:

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Generalmente las temperaturas estaban más altas en comparación de hoy. La Antártica hasta 3 millones años atrás no estaba cubierta con glaciares.

Cuaternario

Generalidades

Edad superior: 0 Subdivisiones:

Holoceno

Duración: 1,8 m.a. Palabra clave: Épocas glaciales

Edad inferior: 1,8 m.a. Pleistoceno

La vida:

Mamíferos (Mamut, mastodonte, caballos entre otros) y seres humanos. Extinción de los mamíferos "gigantes" como mamut, mastodonte y mylodon.En general situación muy parecida de la actualidad.

Geología Regional:

En todo el mundo se depositaron los sedimentos blandos, todavía no compactadas. En algunos lugares especiales como en la Cordillera de los Andes se han formado grandes depósitos extrusivas por la actividad volcánica presente.

El Clima:

En todo el mundo la temperatura generalmente se ha bajado, 6 veces los regiones del norte (Canadá, Estado Unidos, Europa del norte como: Noruega, Suecia, Dinamarca, Alemania) estaban afectada por épocas glaciales. Significa por un cambio climático los glaciares aumentaron su volumen, hasta cubrir grandes regiones europeos y norteamericanos. El mismo fenómeno ocurrió en los Andes. véase Clima América de sur)

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Geología Regional de la Región Atacama (Chile)IntroducciónContenido:

Informaciones generales / Mapa geológico simplificado /

Estratigrafía de La Región

1.Informaciones generales

La Región Atacama es parte del margen continental activo de América de Sur, entonces parte del sistema tecto-genético de los Andes. En gran rasgos en el sector las rocas magmáticas y sedimentarias clásticas muestran una fuerte predominancia. Rocas metamórficas solo afloran en algunos áreas determinadas. A partir del mesozoico se nota una fuerte influencia de una zona de subducción que en el comienzo tenía un carácter "back arc" y a partir del cretácico se cambió a "tipo Andino" como la conocemos en la actualidad.El inventario tectónico se extiende de la presencia de fallas macroregionales (Falla Atacama y West Fissure System), fallas

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de mediana magnitud y una multitud de fallas pequeñas. Plegamientos no se encuentra con frecuencia - pero generalmente son suaves con un gran ángulo de apertura.Una situación bien particular producen las frecuentes zonas de alteración hidrotermal y los diques y las vetas en la Región. Estas estructuras relacionadas a sistemas hidrotermales afectaron zonas grandes o pequeñas en distintas magnitudes. En varias ocasiones se formaban en conjunto depósitos de cobre, plata, oro y hierro.

Se puede distinguir entre siguientes zonas principales con su facies correspondiente:1) Sistemas pre-pérmicos: Granitos, filitas y liditas2) Rocas clásticas del triásico o pre- triásico del tipo paraconglomerado rojo.3) Sedimentos del back arc con intercalaciones volcánicas4) Rocas volcánicas del arco magmático jurásico y cretácico5) El batolito andino: Dioritas en la cordillera de la costa6) Rocas extrusivas cretácicos tardíos o terciarios tempranos frecuentemente vulcanoclasticos del arco magmático7) Cuerpos intrusivos (cretácico sup. - Paleogeno) de la precordillera8) gravas de un sistema fluvial / aluvial del mioceno (Gravas de Atacama)9) Ignimbritas y piroclasticas del volcanismo mioceno hasta la actualidad10) Evaporitas de los salares11) Depósitos litorales de gravas, coquinas y la fosforita12) Depósitos eólicos13) Secuencias aluviales, coluviales y rellenos de quebradas formados en un clima árido.

Tectónica:Los elementos tectónicos más importantes son la Falla Atacama y la Falla "La Ternera" (o West Fissure System). Ambas se extienden en general de Norte-Sur. Son fallas de rumbo (strike slip) con una fuerte componente vertical (falla obligue). Por un lado las dos fallas muestran un fuerte desplazamiento destral y sinistral, pero al otro lado tienen la característica de un mega-graben. Los sectores costeras y cordilleranas muestran un alzamiento mas avanzado que la zona interior - precordillerana. Las actividades de las dos fallas principales provocaron un ambiente tectónico dependiente de las dos gran fallas principales

2. Mapa simplificado

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Resumen de la Estratigrafía de la Región Atacama:Algunas formaciones o unidades que afloran en la Región Atacama, descripciones más detalladas véase aquí

Época Formaciones y Litología

Cuaternario

Depósitos eólicos a) Dunas de arena en varios sectores. Especialmente entre Copiapó y Caldera. MV: véase Dunas b) Estratos de silt (Loess) no consolidados.

Depósitos aluviales En todas partes en las quebradas, rocas clásticas mal clasificadas, con clastos angulares y subangulares.

Depósitos marinos En los sectores costeros (Caldera, Chañaral): Terrazas del pleistoceno y holoceno. Arenas y conglomerados con coquinas.

Depósitos de evaporación (Salares) Acumulación de sal por evaporación en los salares Maricunga y Pedernales.

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Terciario

Depósitos Marinos Terrazas marinas altas (250 m) de edad plioceno. Arenas, conglomerados con coquinas.

Gravas de Atacama (Mioceno) Depósitos clásticos (Conglomerados - Brechas) mal consolidadas del ambiente terrestre. Afloramiento en toda la Región, especialmente Inca de Oro, Diego De Almagro. (>Museo Virtual)

Volcanismo terciario Maricunga - Volcán Copiapó Ignimbritas y Andesitas del mioceno (entre 6,9 m.a. hasta16,2 m.a.)

Complejo Cerro Bravo Rocas extrusivas del mioceno. Principalmente ignimbritas. Afloran entre el Salar de Maricunga hasta La Puerta

Estratos de Cerro Puquios

Formación Venado

Plutón Cabeza de Vaca Monzodiorita de Paleoceno, que aflora en la Qda. Carrizalillo >> mayor información

Cretácico

Diorita porfídica ("Andesita Intrusiva") Roca magmática de composición andesitica / dioritica de edad cretácica/terciaria. Aflora en los sectores Checo de Cobre y Qda. Paipote >>Mayor información

Formación Cerrillos Edad: Alb hacia cretácico superior, aflora en la pre-cordillera (Qda. Carizalillo, Qda. Paipote). Sector inferior rocas clásticas del ambiente terrestre, parte superior con mayor cantidad de rocas extrusivas. >>Mayor información

Formación Pabellón Principalmente Calizas del Barremio-Aptiano, cuales afloran entre Pabellón (Valle del Río Copiapó) y Sierra Checo de Cobre: >>Mayor información

Formación Bandurrias

Formación Paipote / Estratos La Puerta Rocas extrusivas y piroclasticas de edad cretácico superior (80 - 65 m.a.) Afloran cerca La Puerta en la Quebrada Paipote. >> Mayor información

Estratos El Escorial Areniscas, Conglomerados y Andesitas del Jurásico / Cretácico. Afloran en el sector El Escorial cerca La Puerta (Qda. Paipote)

Felsita de Puquios Roca hipabisal o extrusiva de cuarzo y feldespatos. Aflora entre Carrera Pinto y Puquios

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Jurásico

Formación Sierra Fraga Calizas, Areniscas, rocas extrusivas (Basaltos y piroclasticas) de edad jurásica. Afloramiento en la Sierra Fraga, La Puerta y en la Qda. Chañaral Alto al este de Mostazal. Correlación temporal con Montandon y Asientos.

Formación Lautaro Edad de Lías superior hasta Dogger inferior. Se compone de Calizas con Fósiles (Braquiópodos) y areniscas. Aflora cerca del Tranque Lautaro, Qda. Paipote (La Puerta). >>Mayor información

Formación Asientos Calizas y areniscas (rojas) de edad Caloviano. Aflora en el sector Qda. Asiento (Entre Co. Bravo y El Salvador).

Formación Montandon Edad: Pliensbachiano hasta Bajociano, principalmente calizas fosilíferas. Aflora en el sector Qda. Montandon (sur-este de El Salvador) véase: Geoquímica

TriásicoFormación La Ternera Areniscas rojas, conglomerados, Carbón y rocas extrusivas de edad triásico. Afloran entre en la Qda. Paipote entre Puquios y La Puerta. >>mayor información

PermicoGranitos Aflorando en el Sector oriental de la Precordillera (La Ola, La Semilla). Intrusiones grandes en rocas de leve metamorfismo (F. La Tabla) (véase: Geoquímica /Cordillera Domeyko)

Pre- PérmicoFormación La Tabla Liditas, esquistos con leve metamorfismo. Afloramiento: La Ola

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Geología Regional de la Región Atacama (Chile)Unidades y mapa geológico

Contenido de la páginaGeología de Atacama / Mapa geológico

Las secuencias más importantes

1) Sistemas pérmicos - pre-pérmicos: Granitos, filitas y liditas

El sistema pre-pérmico incluye un conjunto de unidades aflorando en la cordillera de la costa y en la zona de los salares, entre precordillera y cordillera principal. Especialmente los Formaciones Chinche y La Tabla en la Precordillera/Cordillera por ejemplo en las cercanías de "La Ola" muestra un ambiente oceánico de profundidad con filitas y liditas. Muy parecido afloran en la cordillera de la Costa esquistos y filitas del "Complejo Epimetamórfico Chañaral". Además existe un gran número de plutones que generalmente destaca por su acidez: Los granitos de grano grande son el ejemplo posiblemente mas llamativos. Últimos afloren solamente el sector entre pre- hasta la alta Cordillera.

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Literatura: GODOY, E. & LARA, L. (1998), BELL, C.M. (1985), Mc BRIDE, S.L., CAELLES, J.C., CLARK, A.H. & FARRAR, E. (1976), RIBBA, L. & MPODOZIS, C., HERVE, F., NASI, C. & MOSCOSO, R. (1988), BAHLBURG, H., BREITKREUZ, C. & ZEIL, W. 1987 más...

2) Rocas clásticas del triásico o pre- triásico del tipo paraconglomerado rojo.

El triásico se representa en la Región con una facies clástica - terrestre, hay que nombrar las formaciones "La Ternera", "Agua Chica" y "Cifuncho" entre otras. En la gran mayoría son conglomerados o brechas rojas. La escasa evidencia de una actividad volcánica es cierta, pero existen lavas andesiticas. Se conoce algunas rocas plutónicas en el sector costero.

Literatura: BELL, C.M. & SUAREZ, M. (1991 ) , IRIARTE, S. & ARÉVALO, V. &MPODOZIS, M. (1999), IRIARTE, S., ARÉVALO, C., MPODOZIS, C. & RIVERA, O. (1996)

3) Sedimentos del back arc con intercalaciones volcánicas

Principalmente en la precordillera afloran varias unidades con una facies predominante marina. Carbonatos ricas en fósiles. El Lías tiene la mayor presencia. Especialmente las Formaciones Montandon, Asientos y Lautaro en el jurásico pero también las formaciones Pedernales y el grupo Chañarcillo en el cretácico destacan por su fuerte presencia en calizas marinas. Las calizas muestran una cierta cercanía hacia un continente y tienen algunos intercalaciones de rocas volcánicas y rocas clásticas. Algunas secuencias apuntan a un ambiente de "back arc". Los estratos más jóvenes de este sistema se extienden hasta el aptian (alrededor 113 m.a.) - la Formación Pabellón.

En gran rasgos se puede definir dos sistemas del tipo "back arc". Sistema 1,durante del jurásico: Las formaciones Montandon (Lias - Dogger) PÉREZ d'A. , (1982) , Lautaro (Lías - Dogger), Asientos (Dogger) y por parte Formación Sierra Fraga (Dogger) apuntan a una ingresión marina con un vulcanismo básico. La Formación La Negra (Lías - Malm) y más tarde Formación Quebrada del Desierto (Malm-Neocomiano) y Punta de Cobre (Malm-Neocomiano) muestran una facies terrígena volcánica que corresponde al arco magmático correspondiente. Indudablemente la gran presencia de Lías marino en grandes partes de la precordillera apunta a un cierto máximo en el desarrollo marino que sigue hasta el Dogger. La facies marina de este sector sigue hasta el Neocomian (Especialmente las formaciones Pedernales (Titon - Valangium) y base de la Formación Monardes). Las formaciones Agua Helada y Quebrada Monardes muestran paulatinamente un cambio hasta un ambiente terrígeno con rocas sedimentarias clásticas.

El otro sistema tiene sus raíces cretácico inferior (Valangium) con una secuencia marina hasta el aptian. Principalmente las Formaciones Abundancia, Nantoco, Totoralillo y Pabellón del "Grupo Chañarcillo" muestran un ambiente netamente marino. La Formación Bandurrias representa el arco magmático correspondiente.

Literatura: Jurásico: IRIARTE, S. & ARÉVALO, V. &MPODOZIS, M. (1999), SEGERSTROM, K. (1959), PÉREZ d'A. , E. (1982)cretácico: CISTERNAS, M.E. ( 1986 ) , CORVALAN, J. (1973), PEREZ, E. & COOPER, M. & COVACEVICH (1990), JURGAN, H. (1977), ABAD, E. (1977)

4) Rocas volcánicas del arco magmático jurásico y cretácico

Los dos sistemas del desarrollo "back arc", el primero en el jurásico, el segundo en el cretácico tenían sus arcos magmáticos correspondientes. Desde del punto de la vista magmática existe un desarrollo entre jurásico hasta al cretácico superior. Desde la Formación La Negra (Lias, Dogger), Formación Qda. del Desierto y Punta de Cobre (Malm-Cretácico inferior) hasta las Formaciones Bandurrias y Cerrillos (Cretácico superior) se manifiesta una larga trayectoria volcánica en el sector precordillerano. Las secuencias están marcadas por una predominancia magmática pero

Literatura: SEGERSTROM, K. & PARKER, R.L. (1959), R. Marschik and L. Fontboté (2001), NARANJO, J. & PUIG, A. (1984), GODOY, E. & LARA, L. (1998), DAVIDSON J., GODOY, E. & COVACEVICH, V. (1976), GARCÍA F. (1967)

5) "El batolito andino": Dioritas en la cordillera de la costa

Desde hace mucho tiempo las inmensas cantidades de rocas intrusivas - plutónicas llamaban atención a los científicos. Como Representan una actividad magmática realmente gigantesca. Hoy día se sabe que el batolito andino se compone de muchos intrusivos de diferentes épocas pero con una petrografía parecida. Solamente se formaban y su desarrollo tomo

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lugar en el mismo sector. Generalmente afloran en la cordillera de la costa o en el (accidentado) valle central.La actividad plutónica dioritica en este sector se extiende a un amplio lapso: Desde del lías especialmente el Plutón Flamenco y otros (202 ,+/-4 m.a.DALLMEYER, et al.) hasta el plutón Merceditas y Remolino de 90 m.a. (cenomanian/ turonian) según LARA & GODOY (1998) . Pero las principales actividades se puede determinar en a) Lías Dogger con los plutones Relincho y Flamenco, b) Jurásico superior y cretácico inferior con plutón Moradito y Las Animas c) cretácico entre valangian y berremian probablemente el evento más significativo con los plutones Dieciocho, Las Tazas etc y d) aptian cenomarian con los plutones Merceditas y Sierra Atacama entre otros.Lo general de estos eventos intrusivos es su relativamente homogeneidad petrográfica: Son dioritas, granodíoritas, dioritas cuarcíferas, rara vez otros. Estas rocas como antes ya mencionado cubren amplios sectores en la cordillera de la costa.

Literatura: TILLING , R.I. (1976) , GODOY, E., MARQUARDT, R. BLANCO, N. (2003), LARA, L. & GODOY, E. (1998), ARÉVALO, C. (1995): Mapa geológico de Copiapó, R. Marschik, D. Fontignie, M. Chiaradia & P. Voldet (2003), MPODOZIS, CONSTANTINO, KAY, SUZANNE MAHLBURG (1992), DALLMEYER, D., BROWN, M., GROCOTT, J. TAYLOR, G. & TRELOAR, P. (1996), GODOY, E. & BLANCO, N. (2000), GODOY, E. & LARA, L. (1998),

6) Rocas extrusivas cretácicos tardíos o terciarios tempranos frecuentemente vulcanoclasticos del arco magmático

Un ambiente terrestre - magmático bien característico forman las unidades entre el aptian hasta el terciario inferior. Generalmente volcanoclásticas andesíticas, andesitas pero también conglomerados y algunos estratos de areniscas. Pero lo característico es la gran influencia vulcanoclastica - especialmente el conjunto con mineralizaciones secundarios (epidota) es muy típica. Las secuencias se ubican entre el arco volcanico pre-aptian y el antiguo back - arc entonces principalmente en la precordillera. Especialmente las formaciones Cerrillos, Qda. Paipote (Carneros), Hornitos, Venado, Estratos Cerro Valiente y finalmente estratos cerro Puquios (entre otros) forman este unidad.

Literatura: RIVERA, O. & MPODOZIS, C. (1994), CORVALAN, J. (1973), LARA, L. & GODOY, E. (1998)

7) Cuerpos intrusivos (cretácico sup. - Paleogeno) de la precordillera

Existe una cantidad considerable de cuerpos intrusivos "independientes" del batolito de la cordillera de la costa. Generalmente se trata de granodioritas o monzodioritas más jóvenes. Los cuerpos más grandes (Plutón El Gato, Cabeza de Vaca, La Ternera etc) marcan edades entre 68 m.a. (Plutón El Sauce) y 40 m.a. (Plutón El Gato; 39 m.a. Stocks Vizcacachas) (Zentilli, 1974, Arévalo 1994; Iriarte et. al 1996). En general la predominancia en plagioclasa en estas intrusivas no es tan drástica que en los batolitos jurásicos-cretácicos de la costa.

Literatura: IRIARTE, S. & ARÉVALO, V. &MPODOZIS, M. (1999) , ARÉVALO, C. (1994), Zentilli, 1974, Iriarte et. al 1996

8) gravas de un sistema fluvial / aluvial del mioceno (Gravas de Atacama)

Las gravas de Atacama forman secuencias de grandes potencias especialmente en el sector precordillerano. Son clásticas polimictos, subangulares, tal vez redondeados de mala clasificación. El ambiente apunta a un sistema aluvial - fluvial. Las gravas muestran algunas intercalaciones de ignimbritas. Época principal de los depósitos era el mioceno y cubrieron grandes partes de la Región Atacama. Las sistemas fluviales actuales y algunos quebradas se erosionaron profundamente a este secuencias.

Literatura: MORTIMER, C. (1973)

9) Ignimbritas y piroclasticas del volcanismo mioceno hasta la actualidad

Una facies muy particular se encuentra en la precordillera y cordillera principal: Tobas, ignimbritas y liparitas de la actividad volcánica desde el mioceno hasta la actualidad. Grandes secuencias de pircoclasticas blancas hasta rosadas cubren grandes partes del sector. Generalmente tienen una composición dacitica - riolítica. Las edades más antiguas apuntan a una fase de alta actividad entre 25,1 m.a.- 20,4m.a (SINDERN et al. 1994) en el sector del Cerro Bravo. En cantidades disminuidos llegaron este eventos piroclásticos por lo menos hasta los sectores occidentales de la precordillera. Trozos aislados se puede encontrar hasta en la cordillera de la costa. Después destacan las secuencias de del Volcán Maricunga y La Coipa (14-16m.a. SINDERN et al. (1994 ), ignimbrita San Andrés (Clark, 1967), Volcán Copiapó (MPODOZIS et al. 1994) y como ultimo el complejo Tres Cruces. Se puede observar un cierto desplazamiento de la actividad volcánica hacia al este durante este periodo.

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Las rocas de este unidades generalmente muestran una baja dureza, tienen una alta porosidad y una cantidad enorme en piroclastos. Como ya mencionado el color es rosado, blanco.

véase: Museo Virtual: >>

Literatura: SINDERN et al. (1994), MPODOZIS et al. (1994) , Mpodozis et al. 1991, BAKER, P.E., GONZALES-FERRAN, O. & REX, D.C. (1987), Viramonte, J. and Coira, B. (1999), WALKER , J., FUSS, D. & ZENTILLI (1985) , Clark 1967, MORTIMER, C. (1973), Clavero et al. (2000), Cornejo y Mpodozis (1994)

10) Evaporitas de los salares

Entre precordillera y cordillera principal se encuentra la depresión de los salares. En la Región Atacama solamente en el área norte se formaban o forman salares. Desde el volcán Copiapó hacia al sur solamente existen lagunas de agua salubre (Negro Francisco). La transición se ve muy bien en el Salar de Maricunga - Laguna Santa Rosa. La formación de salares depende de un clima árido en conjunto con una morfología de cuencas sin afluente natural, cuencas cerradas. En Atacama la formación de los salares tiene su inicio en el mioceno tardío y sigue hasta la actualidad.

Literatura: CHONG, D.G. (1988), , Cornejo et al. (1998),

11) Depósitos litorales de gravas, coquinas y la fosforita

En todo el sector costero de la Región Atacama se acumularon secuencias de una facies litoral. Generalmente arenas y gravas con cantidades considerables en fósiles marinas o litorales. Especialmente dientes de tiburones, huesos de ballenas, aves etc, moluscos llaman atención a este unidad. Los estratos cubren un tiempo entre terciario superior hasta la actualidad. Existen niveles de diatomitas y fosforitas ultimas con una cantidad de fósiles impresionantes. La facies litoral muestra una transición lateral a facies fluviales (valle Copiapó) y depósitos aluviales.

Literatura: GODOY, E., MARQUARDT, R. BLANCO, N. (2003); ROJO, M. (1985), MARCHANT, M., MARQUARDT, C., BLANCO, N. & GODOY, E. (2000)

12) Depósitos eólicos

Depósitos eólicos se encuentra en los sectores costeros en toda la región. Pero solamente adentro del triangulo Copiapó, Caldera, Inca de Oro estos depósitos se acumulan a impresionantes cantidades. Generalmente se trata de dunas o depósitos horizontales de tipo loess. Muy impresionante es una franja de depósitos eólicos que tiene su comienzo cerca de la ciudad de Caldera, Co. Chamonate y sigue hasta un sector llamado Medanoso.

Literatura: GODOY, E., MARQUARDT, R. BLANCO, N. (2003), Paskoff, Roland ; Cuitiño, Lucía ; Manríquez, Hermann (2003)

13) Secuencias aluviales, coluviales y rellenos de quebradas formados en un clima árido.

Grandes partes de la Región Atacama muestran un cubierto de rocas clásticas - generalmente de tipo aluvial. Las precipitaciones torrenciales esporádicas provocan un transporte corto del tipo aluvión. Frecuentemente los grandes llanuras con presencia de las gravas de Atacama (mioceno) tienen una cubierta de secuencias cuaternarios (por ejemplo llano de Varas cerca de Inca de Oro).Un otro tipo de estratos cuaternarios son los rellenos de las quebradas y de los afluentes activos (río Huasco, río Copiapó y río El Salado). Los rellenos tienen fuerte marcas de flujo y parecen en varios ocasiones a ríos del tipo braided. Sí no hay una intervención antropogénica los corrientes torrenciales y sus depósitos ocupan todo el ancho de la quebrada y cambian relativamente frecuente su trayecto.

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Región AtacamaDesarrollo geológico de la Región Atacama

Contenido de la páginaMioceno ● cretácico ● jurásico ● triásico

Desarrollo de la Región Atacama: Un pequeño resumen del desarrollo estratigráfico durante el meso- y cenozoico: Las palabras como precordillera, costa, cordillera principal se entiende como denominación de lugares (mejor sería: " en el sector de la actual precordillera....") Hay que tomar en cuenta que la precordillera como hoy conocemos no existió en las épocas pasadas.

Situación actual: Los ambientes más importantes de acuerdo con la situación climática es el aluvial- coluvial. en algunos sectores hay depósitos eólicos (dunas y loess), evaporitas y por supuesto el arco magmático en la cordillera de los Andes. El ambiente fluvial solamente es desarrollado en las zonas de afluentes principales.

Mioceno:Un poderoso arco magmático ubicado un poco más hacía al oeste del arco actual con una fuerte actividad volcánica. La influencia extrusiva alcanzo partes de la precordillera occidental. Los depósitos de evaporitas estaban en su fase del comienzo. Un gran espacio ocuparon los depósitos clásticos de las gravas de Atacama. Existen intercalaciones de extrusivas que apuntan a una fuerte y extensa actividad volcánica en estas épocas. Los ríos principales depositaron grandes cantidades de gravas y bolones.La costa es marcada por depósitos un ambiente litoral con algunos horizontes de fosforitas.

Cretácico superior : Existe una distribución bastante heterogéneo entre facies volcánica y facies continental. El volcanismo activo tenía algunos focos fuertes bien distribuidos en la precordillera. Posiblemente hacia al este se disminuyó la presencia del ambiente magmático.

Berremio - Aptian ( cretácico ) Estas épocas destacan por la "clásica" situación back arc: De la vista océano - continente (W-E) se puede diferenciar un arco magmático con algunas secuencias terrígenos, un "back arc basin" con calizas pero también con rocas clásticas, un sector que apunta a un desarrollo continental y - aquí el sector rompe el esquema tradicional - de nuevo un sector con una amplia actividad volcánica en el este.

Hauterive ( cretácico ): El "back arc basin" del cretácico se encuentra en pleno desarrollo, un "magmatic island arc" es activo. Pero todavía más oriental se encuentra los últimos restos de una cuenca marina - proveniente del jurásico.

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Malm ( jurásico ): Un extenso arco magmático con algunos pocos sectores de clásticas se encuentra al oeste de una reducida cuenca marina

Lías - Dogger ( jurásico ): Una gran cuenca marina de un "back arc basin" se extiende en grandes partes de la precordillera. El arco magmático con volcanes productivos se encuentra en el oeste.

Triásico : La situación triásica se ve muy diferente en comparación del desarrollo jurásico - cretácico. Extensas estratos continentales - especialmente clásticas de color rojizo y una muy disminuida presencia de rocas volcánicas en el sector oriental de la región..

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Geología de la Región Atacama (Chile)MorfologíaContenido:

Morfología de la III. Región (Chile) / mapa de unidades morfológicas

Introducción

La morfología de la Región Atacama depende principalmente de los factores climáticos, geológicos y tectónicos. Especialmente el factor climático y tectónico muestran en la Región un comportamiento poco común: La Región Atacama se encuentra en una zona sumamente árida con un clima desértico hasta semidesertico. En las alturas se encuentra un desierto del frío, con una tasa de precipitaciones elevadas, los sectores bajos pertenecen a un (semi-) desierto de calor con realmente pocas cantidades de precipitaciones. La vegetación es escasa y solamente densa en algunos oasis en el desierto solamente se encuentra hierbas y arbustos aislados. Solamente durante el fenómeno del desierto florido la vegetación por un corto tiempo cubre el desierto en una forma más densa.El otro factor - el factor tectónico, especialmente la tasa del alzamiento tectónico en el sector muestra cifras bien elevadas. La pertenencia de la Región al sistema orogénico andino produzco y produce todavía un fuerte "crecimiento" de las montañas. El conjunto de los factores formó una morfología bien particular.

La geología en general siempre tiene una influencia a la formación de paisajes. Aquí en Atacama hay que incluir el fenómeno de una presente actividad volcánica. En la alta cordillera especialmente dominan los estratovolcanes activos y grandes llanuras hechas por material extrusivo y depositado horizontalmente.

Especialmente la presencia de:

1. Cuencas cerradas - sectores sin afluente natural2. Extensas llanuras de escombros y detritus (véase Mirador Virtual Atacama)3. Ríos de poca madurez con una inclinación extrema4. Alturas extremas hasta casi 6.893 metros5. morfologías "suaves" los cerros están "hundidos" en escombros (ejemplo La Ola en Atacama)6. la mayoría de los valles son "quebradas" es decir sin afluentes permanentemente activos7. morfología correspondiente a la actividad volcánica

Unidades morfológicas de la Región Atacama

Las unidades morfológicas más importantes de la Región Atacama son la Cordillera de la Costa con la plataforma litoral, el Valle Longitudinal, la Precordillera, la Depresión de los Salares y la Cordillera Principal.

La Cordillera de la Costa: Cerros de altura moderada ( 1000 m s.n.m.) principalmente de rocas intrusivas cretácicas entre Copiapó hacia el océano Pacifico.

El valle Longitudinal: Llano grande de rocas clásticas no consolidadas de una altura entre 500 m s.n.m. hasta 1500 m.

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Precordillera: Sector montañosa entre Inca de Oro - Copiapó -Vallenar en el oeste hasta La Ola- Salar de Maricunga - Laguna del Negro Francisco en el este. Cerros de altura hasta 5300 m s.n.m., pero en la mayoría alrededor de 3000 m. Geológicamente afloran Estratos mesozoicos del ambiente terrestre (areniscas, conglomerados, andesitas) y del ambiente marino (calizas). En el sector oriente de la precordillera dominan rocas extrusivas del mioceno.

Depresión de Salares: Solo existe en el norte de la III. Región. Se trata de un llano rellenado de rocas clásticas y químicas (sales de evaporación). En gran partes no hay salida directa hacia al mar para los ríos. La altura promedia es alrededor de 3200 m s.n.m. Los límites de esta unidad morfológica pertenecen a rocas paleozoicas.

Cordillera principal (Cordillera de los Andes): La Región hacia al este de los salares de gran altura (hasta casi 6900 m). Se constituye de los volcanes y rocas volcánicas recientes.

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EstratigrafíaIntroducción

Contenido

leyes geológicas / Techo, piso, espesor / Inclinación / Disconformidades / Transgresión - regresión

Estratigrafía: Generalidades:

Nils Stensen formuló en el siglo XVII la primera ley geológica: Los estratos inferiores son generalmente más antiguo que los estratos arriba. Hoy día solo hay que agregar "en posición tectónica normal" - significa hay que excluir los casos extremos donde tectónicamente se produzco una inversión del orden normal. Un poco más tarde William Smith formuló la segunda ley geológica: Cada estrato tiene su contenido característico en fósiles. Smith descubrió que algunos fósiles tienen una característica y se repiten en varias zonas pero siempre en la misma época - entonces fósiles guías. Hoy día solamente hay que relativar el "cada" (cada estrato tiene....) y cambiarlo en "algunos": Algunos estratos tienen un contenido característico en fósiles.

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Actualmente los dos "leyes" forman base de la estratigrafía - especial en las definiciones de una relación vertical o una relación horizontal en distintos lugares o fazies. (véase>>)

Propiedades generales de estratos:

La distancia entre el piso de una capa (piso= límite inferior) y techo (límite superior) se llama espesor real. Sí la capa está cortada aparece un espesor aparente. El espesor aparente es siempre igual o mayor del espesor real.. Para secciones perpendiculares a la dirección de inclinación vale: sen(manteo) = Espesor real / Espesor aparente. En terreno normalmente el espesor aparente y el manteo (brújula) están conocidos. Entonces para calcular el espesor real vale: Espesor real = sen(manteo) * Espesor aparente.

>>véase: estratos y morfología en perfil y mapa

véase retrato histórico de Hartmann (1843)

Inclinación de estratos:

Por fuerzas tectónicas los estratos en algunos sectores muestran una inclinación. Las fuerzas tectónicas además producen fallas, pliegues y deformaciones

Discordancias o disconformidades

Disconformidades o discordancias se forman por el conjunto de sedimentación - fuerzas tectónicas - erosión. Estratos normalmente representan desde abajo hacia arriba una cronología temporal. Es decir los estratos abajo son más antigua como los estratos superiores. Sí en una época no hay sedimentación o faltan estratos de esta época. Después de este tiempo nuevamente empezará la sedimentación y cubre los estratos viejos con depósitos horizontales. Al final se encuentra un perfil de capas que presenta una ausencia temporal (Figura: 1,2 estratos antiguas; 14-17 estratos más jóvenes; los estratos de las épocas 3-13 faltan).

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Discordancia angular (figura derecha): Sí, durante la ausencia de la sedimentación existe una actividad tectónica los estratos viejos (1-6) se inclinan o representan fuertes deformaciones. Los estratos jóvenes (14-17) todavía no existen y por eso no muestran este deformaciones tectónicas. En siguiente se depositan los estratos modernas (14-17) en una forma horizontal. (Foto en el Museo Virtual)

Transgresión: Ingreso del mar hacia al continente. Sí un sector se hunde tectónicamente (son movimientos lentos!), el mar puede ingresar hacia el continente. Significa un perfil geológico muestra una disconformidad y los estratos más jóvenes de una faciés marina se ubican más adentro del continente

Regresión: Es el retiro del océano desde el continente. Puede ser el sector continental muestra un alzamiento tectónico (o una disminución global del nivel oceánico) y el agua tiene que retirarse de sectores continentales. En un perfil geológico se nota un cambio desde una facies marina - abajo a una facies terrestre arriba. El sector de transición es marcado por una facies litoral con marcas sedimentaras típicas y una facies típica litoral. Generalmente la transición no se manifiesta en un estrato, es generalmente un conjunto de estratos que abajo tiene una predominancia marina (calizas) y siguen hacia arriba intercalaciones de estratos terrestres (conglomerados), más hacía arriba se encuentra una fuerte predominancia de estratos terrestres con intercalaciones de capas marinas. Al fin del proceso afloran exclusivamente estratos terrestres.

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Tiempo, Facies y DatacionesContenido de la página

Definición / Facies / Correlación por medio de fósiles / Datación radiométrica / varvas / anillos de árboles

E stratigrafía: Definición: Estudio de rocas por su naturaleza, su existencia, sus relaciones entre si y su clasificación.

Los relaciones de las rocas entre si indica:

a) relación horizontal: ¿cual tipos de rocas con la misma edad existen ? = Pregunta de la Facies. Al mismo momento se depositan in distintas áreas diferentes rocas: Ejemplo: Hoy en la región Atacama se forman rocas volcánicas en la cordillera por los volcanes activos. En el mismo tiempo hay deposición de rocas clásticas por el río Copiapó o el viento. En Bahía Inglesa se forman en este tiempo depósitos de una playa. Algunos 10 km afuera de la costa Chilena tenemos en este momento sedimentación de estratos, cuales pertenecen a un ambiente del mar. Entonces existe: una facies volcánica, facies fluvial, facies eólica, facies litoral y facies marino.

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Definición de FACIES: Caracteres generales de una roca (sedimentaria) especialmente aquéllos que indican el ambiente en cual fue depositada.

b) relación temporal: ¿ cual es la roca más joven o más antigua ? = determinación de edades absolutos o relativos de los estratos.

1. Principio de STENO: Los estratos más abajo (del fondo) son más antiguo como los estratos más arriba ( si no están invertidas o fuerte deformada tectónicamente)

2. Métodos de la determinación de edades relativos 2.1 Por medio de fósiles (paleontología, bioestratigrafía, fósiles guías) 2.2 Por fenómenos mundiales (capas globales por ejemplo un impacto grande de un meteorito) 2.3 Por regresión o transgresión del mar 2.4 Por estructuras tectónicas

3. Métodos de edades absolutos

3.1 Dataciones radiométricas 3.2 Varvas 3.3 Anillos de Árboles

Facies:

Cada ambiente natural deja sus características adentro de las rocas. Tipo de la roca, contenido en fósiles, huellas, características en los minerales o en la geoquímica. Se habla del "fingerprint" (la huella dactilar) de la unidad. El conjunto de estas características sirven para realizar correlaciones de unidades y determinar su ambiente de formación en forma detallada. Hay que mencionar, como se ve en la figura arriba, que la superficie de la tierra en la actualidad se compone de una gran cantidad de distintos ambientes: océanos, tierra firme, ríos, litoral, volcánico - o más detallado por ejemplo: río tipo braided, mar hemipelágico-batial, arco volcánico de un margen activo con subducción etc etc. Pero lo interesante es, la geología se extiende también hacía al pasado - los ambientes actuales existían también en el pasado solamente con otra posición y otra extensión.

Tipos de correlación de estratos:

Edades relativos:

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Por medio de fósiles (paleontología) :

Fósiles guías permiten una correlación de edad entre diferentes sectores. Un fósil guía es un fósil con una abundancia relativamente alta, una distribución global y de una vida como especies relativamente corta. Otra ventaja sería una relativa independencia de factores ambientales.En el primer instante un fósil guía apunta a una cierta época y permite una correlación con los estratos en otros sectores que contienen el mismo fósil. Se habla de "edades relativos" por que un fósil en un primer instante define solamente una cronología entre más antiguo hasta más joven - simplemente el fósil no trae su certificado de nacimiento - solamente dice estoy más joven que... y más viejo que....

Pero desde hace un medio siglo existe la posibilidad de realizar dataciones radiometricas que dan una "fecha" precisa en millones de años (m.a.) - y por supuesto los fósiles guía ya lo analizaron - entonces en el segundo plano se conoce su edad,

Edades absolutos:

Dataciones radiométricas por medio de isótopos inestables: Isótopos son átomos de un elemento de distintas masas, de distintas cantidades de neutrones, pero de la misma cantidad de protones (mismo número atómico) y tienen casi las mismas propiedades químicas. Los isótopos radioactivos se desintegran con una velocidad exponencial constante. La mitad de los isótopos radioactivos se desintegra en un intervalo de tiempo definido y constante formando isótopos radiógenos. El intervalo de tiempo se llama período de semidesintegración, lo cual es característico para un isótopo radioactivo, no depende de la temperatura, ni de la presión o otros factores.

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Por ejemplo la descomposición radioactiva de 40K à 40Ar y de 40K à 40Ca. El período de semidesintegración de 40K à 40Ar es 1,3Ma. Es decir cada 1,3Ma la mitad de los isótopos de 40K originariamente presentes se han descompuestos y formados 40Ar. Conociendo los parámetros siguientes, se puede calcular el tiempo, en que inició la desintegración radioactiva, lo cual en algunos casos coincide con la edad de formación de la roca: a) la cantidad de los isótopos radioactivos (40K) b) la cantidad de los isótopos radiógenos (40Ar) formados por la desintegración de los isótopos radioactivos c) el período de semidesintegración.

Propiedades de algunos isótopos radioactivos aplicados con frecuencia en la determinación absolutas de rocas

Isótopo radioactivo

Período de semidesintegración en años (mediavida)

Producto de desintegración radioactiva = isótopo radiógeno

87Rb 48,6 x 109 87Sr

232Th 14,0 x109 208Pb

40K 1,3 x109 40Ar

238U 4,5 x109 206Pb

235U 0,7 x109 207Pb

14C 5730 14N

www.geovirtual2.cl

Pequeño resumen histórico:Los métodos isotópicos fueron desarrollados en el orden cronológico siguiente: 1896: Desintegración radioactiva descubierta por Becquerel 1905: U/He por RUTHERFORD Método de las aureolas pleocroíticas

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Fin de la década 1930: Desarrollo del espectrómetro de masa por NIER & MATTAUCH Desarrollo de los métodos estándar U-Th-Pb, Rb-Sr, K-Ar, Sm-Nd (1974) y desarrollo de los métodos de interpretación como 'concepto del comon lead', isócrona, concordia.

Metodología y procedimiento: El espectrómetro de masa La cantidad de los isótopos y la composición isotópica de los elementos se mide con un espectrómetro de masa. El espectrómetro de masa se constituye principalmente de las tres unidades siguientes: (1) Fuente de un rayo de iones cargados positivamente (2) Campo magnético (3) Colector de los iones En las tres unidades se establece un vacío de una presión alrededor de 10-6 a 10-9mmHg. Dependiendo de la configuración de la fuente iónica se puede analizar muestras de gas o sólidas. Para el análisis de una muestra sólida se coloca una sal del elemento en un filamento, que se introduce en la fuente iónica. El filamento de Ta, Re o W se calienta eléctricamente a una temperatura suficientemente alta para traspasar el elemento en la fase gaseosa. La temperatura alta del filamento en evaporación o de un filamento vecino incandescente causa la ionización de la muestra gaseosa. Los iones generados de esta manera se aceleran en un campo de alto voltaje y por medio de placas de rendijas se les enfoca en un rayo. El rayo iónico entra en un campo magnético generado por un electroimán, cuyas expansiones polares están formadas y ajustadas de tal manera, que las líneas de fuerza magnética están perpendiculares con respecto a la dirección de propagación de los iones. El campo magnético desvía los iones de tal modo, que los iones siguen trayectorias circulares, cuyos radios son proporcionales a las masas de los isótopos, es decir los isótopos más pesados están desviados menos y los iones más livianos están desviados más. Las expansiones polares están formadas de tal modo, que al salir del campo magnético los rayos iónicos convergen. Los rayos iónicos separados siguen la trayectoria pasando por el tubo analizador hasta llegar al colector, donde se proyecta una imagen de la rendija de la fuente por medio de un efecto iono-óptico del campo magnético. El colector iónico se compone de una copa metálica, que se ubica detrás de la placa de rendija. El voltaje de aceleración de la fuente y del campo magnético se ajusta de tal modo, que uno de los rayos iónicos es enfocado por la rendija del colector, mientras que los demás rayos iónicos chocan con la placa de rendija puesta unida a tierra o con las paredes metálicas del tubo analizador y resultan neutralizados. El rayo iónico captado por el colector es neutralizado por los electrones, que pasan por el colector y por un resistor de 1010 a 1012 ohm. La variación del voltaje generado entre los términos del resistor se amplifica y se la mide por medio de un voltímetro análogo o digital. Usualmente se registra las señales por medio de un registrador de cinta sin fin. El análisis de masa de un elemento o de un compuesto, que se compone de varios isótopos o masas isotópicas se obtiene variando el campo magnético o el voltaje de aceleración de tal manera que los rayos iónicos separados son enfocados consecutivamente hacia el colector. La señal resultante se registra con el registrador de cinta sin fin. Se constituye de una serie de máximos y mínimos, que en conjunto forman el espectro de masa del elemento. Cada alto representa una proporción discreta de masa y carga que posibilita la identificación de cada isótopo presente en el espectro de masa. El tamaño del alto es proporcional a la abundancia relativa de este isótopo.

Por medio de varvas

Las varvas son estratos muy finos que se componen por una zona clara - gris en el inferior y una sección oscura - negra en el superior. Este conjunto se llama "varva" y representa un año. Una de los primeros métodos de datación absoluta era el conteo de las varvas en lagos del hemisferio norte. Hasta finalmente se generó un "calendario" de varvas - un listado con todas las secuencias en el contorno temporal. Lamentablemente los resultados solamente tenían validez en una zona definida. Pero era un método para contar años. Actualmente se usa el método en conjunto con la climatología - una gran ventaja de las varvas es su información climatológica - un registro natural de los hechos climáticos anuales. (véase también rocas clásticas>>)

Por medio de anillos de árboles

Un otro método de la datación absoluta era el conteo de los anillos de los árboles. Cada anillo se compone de dos partes cuales representan en conjunto un año. Cada anillo depende de la característica climática del año. Entonces cada árbol tiene una secuencia característica de anillos - dependiente de su época de vida. La comparación de muchos árboles de diferentes épocas pero con una cierta conformidad permitió la generación de un largo listado con todas las secuencias conocidos. Este listado era "por año" entonces era un real método de datación absoluta. La desventaja era que árboles petrificados no son tan común y existen diferencias regionales climáticas que algunas veces alteraron el crecimiento de algunos anillos.Pero actualmente este método forma un registro único paleoclimático. Cada anillo contiene información climática y se conoce la "fecha".

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Mapeo y confección de un mapa geológicoContenido de la página

Introducción / Etapas de un proyecto del mapeo geológico / Objetivos / Ejemplo de un mapa

Introducción:

Mapas geológicos son los requisitos más importantes en la geología y minería. La idea principal de un mapa geológico es la representación de una situación geológica en un mapa. Es decir se dibujan arriba de una carta topográfica modificada en color o con simbología la litología. Cada estrato, unidad o formación entones aparece con su propio color o símbolo.

Mapas geológicos permiten una interpretación rápida de un sector de interés. Para confeccionar un mapa se trabajan en varias etapas:

Etapas de un proyecto de mapeo geológico:

Etapa Mapa detallada Mapa regional

1 Estudio de Antecedentes

2 Análisis de fotos aéreas

3 Estratigrafía Estratigrafía (en terreno)

4 Topografía en detalle Perfil litológico

5 Definición de unidades del mapeo

6

Mapeo en terreno Mapeo litológico

Verificación con fotos aéreas Levantamiento estructural

7 Dibujo del mapa

8 Confección de perfiles

9 Informe con descripciones detalladas

© Wolfgang Griem; www.geovirtual2.cl

Mapas geológicos tienen una base topográfica (tal vez simplificada). Como informaciones topográficos importantes se incorporan infraestructura (caminos, ferrocarriles), ríos, pueblos y curvas de nivel con cotas. No se traspasan tipo de vegetación, símbolos especiales topográficos. La base topográfica normalmente tiene solamente un color (negro o café).

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Todos los mapas geológicos además representan por gran parte un modelo geológico, es decir en algunos sectores la información geológica tiene su base en la interpretación geológica de los autores. Mejor sería la confección de mapas "verdaderas" significa mapas con una alta porcentaje de información real, solo con poca información interpretada.

Cada mapa tiene su objetivo. Mapas geológicas de la región tienen un objetivo distinto como mapas para una impresa minera o mapas para una empresa de agua potable. Además cada mapa refleja una situación geológica simplificada. La manera de la simplificación pertenece al objetivo y del autor de la carta. Por eso mapas antiguas se ve tal vez bastante diferente como mapas modernas.

Tabla: Objetivos de un mapeo

Objetivo Contenido se reduce...

Mapas regionales Todas las formaciones detalles

Mapas para la mineríaTodas las rocas, Todas las mineralizaciones, tectónica

cuaternario

Mapas para empresas sanitarias

cuaternario, limites de estratos, fallas, manantiales

rocas sólidas generalizadas

© Wolfgang Griem; www.geovirtual2.cl

El mapa:

Una carta geológica no solamente es la mapa. Es decir adicionalmente contiene el titulo, escala (gráfica y en números), una leyenda topográfica, una leyenda geológica (con símbolos tectónicos), la ubicación del mapa, los autores con fecha del mapeo en terreno (con ubicación del trabajo), un (o más) perfil(es) geológico(s), flecha del Norte y las coordenadas en UTM y/o longitud/latitud. Aparte de la carta se publican normalmente un informe con descripciones más detalladas del sector (como tipo de fósiles, columnas estratigráficas, descripciones de los estratos, formaciones y unidades.

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Más información sobre: Confección de un mapa geológico / Símbolos geológicos (colores) / Símbolos en blanco y negro / Ejemplos de mapas de ubicación / Perfil o corte geológico .

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Confección de un mapa geológicoEstudios de Antecedentes

Contenido de la página

Mapas topográficos / Fotos aéreas / Imágenes satelitales

El comienzo de un mapeo geológico es un estudio profundo de los antecedentes de la región. Antecedentes pueden ser:

Mapas topográficos Mapas geológicos antiguos Mapas geológicos de gran escala Publicaciones en revistas geológicas Fotos aéreas

Mapas topográficos:

Los informaciones que tienen mapas topográficos son muy importante para la geología. Además para la realización del mapeo se necesitan una base topográfico.

Los informaciones más importantes son la morfología, red de drenaje, minas (en producción y abandonadas), manantiales, lagos, acantilados.

Fotos aéreas

Los fotos aéreas apoyan un mapeo en varias partes:

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a) Detección de límites litológicos b) Detección de sectores geológicamente interesantes c) Detección de fallas y otras estructuras tectónicas d) Acceso al sector

Fotos satelitales

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Confección de un mapa geológicoLevantamiento de la estratigrafía

Contenido de la página

Estratigrafía / Observaciones en terreno / en laboratorio / Perfil litológico (columna) / las unidades del mapeo

Estratigrafía

El conocimiento de la estratigrafía de un sector es la base para realizar un mapeo. En esta etapa se toma todas las informaciones en terreno sobre la litología de las rocas, los espesores de las capas, su contenido y las relaciones temporales (cronología). Informaciones litológicos importantes: A) Se observa en terreno:

Tipo de roca Sedimentaria, volcánica, intrusiva, metamórfica

Resistencia contra la meteorización muy duro / duro / normal / blando / muy blando

Rompimiento irregular / regular / liso /

Color negro, verde, café....

Contenido de minerales comunes cuarzo, feldespatos, plagioclasa, biotita, ....

Minerales especiales epidota, malaquita, pirita, hornblenda, piroxeno...

Textura porfídica, clástica, fina, criptocristalino...

Foliación estratificación -fina, -cruzada, regular, irregular, flujo magm.

Techo / Piso Tipo de roca

Otros fósiles, marcas

© Wolfgang Griem; www.geovirtual2.cl

Dirección de inclinación y manteo: Se toma los datos de la foliación primaria (estratificación) con la brújula. Espesor real: Se mide (o estima) al final el espesor real

B) En laboratorio:

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Descripción de la muestra más detallada: Con lupa, estimación del contenido modal. Reconocimiento de los fósiles: Grupo, especie y época(s) de vida. Sección transparente de la muestra: Conteo del contenido modal de minerales, identificación de minerales accesorios. Análisis químicas (por difractometría de rayos x): Contenido de los elementos químicos principales (Si, Al, Fe,..) y los elementos químicos de traza como Ba, Sr, Rb... Todas las informaciones se resume en un informe y/o un listado muy detallado cronológico. Lo mejor sería la elaboración de una columna litológica (véase abajo), con una gran cantidad de los informaciones y como manual del mapeo.

Perfil Litológico Un perfil litológico o columna litológica representa gráficamente la estratigrafía generalizada de un sector. Abajo se dibuja los estratos más antiguos arriba los estratos más jóvenes. El eje horizontal representa la resistencia contra la meteorización. En la figura (ejemplo no real) abajo entonces las ignimbritas son muy resistente contra la meteorización (y forman por eso lomos o cerros en el terreno).

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Definición de las unidades del mapeo

En un mapeo normalmente es una generalización de los informaciones litológicos necesario. Es decir tenemos que juntar un grupo de estratos litológicamente parecidas para definir un techo y un piso de la unidad del mapeo. Claro que en algunos unidades se encuentra capas "extrañas" como una capa delgada de andesitas en la unidad de rocas clásticas. Además conviene para la definición de techo y piso de las unidades del mapeo el uso de capas vistosas.

10 / 6Confección de un mapa geológico

Mapeo en terrenoContenido de la página:

Mapeo por material suelto / Mapeo por morfología / Mapeo en regiones cubiertas de vegetaciónMapeo litológico:

Métodos:

a) Mapeo por material suelto b) Mapeo por morfología c) Mapeo en regiones cubiertas de vegetación d) Morfología y capas inclinadas e) Comportamiento de fallas tectónicas, diques y vetas en terreno

a) Mapeo por material suelto:

En sectores horizontales normalmente los bloques sueltos vienen como producto de erosión y meteorización desde abajo de las rocas sólidas. Pero casi siempre se observa cerca de los de límites litológicos un sector de mezcla de los bloques sueltos (por la agricultora o fenómenos físicos). Pero estos sectores no son tan ancho, que al final en un mapa de escala de 1:10.000 este sector desaparece por la resolución. Entonces la mitad de la zona de mezcla se usa como límite litológico.

En la mayoría (no en el desierto) las capas no afloran directamente a la superficie, es decir una capa de suelo, vegetación y/o bloques sueltos cubren las rocas sólidas. En este caso los pocos afloramientos que existen son de alto valor. Con las informaciones de estos afloramientos (cortes de carreteras, canteras, minas, riberas de ríos, acantilados, excavaciones profundos, perforaciones) y la ayuda de bloques sueltos, de la morfología y de la vegetación se puede interpolar las informaciones. En regiones áridas o desérticas este problema no es tan grave, pero también no siempre las rocas afloran en una manera satisfactorio. Arena, mares de bloques, barro, rellenos de quebradas o rocas sueltas cubren las informaciones. Entonces durante un mapeo se buscan cualquier tipo de información que puede ayudar en la confección del mapa geológico. Solo en casos especiales se hacen perforaciones. También en sectores inclinadas funciona el método bastante bien. La regla más importante es: "Rocas sueltas solo se caen hacia abajo". Es una regla muy simple pero muy importante. Significa abajo del cerro se puede encontrar una mezcla de todas los rocas sueltas que afloran arriba. Entones durante de un mapeo siempre se sube a los cerros en la búsqueda del ultimo trozo suelto de una roca determinada. Significa en el ejemplo abajo la persona tiene que subir al cerro para encontrar el ultimo trozo de arenisca (el trozo más alto). Este punto marca el límite litológico. Eso se verifican en otras partes varias veces.

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b) Mapeo por morfología

El método más eficiente es un mapeo por morfología. Se puede usar este método en regiones sin vegetación y en regiones cubiertas de bosques y praderas. La idea principal es, que cada roca o estrato tiene su propia resistencia contra la erosión y meteorización. Estratos duros forman lomos con pendientes fuertes, estratos blandos muestran pendientes suaves o producen depresiones, valles o quebradas. Además se puede determinar la manera del desgaste: Estratos duros producen mares de bloques del tamaño grande; estratos blandos producen partículas más finas o un polvo. Igualmente muchas fallas tectónicas se puede manifestar por la dirección de una quebrada o un valle, pero mejor sería verificar este conclusiones en el afloramiento. ejemplo: línea de manantiales y diferencias en la erosión.

c) Mapeo en regiones cubiertas de vegetación

La vegetación se puede usar como indicador litológico. La idea es, que cada tipo de rocas permite el crecimiento de un conjunto de plantas especiales. En la naturaleza se observa entonces un cambio de la vegetación brusco arriba de un límite litológico. Este método de mapeo "indirecto" solo funciona en conjunto de informaciones litológicas directas. Entonces se necesita un afloramiento qué índica el cambio litológico y se nota las diferencias de la vegetación (como en un camino rural cual produce un afloramiento y esta cruzando un bosque). La continuación del límite se puede detectar solo por la vegetación hasta un otro punto de referencia.

Este método por supuesto solo funciona en regiones de densa vegetación. Pero también en el desierto se nota algunas veces este cambio de la vegetación por la litología. También este método funciona bien para detectar fallas (zonas de fallas).

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Confección de un mapa geológicoDiseño y dibujo

Contenido de la página:

procedimiento /diseño del mapa / límites geológicos / cronología

Etapa 7: Diseño y dibujo del mapa:

Procedimiento de la confección:

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Fase Titulo Palabras claves

1 Diseño preliminar Ubicación al papel del mapa, leyenda, titulo, perfil

2 Margen del mapa Dibujo del margen

3 Topografía Dibujo de la topografía (papel diamante con grafo)

4 Límites geológicos Dibujo de los límites geológicos, generalización

5 Simbología Dibujo de los símbolos en negro (grafo)

6 Leyenda Diseño y dibujo en b/n de la leyenda

7 Titulo Titulo (letras grandes)

8 Dibujo del perfil Confección y dibujo del perfil

9 Fotocopiar en b/n Fotocopias a papel normal

10 Dibujos en colores Relleno de los sectores con los colores correspondientes

© Wolfgang Griem (2006); www.geovirtual2.cl

1. Diseño preliminar:

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2. Margen o contorno del mapa: Alrededor del mapa hay que colocar los valores de las coordenadas correspondiente. Lo mejor sería una cantidad suficiente (cada 2-3 cms) un valor. Generalmente hay que usar el sistema UTM y los longitudes / latitudes en grados. Sí el diseño de la carta lo permite se puede destacar algunos valores con una línea que sigue hacia adentro de la carta.Flecha del norte: Normalmente cartas tienen el norte arriba, pero hay que incorporar una flecha del norte. (sí es posible y la diferencia significativa con norte magnético y norte geográfico). Cartas con el norte arriba son mucho más fácil para entender y no se corre el riesgo tanto de equivocarse. La recomendación: siempre "norte arriba". Además no se gana ningún centímetro con otras orientaciones - siempre se puede cambiar la ubicación de la leyenda, del perfil etc. para aprovechar el espacio en cartas "chuecas".3. Topografía: Una carta geológica tiene que contar con una buena base topográfica. Las curvas de nivel, la infraestructura y algunos informaciones a parte. Lo difícil es prevenir una sobrecarga. Por ejemplo las curvas de nivel en conjunto con los colores de la litología no armonizan. Entonces hay que buscar un equilibrio entre información topográfica importante y factibilidades en el diseño.Sería mejor de mantener toda la infraestructura (caminos, líneas de ferrocarril, tuberías etc.) para facilitar la orientación en terreno. Además los pueblos y nombres generales. Se puede disminuir un poco el tamaño de las letras para ganar espacio. Todo la simbología netamente geológica o minera hay que mantener (o cambiarlo a símbolos un poco más simples). Las curvas de nivel son importante en la interpretación de la orientación de las estructuras geológicas. Además un apoyo importante durante la orientación en terreno.No necesario es toda la información de la vegetación, hitos turísticos etc.

4. Límites geológicos:

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Para límites geológicos conocidos se usan líneas continuas (ancho: 0,35mm). Las líneas se dibujan a mano libre sin regla y nunca corren exactamente paralelo como estructuras artificiales como caminos (entre otros).

Especialmente el uso de programas gráficas (AutoCAD o CorelDRAW entre otros) produce líneas angulosas o muy "matemáticas". Sería mejor agregar un factor "humano" es decir una cierta irregularidad que coincide con la realidad.

(amarillo=cuaternario)

Sí un límite geológico está cubierto por cuaternario y no se conoce su ubicación correcto (como en un relleno de una quebrada) se "esconde" también el límite bajo cuaternario.

Recuerde: cuaternario solo cubre las rocas más antiguas superficial:

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Cronología:

Durante del dibujo de la carta verifique que la cronología de las estructuras del mapa corresponde con la naturaleza. Es decir: Estructuras jóvenes cortan (interceptan) estructuras más antiguas. Un dique de la época jurásica no puede cortar el terciario. Generalmente en depósitos cuaternarios no hay fallas y diques (solo existen pocas excepciones).

En este ejemplo la falla corta y desplaza el dique, dique y falla afloran en triásico y jurásico, dique y falla no afloran en los depósitos del cuaternario. Conclusión: Falla y dique son más joven que las rocas del jurásico y más antigua como cuaternario. La falla es más joven en comparación del dique.

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Confección de un mapa geológico

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GeneralizacionesContenido: de la página

generalizaciones

Generalizaciones

El traspaso de los informaciones del terreno al papel de una carta significa en gran partes una generalización de los informaciones. Informaciones no importantes se pierde, informaciones importantes se mantiene. El primer problema es la escala y la resolución. Una escala 1:50.000 significa que una línea de 1mm en el mapa tiene un ancho equivalente en terreno como 50m. Es decir cuerpos geológicos pequeños normalmente no salen en un mapa. Existen cinco posibilidades para generalizar:

a) Juntar varios cuerpos iguales a un cuerpo grande:

En el caso que afloran cuerpos (importantes) de la misma roca en cantidades grandes de yacimientos pequeños, se puede juntar todos los afloramientos pequeños a un cuerpo grande.

b) Estratos: Juntar varios estratos parecidos para una unidad o formación; o decir estratos de...

Sí aflora un conjunto de estratos litológicamente parecidos y cada estrato tiene un espesor tan pequeño que no alcanza para dibujar en el mapa se puede juntar estos estratos a una "unidad". En la leyenda se puede decir: "Estratos de xx" o "Unidad xx".

b) Uso de un símbolo:

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En el caso que afloran muchos cuerpos pequeños con alta importancia (como alteraciones o mineralizaciones) se puede marcar la ubicación con un símbolo y adicionalmente se puede juntar los puntos a una zona "sector mineralizado".

c) Aumento del tamaño del cuerpo en el mapa (solo sí es un cuerpo/estrato muy importante:

Sí aflora una estructura (dique, veta) o un estrato muy importante, se puede aumentar la escala de este estructura. Es decir se dibuje la estructura o el estrato más ancho como aparece en la naturaleza. Pero eso se indica en la leyenda. Nota: En mapas topográficos es un método muy común para caminos y casas (entre otros). Un camino de 10 m de ancho en la naturaleza tenía en un mapa topográfico de la escala 1:50.000 correctamente un ancho de 0,2 mm. Pero se dibujan normalmente caminos en un mapa más grueso.

e) No dibujar el cuerpo (solo para estructuras no tan importantes p.e. cuaternario):

Cuerpos pequeños sin importancia como por ejemplo cuaternario simplemente no se traspasa al mapa geológico. Claro, que en este caso existe la posibilidad para juntar todas afloramientos a una mancha grande (véase "a"). El objetivo de la carta geológica y el estilo del autor manejan al final el estilo del mapa. La generalización por "no dibujar" no se hacen para rocas extrañas de la zona ni por rocas importantes. En la mayoría le toca solamente al cuaternario para desaparecer.

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Confección de un mapa geológicoSímbolos y Leyenda

Contenido de la página:

simbología / leyenda / titulo / colores

5. Simbología:

Se puede diferenciar entre símbolos generales como túnel, mina, cueva, fósiles y símbolos litológicos, cuales determinan un cierto tipo de roca. Los símbolos litológicos se puede reemplazar por colores.

Símbolos generales:

Aparte de la simbología litológica se usan una gran cantidad se símbolos generales:

Línea fina (0,3mm): Límite geológico Línea gruesa (0.7mm): falla tectónica Línea gruesa segmentada: Probablemente falla tectónica

Para mapas en color:

Solamente se dibujan los símbolos geológicos como fallas, cabalgamientos, rumbo/manteo, ejes de pliegues, fósiles, toma de muestra, mina y edades absolutos. Además se ingresan las letras de identificación de los estratos. Sí se quiere una combinación de colores y símbolos litológicos además se dibujan los sectores con símbolos en negro: Zonas alteradas, litología especial-detallada, conos aluviales y dunas.

Para mapas en blanco y negro:

véase simbología blanco y negro

Normas para el uso de los colores:

Se dibujan los símbolos para la litología y los símbolos tectónicos. (véase: Simbología)

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véase simbología en color

6. Leyenda

En la leyenda litológica o geológica tienen que aparecer todas unidades y/o formaciones que existen en el mapa. Arriba vienen los unidades más joven, abajo los más antiguos. Sí hay dos facies (dos unidades con diferentes rocas, pero del misma edad) se dibuja al mismo nivel horizontal. Sí no se conoce la edad absoluto (¿cretácico o terciario ?) se dibujan el cajoncito arriba del límite como en el caso del granito. Los cajoncitos contienen una identificación de letras (por ejemplo: Qe) para facilitar la comparación de los colores con el mapa. Además se dan una descripción de las unidades en una forma muy corta

7. Titulo

Cada carta necesita un titulo y algunos informaciones adicionales como escala, autor y organización.

Carta geológica de [PAÍS]

Hoja [Sector]

Escala 1: XX.000

[ORGANIZACIÓN, AUTOR]

8. Dibujo del perfil

Abajo de la carta se dibujan un perfil o mejor dos perfiles (longitudinal y transversal) pero un perfil tiene que ser perpendicular del rumbo general de los estratos. En mapas de color se usan en el perfil las mismas colores como en el mapa. En mapas en blanco y negro se usan la misma simbología. Normalmente la escala horizontal del perfil es igual de la escala de la carta y la escala vertical del perfil es igual de la escala horizontal.

véase confección de un perfil

9. Fotocopias y imprimir

Al principio hay que mencionar que es un delito fotocopiar publicaciones sin autorización. Mas encima por la perdida de los colores en una fotocopia y la perdida de calidad en general no es muy recomendable fotocopiar cartas. Además hay distorsiones que afectan la escala.

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Para realizar ampliaciones o reducciones (de sus propias cartas) hay que implementar la escala gráfica para no perder la escala real. Lo mismo vale para la posibilidad de imprimir un archive computacional. Sí se usan reducciones o ampliaciones se queda la escala numérica obsoleta. Hay que tener cuidado, simplemente el menú "encajar en página" cambiará la escala original.

10. Relleno con color (véase color)

véase simbología en color

Normas para el uso de los colores:

Normalmente, sí es posible se usan los colores cuales corresponden por la época y/o los colores cuales corresponden por un tipo de rocas. En mapas detalladas se puede romper este esquema, pero con cuidado: amarillo claro siempre para cuaternario, rojo siempre para rocas intrusivas, rosada y violeta para rocas extrusivas, azul para calizas o rocas sedimentarias.

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Confección de un mapa geológicoSimbología

Contenido de la página

Símbolos para Calizas / Rocas Clásticas / Rocas magmáticas / Rocas metamórficas / Otras rocas / Colores de épocas / colores de litología

1. Simbología litológica para mapas y perfiles en blanco y negro

Una buena alternativa (más económico) sería la confección de un mapa en blanco y negro. Las unidades litológicas se rellenan con símbolos. La desventaja de este tipo de mapas es la cantidad limitada de información. No es posible incorporar grandes cantidades de unidades litológicos en este tipo de mapa. Pero para como máximo 6 unidades no hay problemas.

La elección de los símbolos litológicos tiene que ser bien hecha. Primero hay símbolos determinados (exclusivamente) para un tipo de rocas. Además se puede variar el tamaño de los símbolos: Símbolos grandes son más fácil para dibujar pero en afloramientos pequeños se ve feo o no se puede diferenciar. Generalmente existen símbolos orientados (como los ladrillos de la caliza) y símbolos sin orientación (como arenisca). Gráficamente se ve mejor una combinación de los dos tipos de símbolos en una mapa (Sí la litología lo permite!). El uso único de símbolos orientadas produce tal vez un desorden en el mapa. El problema general es, qué solo al final se ve la estética del mapa. Puede ser qué por el conjunto de grandes cantidades de símbolos se produce un mal diseño, y no hay ninguna manera para borrar los símbolos....

Símbolos en perfiles o cortes geológicos se adaptan a la orientación de las rocas. Es decir en un pliegue también los símbolos son plegadas. En capas inclinadas se inclinan también los símbolos (solo para símbolos orientadas).

Algunos programas computacionales como CorelDraw® (entre otros) permiten la creación de símbolos. Eso ayuda mucho, por que automáticamente se puede rellenar un sector definido con un símbolo adecuado. Sí al final se ve feo rápidamente se puede cambiar el diseño sin dibujar el mapa completamente nuevo. Se puede elegir la combinación estética más favorable.

Para carbonatos como caliza , dolominas, margas y otras:

Para calizas como rocas sedimentarias químicas se usa normalmente una simbología orientada como los "ladrillos. Diferentes tipos de calizas se puede diferenciar por tamaño de los ladrillos.

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Para rocas sedimentarias clásticas : Areniscas , Arcillas , Pizarras, Conglomerados y Brechas :

Rocas volcánicas como Andesitas , Basaltos , Riolitas y para Rocas intrusivas como Granito , Diorita , Sienita :

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Rocas metamórficas deformadas como Pizarras , Esquistosos , Eclogitas:

Otras tipos de rocas:

regreso a confección de una carta geológica

2. Simbología en color

Mapas "más profesionales" normalmente son de color. Se usan distintas colores para diferenciar entre unidades (formaciones) litológicas. El uso de los colores está bajo de algunas normas. 1) Esquema "época por color": Cada época tiene su color propia. 2) Esquema " litología y color": Cada roca tiene su color propia

En mapas regionales y oficiales (SERNAGEOMIN, Geologische Landesämter Alemania) se cumple esta norma por cien porcientos. Para mapas de sectores, cartas más detalladas, algunas veces no se puede cumplir está norma. Sí un mapa detallada por ejemplo solo contiene una época y se diferenciaron como 20 unidades litológicas en está carta. Por la norma "color de época" sería obligatorio para buscar 20 distintas tono del color principal. Por Ejemplo: Una carta contiene 15 unidades litológicos del jurásico. Bajo la norma sería obligatorio el uso de 15 distintas tonos de azul. Eso puede ser difícil y no finalmente no se puede diferenciar entre las tonalidades. Entonces en el caso de mapas geológicas especiales se puede romper este norma y usar otros colores. Pero con cuidado:

1. Siempre amarillo claro exclusivamente para cuaternario

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2. Rojo solo para rocas intrusivas; violeta o rosado para rocas volcánicas

3. Azul para calizas o rocas sedimentarias

4. Se prefiere los colores asociados a la época

2.1. Colores por edad

Edad Color

Cuaternario amarillo muy claro

Terciario amarillo

Cretácico verde claro

Jurásico azul

Triásico violeta

Permico café-azul

Carbonífero gris

Devónico café

Silúrico verde-azul

Ordovício verde oscuro

Cámbrico gris-verde

www.geovirtual.cl

2.2 Colores litológicos

Roca Color

Intrusiva antigua rojo

Intrusiva jóven rosada

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Volcanita antigua violeta

Volcanita joven violeta clara

Caliza azul

sedimentos blandas amarillo

10 / 11Perfil y Mapa

Ejemplos y recomendaciones IContenido de la página

límites / cuaternario / disconformidadesLímites geológicos

Límites geológicos se dibujan con línea negra fina. Los límites normalmente (casi nunca) coinciden totalmente con el trayecto de caminos, líneas de ferrocarriles o otras estructuras artificiales. La recomendación: Implementar una cierta irregularidad que coincide con la realidad.

Depósitos del cuaternario en perfil y mapa Los depósitos del cuaternario solo cubren las rocas más antiguas. En valles o quebradas el cuaternario es como un relleno.

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Cuaternario (aluvio) cubre rocas sólidas

Cuaternario en un paisaje normal cubre solo las rocas más antiguas: No hay continuación hasta altas profundidades. El dibujo de cuaternario en terreno será una capa delgada (sí no hay otra información).

Museo Virtual: Dunas cubren rocas sólidas

Discordancias en perfil y mapa

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10 / 12Perfil y Mapa

ejemplos y recomendaciones IIContenido de la página

Pliegues y Estratos / Límites y fallaPliegues y estratos (horizontales) con morfología En mapas sin curvas de nivel y símbolos del manteo puede aparecer una situación geológica parecida entre estratos horizontales y pliegues. En el ejemplo abajo se ve dos mapas geológicos iguales, pero se puede interpretar como estratos horizontales o como estratos plegados. Solución del problema: Dibujar mapas con curvas de nivel y colocar símbolos del rumbo/manteo

Conjunto de límites

Casi nunca existe un conjunto de falla, límite litológico y superficie. Sería mejor para cambiar el límite (entre café y rosada) un poco hacía abajo. La situación superficial no se cambia.

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Estratos en perfil y mapa

Bloque (valle) Descripción Carta1. Vertical

Estratos verticales: Los límites geológicos cortan las curvas del nivel en una forma recta.

2. Horizontal

Estratos horizontales siempre producen límites geológicos del mismo sentido (paralelo) como las curvas del nivel.

3. Estratos inclinados: Inclinación contra el pendiente

Los estratos cruzan a las curvas del nivel, en el mismo sentido, pero con un radio menor.

4. Estratos inclinados: Inclinación en el mismo sentido como el pendiente, pro con ángulo menor como el pendiente.

Los estratos cruzan a las curvas del nivel, en el mismo sentido, pero con un radio mayor.

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5. Estratos inclinados: Inclinación en el mismo sentido como el pendiente, pero con inclinación mayor como el pendiente.

Los estratos cortan las curvas del nivel en el sentido contrario.

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Geología Estructural

Contenido de la página: Introducción / Planos geológicos / Tipos de brújulas / Tipos de datos tectónicos / Uso de las brújulas / Fallas / Pliegues

Objetivo de la geología estructural: Estudio de la estructura de la corteza terrestre o de una determinada región.

a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos) b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentesc) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas)

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La geología estructural incluye a todos los procesos y elementos cuales están relacionados a las fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. En la geología estructural se analiza estructuras geológicas especialmente tectónicas para aclarar la acción de fuerzas dirigidas durante la historia geológica. Estos análisis, a parte de un alto interés científico en general, pueden apoyar la prospección o exploración. Muchos depósitos necesitan una cierta participación de un ambiente tectónico determinado para formarse. Las fuerzas tectónicas no solamente forman depósitos, también afectan a los depósitos sí la actividad tectónica actuó después de la formación del yacimiento. En este caso se realizan estudios tectónicos para aclarar las deformaciones y desplazamientos que han ocurrido adentro del yacimiento, después de la metalogénesis. Otro campo importante - será la geotécnica. El estudio de "calidad" de la roca: Significa la manera de su rompimiento o el comportamiento de las fracturas de la roca. Especialmente en la minería o en túneles hay que estudiar muy detallado sí la roca soporta las obras o se queda inestable y hay peligro de derrumbes.

Un papel muy importante in las investigaciones tectónicas juegan los planos geológicos o las foliaciones

1. Planos geológicos : estratos - fracturas - fallas

En la mayoría las rocas de la corteza terrestre muestran varios tipos de planos geológicos. Existen en general dos tipos de planos:

a) Foliaciones primarias

Tienen su origen antes de la litificación, es decir durante la deposición. Ejemplos: Estratos, Flujo magmático.

b) Foliaciones secundarias

Tienen su origen después de la litificación: Todos los planos cuales se han formado a causa de fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. Ejemplos: Diaclasas, Fallas.

Para definir la orientación de un plano (estrato, falla, diaclasa) en la naturaleza matemáticamente se usan el rumbo, la dirección de inclinación y el manteo:

Concepto de Rumbo-Manteo-Dirección de inclinación

Para describir la orientación de un plano geológico matemáticamente se necesitan dos (o tres) propiedades:

a) Dirección de inclinación b) Rumbo c) Manteo

>>Imagen mejorada

El rumbo es la línea horizontal de un plano. El rumbo tiene dos direcciones de 180° de diferencia. La dirección de inclinación o dirección del buzamiento es la dirección hacia donde se inclina un plano. (Es la proyección horizontal de la línea de del máximo pendiente).

El manteo es el ángulo entre el plano y un plano horizontal. El manteo de un plano horizontal es 0°, de un plano vertical es 90°.véase >> Apuntes Geología Estructural

2. Tipos de Brújulas

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Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usan la brújula. Existen dos tipos de brújulas o mejor dicho principios para tomar los datos tectónicos:

Tipo de brújula manera de la medición, tipo de datos

Tipo "Brunton": Para mediciones de rumbo y manteo (mediciones del tipo "medio circulo" y "americano")

Tipo Freiberger: Para mediciones de circulo completo (dirección de inclinación/ manteo)

Tipo "Brunton" y tipo "Freiberger" se refiere a la manera de tomar los datos y a un cierto tipo de brújula. Actualmente por ejemplo la empresa Brunton vende brújulas de tipo Brunton pero también de tipo Freiberger. Para acercarse más al uso de las brújulas véase "Apuntes Geología Estructural".

3. Tipos de datos tectónicos

Para definir un plano geológico matemáticamente, es decir el uso de un sistema tres-dimensional que permite una descripción de la orientación única. Eso significa un set de números nos da una orientación única y viceversa. Actualmente se usan dos o tres sistemas de notaciones tectónicas diferente (lamentablemente "tres !"):

Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos:

a) Circulo completo: dirección de inclinación/manteo (ej. 320/65)

El tipo de notación mas fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la descripción de cualquier plano. [véase Apuntes Geología Estructural]

b) Medio circulo: Rumbo/manteo dir. (ej. 50/65NW)

Este tipo de medición hoy casi no se usan, pero existe todavía [véase Apuntes Geología Estructural]

c) Tipo americano: N rumbo E/W; manteo dir. (ej. N50E;65NW)

El tipo de notación más usado en Chile es el tipo americano. [véase Apuntes Geología Estructural]

¿ Uso de la brújula > véase Apuntes Geología Estructuralvéase el procedimiento en los Apuntes de Geología Estructural

véase el procedimiento en los Apuntes de Geología Estructural

4. Fallas

Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este movimiento se llama desplazamiento. Origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su origen en el movimiento de los continentes.

Existen varios tipos de fallas (véase Geología Estructural) aquí se presentan dos tipos principales: Fallas con desplazamiento vertical y fallas con desplazamiento horizontal.

Apuntes Geología General

ContenidoÍndice de términos

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Capitulo 11Geología estructural

◄════►Contenido

I. Introducción1. Universo - La Tierra

2. Mineralogía

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4.1 Fallas con desplazamiento vertical:

Las fallas tectónicas con desplazamientos verticales se puede diferenciar entre fallas normales y fallas inversas. Las fallas normales marcan una cierta tendencia expansiva, las fallas inversas una tendencia compresiva.véase en Apuntes Geología Estructural

>> imagen mejorada

4.2 Fallas con desplazamiento horizontal:

Las fallas de rumbo, con desplazamiento horizontal se puede diferenciar en aquellas con un sentido sinistral y sentido destral.

Más información en Apuntes Geología Estructural

>> Imagen mejorada

3. Ciclo geológico4. magmático

5. sedimentario6. metamórfico

7. Deriva Continental8. Geología Histórica9. Geología Regional

10. Estratigrafía -perfil y mapa

11. Geología Estructural12. La Atmósfera

13. Geología económica

◄════►

5. Pliegues

Las fuerzas tectónicas de la litosfera no solamente provocan una rotura de las masas rocosas, tal vez las rocas se deforman en una manera plástica (como plastecina o mantequilla). Las rocas muestran pliegues o plegamiento.

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La AtmósferaContenido

Desarrollo de la atmósfera / Nivel Urey / Circulación del agua

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1. Desarrollo de la atmósfera

La atmósfera de la tierra era en los tiempos pasados totalmente diferente en comparación a la actualidad. El gas más importante para nosotros como ser vivos es el oxígeno. Este gas no estaba presente en la atmósfera algunos mil millones de años atrás. Significa en un ambiente sin oxígeno libre en la atmósfera algunos procesos geológicos funcionan diferente. Algunos metales o minerales metálicos que hoy sufren corrosión en la superficie terrestre antiguamente eran estable y presente en la superficie. Por ejemplo el mineral Pirita (FeS) hoy se descompone rápidamente en el agua (por el oxígeno adentro). Por eso hoy no se puede encontrar pirita como grava o clasto. En un depósito sedimentario de 3 mil millones años de edad por falta de oxígeno existen metales o minerales oxidables como la pirita.

La figura abajo indica el aumento de la cantidad de oxígeno durante la historia terrestre. Desde 0,1 % de la cantidad de oxígeno en comparación de hoy. (Hoy =100%). Entonces la cantidad de 10 % de oxígeno al respeto de la cantidad actual permitió que las plantas y animales desarrollaron una vida a la tierra firme.

Figura "Desarrollo de la atmósfera": La temprana atmósfera de la tierra era casi libre de oxígeno. Alrededor de 2800 millones de años atrás alcanzó algunos 0,1 porcientos del oxígeno en comparación de la actualidad que corresponde a la época de los primeras "algas" (estromatolitos). Se llama este etapa "Nivel Urey". El nivel "Pasteur" corresponde a una cantidad de 1 % de oxígeno libre (en comparación de hoy) - corresponde a la apariencia de los primeros multicelulares. El nivel "tierra firme" significa 10 % de la cantidad de oxigeno en comparación de la actualidad - y corresponde a la ocupación de los continentes por parte de los animales y plantas.

2. Circulación del agua

Por la energía solar todo el agua esta circulando en la atmósfera, biosfera y litosfera. 97,3% de la cantidad total del agua libre esta en los océanos como agua salada. Solamente 2,7 % es agua dulce en hielo (2.1%), agua subterránea (0.6%), ríos y lagos (0,001%) y vegetación (0,00004%). Los factores de este circulación son:

a) Temperatura promedia de la atmósfera b) Cantidad de nubes y precipitaciones c) Existencia y cantidad del hielo en los polos d) Nivel (cantidad) del agua en los océanos e) Energía solar f) Corrientes del mar (distribución de aguas frías y aguas calientes) g) Configuración de los continentes (movimiento de los continentes)

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Durante la historia terrestre este factores se han cambiado varias veces:

La temperatura general no era igual de hoy. Existen épocas frías y épocas más calientes. El cambio de la temperatura afecta también el tiempo histórico (últimos 200 años; véase). La temperatura además maneja la cantidad de nubes y precipitaciones.

En épocas frías (véase geología histórica) los polos de la tierra están cubierto con hielo. Hielo o nieve tiene un valor de albedo (= cantidad de energía reflectada) bastante alto. Entonces si hay grandes sectores del mundo bajo hielo grandes partes de energía solar se pierde (regresa por reflexión al universo).

La cantidad de hielo en los polos maneja los niveles de agua de los océanos mundiales. Sin capas de hielo en los polos la superficie del agua del mar se ubica en regiones más altas. Con mucho hielo el nivel del mar es más bajo. Un deshielo total de todas las glaciares del mundo (antártica, polo norte, Groenlandia, campo hielo sur) va a provocar una subida del nivel marino alrededor de 80 m.

La energía solar no es estable por que la distancia entre tierra y sol se cambia cíclicamente (véase Sol-Tierra).

Los corrientes del mar son muy importante para distribuir la energía en los mares. Como el corriente de golfo, cual trae agua tibia a Europa a regiones polares. En este regiones el clima es mucho más favorable como se espera por su ubicación geográfica. Compare la ubicación de Noruega (con un clima muy agradable) con un lugar en Canadá con la misma distancia hacía al polo norte.

Los continentes han cambiado durante la historia terrestre su ubicación y configuración por eso los corrientes del mar estaban totalmente diferente en los épocas pasadas (véase: Movimiento de los continentes).

El mar puede guardar la energía solar. El agua del mar tiene una temperatura más estable que la atmósfera. La diferencia en la capacidad almacenar energía es grande: menos de tres metros de agua tiene la misma capacidad térmica que toda la atmósfera arriba. Los cambios de la temperatura entre día y noche casi no se ve en las temperaturas del agua. En la noche el agua es talvez más caliente que el aire alrededor, durante el día el aire es normalmente más calida que el agua. Este fenómeno afecta las regiones costeras: Compare las temperaturas máximas y mínimas de Copiapó y Caldera! o de cualquier sector costero con un sector intracontinental.

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Fig.: Circulación del agua

Cantidad relativa y tipo de agua en el mundo:

Agua del mar 97,3%

Agua dulce 2,7 %

Hielo: 2,1%Agua subterránea:

0,6 %Ríos y lagos:

0,001%Vegetación: 0,00004 %

Solamente 2,7 % del agua del mundo es agua dulce. El resto es agua salada de los mares que no sirve como agua potable. De la cantidad total de agua dulce solamente 0,6% se encuentra en alcance del ser humano: Los ríos y el agua subterránea. El hielo y los glaciares almacenan 2,1 % del agua dulce.

El albedo:

La cantidad de energía reflejada - 100% correspondería con una superficie blanca que refleja toda la energía.

Albedo (=cantidad de reflexión):hielo: hasta 80%desierto (arena): 30%bosque: hasta 10%océano: hasta 10%

El albedo general del globo terrestre juega un papel importante en el comportamiento climático. Una cantidad grande de hielo en los polos aumenta en una forma considerable el albedo, es decir grandes partes de la energía solar serán rebotados al espacio. Eso favorece que la temperatura sigue bajándose. También en un clima global más cálido, especialmente el aumento de la superficie oceánica por la falta de hielo provoca una considerable baja en el valor del albedo - entonces en la tierra se aumenta más la temperatura.

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El ClimaContenido de la página:

Corrientes de mar / América del sur / temperatura 150 añosCorrientes del mar:

Un papel muy importante en el clima mundial juegan los corrientes oceánicas. Agua fría llega a sectores ecuatoriales y aguas tibias a regiones subpolares. Los corrientes del mar producen una mezcla permanente de agua de diferentes regiones.

El clima de América del sur

Durante los últimos miles de años el clima mundial se cambió fuertemente. Generalmente las temperaturas estaban más bajo como hoy y grandes partes del mundo estaban cubierto de hielo y glaciares. La situación climática en América del Sur algunos 18 mil años atrás se totalmente diferente como hoy. La región del desierto Atacama estaba cubierta con bosques y en la cordillera se acumularon grandes cantidades de hielo.

Según RECH et al. (2001) se puede destacar dos épocas más húmedas en los últimos 15.000 años en el desierto Atacama: Entre 15.400 hasta 9.000 años y 8.000-3.000 años se detectaron una mayor cantidad de agua que hoy. Entonces el clima árido actual se manifestó tres mil años atrás.

Mayor información: Late Quaternary paleohydrology of the central Atacama Desert (22-24°S), Chile >>> (on-line abstract)

La Temperatura promedia global de los últimos 130 años:

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Durante los últimos años la temperatura promedia mundial se ha aumentado. Como referencia se tomaron la temperatura promedia entre 1961-1990 (= 0ºC). Se nota que los promedios hasta 1930 se ubican siempre en el sector negativo. A partir de 1980 la temperatura promedia siempre es mayor como los datos de referencia. Es decir los años más calorosos del mundo eran 1997 y 1998. Con una temperatura promedia de 0,58º C mayor como el promedio entre 1961-1990.

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Geología Económica

Contenido de la página: Tabla de Clark / Depósitos minerales metálicos/ No-metálicos / Energéticos

Introducción:

El objetivo principal, posiblemente el origen de la geología era la búsqueda y la definición de recursos mineralógicos. La historia de la humanidad siempre estaba asociada al uso de minerales y rocas. En el comienzo la sal, cuarzo o chert para hacer puntas de flechas, después el cobre, el oro hasta más tarde el hierro. Actualmente la minería - la búsqueda (prospección), la extracción (explotación) forma gran parte de la actividad económica de la humanidad. Especialmente los recursos naturales como petróleo, gas natural, carbón, hierro, cobre pero no hay que olvidar el agua, la arena y las gravas que forman parte de nuestra vida in forma directa o "escondida" es decir adentro de productos más elaborados. Algunos sectores de la corteza terrestre se caracteriza por un cierto enriquecimiento en elementos químicos, minerales o sustancias en general. Estos sectores o anomalías pueden tener un interés económico. El valor del sector, realmente la factibilidad de explotar un yacimiento depende de muchos factores: geología del sector, precio del producto, costos de purificación, geografía, clima, infraestructura, política del país, confianza política hasta factores netamente económicos como tasa de interés, crecimiento industrial etc.

Concentraciones rentables: El más conocido listado es la tabla de Clark: Se calculó el factor del enriquecimiento en comparación de la concentración normal en la corteza terrestre.Concentración de algunos elementos químicos de valor económico en la corteza terrestre: (Tabla de Clark):

Elemento químico % de la corteza (de peso) Factor de enriquecimiento

Aluminio 8,00 3-4

Hierro 5,8 5-10

Cobre 0,0058 80-100

Níquel 0,0072 150

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Zinc 0,0082 300

Uranio 0,00016 1200

Plomo 0,0001 2000

Oro 0,0000002 4000

Mercurio 0,000002 100.000

Factor de enriquecimiento es la cantidad de enriquecimiento para obtener un depósito (rentable). Significa Aluminio se presenta como promedio en la corteza terrestre con 8%. Un depósito de aluminio contiene entre 3 hasta 4 veces más aluminio (=24%-32%). Pero como ya mencionado el valor real depende de muchos factores incluso factores regionales, geográficos. Significa la explotación de un yacimiento con las mismas características geológicas puede ser factible en una región, pero en un otro sector no llega a cifras positivas. Para nombrar cifras reales: Hoy día un gran yacimiento de cobre debería tener una ley entre 0,6 % hasta 1,2 %. El hierro se explota entre 30% hasta 60%.

Se puede diferenciar entre recursos metálicos, no-metálicos, energéticos y hídricos:

metalesno-metálicos

uso general energéticos hídricos

oro, cobre, hierro, aluminiola sal, baritina, diamante,

áridos, diatomíta, liparita...

hulla, lignito, antracita, turba, petróleo, gas natural,

metanos...

agua subterránea, aguas industriales, agua termal,

agua mineral...

Depósitos minerales metálicos económicos:

Depósito Minerales El uso Ubicación

Hierro Hematita, Magnetita, Limonita Construcción, Autos, Barcos Kiruna Suecia, Chile: (Co. Imán)

Aluminio Gibbsita, Diaspora Constr. livianos, aviones Jamaica, Brasil

Magnesio Dolomita, Magnesita Aleaciones Agua del mar, Austria

Titanio Ilmenita, Rutilo Aleaciones de altas temp. Canadá, India

Cromo Cromita Aleación con acero África del sur

Manganeso Pirolusita para acero Rusia

CobreCovelita, Chalcosita, Chalcopirita, Bornita

Industria electrónica, alambres, construcción

Chile, EEUU,

Plomo Galena Pilas, baterías Australia

Zinc Esfalerita para aleaciones Australia

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Níquel Pentlandita, Garnierita Aleaciones Sudbury/Canadá

Plata Argentita Fotografía, electrónica México, Perú, Chile

Platino metal nativo industria química, electrónica Bushveld /África de Sur

Oro metal nativo joyas, electrónica África del Sur, Rusia Brasil

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Depósitos minerales no-metálicos económicos:

Depósito Minerales, Ambiente Uso Ubicación

Sales Halita (NaCl) Alimentación, industria química Alemania, Chile, Polonia EE.UU.

Fosfatos Apatita: Ca5 (PO4)3OH Fertilizantes EE.UU.

Potasio Silvita (KCl) Fertilizantes, ind. química EE.UU., Europa

Diamantes Diamantes (C) joyas, abrasivos industriales África del sur

Yeso Yeso, Anhidrita Construcción Todo el mundo

Calizas Calcita: CaCO3 Construcción Todo el mundo

Arcillas Caolinita Cerámica, ind. electrónica Todo el mundo

Diatomita Fósiles ind. química Europa, EE.UU.

Ignimbrita Rocas volcánicas construcción, filtros Italia, Chile

Depósitos de recursos energéticos:

Introducción de recursos energéticos >>Petrografía de: carbón, hulla: véase rocas sedimentarias >>Petróleo

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Geología Económica No-Metálicos

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Contenido de la páginaintroducción / cifras de extracción / recursos

Recursos No-Metálicos:

La clasificación entre recursos metálicos y recursos no-metálicos es muy común pero no siempre bien claro. Entre recursos no-metálicos se entiende especialmente sedimentos como gravas, arena, arcilla, diatomita, la sal y salitre, las rocas ornamentales, liparitas y ignimbritas; minerales como baritina, caolín, fosfatos, cuarzo, fluorita, talco entre otros. También los recursos energéticos como turba, carbón, hulla y antracita dependen a este grupo.

Lo interesante es que los no-metálicos son lejos mucho más importantes que los recursos metálicos - por lo menos en las cifras de extracción. El producto más extraído mundialmente son las arenas y gravas: alrededor de 20.000 millones toneladas métricas anuales. En el grupo de los metales el hierro muestra las cifras más altas, pero con alrededor de 1.000 millón de toneladas métricas anuales.

Extracción de sustancias (útiles) en % y normado a gravas y arenas =100%:

sustancia en %en porcientos por arena

y gravas

arenas y gravas 60 % 100 %

hulla, antracita, carbón 10,8 % 18 %

petróleo 9,6 % 16 %

hierro 3 % 5 %

lignito 2,7 % 4,5 %

sal 0,5 % 0,9 %

fosfatos en rocas 0,4 % 0,7 %

turba 0,4 % 0,7 %

bauxita 0,3 % 0,6 %

cobre 0,03 % 0,05 %

www.geovirtual2.cl

En la tabla arriba se nota la gran predominancia de los no-metálicos especialmente de las gravas y arenas en la extracción mundial de recursos mineralógicos. El ranking no es tan correcto, es decir un poco distorsionado - especialmente por el hecho que los no-metálicos tal vez afloran en leyes de 100%. Es decir todo el material extraído es sustancia útil.

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Extracción de sustancias; material extraído total:

sustancia en %en porcientos por arena

y gravas

arenas y gravas 54 % 100 %

hulla, antracita, carbón 11 % 20 %

petróleo 9,4 % 17,5 %

hierro 5,4 % 10 %

lignito 2,7 % 5 %

oro 1,8 % 3,4 %

fosfatos en rocas 1,4 % 2,5 %

cobre 1,1 % 2,0 %

bauxita 0,6 % 1,1 %

sal 0,5 % 1 %

rocas ornamentales 0,5 % 1 %

turba 0,5 % 1 %

www.geovirtual2.cl

En la tabla de las materiales (total) extraídos para algunas sustancias se cambia la perspectiva considerablemente: por ejemplo el oro ya figura con 1,8% - significa hay que mover grandes cantidades de rocas para llegar finalmente a una cantidad relativamente pequeña de oro. Pero en todo caso la predominancia de los no-metálicos se mantiene.

Uso de los minerales:

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NombreProducción

mundial (Ton.metr./año)

Uso

ÁridosArena, gravas

20.000 millones obras civiles, rellenos, drenaje, estabilizados

Arcillas artesanía, filtros, cerámica, ind. electrónica

Asbestos 3,5 millónCemento de asbesto, frenos, telas resistentes contra el fuego, plásticos para pisos. A partir de los año ochenta se trató evitar el uso por problemas de la salud (asbestosis)

Baritina 5,4 millónfluidos de perforaciones, vidrios, pintura, goma, marcador para rayos x, cementos contra radiación, papel especial

Calcita800millón= EE.UU.

construcción, Cal, cementos, papel, pinturas, pegamentos, gomas, remedios,

Caolín 25 millón papeles, cerámica, pinturas de agua, plásticos, fibra óptica,

Corindón Abrasivos, papel de lija

Cuarzo vidrio, fundente, Si

Diamante joyas, perforaciones, cortadoras

Diatomita 1,6 millón filtros, pinturas, explosivos, para secar, politura,

Feldespatos 5,0 millón vidrios, cerámica,

fosfatos fertilizante

Grafito industria electrónica, lápices

Guano fertilizante

Hulla, carbón recurso energético

Liparita, Ignimbrita

- aislamiento, ruido, térmico, filtros

Micascementos, muros, pigmento de pintura, plásticos, perforaciones, reemplazante de asbesto

Ornamentales fachadas, pisos etc. Sientita, granitos, marmoles

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Petróleo recurso energético, plásticos

pizarras, esquistos

construcción, techos, pisos,

Sal diferentes productos NaCl, KCl etc: alimentos, cueros, industria química

Salitre y yodo fertilizantes, medicina

Turba recurso energético, agricultura

Wolastonita 365.000 cerámica, reemplazo de asbesto

Yeso 100 millón muros (volcánica), cementos, agricultura, tiza

Zeolitas 1 millón "acuacultura" como filtro, agricultura, residíos nucleares, detergentes, catalíticos

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Geología Económica Recursos energéticos

Contenido de la páginaIntroducción / petróleo

Introducción:

Actualmente los recursos energéticos más importantes son el petróleo, el gas natural, la hulla - carbón - antracita y la turba. Adicionalmente hay que nombrar el uranio, las aguas termales y las aguas superficiales para generar energía. Probablemente en futuro los metanos sólidos del fondo marino podrían jugar un papel importante.Los recursos energéticos tenían hasta la época de industrialización poca importancia. La turba, agua y leña eran los principales fuentes de energía, pero en gran parte solo para el uso domestico. La producción de metales especialmente la fundición no alcanzó grandes demandas. Eso se cambió drásticamente durante la industrialización: Especialmente la demanda de carbón legó a cifras bien altas. Entre 1840 hasta 1950 el carbón (hulla, lignito, antracita) predominó como fuente energética en el transporte masivo (ferrocarriles), en la generación de electricidad y en procesos industrial como fundiciones etc.La tercera fase - en el desarrollo energético era dominado por el uso de petróleo. El comienzo data a los años alrededores de 1890 hasta 1920, a partir de 1960 ya el petróleo firmo considerablemente su posición en el rubro del transporte.

En la historia de las ciencias de geología y minería se nota muy bien estos cambios: Entre 1850 hasta 1950 un gran número de geólogos se dedicaron a la prospección y extracción del carbón. Los depósitos especialmente en Inglaterra, Alemania - también en Chile y los Estados Unidos eran bastante complejo es decir solamente con un "know how" y una tecnología avanzada manejable. Grandes partes de la geología tenían su origen en los yacimientos de antracita de Alemania (Ruhr) y Inglaterra. Especialmente la geología estructural y la seguridad de la mina tenían un desarrollo importante.

El comienzo de la "época" del petróleo coincide con un fuerte desarrollo de los métodos geofísicos y la tecnología de realizar perforaciones en altas profundidades. Muchas innovaciones de los años treinta o cuarenta tenían su empuje por la necesidad de perfeccionar la prospección a petróleo.

El carbón:

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Petróleo: La formación del petróleo depende de varios factores: Un ambiente marino, de baja profundidad, una acumulación de material orgánico - generalmente diatomeas u otro. El ambiente es anaeróbico es decir la cantidad de oxígeno es muy reducido. Un movimiento tectónico hacia abajo produce un hundimiento mientras tanto el material orgánico se transforma a cadenas de hidrocarburos.El petróleo empieza separarse de la roca madre y migra hacía la roca huésped - generalmente una roca con alta porosidad por ejemplo una arenisca. Lo importante es que encima - entonces el techo de la roca huésped esta formada por una roca o una estructura impermeable para el petróleo. En esta manera el liquido asociado con gases no puede escapar hacía la superficie. El sector impermeable se llama trampa.

véase Apuntes depósitos minerales >>

I. Introducción

I.

Definición: Geología

Las "-feras"

Especialidades de la geología

Historia de la ciencia de la tierra

Atmósfera -Litosfera -Hidrosfera

De XENOFANES a WEGENER

1. El Universo, La Tierra, Sismología

1. Datos generales del universo

Tierra-El sistema solarImpactos - Meteoritos

Datos generales de la tierra

Corte de la tierra , modelo manzanaLas cortezas de la tierra , una comparación

Métodos de investigación

Métodos geofísicos

El universo finito pero ilimitado

El universo en expansión

Los elementos químicos

Animación: Desarrollo del Universo

Animación: Impacto de un meteorito

Animación: Las Ondas

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Ondas sísmicas , Magnetometría, Gravimetría, Geoelectricidad Terremotos; Tipos, Richter; Rossi Forel, Listado

Mayor información:

Apuntes Exploraciones Mineras

2. Mineralogía

2.

Introducción: Cristal-Mineral-Roca , definiciones

Propiedades de los minerales, Dureza, Mohs, Brillo, Color

Cristalografía: Estructura cristalina , maclas

Los grupos de minerales

Los minerales mas importantes:

Cuarzo , Feldespatos , Feldespatoides, Moscovita

Definición Mineral

Definición Cristal

Definición Roca

Escala de MOHS

Determinación del peso específico

3. Ciclo Geológico

3.

Tipos de rocas en el ciclo

Textura de las rocas

Métodos del reconocimiento de minerales y rocas

Figura: El ciclo

Qué tipos de rocas hay?

Definición Textura

Estructura, Fabric

Describir una roca

4. Las rocas ígneas

4. Introducción: El Magma , Tipos de ambientes magmaticos

Diferenciación magmática y Serie de BowenClasificación de rocas magmáticas clasificación por el contenido en SiO 2

Diagrama de STRECKEISEN o QAPF clasificación por máficos : Cpx- Opx - Ol diagrama

clasificación en ambientes especiales : diques, subvolcánicas y piroclásticos

Las rocas intrusivas : Textura y rocasLas rocas hipabisales : Textura y ejemplos

Como usar el diagrama Streckeisen (QAPF)

Textura porfídica

Andesita

Riolita

Diorita

Granito

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Las rocas volcánicas : Intro, Textura y ejemplosLas rocas piroclasticas : génesis, textura, rocas

Geoquímica y las rocas magmáticas

Un volcán

5. Las rocas sedimentarias- Sedimentología

5.

5.

5.

Introducción, definiciones y el ciclo sedimentario, aplicacionesMeteorización, mecánica, química, biológica, factores

Suelos ejemplo Podsol y TschernoziemErosión, Erosión - Deposición en el agua

Sistema Aluvial - fluvial ; tipos de carga, tipos de ríos, trayecto de un ríoprocesos eólicos viento y dunas, el hielo y glaciares

ambientes especiales: salares , cuevas y manantialesGeomorfología, formación de paisajes, tectónica

el ambiente de los océanos , procesos, clasificaciones

ambientes especiales: corriente de turbidez , arrecifes - atolón el océano: los carbonatos el océano: sal y evaporitas

Rocas sedimentarias y sus propiedades - diagénesisEstratificación y estructuras sedimentarias

Introducción y propiedades de las rocas clásticas Rocas clásticas: tamaño, redondez, clasificación

tipos - petrografía de los clastos , clastos y tectónicatexturas de rocas clasticas , comparación de ambientesrocas sedimentarias clásticas : conglomerado, arenisca

rocas sedimentarias químicas : caliza, sal, liditarocas organógeneas : turba, hulla, carbón

Los salares

Atolones y arrecifes

Dunas

Ríos - ambiente fluvial

Animaciones:

Carga en saltaciónCarga en Tracción Río de meandros

El Atolón / El salar / El glaciar

Corriente de turbidez

6. Metamorfismo - Las rocas metamórficas

6.

introducción - factores p/t, Factores del metamorfismoTipos, clasificación, fácies según Winkler

Textura de las rocas metamórficas

Rocas metamórficas Atacama (Chile)

Qué es metamorfismo

7. Tectónica laminar

7. Mapa del mundo, tipos de límites

Mapa tectónico del mundo

Como afecta la deriva continental a las ciencias geológicas ?

Subducción: Situación de la costa

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Subducción

Margen continental activo

Choque de placas continentales

El Lomo central oceánico

chilena

8. Geología Histórica

8.

Divisiones del tiempo geológico

Precámbrico y Paleozoico

Mesozoico y Cenozoico

Los fósiles de los periodos

Tabla de las eras y periodos y qué pasó

Historia de las geociencias en imágenes

paleontología

9. Geología Regional (Atacama -Chile)

9.

Mapa geológico de la III. Región (Chile)

Estratigrafía de la región Atacama (Chile)

Desarrollo geológico de la III. Región (Chile)

Morfología de la III. Región (Chile)

Las Cordilleras: Resumen morfológico

10. Estratigrafía y p erfil y mapa

10.

10.

10.

EstratigrafíaIntroducción, ley, techo - piso, inclinación, disconformidades

Facies, correlaciones, edades, edades absolutos

Perfil y mapa geológicaIntroducción, fases del proyecto, objetivos, el mapa

Antecedentes, carta topográfica, fotos aéreas y imágenes satelitales

Como se mide la edad de las rocas

El diseño de un mapa geológico

Consejos del dibujo / mapeo

Símbolos litológicos (b/n)

Litología en Color

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levantamiento de la estratigrafía , perfil litológico, mapeo en terreno , material suelto, morfología, vegetación

Diseño del mapa, limites geológicos, cronología generalizar unidades geológicas y litológicas

uso de símbolos y leyenda de una carta, el tituloSimbología litológica b/n , uso de colores por épocas

Estratos inclinados en perfil y mapa

11. Geología Estructural

11.

Introducción

Planos geológicos

Tipos de brújulas

Tipos de datos tectónicos

Uso de las brújulas (Apunte geolo. Estr.)

Fallas

Pliegues

Qué es una brújula Freiberger

Qué es una brújula Brunton

Rumbo

Manteo

Mayor información:

Apuntes Geología Estructural

12. La Atmósfera

12.

Circulación del agua

Desarrollo de la Atmósfera

Clima de América del sur

Temperatura promedia mundial

Como se ha cambiado la Atmósfera?

13. Geología Económica

13.

Tabla de Clark

Depósitos minerales metálicos económicos

Depósitos minerales no-metálicos económicos

Uso de los minerales

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