GEOLOGIA

LAS ROCAS

Considerando que la Industria Minera está relacionada con la extracción de recursos minerales no renovables, el estudio de las rocas tiene especial importancia, ya que permitirá sacar provecho económico de éstas mediante los diferentes procesos de explotación y procesamiento de minerales con valor económico.

Generalmente el estudio de las rocas es realizado por profesionales llamados "geólogos", los que se dedican en especial al estudio de:

Origen de formación de las rocas y yacimientos.Características macroscópicas y microscópicas de las rocas.Estudios químicos y físicos de las rocas.Minerales presentes en las rocas con interés económico.

Es por ello que el correcto estudio y comprensión de las rocas es fundamental para las etapas posteriores de explotación y beneficio, con interacción directa con otros profesionales del área minera y metalúrgica.Una roca es un compuesto heterogéneo, formado por un agregado de dos o más minerales, y se puede encontrar en estado sólido o en estado líquido. Así, la arena es una roca y también el petróleo, aunque se encuentre en estado líquido.Una roca puede estar formada por un solo tipo de mineral (roca monominerálica) como es el caso de la piedra caliza (compuesta de calcita), y de la arenisca pura (compuesta de cuarzo).También una roca puede estar compuesta de varios tipos de minerales (roca poliminerálica), como es el caso del granito -compuesto principalmente de cuarzo-, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad como anfíbol, apatita y circón.

En definitiva, las características de las rocas dependen de la composición química de los minerales que la forman y de las condiciones que prevalecieron durante su génesis.

CICLO GEOLÓGICO Y PROCESOS DE TRANSFORMACIÓN

A escala humana las rocas nos parecen indestructibles, sin embargo, desde los tiempos geológicos, las rocas están en una continua y permanente transformación.

Por ejemplo, el granito, considerado por las antiguas civilizaciones como un signo de la eternidad, en el plazo de largos periodos de tiempo se rompe y libera el cuarzo que formará la arena, la arcilla y otros tipos de rocas.

De esta forma surge el concepto del ciclo geológico, propuesto por primera vez por James Hutton hace alrededor de 200 años, el cual considera las relaciones que se mantienen entre la superficie y el interior de la tierra como un proceso cíclico, que va dando origen a los diferentes tipos de rocas, esto es, las ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Las rocas presentan procesos continuos de transformación dando origen al ciclo geológico, en el que se presentan esquemáticamente las relaciones entre los distintos tipos de ellas y los procesos mediante los cuales se originan.

En este esquema se ilustra la interacción entre los procesos que tienen lugar tanto en la superficie terrestre y que dan origen a los diferentes tipos de rocas. Como se puede observar, cada uno de los tipos de rocas está vinculado con otro grupo, a través de procesos como la meteorización, la sedimentación, el transporte, la erosión, entre otros, los cuales explican las continuas transformaciones.

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TIPOS DE ROCAS

En general, de acuerdo a su origen se pueden distinguir tres grupos de rocas, los cuales, a su vez, pueden presentar subcategorías.

Las rocas ígneas se forman cuando el magma, o roca fundida al interior de la tierra, se enfría y se solidifica.Las rocas sedimentarias se forman cuando los sedimentos (materiales depositados) se comprimen y cementan en un proceso llamado litificación.Las rocas metamórficas se forman cuando los diferentes tipos de roca (sedimentarias, ígneas e incluso las metamórficas) sufren cambios físicos, químicos o mineralógicos debido a la acción de la temperatura y/o presión.

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ROCAS ÍGNEAS

En la profundidad de la tierra, la temperatura, la presión y la composición química del magma, hace que la formación de las rocas "intrusitas" sea muy particular. Diferente es el caso de cómo se forman las rocas en la superficie por efectos de la depositación (rocas sedimentarias) y/o por los efectos de la presión y la temperatura (rocas metamórficas).

Procesos de formación de las rocas ígneas

Cuando el magma se va enfriando paulatinamente en la corteza terrestre se da origen a las rocas plutónicas. Si bien estas rocas se encuentran principalmente en la corteza terrestre, también podemos encontrarlas en la superficie, a causa de un fenómeno llamado levantamiento. Mientras mayor sea la profundidad a la que se encuentre el material magmático, más tiempo demora en producirse el enfriamiento y la formación de las rocas plutónicas.

A través de las erupciones volcánicas, el magma sube hacia la superficie de la Tierra donde se enfría rápida y repentinamente originando las rocas volcánicas.

Sin embargo, en una erupción volcánica no todo el magma llega a la superficie, parte de estos materiales magmáticos se enfrían y solidifican en los conductos de salida o chimeneas antes de alcanzar la superficie; es así como se forman las rocas subvolcánicas. El enfriamiento de este material es mucho más lento, de manera que la cristalización es de mayor perfección y se caracteriza por presentarse en formas cilíndricas.

Existen diferentes criterios mediante los cuales se realiza la clasificación de las rocas: la textura y su composición química, es decir, según de los minerales que las constituyen.

Clasificación según la textura

La textura está dada por el tamaño de los cristales que componen la roca.

El tamaño de los cristales, a su vez, es dependiente de ciertos factores, principalmente:

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Velocidad de enfriamiento del magmaEste es el factor más significativo en la determinación de la textura de las rocas ígneas, y se relaciona directamente con la profundidad bajo la corteza terrestre a la cual ocurre el proceso de enfriamiento, distinguiéndose tres velocidades.

El enfriamiento lento (millones de años) permite la migración de los iones de los minerales a grandes distancias, de manera que ellos pueden unirse con alguna de las escasas estructuras cristalinas existentes, y formar cristales de mayor tamaño. Por consiguiente, el enfriamiento lento promueve el crecimiento de menos cristales, pero de mayor tamaño.

Cuando el enfriamiento se produce más rápido (por ejemplo, en una delgada colada de lava), los iones pierden rápidamente su movilidad y se combinan con facilidad. Esto genera numerosos núcleos embrionarios, que compiten por los iones disponibles. Como resultado de esto se forma una masa sólida de pequeños cristales intercrecidos.

Cuando el material fundido se enfría rápidamente, puede no haber tiempo suficiente para que los iones se dispongan en una red cristalina, formándose rocas como la piedra de pómez.

Con un enfriamiento rápido también se forman rocas compuestas por iones desordenados que no están dispuestos en una forma lógica, a éstos se les denomina vidrios.

Cantidad de sílice presente en el magmaDe acuerdo a la cantidad de sílice presente en el magma, se distinguen dos tipos de magma, uno rico en sílice o magma granítico y uno pobre en sílice, llamado magma basáltico, que forma lavas muy fluidas.

En general, los magmas graníticos tienden a formar rocas de estructuras largas y en cadena, antes de que la cristalización sea completa. Por su parte, el magma basáltico suele generar rocas cristalinas de grano fino. Sin embargo, en la superficie de la lava basáltica a veces el enfriamiento es lo suficientemente rápido como para dar lugar a una fina capa vítrea.

Cantidad de gases disueltos en el magma

Cuando existe material expulsado en forma violenta desde los volcanes, las lavas junto a los gases se transforman en piroclastos. Este tipo de rocas posee un importante porcentaje de sílice cristalizada por el violento cambio de temperatura y presión, solidificándose y formando este tipo de rocas ígneas o de origen magmático.

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TIPO DE TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Textura Enfriamiento Características generales Reconocimiento

AfaníticaRocas de grano fino

Relativamente rápido

Cristales demasiado pequeños, por lo que los minerales no se distinguen a simple vista.

Son rocas de grano fino, en muchas de las cuales se pueden observar vesículas o espacios dejados por las burbujas de gas -esféricas o alargadas- que han escapado conforme se solidificó el magma. Las vesículas son más abundantes en la parte superior de las coladas de lava, donde el enfriamiento se produce lo bastante rápido como para congelar la lava y conservar las aberturas producidas por las burbujas del gas en expansión. Ejemplo: granito

FaneríticaRocas de grano grueso

Lento Se trata de rocas de grano grueso, debido a que las grandes masas de magma solidifican lentamente, muy por debajo de la superficie terrestre.

Las rocas son una masa de cristales entrecrecidos, aproximadamente todos del mismo tamaño y lo suficientemente grandes como para poder identificar los minerales individuales a simple vista. Aparecen en la superficie, sólo después de que la erosión ha eliminado el recubrimiento de las rocas que rodearon la cámara magmática. Ejemplo: Diorita

PorfídicaRocas de grano fino y grueso

A diferentes temperaturas y velocidades

Los diversos minerales cristalizan a diferentes velocidades y temperaturas, por lo que a veces algunos ya tienen un tamaño significativo cuando otros recién se están formando.

Son rocas con grandes cristales (fenocristales) incrustados en una matriz de cristales más pequeños (pasta). Ello se debe a que el magma que contiene algunos cristales grandes cambia de condiciones por efecto de presión o temperatura, y la porción fundida de lava se enfría rápidamente. Ejemplo: granodiorita

VítreaRocas de cristales desordenados

Muy rápido Durante algunas erupciones volcánicas la roca fundida es expulsada hacia la atmósfera, donde se enfría muy rápido.Se habla de textura vítrea porque los iones se "congelan" desordenadamente antes de poder unirse en una estructura cristalina ordenada.

En general, los magmas con un elevado contenido en sílice tienden a formar estructuras largas y en cadena, antes de que la cristalización sea completa. Estas estructuras, a su vez, impiden el transporte iónico y aumentan la viscosidad del magma.Por el contrario, el magma basáltico forma lavas muy fluidas que, al enfriarse, suelen generar rocas cristalinas de grano fino. Sin embargo, en la superficie de la lava basáltica a veces el enfriamiento es lo suficientemente rápido como para dar lugar a una fina capa vítrea. Ejemplo: Piedra de Pómes

PiroclásticaRocas formadas por fragmentos de roca y otros materiales de erupciones

Muy rápido Se forman al consolidarse fragmentos expulsados durante erupciones volcánicas. Estos pueden ser cenizas finas, gotas fundidas o grandes bloques angulares arrancados de las paredes de la chimenea volcánica.

Una roca piroclástica muy frecuente es la que se compone de delgadas hileras de vidrio que permanecieron lo suficientemente calientes durante su vuelo como para cementarse después del impacto. Otras piroclásticas están compuestas por fragmentos que se solidifican antes del impacto y se cementan algún tiempo después. Como están formadas por partículas o fragmentos individuales más que de cristales interconectados, sus texturas suelen ser más parecidas a las de rocas sedimentarias que de otras ígneas.Una de las rocas piroclásticas más comunes, es la toba, que se compone fundamentalmente de diminutos fragmentos del tamaño de cenizas que se cimentaron después de su caída. Cuando las partículas de cenizas permanecieron lo suficientemente calientes como para fundirse, la roca se denomina toba soldada. Aunque éstas son fundamentalmente diminutos copos vítreos, pueden contener fragmentos de pumicita del tamaño de una nuez y otros fragmentos de roca.

PegmatíticaRocas de grano muy grueso

Lenta La última etapa de cristalización en un ambiente rico en líquidos -venas cerca de los bordes de cuerpos magmáticos -, potencia la migración iónica por lo que se crean grandes cristales que forman rocas.

Son rocas compuestas por cristales de tamaños mayores a un centímetro de diámetro, interconectados entre sí. Ejemplo: Andesita.

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Según la composición mineralLa mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra, está constituida principalmente por silicato y cuarzo, o solo por minerales de silicato, siendo normalmente el óxido de silicio (SiO2) el componente dominante.

En la mayoría de estas rocas, más de 90% del peso de minerales corresponden a silicato y cuarzo, o sólo a silicato, en menor proporción se encuentran óxidos de Fe (FeO2) y de Ti (TiO2), y en concentraciones aún menores, fosfato de calcio y otros minerales.

Rocas félsicas o granitos

Las rocas ígneas de composición granítica son aquellas donde predominan los minerales feldespato potásico y cuarzo. También se las denomina félsicas, término derivado de feldespato y sílice (cuarzo). Estas rocas pueden contener en cantidades menores otros minerales, como la moscovita, la biotita, la anfíbola y plagioclasa rica en sodio.

Las rocas graníticas forman familias de rocas las que tienen características específicas que permiten su reconocimiento.

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Granito.

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Tipos o familias de rocas félsicas o granitos

Minerales Textura Color Observaciones

Granito Predominantes: cuarzo (25 a 35%) feldespato potásico (50%)

Secundarios:plagioclasa sódica.moscovitabiotita (silicato oscuro)anfíbola (silicato oscuro)

Textura fanerítica, con cristales de cuarzo, de forma esférica y cristales de feldespato más rectangulares que esféricos.

Si los cristales de feldespato tienen un centímetro o más de longitud en una matriz de grano grueso de cuarzo y anfíbola, el granito puede presentar textura porfídica.

Cristales de cuarzo, suelen ser vítreos y de color claro a gris claro.

Cristales de feldespato:No son vítreos, y su color varía de blanco a gris o rosado salmón.

Cuando se mezclan con cantidades menores de silicatos oscuros, tiene un color gris claro (los componentes oscuros se destacan más).

Cuando predomina el feldespato potásico rosado oscuro, el granito parece casi rojizo.

Es la más conocida de las rocas ígneas, por su belleza natural y abundancia en la corteza continental.

Es una práctica común entre los geólogos aplicar el término granito a cualquier roca intrusiva de grano grueso compuesta fundamentalmente de silicatos claros

Riolita Es un equivalente volcánico de grano fino mineralógicamente idéntico al granito.

Suele tener textura afanítica y contener fragmentos vítreos y huecos (enfriamiento rápido en la superficie). En este caso, los ferrocristales suelen ser pequeños y de fedespalto potásico o cuarzo

Los silicatos claros explican su color café claro a rosa o, a veces, un gris muy claro.

A diferencia del granito, la riolita es bastante infrecuente, salvo en el parque Yellowstone.

Obsidiana   Roca vítrea Si bien el sílice es claro, la obsidiana es oscura por los iones metálicos.

Normalmente, se trata de cristales de color negro o café rojizo.

Al examinar un borde delgado de un fragmento de obsidiana, ésta es casi transparente.

Su composición es más semejante a la de las rocas ígneas claras, como el granito, que las rocas oscuras de composición basáltica.

Normalmente se forma cuando la lava rica en sílice se enfría rápidamente.

Pumicita Roca volcánica que se forma cuando grandes cantidades de gases escapan a través de la lava para generar una masa gris y porosa.

Roca de textura vítrea que suele flotar en el agua ya que es muy porosa. Algunas muestras tienen agujeros muy evidentes; otras, se ven como fragmentos finos de cristal entretejido

Generalmente es oscura, con porcentajes importantes de vidrio presentes en la roca.

Normalmente va asociada a la obsidiana.

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Rocas intermedias (andesíticas)Las rocas ígneas intermedias son rocas volcánicas que contienen minerales que se encuentran cerca de la mitad de la serie de Bowen principalmente anfíbola y las plagioclasas. Su nombre proviene de la roca volcánica común andesita, o intermedias.

Tipo de textura de las rocas ígneas

  Minerales Textura Color ObservacionesAndesita Roca de origen volcánico

compuesta principalmente de anfíbola y plagioclasas

Puede tener grano fino, si bien es frecuente que muestre una textura porfídica.

El grano fino suele asociarse al color gris medio. Si la textura es porfídica, los ferrocristales suelen ser claros y rectangulares de plagioclasa, o negros y alargados de hornablenda.

Su nombre procede de la cordillera de los Andes de América del Sur, donde es frecuente en los volcanes. También es común en estructuras volcánicas del océano Pacífico.

Diorita Roca intrusiva compuesta fundamentalmente de plagioclasa rica en sodio y anfíbola, con cantidades menores de biotita.

De grano grueso.Su aspecto es similar al granito gris, del que se distingue por la ausencia de cristales de cuarzo visibles

Como los granos de fedespalto de color claro y cristales de anfíbola de tono oscuro se combinan en proporciones similares, la diorita tiene un aspecto de "sal y pimienta".

Presente en los yacimientos de cobre en Chile, asociados a los cuerpos porfíricos de gran magnitud.

Rocas máficas o basálticasLos primeros minerales que cristalizan (olivino, piroxeno y plagioclasa) tienen un alto contenido en hierro, magnesio o calcio y un bajo contenido en sílice. El basalto es una roca común que tiene esta composición mineral, por lo que el término basáltico se utiliza a menudo para describir cualquier roca que tenga una composición mineral similar. Además, por tener un alto porcentaje de minerales ferromagnesianos, también se denominan rocas máficas.

Por su contenido en hierro, las rocas máficas son normalmente más oscuras y densas que otras ígneas que se encuentran en la superficie de la Tierra.Tipo de textura de las rocas ígneas

  Minerales Textura Color Observaciones

BasaltoRoca volcánica compuesta fundamentalmente por piroxeno y plagioclasa rica en calcio, con cantidades menores de olivino y anfíbola.

De grano fino.También puede ser porfídica.

Va de verde oscuro a negro. En el caso de una textura porfídica, el basalto suele contener ferrocristales pequeños de plagioclasa cálcica de colores claros o ferrocristales de olivino de aspecto vítreo embebidos en una pasta oscura.

Es la roca ígnea extrusiva más común. Muchas islas volcánicas, (Hawai e Islandia), y las capas superiores de la corteza oceánica son de basalto.

Gabro Es el equivalente intrusivo del basalto y está compuesto fundamentalmente de piroxeno y de plagioclasa rica en calcio.

Grano medio

Al igual que el basalto, también es de color verde muy oscuro a negro

Aunque no es un constituyente común de la corteza continental, representa un porcentaje significativo de la corteza oceánica.

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LISTA DE ROCAS ÍGNEAS POR ORDEN ALFABÉTICO

Imagen Nombre Minerales DescripciónAndesita Plagioclasa, hornblenda y

ortopiroxenoRoca volcánica, de grano fino.14 Se forma en bordes convergentes de placas litosféricas.15

Ankaramita Olivino, piroxeno Roca volcánica porfiritica.16

Anortosita Plagioclasa (labradorita o bytownita), espinela, hornblenda, piroxeno, corindón y granate

Roca plutónica de carácter básico, que está formada casi exclusivamente por plagioclasas y que también se encuentra en la superficie lunar .17 18 19

Aplita Cuarzo, feldepato potásico, moscovita, biotita, turmalina y hornblenda

Roca filoniana de color blanco a gris claro.20

Basalto Plagioclasa y piroxeno Roca volcánica oscura, que suele formarse en dorsales oceánicas.21

Basanita Plagioclasa, olivino, feldespatoides y piroxeno

Roca volcánica de color negro a gris, formando los feldespatoides la matriz, y presentándose la plagioclasa como fenocristales.22

Boninita Protoenstatita, ortopiroxeno, clinopiroxeno y olivino

Roca volcánica con gran cantidad de vidrio que contiene gran cantidad de magnesio.23

Carbonatita Forsterita, clinohumita, serpentina, magnetita, egirina, diópsido y calcita

Roca volcánica de gran fluidez que se emite a 500 °C.24 25

Charnockita Cuarzo, feldespato, hiperstena, granate y rutilo

Roca de composición parecida al granito, de textura granoblástica. El color es de blanquecino a verdoso.17

Dacita Plagioclasa, biotita, hornblenda y cuarzo

Roca volcánica con gran cantidad de fenocristales de plagioclasa.26

Diabasa Labradorita, augita, biotita, magnetita y apatito

Roca filoniana de composición parecida a la del basalto, con textura holocristalina.27

Diorita Plagioclasa, hornblenda, esfena, epidota, magnetita y allanita

Roca plutónica, de color negro, gris oscuro o verdoso.28 29

Dunita Olivino, cromita, clorita, flogopita, brucita y anfíbol

Peridotita formada mayormente por olivino, se utiliza para extraer cromo.30 31

Essexita Labradorita, ortoclasa, augita, biotita y anfíbol

Roca plutónica de grano fino de color gris oscuro a negro.32 33

Foidita Feldespatoides Roca volcánica donde la proporción de feldespatoides es mayor a un 60%.34

Foidolitanota 1 Feldespatoides Roca plutónica con una cantidad 1,5 veces menor de feldespatos que de feldespatoides.35

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Fonolita Nefelina y piroxeno Roca volcánica de composición similar a la sienita nefelínica.36

Gabro Labradorita, bytownita, augita, hiperstena y olivino

Roca plutónica de grano grueso y color oscuro.37 38

Granitonota 2 Cuarzo, feldespato, biotita, moscovita

Roca plutónica con textura holocristalina, y una cantidad de cuarzo que oscila entre 20-60%, y que forma macizos que suelen estar afectados por diaclasamiento.40

Granodiorita Cuarzo, feldespato potásico (microclina y ortosa), plagioclasa, hornblenda y biotita

Roca plutónica con textura granular y color gris claro.41 42

Granófiro Cuarzo, feldespato Roca volcánica ácida porfídica que presenta una matriz granular.43 44

Hornblendita Hornblenda Roca plutónica melanocrática con gran cantidad de hornblenda.45

Ignimbrita Variable Roca volcánica formada por flujos piroclásticos, que contiene pumitas y ceniza.46

Ijolita Nefelina y aegirita Roca plutónica ultra-alcalina de grano medio o grueso.47 48

Kimberlita Ilmenita, granate, olivino, clinopriroxeno, magnetita, flogopita, enstatita, perovskita, espinela y diópsido

La kimberlita es una roca ígnea y ultrabásica con gran cantidad de volátiles, de la que se obtienen los diamantes.49

Komatita Olivino, piroxeno y plagioclasa Rocas volcánicas ultramáficas con altos contenidos de magnesio, formadas a partir de lavas con temperaturas mayores a 1.600 ºC.50

Lamprófiro Plagioclasa, olivino, augita, biotita, apatito y magnetita

Roca filoniana porfídica de colores oscuros.51 52

Lamproíta Olivino, flogopita, enstatita, richterita, leucita y sanidina

Roca volcánica con alto contenido en magnesio y potasio.53

Larvikita Anortoclasa Roca plutónica de grano grueso y color gris, compuesta en más de un 90% por anortoclasa.54

Latita Plagioclasa, feldespato potásico Roca volcánica equivalente a la monzonita, de color blanca, amarillenta, rosácea o gris.55 56

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Lherzolita Olivino, piroxeno Roca ígnea procedente del manto terrestre.57 Es una variedad de la peridotita.58

Luxulianita Feldespato, cuarzo y turmalina Roca producto de la alteración del granito en las fases finales de su cristalización.59

Migmatita Silicatos Rocas que forman una transición continua desde rocas metamórficas hasta rocas plutónicas, formadas por partes oscuras de aspecto metamórfico, y partes claras de aspecto plutónico.60

Monzonita Feldespato potásico, plagioclasa, biotita, hornblenda y augita

Roca plutónica de color claro que se suele hallar en las cercanías de otros plutones félsicos.61 62

Nefelinita Nefelina, titanoaugita y titanomagnetita

Roca volcánica de grano fino, equivalente al basalto, pero con nefelinas en lugar de plagioclasas.63

Norita Plagioclasa y piroxeno Roca plutónica de grano grueso equivalente al gabro, pero con gran abundancia de hiperestena, que también se encuentra en la Luna.64 65

Obsidiana Vidrio Roca volcánica de color negro brillante, producto del enfriamiento rápido de lavas.66

Pegmatita Cuarzo, feldespato, biotita, moscovita

Roca plutónica de grano muy grueso, de composición similar a la del granito.67

Peridotita Olivino y piroxeno Roca ultramáfica de color oscuro que tiende a estar serpentinizada por alteración del olivino.40

Picrita Olivino, piroxeno, biotita y hornblenda

Roca volcánica oscura, rica en magnesio.68 69

Piroxenita Piroxenos, olivino y hornblenda Roca plutónica ultramáfica de color oscuro que se suelen encontrar en diques, lopolitos o en bordes de plutones pobres en sílice.70 71

Pórfido Variable Roca plutónica definida en base a su textura, que consiste en fenocristales rodeados por una matriz de grano fino.72

Pumitanota 3 Variable Roca volcánica ácida que presenta gran cantidad de vesículas debido al escape de volátiles.74

Riodacita Cuarzo, ortosa, plagioclasa y biotita

Roca volcánica de composición intermedia entre la dacita y la riolita.75

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Riolita Cuarzo, sanidina, plagioclasa, biotita y magnetita

Roca volcánica de composición similar al granito, normalmente de grano fino o muy fino.76 77

Sienita Feldespato potásico, plagoclasa sódica, biotita, hornblenda y piroxeno

Roca plutónica con poco contenido en sílice, con gran cantidad de sodio y potasio.78 79

Taquilita Vidrio Roca volcánica formada por vidrio de composición básica, generada por un enfriamiento rápido del magma.80

Tefra Variable Fragmentos de roca volcánica que son expulsados durante una erupción.nota 4 82

Tefrita Plagioclasa, feldespatoides y piroxeno

Roca volcánica máfica de color gris oscuro, similar a la basanita pero sin olivino.83 84

Toba volcánica

Variable Roca volcánica consolidada formada por cenizas y fragmentos de tamaño arena.85

Tonalita Cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica, biotita y hornblenda

Roca plutónica con gran cantidad de cuarzo y plagioclasa, de grano medio y textura equigranular.86 87

Traquita Ortoclasa Roca volcánica equivalente a la sienita, normalmente gris, que puede contener fenocristales de feldespato.88

Troctolita Olivino y plagioclasa Roca plutónica de grano grueso que suelen presentar gran cantidad de magnesio y hierro.89

90

Variolita Plagioclasa y piroxeno Roca de composición básica y grano fino, que presenta esférulas de plagioclasa y piroxeno.91

Wehrlita Olivino, hornblenda, diópsido y magnetita rica en titanio

Tipo de peridotita que originalmente se consideraba un mineral.92

ROCAS SEDIMENTARIAS

Tal como lo dice su nombre, estas rocas se forman a partir de sedimentos, materiales que se obtienen producto de la

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destrucción de rocas sólidas, o elementos que, de alguna forma se han depositado y con el transcurso del tiempo, y han formado un compuesto sólido con características de roca.

 

Como ya sabemos, las rocas que están en la superficie están expuestas a procesos de meteorización y erosión que las fraccionan hasta obtener sedimentos que son transportados a lugares donde se depositan, precipitan y forman nuevas rocas. Los procesos sedimentarios son fenómenos complejos que dependen de muchos factores como son el clima (temperatura y precipitaciones) y las características de la roca (dureza, resistencia a la meteorización, composición mineral, porosidad, desgaste estructural, entre otras).

Los procesos de formación de las rocas sedimentarias se representan en el siguiente esquema:

Proceso de meteorización Uno de los procesos más importantes de la formación de las rocas sedimentarias es el de meteorización, el cual consiste en la destrucción de rocas sólidas por acción de fuerzas químicas, físicas o biológicas. Se conocen tres tipos de meteorización:

Meteorización mecánicaeste proceso depende de fuerzas que se ejercen sobre las superficies de las rocas, tales como los cambios de la temperatura entre el día y la noche, las heladas y deshielos, y la hidratación y/o cristalización de las salesMeteorización químicaincluye todos los procesos de naturaleza química, como son la oxidación, la reducción e hidrólisis. Dentro de éstos los más conocidos son la oxidación. En la meteorización química, los factores más importantes son la presencia de agua, oxígeno y la temperatura. Como se trata de procesos químicos, estos son más rápidos en temperaturas altas.

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Ejemplo: La calcita es atacada por los iones de HCO3- (bicarbonato) que se forman por efecto del agua del ambiente y el dióxido de carbono de la atmósfera. Como producto de esta reacción se liberan iones de Calcio.

CO2 + H2O -->> H+ + HCO3-CaCO3 + H+ + HCO3- <<-->> Ca+2 + 2HCO3-

Meteorización orgánica biológicalos microorganismos (bacterias) y la microflora que se desarrollan sobre las rocas liberan ácidos en el ambiente como parte de su metabolismo, los que tienen efectos sobre las rocas. Si bien estos procesos no son de gran envergadura, es importante considerarlos.El tipo y grado de meteorización depende del clima (temperatura y precipitaciones) y características de la roca tales como la dureza, la composición mineral, la porosidad, y el desgaste estructural.Durante la meteorización de una roca se cambia el contenido modal de los minerales. Primero se ven afectadas las plagioclasa y después los feldespatos y, durante este proceso, se forman minerales nuevos como caolín.

DiagénesisLa Diagénesis puede ser definida como la inclusión de los procesos físico-químicos que ocurren dentro de un sedimento, después de su depositación y antes que comience su metamorfosis como producto del tiempo. Los primeros cambios diagenéticos tienen lugar en la superficie del sedimento y a menudo a través de desequilibrios inherentes entre las partículas sedimentarias y los depósitos medios.

Algunos cambios diagenéticos tienen lugar debajo de la superficie donde la conexión con los depósitos medios es restringida, siguiendo el desarrollo local del ambiente químico dentro de los poros producidos por el agua. Los cambios en los poros por acción química resultan de la sedimentación química de los componentes sedimentarios.

Pero la influencia dominante en los sedimentos de tipo sepultados se encuentra en la actividad bacteriana. La bacteria produce su energía por oxidación de la materia orgánica de la cual extrae oxígeno, ambos como resultado de la acción sobre los poros desde donde reducen realmente iones y moléculas, Los resultados de la deflexión de oxigeno e incremento de dióxido de carbono son factores dominantes en la primera diagénesis de algunos depósitos acuosos.Los procesos así referidos pueden ser incluidos en la diagénesis química. Ellos son acompañados por una variación degradativa de la diagénesis física, involucrando la reorganización y compactación de estructuras primarias y resultando una reducción en las distancias interpartículas. En depósitos subacuosos los espacios porosos reducidos causan expulsión o migración de fluidos a través de los poros, los cuales pueden llegar a involucrarse en diagénesis química.

Con el incremento de la profundidad de entierro, los sedimentos están sujetos a condiciones de mayor temperatura y presión. Ello favorece en gran medida la solución intergranular y recristalización junto con la formación de nuevos minerales, con estabilización del terreno, que es considerablemente diferente de aquel producto de una diagénesis de origen primaria.

Los efectos de circulación agua-tierra dependen de la mineralogía de las rocas. Por ejemplo, la roca arenisca (conteniendo cuarzo) puede llegar a tener pequeñas modificaciones o cambios debido a desintegraciones físicas producidas por el tiempo, donde algunos reactivos químicos de la roca, como los depósitos salinos, pueden causar una diagénesis química.Para ello actúa la solución que incluye a todo el mineral removido sin que éste haya sido reemplazado por otro, y la Cementación que involucra la precipitación de material mineralógico en los espacios vacíos de sus depositaciones de origen diagenético. La modificación de la textura del mineral durante la diagénesis es denominada Neomorfismo.

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Hasta donde la evidencia lo permite, los cambios neomórficos pueden ser adscritos a la recristalización, involucrando modificaciones texturales sin cambio en la composición del mineral. La precipitación de materia mineral durante la diagénesis es conocida como Autogénesis, y el mineral constituyente de las rocas sedimentarias puede ser clasificado como Primario o Autogénico.

Según su origen, en las rocas sedimentarias se pueden distinguir los siguientes grupos:

Rocas sedimentarias detríticas o clásticas, originadas a partir de procesos físicos.Rocas sedimentarias químicas, originadas por precipitación de soluciones.Rocas sedimentarias organógenas, originadas por organismos directa o indirectamente.

Rocas sedimentarias detríticas o clásticas

Las rocas sedimentitas detríticas o clásticas se componen de fragmentos de rocas y minerales, formados a partir de la erosión de rocas anteriores y que han sido transportados por agua, viento o hielo para finalmente almacenarse mecánicamente.

Las rocas sedimentarias están compuestas por clastos minerales que son fragmentos de rocas insertos en una matriz de detritus y cemento. Este último se forma químicamente y actúa como pegamento.Las propiedades de los clastos reflejan la historia y el ambiente donde se desarrolló la roca y, por lo tanto, la historia del transporte y las condiciones de sedimentación. Por ejemplo, los trozos de rocas o minerales blandos no soportan grandes distancias en el transporte fluvial, de manera que si ciertas rocas presentan inclusiones de minerales blandos, el transporte fue de corta distancia.

Según el tamaño del clasto, se distinguen diferentes tipos de sedimentos, los que forman diferentes tipos de suelos como se señala en la siguiente tabla.

Clasificación de las rocas según sedimentos y tamaño del clasto

Tamaño (mm)

Nombre del clasto

Nombre del

sedimento

Nombre de la roca

> 256 Bloque Grava Conglomerado64 - 256 Guijón Grava Conglomerado2 - 64 Guijarro Grava Conglomerado

1/16 - 2 Arena Arena Arenisca1/256 -

1/16 Limo Limo Limonita

< 1/256 Arcilla Arcilla Lutita

De acuerdo al tamaño de los clastos, las rocas sedimentarias se clasifican de los siguientes tipos, los que están conformados por más de un tipo de clasto, distribuidos en la matriz.

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GEOLOGIA

Clasificación de las rocas según sedimentos y tamaño del clasto

Tipo Característica ReconocimientoLutita Compuesta por partículas del tamaño de arcilla y limo, esta roca corresponde a más de la mitad de las rocas

sedimentarias. Inicialmente sus partículas se orientan al azar, con muchos espacios que se llenan con agua. Conforme se apilan nuevas capas, el sedimento se compacta, las partículas se alinean en forma paralela, se amontonan, se reduce el tamaño de los espacios y se expulsa gran parte del agua.

Los diminutos espacios que quedan entre las partículas no permiten la circulación fácil de las soluciones que contienen el material cementante. Por esto las lutitas se describen como débiles y por consiguiente, no bien litificadas.

De acuerdo a la composición química relacionada a veces con el color, se puede dar información específica. Por ejemplo, si la lutita es negra, contiene abundante materia orgánica (carbono).

Es común aplicar el término lutita a todas las rocas sedimentarias de grano fino, pero la lutita físil debe ser capaz de escindirse en capas finas a lo largo de planos espaciales próximos y bien desarrollados (fisilidad). Si la roca se rompe en fragmentos o bloques, se aplica el nombre de lutita no físil.

Como sus espacios porosos microscópicos evitan la penetración de agua, a menudo forma barreras al movimiento subsuperficial de agua y petróleo.

Arenisca En las areniscas predominan los clastos de tamaño arena, siendo las más abundantes después de la lutita. Los depósitos de arena transportada por viento suelen estar mejor seleccionados que los depositados por corrientes de agua. Cuando los clastos se transportan sólo durante un tiempo relativamente breve y luego se depositan rápidamente, suelen producirse acumulaciones de sedimentos que muestran mala selección.

Los granos redondeados indican que han sido transportados por aire o agua. El grado de redondez indica la distancia o el tiempo transcurrido. Los granos muy angulosos indican un transporte durante una distancia corta y tal vez por algún otro medio. Por ejemplo, movimiento de glaciares.

El transporte prolongado lleva a la destrucción gradual de los minerales más débiles y menos estables, entre ellos los feldespatos y los ferromagnesianos. Dado que el cuarzo es muy duradero, suele  sobrevivir las largas excursiones en un ambiente turbulento.

Conglomerado y brecha

El conglomerado consiste fundamentalmente en grava, con clastos grandes y redondeados.

Es frecuente que estén mal seleccionados porque los huecos entre los grandes clastos de grava contienen arena o lodo.

Si los clastos tienen bordes angulosos, corresponde a brecha.

En los conglomerados, los tamaños de los clastos pueden oscilar desde grandes cantos rodados a trozos tan pequeños como un poroto.

En general, suelen ser lo suficientemente grandes como para poder identificarlos en los tipos de rocas distintivos, por lo que pueden ser valiosos para determinar las áreas de origen de los sedimentos.

La grava se acumula en diversos ambientes -generalmente fluviales- y normalmente indica la existencia de pendientes acusadas (como en montañas) o corrientes muy turbulentas (como fuerte oleaje o costa rápida en erosión).

Limontia Masa estalactítica con una dirección predominante, de color pardo oscuro hasta negro en superficie y de naranja a ocre en el interior.

Semeja escoria de fundición. Mancha los dedos.

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GEOLOGIA

Rocas sedimentarias químicas

Las rocas de sedimentación química se forman por precipitación de los productos disueltos de la erosión que son transportados por ríos hacia los lagos o hacia el mar.Esta precipitación puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos puramente químicos, como la evaporación en el caso de las evaporitas. La evaporación y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y, por tanto, la precipitación de minerales.

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.

Es habitual estudiar estas rocas como sedimentarias, aunque sus componentes no hayan sido transportados.

Clasificación de las rocas según sedimentos y tamaño del clasto

Sedimento

Textura Composición Mineral Nombre de la roca

Químico No clástica

CaCO3 carbonato de calcio

calcita (aragonita)

Caliza

  No clástica

CaMg(CO3)2 carbonato de Ca y Mg

dolomita Dolomía

  No clástica

SiO2 sílice ópalo calcedonia cuarzo

Chert

  No clástica

NaCl cloruro de sodio

halita Sal de roca

  No clástica

CaSO4 2H2O sulfato de calcio

yeso Yeso Anhidrita

  No clástica

Ca3(PO4)2 fosfato de calcio

Apatito Fosforita

  No clástica

Fe2O3 óxido de fierro

Hematita Fm. Fierro

Las rocas sedimentarias se clasifican principalmente según su composición química o mineral.

CarbonatosLos procesos de formación de los carbonatos pueden ser de tipo marino inorgánico, bioquímico o terrestre.

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GEOLOGIA

Clasificación de las rocas según sedimentos y tamaño del clasto

Tipo Caliza Origen Característica Reconocimiento

Carbonato Silíceas (sílex)

Los carbonatos están formados básicamente de calcita (caliza), aragonita y dolomita (dolomía). En menor medida, de cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos

La piedra caliza está compuesta fundamentalmente de calcita (CaCO3), la que se forma por medios orgánicos o como resultado de procesos bioquímicos.

" Arrecifes de coral, coquina: de grano grueso formado por caparazones y fragmentos de ellos poco cementados." Creta: blanda y porosa compuesta casi completamente de partes duras de microorganismos marinos.Calizas inorgánicas: se forman cuando los cambios químicos o las temperaturas elevadas del agua aumentan la concentración del carbonato cálcico hasta el punto en que precipita.

Sedimentario de sílice

Silíceas (sílex)

Las rocas silíceas se forman por la sedimentación de los esqueletos silícicos de radiolarios unicelulares (ópalos) que son microorganismos que viven en las aguas superficiales del mar que al morir caen al fondo acumulándose y formando el cieno o lodo de radiolarios.

Se trata de rocas muy compactas y duras, compuestas de sílice (SiO2):pedernal, que es oscuro a causa de la materia orgánica que contiene. Eljaspe,  es una variedad roja, brillante por el óxido de hierro que contiene.Ágata, de forma bandeada).

La mayoría de estas rocas presenta una fractura concoidal. Poseen una gran dureza, fácil astillamiento y pueden conservar un borde afilado.

Evaporitas Evaporita terrestre

Formadas esencialmente por iones de agua dulce como son HCO3-, Ca2+ y SO42-.Las evaporitas terrestres pueden formar incrustaciones de sal, salitrales y salares.

Difieren de las otras rocas sedimentarias en la composición de sales y minerales, y iones.

Son evaporitas terrestres el salitre o nitrato, que se explota en Chile en el desierto de Atacama (I y II regiones). Estas rocas están concentradas hasta 60% en los primeros dos metros de la superficie.

  Evaporita Marina

     

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GEOLOGIA

EvaporitasRelacionadas a ambientes inorgánicos, ambientes marinos y cuencas desérticas

Clasificación de las rocas según sedimentos y tamaño del clasto

Carbonato Característica ReconocimientoEvaporitas marinas

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 son Cl, SO42- y HCO3-.

Aparte de estos componentes principales hay cerca de 70 componentes subordinadas en el agua del mar. En los depósitos de sal del mundo se han identificado más de 50 minerales principales y subordinados.

Algunas rocas de sal son: Halitita, una roca monominerálica de halita, por intercalaciones de minerales arcillosos y de sulfatos puede apreciarse la estratificación.Silvinita de silvina como componente principal y halita, que pueden formar una estratificación. Carnalitita se compone esencialmente de carnalita y halita

Rocas sedimentarias organógenas

Están formadas principalmente por acumulaciones de restos de seres vivos. Si lo que más abunda son caparazones, se denominan calizas organógenas, pues su composición y el cemento son calcáreos. Los restos de seres vivos deben predominar en la roca, en caso contrario sería una caliza con fósiles.

Los carbones, petróleo y gas natural se originan a partir de la materia orgánica de seres vivos, que en condiciones especiales no se descompone sino que se transforma en compuestos enriquecidos en carbono.

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GEOLOGIA

CaracterísticaDepósitos carbonáceos:

Se componen de materia orgánica, generalmente vegetal o sus derivados. A menudo tiene como agregados minerales y componentes volátiles. A ellos pertenecen la turba, el lignito y el carbón o la hulla respectivamente. El material de partida para estos depósitos son plantas como equisetos, licopodios, juncos, cañas, arbustos, musgos pantanosos, entre otros, que han crecido en pantanos y lagos de agua dulce, inundados 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 otros restos vegetales y se forman gases como el dióxido de carbono y el metano. Bajo condiciones no completamente anaeróbicas puede formarse la turba.

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 son atacados por residuos no completamente descompuestos de la vegetación muerta de marismas o pantanos. Las aguas subterráneas estancadas protegen la materia vegetal residual de descomponerse completamente. La turba se caracteriza por la presencia de celulosa libre y por un contenido en agua mayor al 70%. La turba forma masas de color amarillo claro hasta café o negro de restos vegetales, que están impregnados con agua.

Lignitos: Es una roca combustible con un contenido de agua menor al 75% del volumen y un contenido de restos vegetales 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 límite inferior hacia la turba se traza con un contenido de agua del 75% del volumen, el límite 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).

Lignito pardo o lignito blando:

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.

Lignito duro (Hartbraunkohle):

Entre ellos se distinguen el lignito mate (más sólido y más oscuro que el blando y estratificado) y el lignito brillante, más evolucionado con respecto a la carbonización. El límite superior hacia la hulla se traza en base al 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.

Lignito xiloide o la xilita:

Lignito con trozos de madera fósil con una estructura bien conservada.

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GEOLOGIA

LISTA DE ROCAS SEDIMENTARIAS POR ORDEN ALFABÉTICOImagen Nombre Minerales Descripción

Antracita Carbono Carbón de color negro y brillante, con un contenido mayor al 95% de carbono.118

Arcilita Filosilicatos Roca sedimentaria formada por el endurecimiento debido a la presión y desecación de una arcilla.119

Arcilla Filosilicatos Roca sedimentaria detrítica no cementada cuyas partículas poseen un diámetro inferior a 1/256 mm.120

Arcosa Cuarzo y feldespato potásico

La arcosa es una arenisca de cuarzo, de grano mal redondeado, con un mínimo de 25% de feldespato. Se deriva de una erosión rápida de rocas de composición granítica.121

Arena Variable Roca sedimentaria suelta producto de la disgregación de una roca preexistente, cuyos granos tienen un diámetro que oscila entre 0,0625 y 2 mm.121

Arenisca Variable Roca sedimentaria detrítica cementada, cuyo tamaño de grano se encuentra comprendido entre 1/16 y 2 mm, y que se clasifican según la cantidad de matriz y por la composición de los clastos.nota 6 122

Argillita Filosilicatos La argilita es una roca proveniente de la compactación de la arcilla, y que puede estar ligeramente metamorfizada.123

Brecha Variable Roca con matriz consolidada que engloba clastos angulosos, y que se forman en impactos meteoríticos, asociadas a vulcanismo, por colapso en zonas cársticas, etc.124

Caliza Calcita, dolomita Roca sedimentaria compuesta por carbonatos, de origen químico, biológico o detrítico.nota 7 126 127

Carbónnota 8 Carbono Roca sedimentaria combustible, formada por la alteración de la vegetación cuando se entierra a gran profundidad.129

Carniola Calcita, dolomita e hidróxidos de hierro

Evaporita de color pardo, amarillento, grisáceo o rojizo, que presenta vacuolas angulosas.130

Conglomerado Variable Roca sedimentaria detrítica formada por cantos rodados de diámetro mayor a 2 mm.131

Diamictita Variable Roca siliciclástica con matriz fangosa y gravas de distintos tamaños, que presenta una selección pobre.132

Diatomita Sílice Roca sedimentaria silícea formada por la acumulación de fósiles de diatomeas.133

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GEOLOGIA

Dolomía Dolomita Roca carbonatada que se forma por la sustitución que sufren las calizas de iones de calcio por iones de magnesio.134

Formación de hierro en bandas

Hematites, magnetita, sílex

Roca formada por bandas de minerales de hierro y sílex.135

Grauvaca Variable Arenisca con un volumen mayor del 15% de matriz,120 asociada a deslizamientos submarinos asociados a zonas de subducción.136

Grava Variable Roca sedimentaria detrítica no cementada cuyas partículas poseen un diámetro superior a 2 mm.120

Hulla Carbono Roca combustible densa de color negro o marrón oscuro, con una cantidad de carbono que oscila entre el 45 y el 86%.137

Lignito Carbono Roca combustible con un volumen de agua menor al 75%, que aparece en sedimentos poco compactados, y en el que se pueden apreciar restos de madera, frutos y hojas.138

Limo Variable Roca sedimentaria detrítica suelta con un tamaño de partículas comprendido entre 0,06 y 0,004 mm.nota 9 140

Limolita Filosilicatos, cuarzo, calcedonia y calcita

Roca sedimentaria detrítica compactada con un tamaño de partículas comprendido entre 0,06 y 0,004 mm.141

Lodolita Filosilicatos Roca sedimentaria detrítica de poca plasticidad y cohesión, y con poco contenido en agua.142

Marga Calcita, filosilicatos Roca sedimentaria constituida por arcillas y un 35-65% de carbonato cálcico, que se forma en ambientes acuáticos y climas cálidos.143

Peperita Variable Roca volcanosedimentaria compuesta de fragmentos de rocas ígneas que se original al entrar lava en contacto con sedimentos húmedos.144

Petróleo Hidrocarburos Roca[cita  requerida] sedimentaria líquida producto del enterramiento de restos vegetales y animales en el fondo de los océanos.nota 10 146

Sílex Sílice Roca silícea dura y compacta de origen químico, que aparece en nódulos o formando estratos.147

Travertino Carbonatos Roca carbonatada formada por la precipitación de carbonato cálcico de aguas subterráneas, y que suelen conservar fósiles de moluscos y de restos vegetales.148

Yeso Yeso Evaporita monominerálica que precipita en masas de agua salobre asociada a otros sulfatos y sales.149

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GEOLOGIA

ROCAS METAMÓRFICAS

Cuando las rocas son sometidas a grandes presiones y temperaturas por millones de años, éstas actúan plegándose y fluyendo.

Este fenómeno, denominado "metamorfismo", ocurre generalmente en zonas profundas de la tierra, donde no hay observación directa, pero se han desarrollado diversas técnicas para saber bajo qué condiciones se forman estas rocas, datos de gran importancia en el estudio de los procesos geológicos al interior de la tierra.

Factores que contribuyen al metamorfismo

TemperaturaProporciona la energía que impulsa los cambios químicos que resultan de la recristalización de los minerales. Esta temperatura (calor) puede ser proporcionada por una intrusión ígnea, o por el calor generado a grandes profundidades, ya que las temperaturas aumentan con la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico 20ºC a 30ºC por kilómetro de profundidad.

PresiónTambién aumenta con la profundidad. Las rocas están sometidas a esfuerzos producto de la carga que tienen sobre sí. Esta presión de confinamiento es análoga a la presión hidrostática que actúa en todas direcciones.

Las rocas también están sometidas a fuerzas tectónicas direccionales durante la formación de montañas, a las que se les denomina esfuerzos diferenciales. Generalmente, estas fuerzas son compresivas y acortan el volumen de la roca, pero también pueden ser tensionales y tienden a aumentar el volumen de la roca.

Fluidos químicosAyudan a los procesos metamórficos. Generalmente, el fluido consiste en agua con iones en solución. Muchos minerales están hidratados, es decir, tienen agua asociada por medio de enlaces químicos. Cuando las rocas que contienen estos minerales se entierran a grandes profundidades la presión reduce el volumen de los poros y el agua sale. El calor también ayuda a la deshidratación y expulsión del agua. Esta agua actúa como catalizador ayudando a la migración iónica, la cual contribuye a la recristalizacion de algunos minerales o el intercambio iónico para formar minerales nuevos.

Límites del metamorfismoEl limite inferior del metamorfismo –es decir, el limite entre diagénesis y el metamorfismo (de soterramiento)– se encuentra en los 200°C. Los cambios mineralógicos y de textura en una roca, que ocurren a temperaturas mayores a 200°C se incorporan a la diagénesis. Otra definición del limite inferior es la reacción 'caolinita + cuarzo ' pirofilita'.

Para el límite superior, tampoco existe una sola definición. Por un lado, se considera la temperatura correspondiente al inicio de la fundición de una roca. La temperatura de fundición depende de otros factores; un granito empieza a fundirse a 625-650°C, mientras que un basalto se lo hace a 850-900°C con una presión de 2 a 3 kbar. Podría definirse como límite superior una temperatura máxima de 900 a 1000°C.

Característica

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GEOLOGIA

Grado metamórfico: se refiere a la intensidad del metamorfismo que ha influido en una roca. Generalmente alude a la temperatura o presión máxima del metamorfismo. El concepto del grado metamórfico fue introducido por Winkler, H.G.F. y desarrollado a partir de magmatitas básicas (basaltos).

Zonas metamórficas: se distinguen a partir de un mineral o 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.

Facies metamórficas: se les reconoce a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica. El concepto de las facies metamórficas fue introducido por Eskola, Pentii (geólogo de Finlandia) en 1920.

Las zonas y faces 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.

Pero el metamorfismo no es estático, ya que es influido por las condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico). 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', el cual 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.

Existen varias aproximaciones para distinguir diferentes tipos de metamorfismo. Basándose en los parámetros metamórficos principales se pueden reconocer los metamorfismos térmico, dinámico y termo-dinámico. Con respecto a la posición geológica del metamorfismo, se diferencian entre metamorfismo de contacto, catáclasis y metamorfismo regional. Según su posición con respecto al orogeno se distinguen los metamorfismos orogénico y anorogénico. En relación a su posición tectónica, se distinguen el metamorfismo situado en un borde de una placa y el metamorfismo ubicado dentro de una placa.

Clasificación según principales parámetros metamórficos

Según temperatura y presión se distinguen:

Metamorfismo térmico: donde la temperatura es el factor predominante, por ejemplo, metamorfismo de contacto.Metamorfismo dinámico: la presión es el factor predominante, ya sea litostática -por el peso de las rocas superiores- o por carga sobreyacente o esfuerzo elástico (estrés). Por ejemplo, la catáclasis o rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico, que se produce en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático.Metamorfismo termo-dinámico: se basa en efectos térmicos y de presión.. Generalmente ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de placas convergentes.

Clasificación según posición geológica

Metamorfismo de contacto: Ocurre en la vecindad de una intrusiva ígnea y resulta de efectos térmicos (de vez en cuando, metasomáticos del magma caliente). En el caso clásico, un cuerpo ígneo istruye una serie sedimentaria o ya metamórfica produciendo una aureola de contacto. El metamorfismo de contacto se caracteriza por una distribución de los grupos de minerales formados simultáneamente de forma concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento de la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo.Ocurre en varios ambientes tectónicos, orogénicos y anorogénicos, en el interior o en el borde de una placa tectónica. El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos.Metamorfismo por ondas de choque: Se caracteriza por condiciones de temperatura y presión extremadamente altas

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GEOLOGIA

(por ejemplo, una presión de 10 a 100 kbar) y es producido por ondas de choque por impacto de meteoritos.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.

La catáclasis ('high strain metamorphism'): Se caracteriza por la deformación de la roca sin gran influencia de efectos térmicos. Se produce cuando los esfuerzos deformadores sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. 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.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.

Texturas de rocas metamórficas

FoliadasSe produce una textura foliada siempre que los minerales y las características estructurales de una roca metamórfica se vean forzadas a un alineamiento paralelo.

Los tipos de foliación dependen del grado de metamorfismo y de la mineralogía de la roca original:

Pizarrosidad: Durante la transformación de una lutita en una pizarra, los minerales arcillosos -que son estables en la superficie- recristalizan en diminutos microcristales de mica, que son estables a temperaturas y presiones mucho más elevadas. Además, esos cristales planares de mica se alinean de manera que sus superficies planas quedan casi paralelas. Esta propiedad se denomina foliación rocosa o pizarrosidad, para diferenciarla del tipo de foliación exhibida por los minerales individuales.

Esquistosidad: Bajo régimen de presión y temperatura extremos, los pequeños granos de mica de las pizarras crecen y llegan a tener hasta 1 cm de diámetro, dándole a la roca un aspecto escamoso. Este tipo de foliación se denomina esquistocidad.Existen muchos tipos de esquisto, dependiendo de la roca madre original, los que se denominan en función de sus constituyentes minerales, como mica-esquisto, talco-esquisto, etc.

Bandeado gnéisico: Durante el metamorfismo de grado alto, pueden ocurrir segregaciones de minerales: los silicatos oscuros y claros se separan, dando a la roca un aspecto bandeado, conocido como bandeado gnéisico. Las rocas metamórficas de este tipo de textura se denominan gneis y son bastante comunes.Se forman a menudo por el metamorfismo de granitos o dioritas, también a partir de gabros o por el metamorfismo de grado alto de esquistos Aunque foliado, el gneis normalmente no se separa en capas paralelas a los cristales tan fácilmente como las pizarras.

2. No foliadasLas rocas metamórficas que no tienen la textura anterior se denominan no foliadas.La foliación no apreciable a simple vista es frecuente en rocas metamórficas compuestas sólo de un mineral, cuyos cristales se caracterizan por tener un hábito equidimensional. Por ejemplo, cuando una caliza de grano fino (compuesta por un solo mineral, la calcita) sufre metamorfismo, los pequeños cristales de calcita se combinan para formar cristales intercrecidos relativamente grandes. La roca resultante, el mármol, tiene una textura similar a la de las

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GEOLOGIA

rocas ígneas de grano grueso. Aunque la mayoría de los mármoles no son foliados, su estudio microscópico puede revelar algún aplanamiento y paralelismo de los granos.Además, algunas calizas contienen capas delgadas de minerales de arcilla que pueden distorsionarse durante el metamorfismo. Las "impurezas" suelen aparecer como bandas curvadas de materiales oscuros que fluyen a través del mármol, una indicación clara de metamorfismo.

TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS

Rocas metamórficas comunes

Rocas Metamórficas Textura Roca Inicial CaracterísticasPizarras Foliada Lutitas De grano muy finoFilitas Foliada Lutitas De grano fino a medioEsquistos Foliada Lutitas, rocas volcánicas y

graníticasMinerales diversos de grano grueso

Gneises Foliada Lutitas, rocas volcánicas y graníticas

De grano grueso (no micáceo)

Mármoles No Foliada Calizas, dolomitas Compuesto por granos de calcita intercrecidos

Cuarcitas No Foliada Arenisca rica en cuarzo Compuesto por granos de cuarzo intercrecidos

Corneanas No Foliada Cualquier material de grano fino

De grano fino

Migmatitas Débilmente Foliada

Mezcla de rocas graníticas y máficas

Compuesto por capas con volutas

Milonitas Débilmente Foliada

Cualquier material Roca dura de grano fino

Metaconglomerados Débilmente Foliada

Conglomerado rico en cuarzo Cantos rodados muy estirados

Anfibolitas Débilmente Foliada

Rocas volcánicas máficas De grano grueso

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Rocas Foliadas

Características Reconocimiento

Pizarra Roca foliada de grano muy fino compuesta por pequeños cristales de mica.

Se origina casi siempre por el metamorfismo en grado bajo de lutitas, por lo que pueden conservar los planos originales de estratificación de la lutita. Sin embargo, su orientación de planos de foliación forma un ángulo pronunciado con la estratificación original por lo que se escinden cortando planos de estratificación, a diferencia de las lutitas, que lo hacen a lo largo de dichos planos. En menor frecuencia se pueden originar, a partir de cenizas volcánicas.

La característica más destacada es su excelente exfoliación en láminas planas siendo muy útil para tejados, baldosas, pizarras y tablas de billar.

El color depende de sus constituyentes:Negra (carbonácea): contiene materia orgánica portadora de carbónRoja: contiene óxido de hierroVerde: normalmente contiene clorita, mineral semejante a la mica formada por el metamorfismo de silicatos ricos en hierro.

Filita Es una gradación en el metamorfismo entre pizarra y esquisto

Sus minerales planares son más grandes que los de la pizarra, pero no lo bastante como para identificarlos a simple vista. Puede distinguirse de la pizarra por su brillo satinado. También muestra pizarrosidad y está compuesta fundamentalmente por cristales muy finos de moscovita o clorita.

Esquisto

Muy foliada, que puede romperse con facilidad en pequeñas lacas o láminas. Se originan de las lutitas, pero con un metamorfismo más intenso. La mayoría de los esquistos surgen de episodios importantes de formación de montañas.

Son muy fáciles de romper y, por definición, contienen más del 20% de minerales planares y alargados que normalmente incluyen las micas (moscovita, biotita) y la anfíbola.

Gneis Término aplicado a las rocas metamórficas bandeadas que contienen fundamentalmente minerales alargados y granulares (en oposición a los planares). Los minerales componentes más comunes son cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, cantidades menores de moscovita, biotita y hornoblenda. Pueden incluir grandes cantidades de cristales de minerales accesorios como granate y estaurolita. También pueden estar compuestos también mayoritariamente por minerales oscuros como los que forman el basalto. Una roca rica en anfíbola que tenga textura gnéisica se denomina gneis anfibólico.

Tienen aspecto bandeado característico, por la segregación de silicatos claros y oscuros, por lo que la mayoría consisten en bandas alternadas de zonas ricas en feldespatos blancos o rojizos y en capas de ferromagnesianos oscuros. Los gneis bandeados son habitualmente deformados por pliegues mientras están en estado plástico. Algunos se rompen a lo largo de las capas de los minerales planares, pero la mayoría se rompe de forma irregular.

Los gneises de composición similar al granito, derivan de éste o de su equivalente afanítico, pero también

 

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GEOLOGIA

Rocas No Foliadas

Características Reconocimiento

Mármol Roca cristalina de grano grueso que deriva de calizas o dolomitas

El mármol puro es blanco y se compone esencialmente de calcita, por lo que es fácilmente atacado por la lluvia ácida. A menudo la caliza original tiene impurezas que lo colorean –puede ser rosado, gris, verde o incluso negro–, por lo que cuando se metamorfiza, el mármol resultante puede contener gran diversidad de minerales accesorios clorita, mica, granate y normalmente wollastonita.

Cuando se forma a partir de caliza interestratificada con lutitas, aparece bandeado. Si estas rocas sufren grandes deformaciones, los pliegues adquieren un diseño artístico.

Cuarcita Roca metamórfica muy dura casi siempre formada a partir de arenisca rica en cuarzo.

Bajo metamorfismo moderado a elevado, los granos de cuarzo de la arenisca se funden y recristaliza en forma completa, de tal manera que cuando se rompe, la cuarcita no se escinde entre los granos originales, sino a través de ellos.

Es normalmente blanca, pero los óxidos de hierro pueden producir tintes rojizos o rosados. Granos de minerales oscuros pueden colorearla de gris.

En algunos casos, estructuras sedimenta

LISTA DE ROCAS METAMÓRFICAS POR ORDEN ALFABÉTICOImagen Nombre Minerales Descripción

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Anfibolita Hornblenda, plagioclasa, cuarzo y micas

Roca metamórfica que puede presentar foliación, y que se forma a grandes profundidades cercana a batolitos.93

Cataclasita Variable Roca que se forma por la acción de fallas.94

Corneana Variable Roca no foliada que se forma debido al metamorfismo de contacto.4

Cuarcita Cuarzo Roca producto del metamorfismo de rocas silíceas, normalmente areniscas donde predomina el cuarzo. Suele ser de color claro, aunque puede ser oscura si la roca madre contenía materia orgánica.95

Eclogita Granate y onfacita Roca producto del metamorfismo de rocas básicas.96

Epidosita Epidota y cuarzo Roca producto del metamorfismo de distintas clases de rocas, como areniscas, calizas, epidioritas o anfibolitas.97

Esquisto Moscovita, biotita, clorita, cuarzo y plagioclasa

Roca metamórfica foliada con minerales visibles a simple vista.nota 5 98 99

Esquisto azul Glaucofana Rocas metamórficas que han sufrido metamorfismo de alta presión y baja temperatura.100

Esteatita Talco Roca metamórfica compuesta mayoritariamente por talco, producto de la alteración hidrotermal de rocas máficas.101

Filita Filosilicatos Roca foliada producto del metamorfismo regional que representa la transición entre la pizarra y el esquisto.102

Gneis Cuarzo, feldespato, mica, piroxeno, anfibol, minerales opacos

Roca metamórfica de alto grado formada por la alternancia de bandas claras (minerales granulares) y bandas oscuras (minerales planares).103 4 Si el metamorfismo se produjo sobre un granito, a la roca se le llama ortogneis; y si se produjo sobre una roca sedimentaria, se denomina paragneis.4

Granulita Variable Roca silícea que ha sufrido metamorfismo de alta temperatura, y que carece de foliación al haber perdido filosilicatos por deshidratación.104

Jadeitita Jadeíta Roca que se forma en zonas de metamorfismo de alta presión.105

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Jasperoide Sílice Roca compuesta básicamente por sílice, cuyo origen se debe al reemplazamiento de algún otro mineral.106 107

Litchfieldita Albita, nefelina, microlina

Nefelina leucocrática de grano medio, donde de la cantidad total de feldespatos, menos de la mitad corresponden a feldespatos potásicos.108

Mármol Calcita, dolomita Roca con textura granoblástica producto del metamorfismo de rocas carbonáticas (calizas, dolomías, areniscas calcáreas...).109 110

Migmatita Silicatos Rocas que forman una transición continua desde rocas metamórficas hasta rocas plutónicas, formadas por partes oscuras de aspecto metamórfico, y partes claras de aspecto plutónico.60

Milonita Variable Roca producto del dinamometamorfismo, que se forma en zonas de cizalla dúctil.111

Novaculita Sílice Variedad de sílex metamorfizado de color blanco a gris oscuro, y que aflora en las Montañas Ouachita.112

Pizarra Filosilicatos Roca metamórfica de bajo grado y grano fino, que presenta foliación.4

Pseudotaquilita Variable Roca metamórfica formada por la acción de esfuerzos de cizalla, que funden y fracturan la roca.113 114

Roca verde Actinolita, albita y epidota

Roca producto del metamorfismo de rocas ígneas básicas, y que carece de esquistosidad.115

Serpentinita Antigorita, talco, magnetita, cromita, magnesita y dolomita

Roca de color verde producto del metamorfismo de peridotitas.116

Skarn Silicatos cálcicos Roca metamórfica formada en zonas de metamorfismo regional, metamorfismo de contacto y metasomatismo, que suelen presentar silicatos cálcicos, granate y piroxeno.117

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GEOLOGIA

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

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GEOLOGIA

La geología estructural es la rama de la geología que estudia las estructuras geológicas presentes en la corteza terrestre, ya sea de todo el planeta o de una determinada región.

En los estudios geológicos de esta naturaleza se realiza la identificación y análisis de las principales estructuras geológicas, y su reconocimiento, para luego realizar el mapeo de las estructuras tectónicas de un determinado sector.

PRINCIPALES ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Como parte fundamental de cualquier estudio de estructuras geológicas presentes en un yacimiento, se deben distinguir los tipos de estructuras que están presentes en la roca. Su objetivo es identificar sus características e influencia en aspectos de seguridad tales como:

La inestabilidad de un talud o galería por presencia de una falla (en este caso se debería contemplar la posibilidad de fortificar) La tendencia estructural definida con un plegamiento. La secuencia de encendido para que las operaciones de tronadura sean más eficientes, al existir planos de discontinuidad ya formados.

PLANOS GEOLÓGICOS Y ORIENTACIÓN

La mayoría las rocas de la corteza terrestre muestran varios tipos de planos geológicos, los que se puede agrupar en dos grandes categorías:

Foliaciones primariasque son las estructuras que se originan antes de la litificación o formación de rocas. Por ejemplo: estratos, flujo magmático.

Foliaciones secundarias que son aquellas que se originan después de la litificación, ya sea debido a fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre (por ejemplo, diaclasas, fallas, esquistosidades) u otras causas, como por ejemplo, grietas de enfriamiento y estructuras sedimentarias (grietas de resecación). En varias regiones del mundo se encuentra más de una fase tectónica, lo que revela la formación de las rocas en diferentes momentos.

Orientación de un plano

Para definir matemáticamente la orientación de un plano (medido en grados) en la naturaleza se recurre a las propiedades de:

Dirección de inclinaciónMarca hacia dónde se inclina el plano, o la proyección horizontal de la línea del máximo pendiente.

RumboEs la línea horizontal de un plano y se puede definir como la línea que resulta de la intersección del plano geológico por un plano horizontal. Es posible imaginar este concepto a partir de una superficie de agua (que es siempre horizontal), en la cual se hunde el plano hasta la mitad. La línea hasta donde se moja el plano es el rumbo.

Manteo o buzamientoMide el ángulo que existe entre el plano y el plano horizontal.

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DIACLASAS

Las diaclasas, que quiere decir juntas, son fracturas en las rocas que no presentan desplazamiento transversal que sea detectable, sólo manifiestan un poco de movimiento extensional.

TIPOS DE DIACLASAS

Las diaclasas corresponden a foliaciones secundarias, tanto de origen tectónico como no-tectónico, pero que no tienen desplazamientos. Entre ellas se distinguen:

Fisuras de enfriamientolas que se originan durante el enfriamiento de una roca magmática. Como el material caliente ocupa más espacio que la misma cantidad de materia fría, al enfriarse el magma, se producen fracturas por la diferencia de volumen que se produce.

Grietas de desecacióndurante la desecación de un barro o lodo bajo condiciones atmosféricas determinadas (sequedad, alta temperatura, radiación solar), al evaporarse el agua o la humedad contenida en él, disminuye el espacio ocupado por el material húmedo y la superficie se rompe en polígonos.

Fisuras de tensión gravitacional (origen tectónico)sobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones, un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenómeno se abren grietas paralelas al talud.

Las diaclasas son las fracturas más frecuentes y se presentan en todos los tipos de rocas, especialmente, al nivel de la superficie y también a grandes profundidades. Estas fracturas pueden tener dimensiones que se extienden desde algunos milímetros hasta unos pocos metros.Normalmente se presentan en una masa rocosa, en la que se pueden observar grupos de diaclasas -estructuras paralelas o subparalelas- y/o sistemas de diaclasas que corresponden a aquellas que se cortan entre sí en ángulos definidos, y tienen una cierta simetría.

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Algunas diaclasas están rellenas con calcita u otros minerales.

FALLAS

La falla corresponde a la fractura que se presenta en las rocas a lo largo de las cuales ha tenido lugar un movimiento o desplazamiento. Este movimiento produce un plano o zona de falla, que pueden alcanzar un ancho que va desde milímetros hasta los cientos de metros.Los movimientos o desplazamientos (salto total) pueden ser pequeños (milímetros) o muy grandes llegando a alcanzar los cientos de kilómetros.

Tipos de fallas

El movimiento en las fallas produce algunas estructuras o rocas especiales llamadas estrías, arrastres, brecha de falla, milonitas y diaclasas plumosas. Estas estructuras se pueden usar como indicadores directos de fallas. Según la dirección del desplazamiento se pueden distinguir dos grandes grupos de fallas:

Fallas con desplazamiento verticalSon aquellas donde el movimiento es fundamentalmente paralelo al buzamiento o manteo de la superficie de falla. Este tipo de movimiento puede producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla, producidos por desplazamientos generados por terremotos. Los movimientos verticales son fallas de ángulo, ya que el movimiento es a lo largo del manteo, hacia arriba o hacia abajo.

Por el movimiento descendente del techo, las fallas con desplazamiento vertical acomodan el alargamiento o la extensión de la corteza.Las fallas con desplazamiento vertical a gran escala se asocian con estructuras denominadas montañas limitadas por fallas.

Las pendientes de las fallas con desplazamiento vertical disminuyen con la profundidad y se reúnen para formar una falla casi horizontal denominada falla de despegue (a Estas se extienden varios kilómetros por debajo de la superficie y constituyen un límite importante entre las rocas situadas debajo (que exhiben deformación dúctil), y las situadas encima, las que demuestran deformación frágil a través de la formación de fallas.

Fallas normales o gravitacionalesSon aquellas fallas en las que el bloque de techo se desplaza hacia abajo en relación con el bloque de muro. (Bloque de techo es el más cercano a la persona, ver figura anterior).Cuando la roca sobre el plano de falla -que es el plano formado por el movimiento relativo de bloques- se mueve hacia abajo en relación con las rocas del pie, se producen esfuerzos tensionales que separan la corteza y provocan un levantamiento, el cual induce a que la superficie se estire y quiebre.

Este fenómeno produce estructuras tales como:

Graben o fosa tectónica o rift: que es un bloque central limitado por fallas normales, que se hunde a medida que las placas se separan.Horsts o macizo tectónico: que corresponden a estructuras levantadas, que limitan los valles elongados producidos por los graben.

La mayoría de las fallas normales o gravitacionales tienen buzamientos de unos 60º, los que tienden a disminuir con la profundidad, aunque algunas tienen buzamientos mucho menores, incluso algunos cercanos a la horizontal.

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Falla recta o de direcciónSon las también llamadas fallas de desgarre o cizalle, que tienen lugar por efecto adicional de un desplazamiento horizontal. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas que desplazan a las dorsales oceánicas.

Fallas inversas y cabalgamiento (o subescurrimiento)Son las fallas con desplazamiento vertical en las que el bloque de techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque del muro, por lo que reflejan un acortamiento de la corteza.

Se denominan fallas inversas a las que tienen buzamientos superiores a 45º y cabalgamientos a aquellas cuyo buzamiento es menor a 45º.Las fallas inversas de alto ángulo (casi 90º) suelen ser pequeñas en cuanto al desplazamiento (centímetros) y acomodan desplazamientos locales en regiones dominadas por otros tipos de fallas. Aparecen en entornos torsionales.

Los cabalgamientos existen en todas las escalas, con desplazamientos de milímetros, de unos pocos metros, hasta desplazamientos de decenas de kilómetros.Los cabalgamientos son resultado de fuertes esfuerzos compresivos. En esos ambientes, los bloques de corteza se desplazan uno hacia el otro, haciendo que el techo se mueva hacia arriba con respecto al muro.

La formación de cabalgamientos es más pronunciada en zonas de subducción y otros bordes convergentes, donde las placas están colisionando. Las fuerzas compresivas producen pliegues y fallas y provocan un engrosamiento y acortamiento del material implicado.En regiones montañosas, los cabalgamientos han desplazado los estratos hasta 50 km sobre las unidades de roca adyacentes, por lo que los estratos más antiguos se superponen sobre las rocas más jóvenes. La línea irregular entre las rocas marca el trazado de la falla.

A veces queda un resto aislado de una lámina de cabalgamiento que fue dividido por las fuerzas erosivas del hielo y las aguas corrientes. A este bloque aislado se denomina klippe.

Mantos De CorrimientoSon pliegues-falla (pliegues tumbados) donde se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud.

En este tipo de pliegues, los materiales que se desplazan (los superiores) se alejan de su origen, por eso se le llaman alóctonos, a diferencia de aquellos que permanecen en su posición original (los inferiores) que se denominan autóctonos.Cuando los materiales alóctonos (superiores) son erosionados, su ruptura puede provocar que afloren los autóctonos. Esta manifestación recibe el nombre de ventana tectónica. Asimismo, los materiales alóctonos podrían quedar aislados sobre los autóctonos por efecto de la erosión del manto de corrimiento. A este bloque aislado también se le denomina klippe.

Fallas con desplazamiento horizontalTambién denominadas desgarres, son las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la dirección de la superficie de la falla.

Por su gran tamaño y naturaleza lineal, muchas de ellas tienen una traza visible a lo largo de una gran distancia. Consisten en una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuyo ancho puede ser superior a varios kilómetros.El movimiento más reciente suele producirse a lo largo de una banda de pocos metros de ancho que puede cortar estructuras como los cauces de los ríos. Además, las rocas trituradas producidas durante la formación de la falla, son erosionadas con mayor facilidad, produciendo valles lineales o depresiones que marcan la ubicación de las fallas de deslizamiento horizontal.

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Según el movimiento horizontal a lo largo del rumbo de la falla, se distinguen:

Falla dextral: cuando el bloque de corteza del lado opuesto de la falla se mueve a la derecha, mirando hacia la falla.

Falla sinestral: tiene sentido de desplazamiento opuesto al dextral dependiendo del movimiento relativo. Muchas grandes fallas transcurrentes o de rumbo ocurren asociadas a los límites de placa.

Falla transformante: corresponde a una falla con desplazamiento horizontal que atraviesa la litosfera y acomoda el movimiento entre dos grandes placas de corteza. Si cortan la litosfera oceánica, conectan las dorsales oceánicas, y pueden acomodar el desplazamiento entre placas continentales que se mueven en sentido horizontal una con respecto a la otra.

OTRAS CLASES DE FALLAS

Fallas con desplazamiento oblicuo: corresponden a fallas con dirección de movimiento intermedia entre las fallas con desplazamiento vertical y horizontal.

De rotación o tijera: se forman por efecto del basculado de los bloques sobre el plano de falla (un bloque presenta movimiento de rotación con respecto al otro). Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa.

Deformaciones mixtas: las deformaciones mixtas se dan cuando se combinan pliegues y fallas.Sistemas de fallas subparalelas: mezcla de fallas horizontales y verticales.Escamas tectónicas: pliegues en los cuales predominan las fracturas. Se denominan así por su semejanza con la disposición de las escamas de los peces.

RECONOCIMIENTO DE FALLAS EN TERRENO

Para reconocer fallas en terreno es necesario identificar una serie de características del terreno mismo, como las siguientes:

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Desplazamiento El desplazamiento de una unidad o estructura geológica indica que existe actividad tectónica, y los desplazamientos tectónicos en el terreno marcan siempre una falla.

A veces, se suele confundir un desplazamiento con la estratificación normal del terreno, sobre todo si las capas tienen una inclinación o se confunden con accidentes morfológicos.

EstríasSon las líneas finas que se distinguen sobre un plano de falla. Estas líneas indican además la orientación del desplazamiento y muchas veces el sentido. Se encuentran en casi todos los lugares y su reconocimiento es fácil.

Diaclasas plumosas de cizalleDurante un movimiento tectónico se pueden abrir pequeñas fracturas, que se rellenan con calcita, yeso o cuarzo. Estas diaclasas tienen siempre una forma de "S" y pueden alcanzar dimensiones que van desde milímetros hasta metros.

ArrastresCerca de una falla las rocas pueden deformarse plásticamente, y es posible observar un leve monoclinal hacia el plano de la falla. Las dimensiones de un arrastre pueden variar desde centímetros a metros. Normalmente las fallas grandes muestran este fenómeno.

Brechas de falla (kataclasita)La energía del movimiento hace que algunas veces las rocas en la zona de falla se rompan y se quiebren, formando una brecha tectónica o brecha de falla. Las brechas de fallas normalmente muestran una dureza menor que las rocas no afectadas. Por eso, morfológicamente, una brecha de falla se ve como depresión.

MilonitaLa milonita es una roca metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas. Los minerales (cuarzo) se ven elongados hacia la dirección principal del movimiento. Las milonitas son generalmente duras y bien resistentes a la meteorización.

FALLA GEOLÓGICA

Una falla es una grieta en la corteza terrestre. Generalmente, las fallas están asociadas con, o forman, los límites entre las placas tectónicas de la Tierra. En una falla activa, las piezas de la corteza de la Tierra a lo largo de la falla, se mueven con el transcurrir del tiempo. El movimiento de estas rocas puede causar terremotos. Las fallas inactivas son

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aquellas que en algún momento tuvieron movimiento a lo largo de ellas pero que ya no se desplazan. El tipo de movimiento a lo largo de una falla depende del tipo de falla. A continuación describimos los pricipales tipos de fallas.

En geología, una falla es una discontinuidad que se forma por fractura en las rocas de la corteza terrestre, a lo largo de la cual ha habido movimiento de uno de los lados respecto del otro. Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos actuantes en la corteza. La zona de ruptura tiene una superficie generalmente bien definida denominada plano de falla. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos fundamentales en la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud.

Elementos de una falla

Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Este plano puede tener cualquier orientación (vertical, horizontal, o inclinado). La orientación se describe en función del rumbo (ángulo entre el rumbo Norte y la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y el buzamiento o manteo (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el plano vertical perpendicular al rumbo de la falla).

Bloques de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya por encima del plano de falla se denomina bloque colgante y al que se encuentra por debajo, bloque yaciente.

Desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro.

Clasificación de fallas

Tipos fundamentales de fallas: a) Falla inversa b) Falla normal c) Falla de rumbo

Desde el punto de vista relativo al desplazamiento de las fallas, las mismas se clasifican en:

Falla de rumbo: cuando el desplazamiento es paralelo al rumbo de la falla.

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Falla dip-slip : cuando el desplazamiento es paralelo a la dirección en que la falla buza o mantea. Falla oblicua: cuando el desplazamiento es oblicuo tanto al rumbo como a la dirección de buzamiento.

Las fallas de rumbo se clasifican, según el sentido de movimiento de los bloques (referenciado a la posición de un observador situado sobre un bloque), como :

Sinistrales: cuando el bloque opuesto al que ocupa el observador se mueve a la izquierda;

dextrales :cuando el bloque se mueve a la derecha.

normales cuando el bloque colgante se desplaza hacia abajo relativo al bloque yaciente;

inversas (también corrimientos o cabalgamientos) cuando el bloque colgante se mueve hacia arriba respecto del yaciente. Las fallas oblicuas se describen simplemente como una combinación de la terminología de las anteriores, por ejemplo falla sinistral-inversa, dextral-normal, etc.

CARACTERÍSTICAS PARA IDENTIFICAR FALLAS EN EL TERRENO:

Salto o escarpa de falla: es el rasgo morfológico producido en la superficie terrestre debido al desplazamiento reciente (hasta algunos miles de años) en un plano de falla. Constituyen morfologías rectilíneas a través de las cuales la topografía aumenta abruptamente

Facetas triangulares: son escarpas que, debido a procesos erosivos, muestran en aspecto triangular, de aquí su nombre. La forma triangular se debe a la intersección de cárcavas o valles profundos con el plano rectilíneo de una escarpa de falla.

FALLAS ACTIVAS E INACTIVAS

Una falla es activa cuando ha tenido actividad (desplazamientos) durante el Cuaternario, es decir durante los últimos 1,8 millones de años. Las fallas activas se reconocen por los terremotos asociados, y en algunos casos se hacen evidentes al manifestarse con rupturas en superficie. Las fallas activas pueden ser sísmicas o asísmicas. En el primer caso el desplazamiento a lo largo de segmentos del plano de falla se produce de forma esporádica, debido a la aplicación de esfuerzos tectónicos en las inmediaciones de la falla, que produce la deformación elástica de las rocas en ese entorno. Cuando la resistencia al corte de las rocas es superada por la magnitud de los esfuerzos, se produce la ruptura y desplazamiento a lo largo de la falla. El desplazamiento repentino da lugar a un sismo. Luego de un sismo se suceden periodos de menor o nula actividad, en que las rocas comienzan a acumular esfuerzos nuevamente. Las fallas asísmicas, por otro lado, se dan cuando los esfuerzos son liberados de forma permanente por procesos como el reptaje (creep), o mediante pequeñas rupturas sucesivas que ocasionan sismos de muy baja magnitud y poco espaciados en el tiempo.

Cuando se analiza el desplazamiento de las fallas en el tiempo geológico (miles a millones de años), independientemente de si las fallas son sísimicas o asísmicas, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos centímetros por año.

LAS FALLAS INACTIVAS

son aquellas originadas en el pasado geológico, y que no han manifestado actividad "reciente" (cuaternaria). En la actualidad se reconocen sólo como estructuras fósiles (ver figura arriba). Estas no representan ningún peligro sísmico para poblaciones cercanas.

ASOCIACIONES DE FALLAS

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Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras:

Fallas escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos. Escamas tectónicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos. Pilar tectónico: conjunto de fallas normales que forman una estructura convexa. Cadena cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa. Fosa tectónica (graben): conjunto de fallas normales que forman una estructura cóncava. Macizo tectónico (horst): asociación de pilares tectónicos y fosas tectónicas, alternativamente. Manto de corrimiento: pliegue recumbente en el que se ha llegado a producir una falla entre el flanco

superior y el inferior, de modo que aquel se desplaza sobre ést

FALLAS NORMALES

Las fallas normales se producen en áreas donde las rocas se estan separando (fuerza tractiva), de manera que la corteza rocosa de un área específica es capaz de ocupar más espacio.

La rocas de un lado de la falla normal se hunden con respecto a las rocas del otro lado de la falla. Las fallas normales no crean salientes rocosos. En una falla normal es posible que se pueda caminar sobre un área expuesta de la falla.

Normal: Este tipo de falla se caracteriza porque uno de sus bloques (Techo) cae bajo la acción de la gravedad ( el piso queda arriba) y las fuerzas tectónicas actúan dilatando o expandiendo el medio en forma perpendicular a la falla. 

FALLAS INVERSAS

Las fallas inversas ocurren en áreas donde las rocas se comprimen unas contra otras (fuerzas de compresión), de manera que la corteza rocosa de un área ocupe menos espacio.

La roca de un lado de la falla asciende con respecto a la roca del otro lado. En una falla inversa, el área expuesta de la falla es frecuentemente un saliente. De manera que no se puede

caminar sobre ella. Fallas de empuje son un tipo especial de falla inversa. Ocurren cuando el ángulo de la falla es muy pequeño.

Inversa:  Este tipo de fallamiento se caracteriza porque uno de sus bloques (Techo) es empujado hacia arriba producto de las fuerzas de compresión que actúan en la corteza. Las fuerzas tectónicas actúan comprimiendo el medio y en forma perpendicular a la falla.  

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FALLA DE TRANSFORMACIÓN (DE DESGARRE)

El movimiento a lo largo de la grieta de la falla es horizontal, el bloque de roca a un lado de la falla se mueve en una dirección mientras que el bloque de roca del lado opuesto de la falla se mueve en dirección opuesta.

Las fallas de desgarre no dan orígen a precipicios o fallas escarpadas porque los bloques de roca no se mueven hacia arriba o abajo en relación al otro.

Longitudinal: Este es el tipo de fallamiento que se produce cuando las fuerzas tectónicas actúan en dirección opuesta a ambos lados de la falla pero en forma paralela a ésta. Como consecuencia, los bloques son desplazados horizontalmente.

Sin embargo, las fallas son usualmente más complejas que lo que sugieren estos diagramas. Con frecuencia el movimiento a lo largo de una falla no ocurre de una sola manera. Una falla puede ser una combinación de una falla de transformación y una normal o inversa. Para complicar aún más estas condiciones, con frecuencia las fallas no son sólo una grieta en la roca, sino una variedad de fracturas originados por movimientos similares de la corteza terrestre. A estas agrupaciones de fallas se les conoce como zonas de fallas.

FALLAS DE ROTACIÓN O TIJERA

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Las fallas de rotación o de tijera se forman por efecto del basculado  de los bloques sobre el plano de falla (un bloque presenta movimiento de rotación con respecto al otro). Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa.

MACIZO TECTÓNICO O HORST

Los macizos tectónicos o horst, son bloques elevados limitados por declives o escarpes de fallas (masas hundidas).

FOSA TECTÓNICA O RIFT

En una fosa tectónica o rift, también llamada de hundimiento, los bloques se encuentran hundidos en una disposición progresiva.

PLIEGUES

Los pliegues son inflexiones o dislocaciones u ondulaciones, más o menos bruscas, que presentan las capas sedimentarias cuando son modificadas de su posición natural (la horizontal) por los agentes orogénicos . Estos agentes o fuerzas generan deformaciones plásticas y continuas tridimensionales, por lo que también se les llaman cuerpos geológicos.

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Los pliegues suelen ser más habituales en rocas sedimentarias plásticas, como las volcánicas, aunque también se presentan en rocas metamórficas.

Elementos de un pliegue

Los pliegues están formados por un conjunto de elementos que permiten describirlos:

Charnela: es la línea que une los puntos de máxima o mínima altura en cada capa, es decir, representa la máxima curvatura del pliegue, donde los estratos cambian el buzamiento. Un pliegue puede tener más de una charnela o ninguna, que se da cuando el pliegue es un semicírculo.

Plano axial: es aquel que une las charnelas de todas las capas de un pliegue, es decir, el que divide al pliegue tan simétricamente como sea posible.Eje axial: es la línea que forma la intersección del plano axial con la charnela.Flanco: corresponden a los planos inclinados que forman las capas, o sea, los laterales del pliegue, situados a uno y otro lado de la charnela. Un pliegue es simétrico cuando posee los flancos iguales e igualmente inclinados y será asimétrico si tiene sus planos desiguales.Cresta: es la línea que une los puntos más altos de un pliegue.Valle: es la línea que une los puntos más bajos de un pliegue.Núcleo: es la parte más interna de un pliegue.Dirección: es el ángulo que forma la línea de intersección del estrato con el plano horizontal, tomado con respecto

del polo norte magnético.Buzamiento: o inclinación, es el ángulo que forma el plano del estrato con la horizontal.Ángulo de vergencia o inmersión: es aquel que forma el plano axial con la horizontal. Indica el sentido en que se inclina el plano axial.

TIPOS DE PLIEGUES

Existen diferentes tipos de pliegues los que se clasifican de acuerdo con la edad de los estratos y de acuerdo con la orientación que presente.

Según la edad de los estratos envolventes

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Pliegues anticlinales: se forman cuando los estratos más nuevos envuelven a los más antiguos. Estos pliegues presentan la parte convexa hacia arriba, presentando un aspecto de bóveda. Los flancos se inclinan en sentido divergente y los estratos más antiguos se sitúan en el núcleo.

Las principales características de los pliegues anticlinales son:

El centro es un eje de simetría.Los dos lados del anticlinal muestran direcciones de inclinación diferentes.Los estratos se inclinan siempre hacia los flancos.En el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales)Del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.En el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos y en los flancos los más jóvenes.

Pliegues sinclinales: se forman cuando los estratos más antiguos envuelven a los más jóvenes. Sus flancos forman una U característica. Tienen la convexidad hacia el interior de la Tierra, adquiriendo una forma de cuenca o cubeta. Los flancos se inclinan en sentido convergente y los extractos más jóvenes se sitúan en el núcleo. Cuando se desconoce la edad de los estratos que forman los pliegues, se denomina antiforma al pliegue convexo hacia arriba, y sinforma al pliegue convexo hacia abajo.

Las principales características de los pliegues sinclinales son:

El centro es un eje de simetría.Los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes y opuestas en 180º.Los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo.En el centro, el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales)Del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.En el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes y en los flancos los más antiguos.

Según orientación

Pliegues simétricos: se distinguen cuando los flancos a ambos lados del plano axial divergen según un mismo ángulo. Por efecto de dos fuerzas iguales y opuestas, se forman pliegues rectos y simétricos, dos de ellos anticlinales (los de las crestas) y el otro sinclinal (el del valle).

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Pliegues asimétricos: se observan cuando los flancos a ambos lados del plano axial no divergen según un mismo ángulo. Por efecto de las fuerzas iguales y opuestas, se forman pliegues asimétricos, los que pueden ser inclinados, volcados, acostados o tumbados.

Pliegues asimétricos inclinados: un pliegue asimétrico está inclinado cuando el ángulo formado por el plano axial con la horizontal es mayor de 45º.

Pliegues asimétricos volcados: se distinguen cuando uno de los flancos se apoya sobre la parte superior del siguiente pliegue. El ángulo formado por el plano axial con la horizontal es menor de 45º.

Pliegues asimétricos acostados o recumbentes: se forman cuando el plano axial y los flancos son horizontales.

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FORMAS DE LOS PLIEGUES

Anticlinales

Son aquellos en el cual los estratos más modernos envuelven a los más antiguos (es opuesto a sinclinal). Presentan la parte convexa hacia arriba, con aspecto de bóveda. Los flancos se inclinan en sentido divergente. Los extractos más antiguos se sitúan en el núcleo.

Sinclinales

Son aquellos en el cual los estratos más antiguos envuelven a los más modernos. Sus flancos forman una U característica. Tienen la convexidad hacia abajo (hacia el interior de la tierra), con forma de cuenca o cubeta. Los flancos se inclinan en sentido convergente. Los extractos más jóvenes se sitúan en el núcleo.

Antiforma y sinforma

Cuando se desconoce la edad de los estratos que forman los pliegues, se denomina antiforma al pliegue convexo hacia arriba; y sinforma al pliegue convexo hacia abajo.

TIPOS DE PLIEGUES

Rectos.- Son pliegues rectos cuando el plano axial es vertical, es decir, cuando forma un ángulo de 90º con la horizontal. Se forman pliegues simétricos por efecto de dos fuerzas iguales y opuestas.

Por efecto de dos fuerzas iguales y opuestas (1 y 2), se forman pliegues rectos y simétricos. Dos de ellos anticlinales (las crestas) y el otro sinclinal (el valle)

Inclinados

Son pliegues inclinados cuando el ángulo formado por el plano axial con la horizontal es mayor de 45º.

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Tumbados

Son pliegues tumbados cuando uno de los flancos se apoya sobre la parte superior del siguiente pliegue. El ángulo formado por el plano axial con la horizontal es menor de 45º.

Por efecto de las fuerzas 1 y 2, se forman pliegues asimétricos, A: inclinado y B: tumbado

Acostados o recumbentes

Son pliegues acostados o recumbentes cuando el plano axial y los flancos son horizontales.

En abanico

Son pliegues en abanico cuando poseen dos planos axiales cuyas inclinaciones se oponen.

OTROS TIPOS DE PLIEGUES

De perfil transversal normal.- Los pliegues de perfil transversal normal son aquellos en que los flancos se separan desde la charnela.

Isoclinales

Se denominan isoclinales cuando los pliegues son igualmente inclinados y en la misma dirección, es decir, los flancos del pliegue son paralelos.

Monoclinales o pliegue en rodilla

Son aquellos pliegues cuyas capas presentan el mismo buzamiento y dirección, es decir, cuando tienen un solo flanco.

En acordeón

Se denominan así a los pliegues cuya charnela es angular.

En cofre y artesa

Son los pliegues cuya harnela es recta y forma ángulos aproximados de 90º.

Disarmónicos

Son aquellos pliegues cuyas capas poseen distinta plasticidad, dando lugar a comportamientos diferentes y estructuras complejas.

De arrastre

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GEOLOGIA

Son aquellos pliegues cuyas capas de mayor plasticidad se pliegan de forma independiente a las demás, dando lugar a pliegues más pequeños.

Diapíricos

Son pliegues cuyas columnas de rocas plásticas, como las evaporitas, parten del sustrato profundo y por su movilidad rompen y atraviesan las capas suprayacentes, ascendiendo en forma de intrusión y alcanzando o no la superficie. Se origina por el proceso denominado halocinesis.

De falla

Se denominan así cuando además del pliegue se produce una rotura en las capas, con desplazamiento de las partes.

FUERZAS Y DEFORMACIONES (CONTINUACIÓN)

Deformaciones mixtas

las deformaciones mixtas se dan cuando se combinan pliegues y fallas.

Ejemplos:

Escamas tectónicas

Las escamas tectónicas no son más que pliegues en los cuales predominan las fracturas. Se denominan así por su semejanza con la disposición de las escamas de los peces.

Mantos de corrimiento

Los mantos de corrimiento son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud. En este tipo de pliegues, los materiales que se desplazan (los superiores) se alejan de su origen, por eso se le llaman alóctonos; los que permanecen en su posición original (los inferiores) se denominan autóctonos.

Cuando los materiales alóctonos son erosionados, su ruptura pueden provocar que afloren los autóctonos, esta manifestación recibe el nombre de ventana tectónica. Así mismo, los materiales alóctonos podrían quedar aislados sobre los autóctonos por efecto de la erosión del manto de corrimiento, en lo que se denomina klippe.

Estilos tectónicos

Las diferentes estructuras de fallas, pliegues, fracturas, cabalgamientos, etc., caracterizan y diferencian las cadenas montañosas entre sí. Ejemplo de los estilos tectónicos más destacados:

Germánico

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GEOLOGIA

En el estilo germánico predominan las fracturas y ausencia de pliegues. Los materiales tectónicos de base son afectados tanto por fuerzas de compresión como de distensión, lo que da lugar a fallas inversas, escamas tectónicas, y fosas y macizos tectónicos.

Jurásico

En el estilo jurásico (de la Jura -Francia-) predominan la sucesión de pliegues rectos y simétricos, asociados a fallas de la misma dirección. Aunque las cumbres suelen corresponder habitualmente con los anticlinales, y los valles con los sinclinales, sucede que en algunas ocasiones se presenta el efecto contrario por causa de la erosión, mostrando un relieve invertido.

Alpino

Estilo alpino

En el estilo alpino (de los Alpes), predominan los pliegues-falla, con series de estratos invertidos y mantos de corrimiento con cabalgamientos de grandes desplazamientos.

RUMBO

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GEOLOGIA

El rumbo de una línea es el ángulo horizontal agudo (<90°) que forma con un meridiano de referencia, generalmente se toma como tal una línea Norte-Sur que puede estar definida por el N geográfico o el N magnético (si no se dispone de información sobre ninguno de los dos se suele trabajar con un meridiano, o línea de Norte arbitraria).Como se observa en la figura, los rumbos se miden desde el Norte (línea ON) o desde el Sur (línea OS), en el sentido de las manecillas del reloj si la línea a la que se le desea conocer el rumbo se encuentra sobre el cuadrante NOE o el SOW; o en el sentido contrario si corresponde al cuadrante NOW o al SOE.Como el ángulo que se mide en los rumbos es menor que 90° debe especificarse a qué cuadrante corresponde cada rumbo.

Por ejemplo en la figura las líneas mostradas tienen los siguientes rumbos:

Línea RUMBOOA N30°EOB S30°EOC S60°WOD N45°W

Como se puede observar en la notación del rumbo se escribe primero la componente N o S del cuadrante, seguida de la amplitud del ángulo y por último la componente E o W.

AZIMUT

El azimut de una línea es el ángulo horizontal medido en el sentido de las manecillas del reloj a partir de un meridiano de referencia. Lo más usual es medir el azimut desde el Norte (sea verdadero, magnético o arbitrario), pero a veces se usa el Sur como referencia.Los azimutes varían desde 0° hasta 360° y no se requiere indicar el cuadrante que ocupa la línea observada. Para el caso de la figura, las mismas líneas para las que se había encontrado el rumbo tienen el siguiente azimut:

Línea AZIMUTOA 30°OB 150°OC 240°OD 315°

Contra-Rumbo Y Contra-Azimut (Rumbo O Azimut Inverso)

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GEOLOGIA

Cuando se desea conocer la dirección de una línea se puede ubicar un instrumento para medirla en cualquiera de sus puntos extremos, por lo tanto se llaman rumbo y azimut inversos a los observados desde el punto contrario al inicial. Para que quede más claro, si en el ejemplo de la figura se midieron primero los rumbos y azimutes desde el punto O (líneas OA, OB, OC y OD), el contra-rumbo y contra-azimut de cada línea corresponde a la dirección medida en sentido opuesto, desde cada punto hasta O (líneas AO, BO, CO y DO).Cuando se trata de rumbos, para conocer el inverso simplemente se cambian las letras que indican el cuadrante por las opuestas (N <-> S y E <-> W). De manera que para la figura se tiene:

Línea RUMBO

CONTRA-RUMBO

OA N30°E S30°WOB S30°E N30°WOC S60°W N60°EOD N45°W S45°E

Por el contrario, si se trata de azimutes, el inverso se calcula sumándole 180° al original si éste es menor o igual a 180°, o restándole los 180° en caso de ser mayor.

Contra-Azimut = Azimut ± 180°

Para la figura mostrada se observan los siguientes azimutes inversos:

Línea AZIMUT CONTRA-AZIMUTOA 30° 30°+180° = 210°OB 150° 150°+180° = 330°OC 240° 240°-180° = 60°OD 315° 315°-180° = 135°

Vale la pena volver a decir que en ningún caso un rumbo (o un rumbo inverso) puede ser mayor a 90°, ni un azimut (o contra-azimut) mayor a 360°.

Conversión de Rumbo a Azimut

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GEOLOGIA

Para calcular azimutes a partir de rumbos es necesario tener en cuenta el cuadrante en el que se encuentra la línea. Observando la figura anterior se puede deducir la siguiente tabla:

Cuadrante

Azimut a partir del rumbo

NE Igual al rumbo (sin las letras)SE 180° – RumboSW 180° + RumboNW 360° – Rumbo

Se puede comprobar revisando los valores que aparecen en la figura.

Conversión de Azimut a Rumbo

Observando también la figura se ve que el cuadrante de la línea depende del valor del azimut así:

Azimut Cuadrante Rumbo0° – 90° NE N ‘Azimut’ E90° – 180° SE S ’180° – Azimut’ E180° – 270°

SW S ‘Azimut – 180°’ W

270° – 360°

NW> N ’360° – Azimut’ W

Cálculo de Azimutes en poligonales

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GEOLOGIA

Una poligonal, sea abierta o cerrada, es una sucesión de distancias y direcciones (rumbo o azimut) formadas por la unión de los puntos en los que se armó el instrumento que se usó para medirlas (puntos de estación). Cuando se ubica el instrumento en una estación se puede medir directamente el azimut de la siguiente línea a levantar (si se conoce la dirección del N o si se “sostiene” el contra-azimut de la línea anterior), sin embargo, en ocasiones se mide el ángulo correspondiente entre las dos líneas que se intersectan en el punto de estación (marcando “ceros” en el ángulo horizontal del instrumento cuando se mira al punto anterior), a este último ángulo se le va a llamar “ángulo observado”.

Si el ángulo observado se mide hacia la derecha (en el sentido de las manecillas del reloj, que es el mismo en el que se miden los azimutes) se puede calcular el azimut de la siguiente línea con la siguiente expresión:

Azimut línea siguiente = Contra-azimut de la línea anterior + Ángulo observado

Se debe aclarar que si el resultado es mayor a 360° simplemente se le resta este valor.

En la figura se observa que si el azimut conocido corresponde al de la línea AB (ángulo NAB en rojo), por lo tanto el contra-azimut es el ángulo NBA (también en rojo). El ángulo observado, medido en el sentido de las manecillas del reloj con el instrumento estacionado en el punto B es el ángulo ABC (en verde). El azimut que se desea conocer es el de la línea BC (ángulo NBC en azul). Por lo tanto se tiene la siguiente expresión:

Azimut BC = Contra-Azimut AB + Ángulo observado en B

Azimut BC = <NBA + <ABC

Como es evidente que el resultado será mayor que 360° (en este caso en particular) entonces el azimut de la línea BC será:

Azimut BC = (<NBA + <ABC) – 360°

Esta expresión es válida sólo si el ángulo observado está medido en el mismo sentido del azimut (derecha), sin importar si es interno o externo.

Si se trata de calcular rumbos se pueden luego convertir los azimutes calculados de la forma anterior.

DIRECCIÓN DE UNA LÍNEA (RUMBO Y AZIMUT)

Una manera de describir los accidentes, la forma y los detalles de un terreno (de lo que se encarga la topografía) consiste en realizar un levantamiento utilizando líneas rectas que forman un polígono, ya sea abierto o cerrado, mediante la medición de distancias y ángulos, y a partir de él tomar los detalles que sean necesarios.

La dirección de una línea no es más que el ángulo horizontal que ésta forma con una línea de referencia, llamada meridiano de referencia, que -como ya se vio en otro artículo- puede ser un meridiano magnético, geográfico o arbitrario.

El ángulo medido a partir de esa referencia, que designa la dirección de la línea, puede ser un Rumbo o un Azimut, de cuya descripción y cálculos se tratará enseguida.

RUMBO

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GEOLOGIA

El rumbo de una línea es el ángulo horizontal agudo (<90°) que forma con un meridiano de referencia, generalmente se toma como tal una línea Norte-Sur que puede estar definida por el N geográfico o el N magnético (si no se dispone de información sobre ninguno de los dos se suele trabajar con un meridiano, o línea de Norte arbitraria).

Para determinar el rumbo de una línea es necesario conocer la ubicación de la línea de referencia desde la estación (punto de medida). En el caso de la figura de la izquierda se supone que existe un instrumento localizado en el punto O (estación), desde el cual se puede observar la línea Norte – Sur (NS) y configurar una cruz que señala los cuatro puntos cardinales. Luego se da vista al segundo punto que conforma la línea, para el ejemplo van a ser cuatro: A, B, C y D.

Como se observa en la figura, los rumbos se miden desde el Norte (línea ON) o desde el Sur (línea OS), en el sentido de las manecillas del reloj si la línea a la que se le desea conocer el rumbo se encuentra sobre el cuadrante NOE o el SOW; o en el sentido contrario si corresponde al cuadrante NOW o al SOE.

Como el ángulo que se mide en los rumbos es menor que 90° debe especificarse a qué cuadrante corresponde cada rumbo. Por ejemplo, las líneas mostradas tienen los siguientes rumbos:

LÍNEA RUMBO

OA N 30° E

OB S 30° E

OC S 60° W

OD N 45° W

Como se puede observar, en la notación del rumbo se escribe primero la componente N o S del cuadrante, seguida de la amplitud del ángulo y por último la componente E o W.

Rumbo Inverso (También Conocido Como Contra-Rumbo)

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GEOLOGIA

En el ejemplo de la figura anterior todos los rumbos se midieron desde el punto O. Cuando se trata del rumbo de la misma línea, pero observado desde el extremo opuesto se habla de rumbo inverso o contra-rumbo. Convertir rumbos a contra-rumbos es muy sencillo, pues los ángulos son ángulos alternos-internos (recordar el teorema de ángulos congruentes en una secante que corta dos líneas paralelas), entonces el único trabajo que resta es cambiar las letras que indican el cuadrante por las contrarias, es decir N por S (y viceversa) y E por W (y viceversa).

Con la misma figura de antes se tienen los siguientes rumbos inversos:

LÍNEA RUMBO

AO S 30° W

BO N 30° W

CO N 60° E

DO S 45° E

Para resumir:

LÍNEA RUMBO CONTRA-RUMBO

OA N 30° E S 30° W

OB S 30° E N 30° W

OC S 60° W N 60° E

OD N 45° W S 45° E

AZIMUT

El azimut (o acimut; ambas grafías son válidas de acuerdo a la RAE) de una línea es el ángulo horizontal medido en el sentido de las manecillas del reloj a partir de un meridiano de referencia. Lo más usual es medir el azimut desde el Norte (sea verdadero, magnético o arbitrario), pero en ocasiones se usa el Sur como referencia.

Los azimutes varían desde 0° hasta 360° y no se requiere indicar el cuadrante que ocupa la línea observada.

Al igual que con los rumbos es necesario conocer primero la ubicación del meridiano Norte – Sur de referencia y luego apuntar la visual hacia el punto final de la línea que se va a medir. Para el caso de la figura mostrada a la izquierda, las mismas líneas para las que se había encontrado el rumbo tienen el siguiente azimut:

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GEOLOGIA

LÍNEA AZIMUT

AO 30°

BO 150°

CO 240°

DO 315°

Azimut Inverso (También Conocido Como Contra-Azimut)

De la misma manera que con los rumbos, si se mide el azimut de una línea desde el extremo opuesto al inicial se está midiendo el azimut inverso. El contra-azimut se calcula sumándole 180° al original si éste es menor o igual a 180°, o restándole los 180° en caso de ser mayor.

En la figura de la izquierda se puede ver cómo, si se le restan 180º (ángulo recto en verde) al azimut de la línea AB se obtiene su contra-azimut, es decir el azimut de la línea BA. De igual forma, si los 180º se suman al azimut de BA se obtiene el de AB. Entonces:

Contra-Azimut = Azimut ± 180°

Para la figura mostrada anteriormente se observan los siguientes azimutes inversos:

LÍNEA AZIMUT CONTRA-AZIMUT

OA 30° 30°+180° = 210°

OB 150° 150°+180° = 330°

OC 240° 240°-180° = 60°

OD 315° 315°-180° = 135°

Vale la pena volver a decir que en ningún caso un rumbo (o un rumbo inverso) puede ser mayor a 90°, ni un azimut (o contra-azimut) mayor a 360°.

CONVERSIONES

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GEOLOGIA

De rumbo a azimut

Para calcular azimutes a partir de rumbos es necesario tener en cuenta el cuadrante en el que se encuentra la línea. Observando la figura anterior se puede deducir la siguiente tabla:

Cuadrante Azimut a partir del rumbo

NE Igual al rumbo (sin las letras)

SE 180° – Rumbo

SW 180° + Rumbo

NW 360° – Rumbo

Se puede comprobar revisando los valores que aparecen en la figura de arriba.

De azimut a rumbo

Observando también la figura se ve que el cuadrante de la línea depende del valor del azimut así:

Azimut Cuadrante Rumbo

0° – 90° NE N ‘Azimut’ E

90° – 180° SE S ’180° – Azimut’ E

180° – 270° SW S ‘Azimut – 180°’ W

270° – 360° NW N ’360° – Azimut’ W

CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA

Introducción:Con este trabajo se presenta una herramienta diseñada para ayudar al alumno a evaluar, interpretar y sintetizar información geológica elemental obtenida sobre el terreno y sobre mapas geológicos, y así, poder identificar y valorar

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GEOLOGIA

las características geológicas básicas del planeta Tierra.

Ello implica la necesaria adquisición de visión espacial, es decir, de la habilidad de reproducir e imaginar la estructura tridimensional de los diferentes componentes geológicos, así como de las relaciones espaciales entre ellos.

Para ello, esta guía comienza mostrando los conceptos y principios geológicos básicos que rigen la geometría, orientación espacial y relaciones de la mayoría de las estructuras geológicas y su representación en los mapas geológicos, utilizando el mapa topográfico y, por tanto, la interacción con la superficie topográfica, como base de la representación.

A continuación se dedica un apartado a la explicación pormenorizada de los diferentes cálculos geométricos que se aplican a la obtención de parámetros de orientación espacial de estas estructuras. Se suministran ejemplos sobre cada tipo de problema planteado, desglosando cada uno paso a paso con visión en dos y tres dimensiones.

Finalmente se explica la construcción de cortes geológicos a partir de la representación en mapas geológicos de las diferentes estructuras mostradas inicialmente.Conceptos Básicos:

Estrato o Capa:

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GEOLOGIA

Dirección de un plano, d:

El valor de la dirección puede darse según varias notaciones: Desde el Norte, de 0° a 360° (ejemplos: N74°, N165°, N225°) Desde el Norte 0° a 180° e indicando la dirección hacia la que se mide, Oeste (O) o Este (E) (ejemplos:

N37°E, N14°E, N150°O)

Ángulo que forma con el Norte geográfico una línea horizontal contenida en dicho plano.

Medida de la dirección sobre una capa o estrato.

Transformación 1

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GEOLOGIA

Transformación 2

Buzamiento de un plano, ß:

Ángulo entre la línea de máxima pendiente en dicho plano (perpendicular a la dirección del plano) y un plano horizontal, medido sobre un plano vertical.

Se califica como buzamiento real frente al buzamiento aparente.

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GEOLOGIA

Medida del buzamiento sobre una capa o estrato

Buzamiento aparente de un plano, ß’:

El buzamiento de un estrato es el ángulo de inclinación de su línea de máxima pendiente. Cualquier otra línea contenida en el plano de la capa tendrá un ánglo de inclinación menor que el buzamiento.

Si se hace un corte vertical en una zona en la que existe un plano inclinado (ABCD), el buzamiento que la capa aparentará tener será el de la línea de intersección con el plano del corte.

Si este plano no contiene la línea de máxima pendiente, ejemplo: plano AEC (oblicuo de oblicuidad a) el buzamiento que se observa es un buzamiento aparente ß’.

Sentido de buzamiento de un plano:

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GEOLOGIA

Ángulo que forma con el Norte geográfico la proyección horizontal de la línea de máxima pendiente contenida en dicho plano.

El valor del sentido de buzamiento se indica según notación de 0° a 360° y se corresponde, al tratarse de la línea de máxima piendiente perpendicular a la dirección del plano, con el valor de la dirección sumando o restando los 90° ó 270° correspondientes a la perpendicularidad.

Notación 1

Partiendo de una notación de la dirección desde el Norte hacia el Este (0-180°), si el buzamiento se dirige hacia el hemisferio Sur, se sumarán90°.

Ejemplo: plano de dirección N 50° E y buzamiento hacia el SE => sentido de buzamiento: 50° + 90° = 140°

Notación 2

Si el buzamiento se dirige hacia el hemisferio Norte y la dirección está comprendida entre N0°E y N90°E, se sumarán 270°.

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GEOLOGIA

Ejemplo: plano de dirección N 50° E y buzamiento hacia el NO => sentido de buzamiento: 50° + 270° = 320°

Notación 3

Si el buzamiento se dirige hacia el hemisferio Norte y la dirección está comprendida entre N90°E y N180°E, se restarán 90°.

Ejemplo: plano de dirección N 100°E y buzamiento hacia el N => sentido de buzamiento: 100° - 90° = 10°

Espesor (potencia) de un estrato:

Distancia existente entre el muro y el techo de un estrato medida perpendicularmente a ambos planos.

La superficie de afloramiento de un estrato depende del espesor y del buzamiento del mismo, y de la topografía de la zona.

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GEOLOGIA

Espesor (potencia) aparente de un estrato:

Distancia existente entre muro y techo del estrato medido en la superficie de afloramiento del estrato.

Depende del propio espesor, del buzamiento y de la topografía.

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GEOLOGIA

AB: Espesor aparenteCB: Espesor realsen = CB/ABCB = AB sen

Principios Básicos:Base del Mapa Geológico: mapa topográficoEs la representación de una serie de planos horizontales a cotas diversas y con un intervalo constante entre dichos planos, los cuales cortarán a la superficie topográfica según una serie de curvas cerradas más o menos irregulares; estas curvas, que son el lugar geométrico de todos los puntos de la topografía que están a igual cota, reciben el nombre de curvas de nivel, siendo la equidistancia la diferencia de cota entre dos curvas de nivel consecutivas. Las curvas de nivel se proyectan punto a punto sobre el plano de proyección que se sitúa en cota 0 y se obtiene así la representación de la superficie topográfica en planos acotados.

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GEOLOGIA

En 3D:

La escala del mapa indica la relación entre las distancias en el mapa y en la realidad.

Ejemplos:

A escala 1:500001 cm en el mapa son 1 cm x 50000 = 500m en la realidad1 mm en el mapa son 1mm x 50000 = 50m en la realidad

La escala puede indicarse numéricamente (ej. 1:10000) o gráficamente. La escala gráfica es un símbolo lineal dividido en tramos que indican la distancia real en el terreno que corresponde a la distancia en el mapa.

Intersección: Intersección de capas geológicas planas con la topografíaSímbolos utilizados en el mapa geológico:

Capas horizontales (ß=0°)

Una capa o estrato horizontal será paralelo a los planos que determinan las curvas de nivel, y, por tanto, la intersección del estrato con la topografía, la traza, será paralela a las curvas de nivel.

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GEOLOGIA

En 2D:

Capas verticales (ß=90°)

Independientemente de la superficie topográfica, la intersección del estrato con la topografía quedará siempre representada por dos líneas rectas (techo y muro de la capa) separadas por el espesor del mismo medido perpendicularmente a la capa.

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GEOLOGIA

En 2D:

Capas inclinadas (0°<ß<90°)

Si los estratos, o cualquier otro plano, poseen un cierto buzamiento, cortarán a la topografía según líneas curvas irregulares que darán proyecciones de líneas curvas irregulares, que determinarán, según sea su trazado, el sentido de buzamiento de los estratos mediante lo que se conoce en cartografía como "Regla de la V*".

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GEOLOGIA

* Este criterio sólo es válido si el estrato tiene un ángulo de buzamiento mayor que el ángulo de la pendiente del valle o colina; en caso contrario puede ofrecer conclusiones erróneas. En la realidad esta regla puede aplicarse casi siempre ya que, excepto series postorogénicas, normalmente las pendientes suelen ser más suaves que los buzamientos de los estratos plegados.

Buzamiento opuesto a la pendiente:

Buzamiento a favor de la pendiente:

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GEOLOGIA

REGLA DE LA V

La "Regla de la V" determina que si el plano inclinado corta con una superficie topográfica de valle, el contacto del plano con el relieve dibuja una "V" cuyo vértice apunta hacia donde buza el estrato. Asimismo, si el plano inclinado corta con una superficie topográfica de loma, el contacto del plano con el relieve dibuja un arco amplio con la parte cóncava situada hacia donde buza el plano.

Capa con sentido de buzamiento opuesto a la pendiente:

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Capas horizontales:

Capas con suave buzamiento a favor de la pendiente:

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Capas con buzamiento similar a la pendiente (a favor de la pendiente)

Capas con mayor buzamiento que la pendiente (a favor de la pendiente)

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Capas verticales:

Capas Plegadas. Intersección de los pliegues con la topografía.

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Definiciones Básicas:

Pliegue: Estructura planar curvada que se origina cuando los materiales se deforman dúctilmente, es decir, sin fracturarse.

Pliegue anticlinal. Pliegue convexo hacia su parte superior, con los materiales más antiguos en el núcleo.

Pliegue sinclinal: Pliegue cóncavo hacia su parte inferior, con los materiales más modernos en el núcleo.

Cuando las pacas o estratos son plegados, lo que habitualmente se observa en superficie es una repetición simétrica de los estratos a partir del eje del pliegue (línea que marca la intersección del plano axial con la superficie del terreno)

Se representan mediante la línea que representa el eje del pliegue y unos símbolos (normalmente flechas) que nos indican hacia dónde buzan los flancos de la estructura plegada y, por lo tanto, el tipo de pliegue.

=> Pliegue anticlinal: las flechas divergen desde el eje del pliegue (traza del plano axial)

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GEOLOGIA

=> Pliegue sinclinal: las flechas convergen en el eje del pliegue

Si los flancos del pliegue buzan en el mismo sentido, uno de ellos estará en posición normal (muro en la parte inferior y techo en la superior) y otro en posición invertida (muro en la parte superior y techo en la inferior), con buzamiento invertido.

De esta forma se puede diferenciar pliegue anticlinal con flanco invertido (anticlinal tumbado) y pliegue sinclinal con flanco invertido (sinclinal tumbado) y sus símbolos son diferentes.

Orden cronoestratigráfico (de más antoguo a más moderno)

Pliegues con inmersión

El eje del pliegue no siempre es horizontal. El ángulo que forma este eje con un plano horizontal medido sobre un plano vertical que lo contenga, se denomina inmersión.

El valor de la inmersión de una línea varía entre 0° y 90°.

El sentido de inmersión de una línea es el ángulo que forma con respecto al Norte el plano vertical que contenga esa línea (0°-360°).

Pliegue Anticlinal con Inmersión: 20° según 120°

En cartografía, al cortar el pliegue al plano horizontal sobre el que es representado, los pliegues con inmersión se distinguen por delinear líneas concéntricas. Según sean más antiguos o más modernos los materiales que ocupan el núcleo del pliegue serán anticlinales o sinclinales.

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GEOLOGIA

Orden cronoestratigráfico (de más antiguo a más moderno)

Cartografía Geológica de Pliegues en Valles

La cartografía Geológica de una zona de estratos plegados (con inmersión) da como resultado proyecciones horizontales (mapa geológico sin topografía).

Los pliegues situados en los valles se muestran en el mapa geológico de forma diferente según sean de un tipo u otro. Si la erosión del valle del anticlinal dibuja un núcleo donde aparecen los estratos más antiguos con los contornos (o bordes) cerrados. Sin embargo, la erosión del valle del sinclinal deja aflorar un núcleo carente de estratos más modernos y con contornos abiertos.

Anticlinal

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GEOLOGIA

Sinclinal

Capas fracturadas. Intersección de las fallas con la topografía

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GEOLOGIA

Falla. Estructura planar que se origina cuando el material se deforma de manera frágil generándose un plano de rotura.

Falla normal. El buzamiento del plano de falla se dirige hacia el bloque hundido.Capas fracturadas. Intersección de las fallas con la topografía

Falla inversa. El buzamiento del plano de falla se dirige hacia el bloque levantado.

Falla en dirección o de desgarre. Sólo desplazamiento en la horizontal.

Tras el levantamiento del bloque, o de forma simultánea, la simple erosión se encarga de igualar el relieve. Por tanto, tras la erosión, el reconocimiento de las fallas en el terreno y, por lo tanto, en el mapa geológico que lo representa, se basa fundamentalmente en la detección del desplazamiento relativo de una o varias capas, o la total desaparición de las mismas, y la repetición asimétrica de las capas (frente a la repetición simétrica en los pliegues).

Falla (normal) + erosión

Falla (inversa) + erosión

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GEOLOGIA

Distribución de capas

Falla sobre Capas Plegadas

Anticlinal: las capas son desplazadas hacia afuera en el bloque levantado, aflorando la capa más antigua del núcleo.

Falla (perpendicular al eje) + erosión.

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GEOLOGIA

Falla (paralela al eje) + erosión

Sinclinal: las capas son desplazadas hacia adentro en el bloque levantado, produciéndose disminución (casi pérdida) de la capa más moderna del núcleo.

Falla (perpendicular al eje) + erosión

Falla (paralela al eje) + erosión

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GEOLOGIA

Concordancia y discordancia entre capas. Intersección con la topografíaContacto normal o concordante. Separa dos materiales paralelos entre sí, que pueden suponerse consecutivos en el tiempo geológico. (Se representa por una línea de puntos)

Contacto discordante. Separa dos materiales no paralelos entre sí, que no tienen continuidad temporal. (Se representa por una línea discontinua)

Contacto mecánico. El plano de contacto es una falla.

Los planos discordantes se caracterizan por falta de conformidad entre estratos encontrándose en series discordantes sobre otras series (suprayacente sobre infrayacente).

Características de las discordancias.

• El elemento discordante se encuentra suprayacente sobre varios elementos distintos• El elemento discordante carece de todas o de algunas de las estructuras geológicas de la serie infrayacente• El elemento discordante tiene dirección y buzamiento diferente de la serie infrayacente

Intrusiones

Cuando el contacto se produce entre rocas ígneas no estratificadas (plutónicas) y rocas estratificadas, se denomina

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INCONFORMIDAD y el contacto se representa por una línea continua (como los contactos mecánicos), siendo discordante el caso de intrusión de plutones y diques, y concordante en el caso de intrusiones tipo sills.

Los intrusiones pueden atravesar determinadas secuencias de roca y, sin embargo, no hacerlo sobre las suprayacentes discordantes.

Diques instruyendo sobre la Serie A y no en la Serie Discordante B

Cálculos Geométricos en zonas con capas inclinadas (0°<ß>90°)

Cálculo del buzamiento real a partir del buzamiento aparente

El buzamiento de un estrato es el ángulo de inclinación de su línea de máxima pendiente. Cualquier otra línea contenida en el plano de la capa tendrá un ángulo de inclinación menor que el buzamiento.

Si se hace un corte vertical en una zona en la que existe un plano inclinado (ABCD), el buzamiento que la capa aparentará tener será el de la línea de intersección con el plano del corte.

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Pueden darse tres situaciones:

• Buzamiento realSi este plano contiene la línea de máxima pendiente, AD, el buzamiento que se observa es el buzamiento real, ß

Siguiendo la construcción geométrica de la figura:

Por tanto, el buzamiento aparente viene dado por:

Es decir,

Despejando el buzamiento real, ß:

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La representación gráfica de esta expresión permite conocer el buzamiento aparente a cualquier ángulo de oblicuidad, partiendo del buzamiento real de la capa.

• Buzamiento aparente

Si este plano no contiene la línea de máxima pendiente, ejemplo: plano AEC (oblicuo al ABCD, con ángulo de oblicuidad a) el buzamiento que se observa es un buzamiento aparente ß’.

Siguiendo la construcción geométrica de la figura:

Por tanto, el buzamiento aparente viene dado por:

Es decir:

Despejando el buzamiento real, ß’:

La representación gráfica de esta expresión permite conocer el buzamiento aparente a cualquier ángulo de oblicuidad real de la capa.

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• Buzamiento nulo

Si el plano de corte vertical fuse paralelo a la línea que determina la dirección del plano, AB, el buzamiento parecería ser de 0°, o lo que es igual, la capa aparece como si fuera horizontal.

Siguiendo la construcción geométrica de la figura:

Por tanto, el buzamiento aparente viene dado por:

Es decir,

Despejando el buzamiento real, ß:

La representación gráfica de esta expresión permite conocer el buzamiento aparente a cualquier ángulo de oblicuidad, partiendo del buzamiento real de la capa.

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PROYECCIÓN DE LAS CAPAS EN EL PLANO. PROBLEMA DE LOS TRES PUNTOS.

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Si las curvas de nivel se proyectan punto a punto sobre el plano de proyección que se sitúa en cota 0 y se obtiene así la representación de la superficie topográfica en planos acotados, igualmente, en geología, donde se estudian elementos situados en un espacio tridimensional, es necesario representarlos en un mapa bidimensional. Por tanto, en geología es necesario utilizar algún sistema de proyección y se utiliza también la proyección en planos acotados. En ella, una recta queda definida por dos puntos y un plano por tres puntos no alineados.

Así, siendo un plano determinado por tres puntos A, B y C, contenidos en él, podemos calcular la dirección y buzamiento del plano sabiendo que la dirección del plano es una línea horizontal contenida en el mismo. Este problema se conoce como el problema de los tres puntos.

1.- Conocida la cota de los tres puntos de partida del problema: A (cota 0), B (cota -100) y C (cota -50), proyectamos los tres puntos en el plano de cota 0.

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2.- Si la cota de A es 0 y la cota de B es -100, en la línea que determinarán habrá un punto medio D que esté a la misma cota que C (-50). Se busca, por tanto, el punto intermedio entre A y B y se dibuja en el plano de proyección.

3.- Uniendo el punto D con el C se obtiene la horizontal de cota -50 del plano buscado.

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4.- Se mide el ángulo que forma esta horizontal con el Norte y se obtiene así la dirección del plano (cualquier horizontal de un plano determina la intersección del mismo con un plano horizontal, es decir, la línea sobre la que se determina la dirección del mismo).

5.- Se traza una perpendicular a la dirección por el punto B y se obtiene la línea EB que representa la proyección de una línea de máxima pendiente (perpendicular a la dirección).

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6.- Para determinar el buzamiento se calcula la inclinación de la recta EB: se abate el plano vertical EFB (figura tridimensional) en torno al eje horizontal que pasa por E, pasando el punto B a la posición B' de forma que B-B' sea la diferencia de cotas entre B y E (100-50 = 50); uniendo con B' obtenemos el ángulo BEB' que es el buzamiento del plano (ß).

Visualización Tridimensional de las horizontales de un plano:

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DETERMINACIÓN DEL TRAZADO CARTOGRÁFICO DE UNA CAPA INCLINADA.

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Una vez determinados las direcciones de buzamiento y el buzamiento a partir de tres puntos, puede determinarse el trazado cartográfico de la capa mediante el método de las horizontales siguiendo los 4 pasos siguientes:

Paso 1: Conocida la cota de los tres puntos de partida del problema, proyectados en el mapa topográfico (A (1600), B (1500) y C (1200)):Si la cota de A es 1600 y la de C es 1200, habrá un punto entre A y C, que corresponde a la cuarta parte de este segmento, 1600-1200, que posea la misma cota que el punto B (1500). Uniendo estos puntos se obtiene la horizontal de cota 1500 del plano buscado.

Paso 2: La distancia entre las distintas horizontales está determinada por las divisiones del segmento AC, 1600-1200, que marcan los puntos de cota determinada, por los que obligadamente deben pasar estas horizontales (H1200-H1300-

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H1400-H1500-H1600).Se lleva, a lo largo de la línea de máxima pendiente, la distancia entre los puntos, para obtener sobre ella los puntos cuyas cotas coincidan con las de todas las curvas de nivel del mapa. A continuación se trazan las correspondientes horizontales del plano.

Paso 3:Se determinan los puntos de intersección entre cada horizontal del plano y la curva de la misma cota ya que son puntos que pertenecen a la vez al plano y a la superficie topográfica por lo que forman parte del trazado cartográfico buscado.

Paso 4:Finalmente, para obtener el trazado cartográfico, se unen todos los puntos obtenidos. Esta unión debe hacerse siempre entre puntos de una misma curva de nivel o curvas adyacentes, y no debe cortar a las curvas de nivel de más puntos que los que resultan de la intersección de éstas con las horizontales del plano de la misma cota.

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Determinación de la dirección y el buzamiento de una capa inclinada a partir de su trazado cartográfico

Si se dispone del tazado cartográfico de un plano en un mapa geológico, para la determinación de su dirección y buzamiento basta con elegir tres puntos del mismo no alineados, que sean intersecciones del trazado con curvas de nivel, y resolver el problema de los tres puntos.

Si en el trazado cartográfico del mapa geológico existen dos intersecciones del trazado con curvas de nivel que son de la misma cota, la propia línea que los une será una horizontal del plano y la línea de máxima pendiente será la perpendicular a ella. Al tratarse de un plano inclinado, se pueden trazar todas las horizontales de este plano posibles uniendo todos los puntos de igual cota del contacto, que correspondan a cotas de curvas de nivel. Las horizontales trazadas serán paralelas y equidistantes. Si no lo fueran, se trataría de una superficie curva.

Detallando este último procedimiento por pasos:

1.- Se selecciona un plano (marcado en rojo) dentro de la representación de los distintos trazados cartográficos de capas de una zona.

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2.- Se determinan al menos dos puntos sobre ese plano que se encuentren a la misma altitud (determinada en las intersecciones con las curvas de nivel).

3.- Se unen los puntos de igual altitud dibujando así la horizontal del plano de esa altitud.

4.- Utilizando la misma técnica, dibujar otra horizontal del plano

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5.- Se mide el ángulo que forma esta horizontal con el Norte y se obtiene así la dirección del plano.

6.- Se determina el buzamiento de la capa (se dirige desde las horizontales más altas hacia las más bajas, es decir, hacia el SE) trazando una perpendicular a la dirección que representa la proyección de una línea de máxima pendiente. Sobre esta línea (500 m a escala) se abate el plano vertical que determina el buzamiento de forma que el otro cateto sea la diferencia de cotas entre 400 y 300 (a la misma escala).

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Cortes Geológicos:Construcción de cortes geológicos a partir del mapa geológico

Corte geológico. Representación gráfica vertical de la disposición en profundidad de las unidades y estructuras geológicas, utilizándose el perfil topográfico como base de la representación.

Este proceso conlleva una serie de pasos:

Orden cronoestratigráfico (de más antiguo a más moderno)

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Cámbrico (C)Ordovícico (O)Silúrico (S)Devónico (D)Carbonífero (M)Cretácico (K)

Escala cronoestratigráfica internacional

1.- Planteamiento del problema: Dato un mapa geológico, construir el corte geológico según la línea AB.

2.- Se proyectan los datos topográficos a un perfil marcando los puntos de intersección de las curvas de nivel con la línea de trazado del corte geológico (AB) y cualquier otro dato topográfico principal.

Para realizar el perfil topográfico se lleva el punto de intersección de cada curva de nivel a una escala vertical que bien puede ser la misma que la escala horizontal indicada en el mapa o bien puede exagerarse, indicándose, en este caso, la escala vertical utilizada.

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3.- Se identifican los elementos geológicos que son cortados por la línea de perfil y se proyectan sobre el mismo marcando los puntos de intersección de los datos geológicos del mapa a las alturas correspondientes.

4.- Se interpretan, extrapolan y representan, tanto en superficie como en profundidad, los elementos geológicos del corte, según el mapa. Concretamente, el muro de la capa de rocas del Crerácico (K) se dibujan en el corte geológico como un plano horizontal ya que interpretamos que sus contactos tienen una altitud constante sobre el mapa geológico.

5.- A partir de este punto, con el conocimiento de que la capa de rocas del Cretácico cubre el resto de las rocas, se procede a la proyección de las rocas infrayacentes.

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6.- Se proyectan el resto de los datos geológicos, interpretando donde se sitúan estos contactos, sabiendo, por su buzamiento, que si perforáramos en las rocas carboníferas (M) encontraríamos cada vez más antiguas.

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7.- Las rocas más antiguas (C-M) se encuentran plegadas. Siguiendo la interpretación del mapa geológico, se determina que el pliegue, que presenta rocas del Cámbrico (las más antiguas) en su núcleo, es un anticlinal.

8.- Se completa el corte geológico siguiendo los datos estructurales básicos de buzamiento del mapa geológico.

Indicaciones para la representación del buzamiento en el corte geológico:

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1.- Si la dirección es oblicua a la línea de corte geológico, se debe utilizar buzamiento aparente mejor que el real.

En este ejemplo, si el buzamiento real = 45° y el ángulo entre la dirección y la línea de corte = 45°, el buzamiento aparente = tg(45) sen(45) = 35.2°

2.- Si los datos que refleja el mapa geológico son variables, es mejor utilizar un valor medio que intentar representar literalmente cada dato.

3.- Si se exagera la escala vertical del corte geológico frente a la escala del mapa (para visualizar mejor el relieve), se debe exagerar igualmente el buzamiento.

Considerenado que tg(buzamiento exagerado) = factor de exageración x tg(buzamiento aparente), en este ejemplo, si el buzamiento aparente es igual que el buzamiento real = 45° y el factor de exageración = 2, el buzamiento exagerado = 2 tg(45) = 63,4°.

4.- Se debe evitar extrapolar los datos superficiales a profundidades excesivas.

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CORTES GEOLÓGICOS EN MAPAS CON ESTRATOS HORIZONTALES

Se pintan los contactos corcondantes entre los diferentes materiales (planos de estratificación). Se sigue el mismo proceso utilizado en el trazado de las estructuras: se traza una línea, con el ángulo de buzamiento adecuado, que pase por la intersección definida en el perfil topográfico.

Todas las líneas que se cruzan en un corte geológico deben tener "estilo geológico", es decir, es conveniente trazarlas a mano alzada y evitar los trazos completamente rectos.

Despues se deben rellenar con tramas y colores las superficies definidas en el corte en función del tipo lotológico y edad correspondiente.

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Cortes geológicos en mapas con pliegues

Caso 1:

Caso 2:

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CORTES GEOLÓGICOS EN MAPAS CON FALLAS

Falla Vertical:

Falla con buzamiento (falla inversa)

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Cortes geológicos en mapas con discordancias

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