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GEOLOGÍA PARA INGENIERÍA DE MINAS

GENERALIDADES La geología no es una ciencia puramente teórica y especulativa, por el contrario es una especialidad básica, de gran importancia en el mundo actual para el aprovechamiento racional de los recursos naturales de un país y su aplicación inmediata en otras actividades humanas. La geología aplicada o económica tiene sus principales campos de acción en la localización y explotación de los recursos minerales, petróleo, gas natural, energía geotérmica, aguas termales, geología ambiental. Todos estos conocimientos teóricos y prácticos se aplican en los campos de la agricultura, obras e infraestructura civiles, minería, industria de hidrocarburos, aguas subterráneas, etc.

1. DEFINICIÓN DE GEOLOGÍA Formado por las palabras griegas: geo = tierra logos = estudio La geología es la ciencia que estudia a la Tierra, su composición, su estructura, los fenómenos que han ocurrido y ocurren en la actualidad, su evolución como planeta, su relación con los astros del universo así como la evolución de la vida mediante los documentos que de ella han quedado en la rocas.

Se divide en dos grandes áreas: 1.Geología Física: estudia los materiales de la Tierra como los minerales y las rocas, así como los porcesos que se producen dentro de la Tierra y en su superficie. 2.Geología Histórica: examina el origen y la evolución de la Tierra, sus continentes, océanos, la atmósfera y la vida.

2. Especialidades de la geologia y su relacion con otras ciencias.

3. IMPORTANCIA  La geología es una especialidad básica, de gran importancia en el mundo actual para el aprovechamiento racional de los recursos naturales.  Es la base para las investigaciones y prospecciones realizadas en afloramientos de macizos rocosos y suelos, cuyos resultados formulan hipótesis para el desarrollo de las actividades mineras, hidrocarburíferos, hidrogeológicas, geotécnicas, agrícolas, etc.  Es responsable de la provisión de la materia prima para diferentes productos industriales, en consecuencia se relaciona con el progreso del hombre y de la sociedad.  En suma, antes a la geología sólo se consideraba para el descubrimiento y evaluación de recursos naturales. Hoy se aplica directamente en las diversas disciplinas de la Ingeniería.

EXPLORACION

TESTIGOS DE UNA PERFORACION DIAMANTINA

LOGUEO E INTERPRETACION

GEOLOGIA REGIONAL

INVESTICACION EN GABINETE

Sn - Au

Au - Ag

ESTRUCTURAS MINERALIZADAS

ELECTRON

ESTRUCTURAS MINERALIZADAS

EXCAVACIÓN y EXTRACCIÓN

4. TIEMPO GEOLÓGICO Para los geólogos hablar la historia de la geología antigua es referirse a sucesos que tuvieron lugar hace cientos e incluso miles de millones de años atrás.

Para un geólogo, los sucesos geológicos recientes son aquellos que tuvieron lugar dentro del último millón de años.

Por cierto muchos paisajes han cambiado y muchos desde otros tiempos a hoy. Áreas cubiertas por los mares aparecen hoy a una gran altura por encima del nivel del mar en donde se encuentran restos de conchas de animales marinos, en los mantos de carbón mineral se encuentran huellas de plantas, está claro entonces que los paisajes han sufrido cambios importantes, la aparente “inmutabilidad o permanencia” se debe más bien a la lentitud a las que se producen estos cambios en comparación con la duración de la vida humana.

5. Escala del tiempo geológico Fue el resultado del trabajo de muchos geólogos del siglo XIX que encajaron la información correspondiente a numerosas rocas expuestas en la superficie y construyeron una secuencia cronológica basada en los cambios sufridos por los seres vivos a lo largo del tiempo.

Posteriormente, con el descubrimiento de la Radioactividad en 1895 y el desarrollo de diversas técnicas de datación radiométrica, los geológos han sido capaces de asignar edades absolutas en años, a las subdivisiones de la escala de tiempo geológico

Escala de tiempo geológico: los números a la derecha de las columnas indican las Edades en millones de años antes de la Época actual.

6. GEOCRONOLOGIA RELATIVAS Y ABSOLUTAS • La geocronología es el conjunto de técnicas que permiten medir el tiempo geológico. • La geocronología se divide en : Absoluta y Relativa. • Hay dos métodos de considerar el tiempo, como un registro de hechos o eventos que se suceden unos a otros o como el número de años transcurridos desde que un fenómeno geológico se formó o desde que un acontecimiento tuvo lugar

1. Datación Relativa: se establece el orden en que se formaron determinadas rocas o en el que sucedieron determinados acontecimientos, por ejemplo si observamos un cuerpo ígneo cortado por un dique, se establece que primero fue el cuerpo ígneo y posteriormente el dique.

2. Datación Absoluta: trata de determinar el periodo de tiempo transcurrido desde que ocurrió determinado acontecimiento o desde que se formó la roca. La técnica de datación absoluta o radiométrica se basa en la medida de los productos de desintegración radiactiva. Es la velocidad de descomposición de los isótopos inestables lo que miden los geólogos para determinar las edades absolutas de las rocas. Para obtener una fecha radiométrica precisa, los geólogos deben asegurarse de que la muestra es fresca y no meteorizada y que no se han sometido a altas temperaturas o presiones intensas después de la cristalización.

Tres tipos de desintegración radiactiva

a) Desintegración alfa, en la que un un núcleo padre inestable emite 2 protones y 2 neuntrones. b) Desintegración beta, en la que se emite un electrón desde el núcleo. c) Captura de electrones, en la que un protón captura un electrón y se convierte en un neutrón.

7. PRINCIPIOS GEOLÓGICOS PARA DETERMINAR EDADES RELATIVAS o principios fundamentales de la estratigrafia

1.PRINCIPIO DE LA HORIZONTALIDAD ORIGINAL. “ Enunciado por Nicolas Esteno (1638-1686) expresa que al formarse los estratos por primera vez sus superficies son aproximadamente horizontales o casi horizontales a la superficie de sedimentación y que ahora se hallan inclinados debido a que han sido deformados posteriormente”

2. PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN DE ESTRATOS “Enunciado por Nicolas Esteno, 1669, en una sucesión de materiales estratificados que no han sido deformados, un estrato es más joven en su formación que aquel que está debajo y más antiguo al que tiene encima”

3. PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN DE FENÓMENOS GEOLÓGICOS.

Un fenómeno geológico (fractura, pliegue, etc.) es posterior a los materiales que afecta y anterior a aquellos por los que se ve afectado.

4. PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN FAUNÍSTICA Enunciado por William Smith (1769-1839) y desarrollado por Georges Cuvier (1769-1832), los fósiles que se encuentran en los estratos superiores serán más modernos a aquellos que se encuentran en los estratos inferiores.

5. PRINCIPIO DEL UNIFORMISMO O UNIFORMITARISMO. James Hutton, 1788, “las leyes y los procesos naturales habían permanecido inmutables a los largo del tiempo” Osea a lo largo de la historia de la Tierra todos los fenómenos ocurridos han sido uniformes y semejantes a los actuales, los grandes procesos geológicos habían ocurrido siempre y en la actualidad siguen teniendo lugar, uniformemente, diferenciándose sólo en su intensidad y tiempo de duración.

6. PRINCIPIO DEL ACTUALISMO.

Charles Lyell, 1832, “los fenómenos geológicos que ocurrían en otras épocas tenían las mismas causas o los mismos condicionantes que los fenómenos actuales” “el presente es la clave del pasado”

7. PRINCIPIO DE INCLUSIÓN Sostiene que las inclusiones o fragmentos de una roca dentro de una capa de otra, son más antiguas que la misma capa de roca.

8. PROCESOS GEOLÓGICOS Son aquellas acciones y efectos que tienen lugar en las zonas externas e internas de la corteza terrestre y manto. Precisamente en la interfase de la listófera con la atmósfera, hidrósfera y biósfera, se producen los fenómenos de la Geodinámica Externa, cuyo resultado es el modelado del relieve, en dos aspectos: destructivo y constructivo. La geología dinámica estudia diversos procesos que producen cambios en la corteza terrestre. Estos cambios son: 1.Del tipo Degradación; consiste en la destrucción de la superficie terrestre. 2.Del tipo Agradación; proceso constructivo que forma una nueva superficie a través de la deposición de materiales de la degradación, usualmente por el mismo agente o de nuevo material proveniente del interior terrestre.

Quién realiza los procesos geológicos son los AGENTES GEOLÓGICOS: Tenemos 2 tipos de agentes geológicos: 1. Agentes Geológicos Externos: ríos, aguas subterráneas, olas, vientos, etc. 2. Agentes geológicos Internos: movimientos orogénicos, movimientos epirogénicos, movimientos sísmicos, magmatismo, etc

9. AGENTES GEOLÓGICOS • Conjunto de fuerzas sobre los materiales de la C. T. • Modifican la configuración física de la C. T. • Pueden efectuar: Intemperismo, erosión, transporte y depositación; como también la formación de montañas. • A. G. Principales externos: Ríos, glaciares, olas marinas, vientos, aguas subterráneas, etc. • A. G. Principales internos: Vulcanismo, orogenia, plutonismo, diastrofismo, movimientos sísmicos, etc. • Agentes → Sucesión de procesos: Unos agentes crean y otros destruyen → CICLO GEOLÓGICO.

10. CICLO GEOLÓGICO

Es una sucesión de procesos dinámicos endógenos y exógenos enlazados en el tiempo que actúan sobre los materiales que componen la corteza terrestre.

1. GLIPTOGÉNESIS el relieve terrestre es atacado por los agentes externos dando lugar a los procesos destructivos a través de la erosión y el intemperismo, de manera tal que los materiales de la corteza son desintegrados y alterados variando su compsoción, posteriormente son transportados por medio de los agentes geológicos para finalmente ser depositados en las cuencas de sedimentación.

2. PETROGÉNESIS o LITOGÉNESIS. Los materiales depositados se compactan o se endurecen por efecto del proceso de la diagénesis o litificación, lo cual da lugar a la formación de nueva corteza mediante la formación de rocas sedimentarias

3. DIAGÉNESIS

La diagénesis (gr., dia, "cambio" y genesis, "origen") es el proceso de formación de una roca sedimentaria compacta a partir de sedimentos sueltos que sufren un proceso de compactación y cementación. La diagénesis se produce en el interior de los primeros 5 ó 6 km de las corteza terrestre a temperatura inferiores a 150-200º C

4. OROGÉNESIS Durante la actuación de los agentes de la dinámica interna, simultáneamente a estos procesos que dan origen a las rocas (petrogénesis) tienen lugar los procesos tectónicos, cuyo resultado fundamentalmente es la formación de montañas (orogénesis). Este proceso consiste esencialmente en la primera fase de esfuerzos tangenciales y en una segunda fase durante la cual los materiales se levantan dando origen a la cordillera.

CAPITULO II

1. ORIGEN DEL UNIVERSO ¿CÓMO COMENZÓ EL UNIVERSO? ¿CUÁL HÁ SIDO SU HISTORIA?

¿DE QUE MANERA ACABARÁ EL UNIVERSO, SI ES QUE LLEGA A ACABARSE?

El Universo es la extensión ilimitada de lo existente en todos los sentidos, donde todas las cosas están ordenadas y relacionadas. El Universo está formado por millones de galaxias que a su vez son agrupaciones de millones de estrellas, de cuerpos cósmicos como manchones de luz, que son las nebulosas y de planetas que son cuerpos que giran alrededor de las estrellas.

1.1. COMPOSICION DEL UNIVERSO

1.1.1. Galaxias Son acumulaciones de cuerpos cósmicos de orden superior que se caracteriza por poseer una estructura más complicada, elíptica e irregular. Según se cree, hay 100,000 millones de galaxias, destacándose la Vía Láctea, donde se encuentra el Sistema Solar.

1.1.1.1. Partes de una Galaxia a. Núcleo, un esferoide aplastado y tal véz centrado en un agujero negro. b. Disco; que contiene estrellas (entre ellas el Sol) y polvo estelar. c. Componente Esferoidal; (halo) donde están las estrellas viejas. d. Corona; tenue pero muy extensa, donde al parecer no hay estrellas, sólo la materia “oscura” o “faltante”, aquellas que no es detectada por medios directos.

1.1.1.2. CLASIFICACION DE LAS GALAXIAS SEGÚN HUBBLE

a)GALAXIAS ESPIRALES b)GALAXIAS ELIPTICAS c)GALAXIAS SO d)LAS GALAXIAS e)GALAXIAS IRREGULARES

1.1.2. cúmulos estelares Son condensaciones locales de estrellas unidas por fuerzas gravitacionales que aparecen en el cielo como concentraciones de puntos luminosos o, incluso, como tenues nebulosidades.

1.1.2.1. Estructuras de cumulos a)Cúmulos Globulares; suelen ser esféricos y cuentan con estrellas rojas y carecen de materia interestelar, edad desde 6500 y 10000 millones de años. b)Cúmulos Galácticos; contenienen menos estrellas que las anteriores y son sistemas en formación, peus aún contienen nubes de gases y polvo, por eso sus estrellas son azules (muy jóvenes).

1.1.3.ESTRELLAS Son grandes cuerpos cósmicos en actividad, solitarios o reunidos en acumulaciones estelares denominados constelaciones. • Radio alcanzar mil millones de kilómetros. • Temperatura muchas decenas de miles de grados sobre cero • Se distinguen por su brillo, color y posición relativa en el firmamento. • El color depende de la temperatura (del rojo al violeta). • Se clasifican: I, Supergigantes; II Gigantes brillantes; III Gigantes; IV Subgigantes; V de la “secuencia principal”, como el Sol que es del tipo G, clase V

• De acuerdo a su temperatura se clasifican en ocho tipos: O,B,A,F,G,K,M,C, de calientes a frías. • Las estrellas nacen y mueren y su vida dura de 10 a 12 mil millones de año, depende de la cantidad de Hidrógeno de que disponga y de la rapidez que lo consuma.

1.1.4. pulsares Descubiertos en 1967 y se distinguen por emitir señales de radio con gran rapidez y regularidad. Recientemente se han descubierto pulsares de frecuencia muy alta del orden de más de 600 pulsaciones por segundo, al parecer débilmente magnetizados y no cercanos a restos de supernovas (teóricamente un pulsar es una estrella neutrónica en rotación, resultado de la explosión de una supernova). Se ha pensado , en consecuencia, que pudiera existir en la galaxia otra clase de estrella neutrónica caracterizada por su pulsación rápida, poca brillantez y débil campo magnético.

1.1.5. cuásares Son poderosas fuentes de radiación visible, casi puntuales, que emiten un espectro insólito. Varios millones de veces más intensa que la del Sol. Fueron descubiertas en 1963 por medio de la radiotelescopía. El gran desplazamiento hacia el rojo que producen en las líneas del espectro indican que se encuentran a miles de millones de años luz de la Tierra y las convierten en los objetos más lejanos que se han detectado, tal como el llamado PKS-2000-330, que se sitúa a una distancia de aproximadamente 12 000 millones de años luz, el más lejano hasta la fecha.

 1 año luz = es la distancia recorrida por la luz en un año. Teniendo en cuenta que la luz en el vacío se mueve a 300.000 km/s, deducimos que un año luz equivale a:  1 año = 365 días * 24 horas * 3600 s = 31.536.000 1 año luz (a.l.) = 31.536.000 s * 300.000 km/s = 9.460.000.000.000 km ≈ 9,5 *1012 Km ≈ 9,5*1015m ≈ 1013 km ≈ 1016 m (unos 10 billones de km)

Como ejemplos de distancias en el Universo podríamos citar los siguientes: Estrella más cercana al Sol (Alfa Centauri)

4,3 a.l.

Distancia de la estrella Polar

300 a.l.

Longitud de la Vía Láctea

100.000 a.l.

Galaxia más próxima a la Vía Láctea

2.000.000 a.l.

Objetos más lejanos

14.000.000.000 a.l.

1.1.6. AGUJEROS NEGROS En teoría, los Agujeros Negros se originan cuando una estrella se contrae más allá de cierto límite y se hace aún más pequeña y densa que una estrella neutrónica, tanto que ni la luz puede escapar de su campo gravitacional. Cualquier objeto, rayo de luz o señal electromagnética que penetre, no podrá nunca escapar de ahí y contribuirá a aumentar más la masa del agujero. Como los agujeros negros son invisibles, se les trata de descubrir por sus efectos sobre objetos visibles.

II. TEORIAS SOBRE EL ORIGEN DEL UNIVERSO La parte de la Astronomía que trata de explicar las teorías sobre el origen del Universo es la Cosmología. Se distinguen 2 clases de teorías: a) las Explosivas y b) b) las Estacionarias.

a) Los que plantean un Universo Evolutivo o Explosivo. Estas hipótesis explosivas admiten que el universo está en expansión, como consecuencia de la explosión inicial, de aquí hay dos posibilidades: que el universo siga expandiéndose indefinidamente, o que llegue un momento en el que frene la expansión, y luego empieze a contraerse de nuevo.

a.1. La teoría del Big Bang (LEMAITRE Y GAMOV, 1927) Big Bang es un modelo de evolución del Universo en el que un estado inicial denso y caliente fue seguido por una expansión, un enfriamiento y un estado menos denso En una región infinitamente más pequeña que un átomo, se sitúa el punto cero tanto del tiempo como del espacio. Por tanto no existe ningún “antes del Big Bang”, sino sólo lo que ha sucedido después de el. La razón es que el espacio y el tiempo están vinculados de manera inalterable para formar un contínuo de espacio-tiempo, como demuestra la teoría de la relatividad de Einsten, “Sin Espacio, no puede haber Tiempo”.

Hay dos fenómenos fundamentales que indican que el Big Bang tuvo lugar: 1. El Universo se está expandiendo: cuando los atrónomos examinan el espacio situado más allá de nuestro sistema solar, observan que todos los lugares del Universo se están alejando los unos de los otros a velocidades enormes, midiendo esta velocidad de expansión, los astrónomos pueden calcular cuanto tiempo hace que estuvieron todas las galaxias juntas en un mismo punto.

2. En todos los sitios del Universo hay una ubicua radiación de fondo de 2.7°, por encima del cero absoluto (el cero absoluto equivale a 273°C). Se cree que esta radiación de fondo es el tenue remanente del Big Bang.

De acuerdo con las teorías actualmente aceptadas, la materia no existía tal como la conocemos en el momento del Big Bang, y el Universo consistía en energía pura. Durante el primer segundo después del Big Bang, se separaron las cuatro fuerzas básicas: 1. Gravedad; atracción de un cuerpo hacia otro. 2. Fuerza Electromagnética; combina la electricidad y el magnetismo en un única fuerza, entrelazando entre sí los átomos para formar moléculas. 3. Fuerza Nuclear Fuerte; enlaza entre sí los átomos para formar moléculas. 4. Fuerza Nuclear Débil; responsable de la ruptura del núcleo de un átomo produciendo una desintegración radiactiva.

Y el Universo experimentó una enorme expansión. Unos 300,000 años después el Universo estaba lo suficientemente frío como para que se formaran átomos completos de hidrógeno (98%) y de helio (2%) y los fotones (las partículas energéticas de la luz) se separaron de la materia y por primera vez existió luz en el Universo. Durante los siguientes 200 millones de años, a medida que el Universo continuó expandiéndose y enfriándose, comenzaron a formarse las estrellas y galaxias y la composición química del Universo cambió.

Inicialmente el Universo formado enteramente de hidrógeno y de helio, mientras que en la actualidad es un 98% hidrógeno y helio, y un 2% de otros elementos, expresando los porcentajes en pesos. ¿cómo se produjo ese cambio del Universo?. A lo largo de su ciclo de vida, las estrellas sufren muchas reacciones nucleares enlas que los elementos más ligeros se convierten en otros elementos más pesados por fusión nuclear. Cuando una estrella muere, a menudo de forma explosiva, los elementos más pesados formados en su núcleo son devueltos al espacio interestelar y están disponibles para ser incluidos en nuevas estrellas. De esta forma, la composición del Universo va teniendo cada vez más elementos pesados.

a.2. La Teoría del Universo Pulsante. Sostiene que el tiempo y el espacio no se crearon conjuntamente con el Big Bang, si no que consideran al cosmos como una entidad eterna, por ello muchos científicos se inclinan que la evolución del Universo abarca una dimensión temporal que va mucho más allá de la explosión primordial y de la actual expansión.

Las hipótesis explosivas admiten que el Universo está en expansión, como consecuencia de la explosión inicial, de allí, arrancan dos posibilidades que el universo siga expandiéndose indefinidamente o que llegue un momento en el que, frenándose la expansión, llegue a pararse y luego contraerse de nuevo hasta encontrarse en un mismo punto, para constituir otra vez el huevo cósmico (Big-crunch), este huevo después de un cierto tiempo, volvería a estallar, dando origen a otro Universo expansivo. El modelo evolutivo, generalmente aceptado, se apoya en el descubrimiento del alejamiento mutuo o recesión de las galaxias a una velocidad proporcional a la distancia entre ellas y en la detección de la radiación remanente del “Big Bang”.

B) Los que plantean un universo estacionario BONDI, GOLD Y HOYLE (1948), se basan en el “Principio Cosmológico Perfecto”, propuesto por Edward MILNE: sostiene la creación continua de materia, el Universo ha sido siempre igual y así seguirá eternamente. Según esta teoría, por mucho que retrocediera en el tiempo, siempre habría galaxias en expansión y por tanto, el Universo no tendría principio ni fin, sería eterno y uniforme. Esta teoria está cayendo actualmente en descrédito, por no estar todos sus puntos de acuerdo con la observación.

2. SISTEMA SOLAR

El Sistema Solar es un sistema planetario en el que se encuentra la Tierra. Consiste en un grupo de objetos astronómicos que giran en una órbita, por efectos de la gravedad, alrededor de una única estrella conocida como el Sol de la cual obtiene su nombre. Se formó hace unos 4600 millones de años a partir del colapso de una nube molecular que lo creó. El material residual originó un disco circumestelar protoplanetario en el que ocurrieron los procesos físicos que llevaron a la formación de los planetas. Se ubica en la actualidad en la Nube Interestelar Local que se halla en la Burbuja Local del Brazo de Orión, de la galaxia espiral Vía Láctea, a unos 28 mil años luz del centro de esta.

La mayor parte de su masa, aproximadamente el 99,85%, yace en el Sol. De los numerosos objetos que giran alrededor de la estrella, gran parte de la masa restante se concentra en ocho planetas cuyas órbitas son prácticamente circulares y transitan dentro de un disco casi llano llamado plano eclíptico. Los cuatro más cercanos, considerablemente más pequeños Mercurio, Venus, Tierra y Marte, también conocidos como los planetas terrestres, están compuestos principalmente por roca y metal Mientras que los planetas externos, gigantes gaseosos nombrados también como "planetas jovianos", son sustancialmente más masivos que los terrestres. Los dos más grandes, Júpiter y Saturno, están compuestos principalmente de helio e hidrógeno; los gigantes helados, como también se suele llamar a Urano y Neptuno, están formados mayoritariamente por agua congelada, amoniaco y metano

El Sistema Solar es también el hogar de varias regiones compuestas por objetos pequeños. El Cinturón de asteroides, ubicado entre Marte y Júpiter, es similar a los planetas terrestres ya que está constituido principalmente por roca y metal, en este se encuentra el planeta enano Ceres. Más allá de la órbita de Neptuno está el Cinturón de Kuiper y el Disco disperso, dos zonas vinculadas de objetos transneptúnicos formados por agua, amoníaco y metano principalmente. En este lugar existen cuatro planetas enanos Haumea, Makemake, Eris y Plutón, el cual hasta hace poco fue considerado el noveno miembro del sistema solar. Este tipo de cuerpos celestes ubicados más allá de la órbita de Neptuno son también llamados plutoides, los cuales junto a Ceres, poseen el suficiente tamaño para que se hayan redondeado por efectos de su gravedad, pero que se diferencian principalmente de los planetas porque no han vaciado su órbita de cuerpos vecinos.

Adicionalmente a los miles de objetos pequeños de estas dos zonas, algunas docenas de los cuales son candidatos a planetas enanos, existen otros grupos como cometas, centauros y polvo cósmico que viajan libremente entre regiones. Seis planetas y tres planetas enanos poseen satélites naturales. El viento solar, un flujo de plasma del Sol, crea una burbuja de viento estelar en el medio interestelar conocido como heliosfera, la que se extiende hasta el borde del disco disperso. La Nube de Oort, de la cual se cree es la fuente de los cometas de período largo, es el límite del sistema solar y su borde está ubicado a un año luz desde el Sol

2.1. Características del Sistema Solar  Todos los planetas giran alrededor del Sol. • Describen órbitas elípticas de baja excentricidad (casi circulares). • Todas las órbitas planetarias están aproximadamente en un mismo plano, el cual está inclinado unos 6° con respecto al plano ecuatorial del Sol. • Todos los planetas giran en una misma dirección, siguen movimientos de rotación alrededor de su eje, con la excepción de Urano, cuyo círculo mayor está inclinado casi 90° con respecto a los otros. • La masa del Sol constituye el 99% de la masa total de Sistema Solar, su momento angular es sólo de 2% correspondiendo a los otros planetas el 98% restante y concretamente a Júpiter el 60%.

• La distancia de los planetas al Sol forma una serie enla que la separación entre los planetas crece según una progresión casi geométrica. • Los planetas de nuestro Sistema Solar se pueden dividir en dos clases separados por la franja de asteroides: Los Planetas Menores, sólidos, de pequeño tamaño, densidad elevada, relativamente cercanos al Sol y constituidos esencialmente por hierro, oxígeno, silicio y magnesio; este grupo denominado también planetas terrestres, lo constituyen Mercurio, Venus, Tierra y Marte. Los Planetas Mayores, de superior tamaño que los anteriores, de densidad menor y constituidos por elementos ligeros, hidrógeno y helio, principalmente, o sus combinaciones más estables como amoniaco, agua, metano, etc.; este grupo lo conforman Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno añadiéndose el planeta Plutón.

3. LA TIERRA El origen de La Tierra es el mismo que el del Sistema Solar. Lo que terminaría siendo el Sistema Solar inicialmente existió como una extensa mezcla de nubes de gas, rocas y polvo en rotación. Estaba compuesta por hidrógeno y helio surgidos en el Big Bang, así como por elementos más pesados producidos por supernovas. Hace unos 4.600 Millones de años, una estrella cercana se transformó en supernova y su explosión envió una onda de choque hasta la nebulosa protosolar incrementando su momento angular. A medida que la nebulosa empezó a incrementar su rotación, gravedad e inercia, se aplanó conformando un disco protoplanetario (orientado perpendicularmente al eje de rotación). La mayor parte de la masa se acumuló en su centro y empezó a calentarse, pero debido a las pequeñas perturbaciones del momento angular y a las colisiones de los numerosos escombros generados, empezaron a formarse protoplanetas.

 Aumentó su velocidad de giro y gravedad, originándose una enorme energía cinética en el centro. La imposibilidad de transmitir esta energía a cualquier otro proceso hizo que el centro del disco aumentara su temperatura. Por último, comenzó la fusión nuclear: de hidrógeno a helio, y al final, después de su contracción, se transformó en una estrella T Tauri: el Sol. La gravedad producida por la condensación de la materia –que previamente había sido capturada por la gravedad del propio Sol–, hizo que las partículas de polvo y el resto del disco protoplanetario empezaran a segmentarse en anillos. Los fragmentos más grandes colisionaron con otros, conformando otros de mayor tamaño que al final formarían los protoplanetas. Dentro de este grupo había uno situado aproximadamente a 150 millones de km del centro: la Tierra. El viento solar de la recién formada estrella arrastró la mayoría de las partículas que tenía el disco, condensándolas en cuerpos mayores.

Desde el espacio exterior se distinguen tres partes de la Tierra: la Atmósfera, la hidrósfera y la Litósfera. A su vez su interior se divide en tres capas concéntricas: Corteza, Manto y Núcleo Basándose en los conocimientos sobre la velocidad de propagación de las ondas sísmicas y su comportamiento en los distintos medios que atraviesan, ha sido posible interpretar la estructura de la Tierra.

Constituye el 1% de su masa, se caracteriza por poseer un grosor de 70 Km debajo de los continentes y de 10 Km debajo de los océanos, separada del manto por la discontinuidad de Moho.

La corteza superior en los continentes está constituida por tres capas superpuestas; una capa superficial de sedimentos sueltos, una capa intermedia llamada Sial, compuesta de silicatos de aluminio semejante a la composición de granitos (roca ígnea plutónica) y la capa inferior llamada Sima, compuesta por silicatos de magnesio, de composición parecida a la del basalto (roca ígnea volcánica), éstas dos últimas capas están separadas por la discontinuidad de Conrad.

• Manto superior: 3.3 g/cm3, compuesta por rocas ultrabásicas o ultramáficas como la peridotita, extendiéndose hasta una profundidad de 70 Km, donde se presenta la discontinuidad de Repetti que lo separa del manto interno o inferior (5.5 g/cm3) y en la parte inferior a la profundidad de 2900 Km se presenta la discontinuidad de Gutenberg-Wiechert que lo separa del núcleo. • El manto constituye el 83% del volumen y el 68% de la masa, es la región de donde proceden la energía y las fuerzas responsables de la expansión de los fondos marinos, la deriva de los continentes, la orogénesis y los terremotos mayores.

Cabe resaltar que entre 100 y 350 Km se encuentra la astenósfera, que se trata de una capa cuyo comienzo está marcado por: descenso en la velocidad de las ondas P y S, una disminución importante del número de terremotos y una disminución de la viscosidad, probablemente debido a que a estas profundidades la temperatura se aproxima a la temperatura de fusión de algunos minerales, todo lo mencionado confiere a la astenósfera un comportamiento diferente al que posee la litósfera, de ahí se considere a esta capa como “capa blanda” en contraposición con la litósfera rígida.

ISOSTACIA Según C.E.Dutton (1889): isostacia = igual equilibrio, igual estado. “La carga extra debida o existente en las cadenas montañosas se compensa a profundidad por la existencia de materiales pesados, es decir, las montañas poseen raíces”.  El concepto de equilibrio isostático de materiales superficiales ha sido perfeccionado desde la publicación de las hipótesis de Airy y Pratt, que han sido llamadas isostasia. En esencia, estas hipótesis sostienen que el peso total de roca entre el centro de la Tierra y la superficie terrestre en cualquier punto es constante, cualquiera sea su posición en ella. De esta manera la superficie terrestre puede ser considerada como isostáticamente equilibrada.

El material que puede fluir y mantenerse en equilibrio hidrostático en algún nive del interior que se denomina normalmente como la profundidad de compensación

EL CALOR TERRESTRE EL objetivo del estudio del comportamiento térmico de la Tierra es intentar determinar como varía la temperatura con la profundidad, lo que no puede ser medida en forma directa si no por observaciones hechas sobre o en las proximidades de la superficie terrestre. En la práctica el dato importante es el de gradiente de temperatura, considerando que la temperatura crece con la profundidad, gracias a observaciones realizadas en pozos de petróleo, sondeos de exploración y en minas.

Este gradiente de temperatura varía de un lugar a otro en la superficie de la Tierra, dependiendo de dos factores: 1. Conductividad Térmica de las rocas “K” (cantidad de calor que fluye en un segundo a través de un área de 1 metro cuadrado en una región en la que el gradiente de temperatura es de 1 °C /m. K= qZ / T donde: q : flujo de calor, Z: distancia, T: temperatura 2. Flujo de Calor “q”, que fluye por conducción hacia el exterior a través de la superficie de la Tierra. q = KT / Z

Para el estudio se tiene 02 magnitudes: 1. Grado Geotérmico: Es la cantidad de metros que hay que profundizar para que la temperatura se incremente en un grado centígrado. 2. Gradiente Geotérmico: Es la cantidad de grados centígrados que aumenta la temperatura al profundizar 100 metros. El grado y Gradiente geotérmico son magnitudes que están en relación inversa, pues si aumenta el grado disminuye el gradiente y viceversa.

Para regiones extensas se ha estimado que por cada 33 metros que se profundiza se incrementa 01 °C, por lo tanto el gradiente geotérmico será de 3°C por cada 100 m. Estos valores no se pueden extrapolar hasta el centro de la Tierra (6371 km) pues se obtendría valores fantásticos del orden de los 200, 000 °C, temperatura en la cual la Tierra sería una bola incandescente. Los valores de grado y gradiente geotérmico son afectados por:

1. 2. 3. 4.

Conductividad térmica de las rocas. Reacciones y procesos de las rocas en una zona. Proximidad a masas magmáticas. Concentraciones de elementos radioactivos en las rocas.

MINERALES Y ROCAS

MINERAL Es toda sustancia sólida, inorgánica, natural, que posee una estructura interna característica por la disposición ordenada de sus átomos, con una composición química definida, propiedades físicas uniformes que varían dentro de los límites definidos y que constituyen la corteza sólida de la Tierra.

MINERALOGÍA Rama de la geología, es la ciencia que trata de la forma, propiedades, composición, yacimientos y génesis de los minerales. Esta ciencia, abarca cualidades de la (cristalografía)

el estudio de las materia cristalina

Existe cierto número de sustancias minerales que no muestran signos de cristalinidad, son por lo general sustancias amorfas y se les denomina geles de mineral o mineraloide, pues se forman bajo condiciones de presión y temperatura bajas formadas durante el proceso de meteorización de los materiales terrestres; ejemplos: limonita (Fe2O3nH2O), ópalo, ágata, calcedonia, ónice todos ellos (SiO2), o por haberse enfriado bruscamente como la obsidiana o vidrio volcánico (SiO2).

calcedonia

CRISTALOGRAFIA La cristalografía es una ciencia que se ocupa del estudio de la materia cristalina, de las leyes que gobiernan su formación y de sus propiedades geométricas, químicas y físicas. Esta ciencia se clasifica en:

Cristalografía geométrica Cristalografía química o cristaloquímica Cristalografía física o cristalofísica.

Cristalografía geométrica * morfología externa de los cristales y su simetría. * geometría y simetría de las redes. Cristalografía química o cristaloquímica * hay que introducir el concepto de cristal real, ya que hay que considerar sus imperfecciones al contrario de los que se consideraba en la cristalografía geométrica. Cristalografía física o cristalofísica. * propiedades físicas de los cristales intentando relacionarlas con la composición química y su estructura (rayos X, fases cristalinas, otros)

CRISTAL Se define como un sólido en estado cristalino que bajo determinadas condiciones de formación aparece con la forma de un poliedro, es decir, limitado por las caras cristalinas. cristales de granate

CRISTALIZACIÓN Es el proceso por el cual los elementos de una sustancia, previamente separados se reunen, sometidos únicamente a sus atracciones mutuas, dando origen a los cristales. Para que suceda esto es necesario la presencia de soluciones mineralizantes, presión y temperatura, tres condiciones fundamentales previas, que son reposo, espacio y tiempo. Los cristales son más perfectos cuanto mejor se cumplan estos requisitos.

Los métodos de cristalización más generalizados son: 1. Por Solidificación; una sustancia gaseosa está formada por unidades generalmente moléculas, separadas por distancias grandes, en estado de agitación, a medida que la temperatura desciende, las moléculas pierden energía, disminuyen su velocidad y van aproximándose, poniéndose en contacto, transformándose en un líquido. Si la temperatura baja aún más, sigue disminuyendo su movimiento, que llega casi a cesar, de tal manera que sus partículas se ordenan en un modelo regular tridimensional (sólido) y son ayudados a mantenerse en sus posiciones por fuerzas de enlaces.

2. Por sublimación; cuando las sustancias pasan directamente del estado gaseoso al sólido, sin pasar necesariamente por el estado líquido, ejemplo el asufre de los volcanes. 3. Por Sobresaturación; es otro modo de formarse cristales. Cuando hay suficientes moléculas de disolvente para mantener separadas las partículas de las sustancias disueltas, no hay cristalización, pero al disminuir el disolvente por evaporación, las partículas disueltas se ponen en contacto y se forman núcleos de cristales; ejemplo, los depósitos de sal gema o halita (NaCl). 4. Por Reacciones Químicas; cuando dos sustancias disueltas, a través de reacciones químicas, dan lugar a una tercera, de este modo se formaron en la naturaleza los carbonatos, sulfatos, etc.

ESTRUCTURA DE LOS SISTEMAS CRISTALOGRÁFICOS

Elementos de simetría en los sistemas cristalográficos

A.) Centro de simetría.Es un punto interior del cristal que divide en partes iguales a todo segmento que pase por él.

B.) Ejes de simetría.Es cualquier recta que pasa por el centro de simetría

C.)Plano de simetría.Es el plano que divide el cristal en dos mitades simétricas.

Los cristales de acuerdo a su grado de cristalización, manifestado en el desarrollo de sus caras cristalinas, pueden ser: 1) Ehuedrales, cuando el sólido tiene todas sus caras bien desarrolladas.

2) Subhedrales, cuando tiene las caras imperfectamente desarrolladas.

3) Anhedrales; cuando el sólido carece de caras cristalinas.

POLIEDRO GEOMÉTRICO: lo esencial es la forma exterior geométrica. POLIEDRO CRISTALINO: lo esencial es la ordenación de las partículas, es decir, su estructura interna.

SISTEMAS CRISTALINOS

1. Sistema Cúbico.

2. Sistema Tetragonal

calcopirita

estaño

3. SISTEMA HEXAGONAL

berilo

Cuarzo

apatito

vanadinita

4. SISTEMA TRIGONAL O ROMBOÉDRICO

cuarzo

crisoberilo

magnesita

dolomita

5. SISTEMA ORTORROMBICO

calcita

berilio

baritina

aragonito

6. SISTEMA MONOCLINICO

Yeso

rejalgar

ortosa

7. SISTEMA TRICLINICO

Cianita o Distena

Albita

rodonita

MINERALOGIA

PROPIEDADES FISICAS DE LOS MINERALES La estructura interna y la composición química determinan las propiedades físicas características de todos los minerales.

Estas propiedades se revelan y pueden medirse como resultado de la aplicación de fuerzas externas y las influencias mecánicas, de radiación, luminosas, térmicas, electromagnéticas. En un estudio de propiedades físicas de los minerales se tiene en cuenta lo siguiente: 1. Isótropos: tienen mismo valor en todas las direcciones. 2. Anisótropos: las propiedades varían con la dirección.

Propiedades Físicas de minerales que dependen de la Luz COLOR

Es el indicio exterior más vivo y expresivo de los minerales, los que se distinguen por su extraordinaria variedad de colores y matices, lo cual es debido a las modificaciones que sufre la luz al incidir sobre ellos. Esta propiedad se debe a la composición química y a las impurezas presentes en el mineral, haciendo la salvedad que en un mismo mineral se pueden presentar una o más tonalidades. • Idiocromáticos (no dependen de su composición, azurita, malaquita). • Alocromáticos (su color por impurezas, esmeralda, berilo por el cromo)

BRILLO Llamado también lustre, es la calidad e intensidad de la luz reflejada por la superficie de un mineral.

El brillo depende del enlace químico, así tenemos: brillo metálico lo tienen los minerales con enlace metálico y covalente metálico; brillo diamantino, los minerales con enlace covalente; brillo vítreo, los minerales con enlace iónico. Existen dos tipos básicos de brillo:

1.- Brillo Metálico; ejemplo pirita, galena, etc.

galena calcopirita pirita 2.-Brillo No-Metálico; 2.1.- Brillo Vítreo: tienen el brillo del vidrio, cuarzo, sheelita, azurita

2.2.- Brillo Diamantino; diamante, blenda, etc.

diamante 2.3.- Brillo Resinoso; tiene brillo de la resina, esfalerita

 2.4.- Brillo Graso; parece estar cubierto por una delgada capa de aceite, azufre

2.5.- Brillo Perlítico; talco

2.6.- Brillo Sedoso; yeso, asbesto

Yeso

 2.7.- Brillo Nacarado; tiene el brillo irisado de la perla, muscovita, oropimente

RAYA Es el color del polvo que deja un mineral cuando se frota contra una superficie rugosa de otro cuerpo de mayor dureza, principalmente porcelana, cuyo color a veces difiere del color del mineral.

La raya es la característica más estable de la coloración y por eso se utiliza ampliamente en el diagnóstico. Son típicas la raya guinda roja de la hematita, y la amarilla dorada brillante para el oro.

DIAFINIDAD O TRANSPARENCIA Capacidad que tienen los minerales para dejar pasar la luz a través de ellos y pueden ser: a) Transparentes: cuando dejan pasar la luz de tal modo que pueden distinguirse a través de ellos el contorno de un objeto que se encuentra por detrás de dicho mineral (cuarzo hialino).

b) Translúcidos: cuando dejan pasar algo de luz, pero los objetos no pueden ser vistos a través de ellos (calcedonia).

c) Opacos: cuando no dejan pasar la luz aún estando en láminas muy delgadas (grafito).

PROPIEDADES MECÁNICAS DE LOS MINERALES

EXFOLIACIÓN Propiedad que presentan algunos minerales cristalizados de dejarse separar fácilmente en láminas, y que dependen principalmente de la estructura del mineral.

CLIVAJE O CRUCERO Es la capacidad de los minerales de romperse siguiendo direcciones preferentes, a lo largo de superficies planas y ángulos definidos. Como el clivaje está relacionado con la estructura cristalina. Se tiene los siguientes clivajes: 1.- Clivaje muy perfecto: el cristal se divide en láminas muy finas con superficie especular: yeso, mica.

2.- Clivaje perfecto: el cristal se rompe en cualquier lugar por direcciones determinadas, formando superficies planas: calcita, galena, halita.

3.- Clivaje Mediano: durante la fragmentación se forman tanto las superficies de clivaje regulares como irregulares: feldespatos, hornblenda.

4.- Clivaje imperfecto: las superficies de clivaje regulares son raras, presenta superficies irregulares: berilo, apatito.

FRACTURA Los minerales que no tienen clivaje o lo tienen imperfecto, se parten por superficies irregulares de fractura, al aplicarse golpes al mineral, en los que la cohesión es la misma en todas las direcciones y pueden ser de varias clases: Irregular Escalonado Espinosa Ganchuda Concoidea

: sin forma; azufre nativo, apatito, casiterita. : feldespato. : actinolita, tremolita. : cobre, oro, platino. : cuarzo, ópalo.

DUREZA  Llamamos dureza a la resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral a ser rayada.

 La dureza depende del tamaño iónico y la carga. Estructuras con igual estructura interna, aumentan su dureza al disminuir el tamaño iónico y aumentar la carga.  La escala de dureza de Mohs nos permite definir la dureza relativa de cualquier mineral por comparación. Vemos ordenados de menor a mayor los minerales que constituyen la escala de Mohs.

ESCALA DE MOSH

ESCALA DE WERNER

1. Talco 2. Yeso

Se rayan con la uña

Muy blandos

3. Calcita : CaCO3 4. Fluorita : CaF2

Se rayan con el vidrio, cortaplumas, moneda

Blandos

5. Apatito : Ca5 (PO4)3 (F, Cl, OH) 6. Ortoclasa : K (AlSi3O8)

Se rayan con lima o acero templado (navaja)

Semiduros

7. Cuarzo 8. Topacio 9. Corindón 10. Diamante

No se rayan con el acero y rayan al vidrio

Duros

: Mg3 (SiO10) (OH)2 : CaSO4.2H2O

: SiO2 : Al2 (SiO4) (F.OH)2 : Al2O3 :C

Existen una serie de materiales que pueden servir como complemento a la escala citada:

· Uña · Moneda de Cu · Navaja · Vidrio · Lima de acero

: dureza 2,5 : dureza 3,5 : dureza 5 : dureza 5,5 : dureza 6,5

La dureza varia según la dirección de rayado pero es tan mínima que sólo se detecta con instrumentos muy precisos.

TENACIDAD Es la resistencia que un mineral opone a ser deformado y puede ser: 1.- Elástico : capacidad de los minerales de recobrar su forma primitiva al cesar la fuerzo que lo deforma (muscovita) 2.- Flexible : capacidad de los minerales de no recobrar de nuevo su forma al cesar la fuerza que los deforma (yeso). 3.- Frágil : capacidad de los minerales a romperse en fragmentos o pulverizarse fácilmente (diamante). 4.- Maleable : capacidad de reducirse a láminas delgadas (oro). 5.- Dúctil : cuando puede reducirse a hilos delgados (Au, Ag, Cu). 6.- Sectil : cuando puede ser reducido a virutas (Ag)

PESO ESPECÍFICO Es la densidad de los minerales medida en unidades de masa por unidad de volumen (g/cm³). Los minerales más difundidos tienen una densidad de 2.5 a 3.5 g/cm³. La mayoría de las especies minerales tienen una densidad menor de 5 g/cm³. Los minerales pueden dividirse en tres grupos: ligeros (de hasta 3.0 g/cm³), medios (de 3.0 a 4.0 g/cm³) y pesados (más de 4.0 g/cm³).

HÁBITOS Y AGREGADOS CRISTALINOS Se usa para dar idea del aspecto externo, mientras que forma constituye un grupo de caras cristalinas, las cuales tienen todas la misma relación con los elementos de simetría y exhiben las mismas propiedades físicas y químicas, pues todas tienen debajo los mismos átomos en el mismo orden geométrico. El número de caras que pertenecen a una forma viene determinado por la simetría de la clase cristalina. Se tienen los más comunes como son:

1.- Cuando un mineral consta de cristales aislados a) Acicular : cristales en forma de aguja. b) Capilar o Filiforme: cristales en forma de cabello o hebras c) Hojoso : cristales alargados y aplastados en forma de hojas.

2.- Cuando un mineral consta de grupos de cristales distintos. a) Dendrítico : en forma arborescente en ramas divergentes y delgadas, algo parecido a las plantas. b) Reticulado : cristales delgados agrupados en forma de una red. c) Radial : grupo de cristales naciendo de un punto común. d) Drusa : superficie cubierta o tapizada de cristales de un solo mineral.

3. Cuando un mineral consta de un grupo de cristales radiales o paralelos de los cristales distintos. a) Columnar : individuos como columnas gruesas. b) Hojoso : agregados de muchas hojas superpuestas. c) Fibroso : en agregados fibrosos delgados, paralelos o radiales. d) Estrellado : individuos radiales que forman grupos concéntricos o en forma de estrella. e) Globular : cristales radiales que forman grupos esféricos o semiesféricos. f) Botroidal : cuando las formas globulares se agrupan como racimo de uvas. g) Reniforme : cristales radiales terminados en masas redondeadas que parecen un riñon.

4.- Cuando un mineral se presenta en forma de láminas o escamas. a) Laminar : cuando un mineral consta de cristales laminares superpuestos unos de otros. b) Plumoso : formado por escamas finas con una estructura plumosa o divergente.

5.- Otros agregados. a) Estalactítio : cuando un mineral se presenta en forma de conos o cilindros colgantes. b) Concéntrico : una o más capas superpuestas alrededor de un centro común. c) Pisolítico : un mineral formado por masas redondeadas del tamaño aproximado de un guisante. d) Oolítico : agregado mineral aparece en bandas estrechas de diferentes texturas o colores. e) Masivo : agregado mineral formado por mineral compacto con una forma irregular, sin apariencia peculiar.

CLASIFICACION DE LOS MINERALES  La clasificación mineral debe basarse en la composición química y en la estructura interna, pues ambas conjuntamente representan la esencia de un mineral y determinan sus propiedades físicas. Es decir, los principios cristaloquímicas proporcionan una clasificación lógica, y este esquema es el utilizado sobre mineralogía sistemática. 

De un total de más de 2000 minerales descritos, los clasificamos de acuerdo a su composición química y sus demás propiedades. En otras palabras, de todas las clasificaciones dadas, la más importante es la clasificación sistemática (mineralogía sistemática), agrupado de acuerdo a características comunes.

1. ELEMENTOS NATIVOS.- Son aquellos que se encuentran en la naturaleza sin combinación o constituidos de un solo elemento. Como el oro, cobre, plata, platino, grafito, azufre, etc. 2. SULFUROS (arseniuros, sulfoarseniuros y teluros).- Los sulfuros tienen una fórmula general: AmXn, donde A representa los elementos metálicos y X el elemento no metálico (generalmente: sulfuro = metal + azufre). Entre los representantes más importantes de esta clase, podemos citar: Argentita Ag2S, Calcosina Cu2S, Bornita Cu5FeS4, Galena PbS, Calcopirita ZnS, Pirrotina FeS, Covelina CuS, Cinabrio HgS, Rejalgar AsS, Oropimente As2S3, Estibina Sb2S3, Pirita FeS2, Cobaltina (Co, Fe)AsS, Marcasita FeS2, Arsenopirita FeAsS, Molibdenita MoS2, Calaverita Te2Au, Silvanito Te2(Au,Ag), etc.

3. SUFOSALES: Comprende a los minerales en que se combinan los metales con S, Sb, As y difieren de los sulfuros, en que el As y el Sb juegan papel más o menos semejantes al de los metales en la estructura. Ejemplo Tetraedrita Cu12Sb4S13, enargita Cu3AsS4, proustita Ag3AsS3, tennantita Cu12As4S13, pirargirita Ag3SbS3, etc. 4. ÓXIDOS.- Los óxidos incluyen a todos los compuestos naturales en donde el oxígeno está combinado con uno o más metales. De la totalidad de los óxidos en la corteza terrestre, la sílice (SiO2) presenta mayor cantidad de éstos, enseguida se tienen a los óxidos de fierro, óxidos de manganeso, titanio, estaño y cromo que son considerados de gran importancia económica. Los principales óxidos son: Cuarzo SiO2 y sus variedades, Ópalo SiO2.nH2O, Cuprita Cu2O, corindón Al2O3, Uraninita UO2, hematina Fe2O3, Cincita ZnO, magnetita Fe3O4, Rutilo TiO2, cromita FeCr2O4, Pirolusita MnO2, Casiterita SnO2, etc.

5. HIDRÓXIDOS.- Es la combinación de los metales con el grupo oxidrilo (OH)- que sustituye parcial o totalmente a los iones de oxígeno en los óxidos simples, o bien un elemento metálico de los óxidos múltiples es sustituido por hidrógeno. Los principales hidróxidos son: Brucita Mg(OH)2, Psilomelano (Ba,Mn)3(O,OH)6Mn8O16, goethita FeO.OH, etc. 6. HALOGENUROS.- Son la combinación de los elementos halógenos (F, Cl, Br, I) con los elementos metálicos principalmente. Esta clase mineralógica se encuentra específicamente constituida por los fluoruros, cloruros, bromuros y por los ioduros. Entre los principales podemos citar: Fluorita CaF2, Halita NaCl, Bromargirita AgBr, Silvina KCl, Carnalita KMgCl2.6H2O, Querargirita AgCl, Atacamita Cu2Cl(OH)3.

7. CARBONATOS (nitratos y boratos).- Esta clase está constituida por un número considerable de especies minerales, de las cuales muchas se hallan relativamente muy propagadas en la naturaleza. Esto se refiere básicamente al carbonato de calcio, el cual constituye con frecuencia potentes capas de origen sedimentario. Los principales son: Calcita CaCO3, Aragonito CaCO3, Magnesita MgCO3, Witherita BaCO3, Siderita FeCO3, Estroncianita SrCO3, Rodocrosita MnCO3, Cerusita PbCO3, Smithsonita ZnCO3, Dolomita CaMg(CO3)2, Malaquita Cu2CO3(OH)2, Ankerita CaFe(CO3)2, Azurita Cu3(CO3)2(OH)2, Nitratina (nitrato sádico) NO3Na , Nitro (salitre o nitrato potásico) NO3K, Bórax Na2B4O5(OH)4.8H2O, Colemanita CaB3O4(OH)3.H2O, Ulexita NaCaB5O6(OH)6.5H2O, etc. 8. SULFATOS Y CROMATOS.- Son la combinación química de los elementos con el radical sulfato (SO4) y cromato (CrO4) respectivamente, estos radicales son formados a partir del azufre en condiciones muy oxidantes. En este grupo podemos citar a los siguientes minerales: Baritina BaSO4, Yeso CaSO4.2H2O, Celestita SrSO4, Alunita KAl3(SO4)2(OH)6, Anhidrita CaSO4, etc.

9. TUNGSTATOS Y MOLIBDATOS.- Combinaciones de complejos aniónicos (WO 4), ( MoO 4), Entre los principales tenemos: Wolframita WO4(Fe, Mn), Wulfenita MoO4Pb, Scheelita WO4Ca, etc.

10. FOSFATOS, ARSENIATOS Y VANADATOS.- Es la combinación química de los elementos con los radicales PO4, AsO4 y VO4 respectivamente. En este grupo podemos citar a los siguientes minerales: Trifilita Li(Fe, Mn)PO4, Apatito Ca5(PO4)3(F, Cl. OH), Turquesa, CuAl5(PO4)4(OH)8.4H2O, Vanadinita Pb5(VO4)3Cl, etc.

11. SILICATOS.- Los silicatos son el grupo de minerales de mayor abundancia y principal constituyente de las rocas, arenas y arcillas. De acuerdo a su estructura, se clasifican en 6 grandes grupos o sub clases: Nesosilicatos (gr. Nesos = Isla): Circón ZrSiO4, Grupo del Olivino: Forsterita Mg2SiO4; Fayalita Fe2SiO4, Grupo de los Granates: Piropo Mg3Al2(SiO4)3; Almandino Fe3Al2(SiO4)3 ; Grosularia Ca3Al2(SiO4)3; Andradita Ca3Fe2(SiO4)3, Andalucita Al2SiO5; Sillimanita Al2SiO5; Cianita Al2SiO5; Topacio Al2SiO4(F, OH)2; Esfena CaTiO(SiO4), etc. Sorosilicatos (gr. Soror = Hermana): Idocrasa Ca10(Mg, Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4, Hemimorfitas Zn4(Si2O7)(OH)2.H2O, Epidota Ca(Fe, Al)Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH), Alanita (Ca, Ce)2FeAl2O(SiO4)(Si2O7)(OH), etc. Ciclosilicatos (gr. Kyklos = Anillos): Turmalinas (Na, Ca)(Li, Mg, Al)(Al, Fe, Mg)6 (BO3)3(Si6O18)(OH)4, Berilos Be3Al2(Si6O18), Cordierita (Mg, Fe)2Al4Si5O18.nH2O, Dioptasa Cu6(Si6O18).6H2O, etc.

Inosilicatos (Is; inos = Músculos, tejido fibroso): Piroxenos (Enstatita, Hiperstena, Diópsido, Hedenbergita, Augita, Jadeita, etc.); Piroxenoides; Anfíboles ( Antofilita, tremolita, actinolita, hornblenda, etc.); Anfiboloides. Filosilicatos (Phyllon = Lámina u hoja): Grupo de la serpentina (Antigorita y Crisotilo); Grupo de los minerales arcillosos (Caolinita, talco, pirofilita); Grupo de las micas (Moscovita, flogopita, biotita, lepidolita, margarita); Clorita; etc. Tectosilicatos (Tekton = Esqueleto, armazón): Grupo SiO2 (Cuarzo, tridimita, cristobalita, ópalo); Serie de los Feldespatos potásicos (Ortosa, Microclina, Sanidina), Feldespatos Plagioclasas (Albita, anortita, danburita); Grupo de los feldespatoides; Serie de las escapolitas; Grupo de las zeolitas.

Génesis de los Minerales Los minerales son los constituyentes de los materiales terrestres,es por ello están dispersos en todo el ciclo geológico, son por eso necesarios ciertos procesos geológicos que permitan su concentración. Es necesario distinguir los denominados minerales primarios o hipogénicos, aquellos que se han formado originariamente de los procesos magmáticos y post magmáticos y otros procesos al interior de la corteza terrestre, de los minerales secundarios o supergénicos que son el resultado de la alteración de los primarios en zonas superficiales de la corteza terrestre.

El origen debido a procesos internos: a) Cristalización Magmática; Es el proceso de cristalización que nos proporciona las rocas ígneas, a partir de los minerales petrogenéticos, principalmente los silicatos. b) Procesos de Segregación Magmática.- Que dan lugar a los minerales ortomagmáticos que se forman al mismo tiempo que la cristalización magmática de los silicatos, y que quedan englobados en la masa de las rocas ígneas, ejemplo los depósitos de hierro, cromo y niquel. c) Procesos Neumatolíticos.- Originados en la fase pegmatítica-neumatolítica, que dan lugar a las pegmatitas y filones de elementos metálicos, ejemplo W, Sn.

d) Procesos pirometasomáticos; Originados por el metamorfismo de contacto y metasomatismo (intercambio de iones) producidos por el contacto de la roca ígnea sobre las rocas encajonantes, que con frecuencia dan lugar a la mayoría de los depósitos de mayor importancia económica, ejemplo, óxidos, sulfuros. e) Procesos Hidrotermales; Es la última fase de la cristalización magmática y dará lugar a los minerales de este tipo, como los sulfuros, sulfosales, etc.

El origen debido a procesos externos: a) Procesos Intempéricos.- producen mediante procesos químicos nuevos minerales a partir de la descomposición de los minerales primarios, dando como resultado numerosos minerales como óxidos, carbonatos, sulfatos, etc. a) Procesos Supergénicos.- proceso en que el agua de lluvia, en su infiltración, disuelve e incorporan elementos en solución, lixiviando la zona superior de un cuerpo mineral primario (zona de oxidación) y redepositándolos por debajo (zona de cementación o de enrriquecimiento supergénico).

c) Procesos Evaporíticos.- Constituyen la fuente de origen de minerales como los cloruros, sulfatos, que por el proceso de evaporación de aguas saturadas de sales precipitan los minerales, ejemplo, la halita, silvita, anhidrita, etc.

d) Procesos Sedimentarios.- Se originan como consecuencia de la interacción de la litósfera con la atmósfera y la hidrósfera, con formación y acumulación de materiales procedentes de la denudación de los continentes, tras experimentar diferentes procesos de alteración, transporte, precipitación, compactación, diagénesis.

PETROLOGÍA

La Petrología es la ciencia que se ocupa de las Rocas que están formados por conjunto de minerales definidos y constituyen la mayor parte de la Tierra. Trata del modo de ocurrencia, la composición, la clasificación y el origen de las rocas, así como de sus relaciones con los procesos e historia geológicos. Por tanto, es una parte fundamental de la ciencia geológica.

LA ROCA Es una sustancia natural compuesta por una o más sustancias minerales. Se divide en tres grandes Grupos: Rocas ígneas Plutónicas  Rocas Ígneas Rocas ígneas Volcánicas Rocas ígneas Hipabisales Rocas sedimentarias Clásticas  Rocas Sedimentarias

Rocas sedimentarias de Precipitación Química Rocas sedimentarias de Origen Orgánica

 Rocas metamórficas

LAS ROCAS ÍGNEAS Son las rocas formadas por la solidificación del magma. Deben sus caracteres más significativos a la composición del magma original, que determina la clase de minerales constitutivos y también a las condiciones y velocidad de enfriamiento de dicho magma.

MINERALES PETROGRÁFICOS EN ROCAS ÍGNEAS Se consideran a los que con mayor frecuencia y abundancia entran a formar parte de las rocas. 1) Minerales esenciales, que no faltan nunca, y caracterizan la especie litológica. Si faltase alguno de ellos, cambiaría esta por ejemplo, en el granito, la ortosa, cuarzo y mica son minerales esenciales, de modo que cuando falta el cuarzo, la roca resultante es la sienita. 2) Minerales Accesorios, son menos abundantes en la formación de las rocas, aunque se presenta con cierta regularidad, su frecuencia o ausencia no genera otra especie, si no variedades de la misma roca. 3) Minerales Secundarios, son aquellos que se presentan en las rocas por las alteraciones de los minerales esenciales o accesorios, sin importancia en la constitución de clases o variedades de la roca, pero de suma trascendencia en el conocimiento de las alteraciones que han sufrido las rocas por diferentes procesos.

CLASIFICACION DE LAS ROCAS IGNEAS •ROCAS PLUTÓNICAS.- Llamadas también Intrusivas, son rocas que se han formado por el enfriamiento y solidificación lento del magma y a grandes profundidades. Ejemplos: Granito, granodiorita, monzonita, tonalita, etc. •ROCAS VOLCÁNICAS.- Llamadas también Efusivas o Extrusivas, son rocas formadas por el enfriamiento y solidificación rápido del magma y en la superficie de la Tierra. Ejemplos: Basalto, riolita, Traquita, tufos, tobas, vidrios, etc. •ROCAS HIPABISALES.- Llamadas también sub volcánicas, se forman por la solidificación del magma cerca a la superficie terrestre y se caracterizan por su textura porfirítica. Ejemplos: Andesita, dacita, cuarzo latita, etc. NOTA: Por ser sub volcánicas, a este tipo de rocas lo consideraremos para nuestro caso dentro de las rocas volcánicas, sobre todo para el caso de la descripción.

TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS TEXTURA.- Consiste en la ordenación de los granos minerales o fragmentos cristalinos en una muestra de mano. Entre las texturas más comunes podemos tener: Granular, porfirítica, perlítica, vesicular, fluidal, microlítica, etc.

ESTRUCTURA.- Es la forma de manifestación de un afloramiento de roca in situ. Ejemplos: Batolito, dique, stock, sill, etc. En general, para describir la textura y estructura de las rocas ígneas, se consideran los siguientes factores:

GRADO DE CRISTALIZACIÓN: HOLOCRISTALINA.- Compuesta totalmente por cristales (granitoides) HOLOHIALINA.- Formados por vidrio en su totalidad (obsidiana, vidrio volcánico) MEROCRISTALINA.- Compuesta por una mezcla de cristales y vidrio. TAMAÑO DE GRANO: FANERÍTICA (Fanerocristalina).- Cristales visibles a simple vista o con lupa AFANÍTICA (Oscura).- Cristales no reconocibles

FORMA DE LOS CRISTALES: EUHEDRALES.- Cristales terminado por caras propias. ANHEDRALES.- Cristales que no poseen sus caras propias. SUBHEDRALES.- Etapa intermedia entre los dos anteriores.

Cuando los líquidos silicatados formados en el manto o corteza terrestres se solidifican por enfriamiento, forman rocas ígneas. La composición del magma y la velocidad de enfriamiento determinan la naturaleza mineral y características texturales de las rocas ígneas. Entre estas características están la forma de los granos minerales y su tamaño El color es esencialmente el resultado de la abundancia relativa de los distintos minerales que conforman estas rocas.

Dos grandes grupos: plutónicas y volcánicas. Los magmas generados en profundidad asciende hacia niveles superficiales como diapiros o siguiendo discontinuidades mecánicas de la litosfera como fracturas. Al ascender, el magma se enfría, aumentando su viscosidady reduciendo por tanto su capacidad de fluir y ascender. Eventualmente, detiene su ascenso y se emplaza a una determinada profundidad, formando un pequeño cuerpo de magma (cámara magmática). Sucesivas recargas de magma profundo aumentan el tamaño de estas cámaras magmáticas.

El enfriamiento lento pero continuo de este magma permite la cristalización de distintos minerales que precipitan del líquido silicatado, formando cristales de minerales en suspensión (que aumentan la viscosidad). Cuando se alcanza temperaturas cercanas a 650 ºC la mayor parte del líquido ya ha cristalizado, llegando eventualmente a cristalizar totalmente y formando una roca ígnea plutónica a temperaturas menores de 600 ºC.

La naturaleza de las asociaciones de minerales que precipitan dependen de la composición del líquido magmático. Cuando éste es rico en Si, Al, Na y K y pobre en Fe, Mg y Ca, las asociaciones de minerales están dominadas por cuarzo, plagioclasa sódica y feldespato alcalino (+/-micas, anfibol, y minerales accesorios como ilmenita, circón etc), formándose rocas ígneas ácidas, de color claro (como el granito). Cuando el líquido es pobre en Si, Al, Na y K y rico en Fe, Mg y Ca, las asociaciones minerales están dominadas por plagioclasa cálcica, clinopiroxeno, ortopiroxenoy olivino, dando lugar a rocas ígneas básicas de color oscuro (como el gabro).

Eventualmente, los cristales en suspensión pueden decantarse, si la viscosidad del magma es relativamente baja y la densidad de los cristales relativamente alta, formando acumulaciones horizontales (bandas) que definen una "estratificación" de origen magmático. Estas acumulaciones forman complejos ígneos bandeados. Este proceso de decantamiento hace el líquido se separe de los cristales, acumulándose en las partes superiores de las cámaras magmáticas, lo que a su vez permite el inicio del proceso de cristalización a partir de un líquido distinto del original.

Dado que según precipitan minerales, el líquido residual tiene una composición química distinta de la del líquido original (i.e., el originado en zonas profundas y emplazado en el cuerpo plutónico), las rocas que se forman por cristalización de estos líquidos residuales son distintas de las que se forman del líquido original. Esto supone que los procesos que ocurren en el magma en condiciones plutónicas dan lugar a distintas rocas, lo que se conoce como diferenciación magmática. Los procesos son muy variados, desde fraccionación gravitacional, mezcla de magmas, asimilación de rocas del entorno, etc.

A veces, los cristales adquieren un tamaño muy grande, formando las denominadas pegmatitas. Estas rocas se forman en los estadios finales de evolución magmáticaprofunda, cuando el líquido silicatadoresidual es escaso y está enriquecido en componentes volátiles (sobre todo H2O). Si este líquido se segrega, forma bolsadas de magma relativamente frio e hidratado que, al cristalizar (temperaturas cercanas a 600 ºC), forma grandes cristales como resultado del efecto positivo que tiene el H2O sobre el movimiento (difusión) de los elementos y compuestos que se agregan para formar los minerales. Los minerales (cuarzo, feldespatos, micas, turmalina, etc) son muy vistosos, desarrollando hábitos cristalinos (euhedrales).

Al cristalizar los últimos restos de líquidos residuales a temperaturas de ca. 600 ºC, queda un último residuo muy volátil y rico en H2O denominado fluido hidrotermal. Este fluido acuoso (aunque desde el punto de vista físico no es líquido -agua-ni gaseoso -vapor de agua-, sino un fluido supercrítico que tiene propiedades físicas intermedias entre ambos) migra con facilidad, particularmente siguiendo fracturas en las rocas y forma rocas filonianas hidrotermales (e.g., filones de cuarzo) comúnmente mineralizadas con minerales de interés económico (yacimientos minerales de origen hidrotermal).

El magma generado en profundidad, o el magma almacenado o diferenciado en una cámara magmática plutónica, puede ascender hasta la superficie de la Tierra, ya sea porque es poco viscoso, porque es sometido a presión, o porque encuentra caminos apropiados (fracturas del terreno). Al salir al exterior, se forman coladas de lava que al solidificar forman rocas volcánicas como el basalto. El rápido enfriamiento de la lava condiciona el poco tiempo que los minerales tienen para cristalizar de la lava, por lo que los pocos granos minerales que pueden formase en estas condiciones serán de tamaño muy fino.

El resto de la lava que no alcanza a cristalizar forma vidrio volcánico amorfo. Cuando las rocas volcánicas están formadas exclusivamente por vidrio se denominan obsidiana(similar al vidrio de las ventanas, aunque no son rocas incoloras). Cuando se forman estas rocas volcánicas, se exsuelven los componentes volátiles diluidos en el líquido silicatado, formando características burbujas (vacuolas) que suelen estar vacías, como en la piedra pómez. En ocasiones, las vacuolas se rellenan por minerales secundarios formados precipitación a partir de soluciones acuosas (generalmente hidrotermales) que fluyen, eventualmente, por de estas rocas con posterioridad la solidificación de la lava.

Presentadas dentro del ciclo de las rocas.

Cámaras magmáticas

Coladas de lava basáltica (Hawaii).

Disyunción columnar en basaltos.

Diques

Chimenea volcánica

Cuerpos plutónicos.

Series de reacción de Bowen. Permite explicar la diversidad de rocas ígneas (diferenciación) por cristalización fraccionada.

Para clasificar una roca ígnea se utilizan diagramas ternarios en los que se representan los contenidos de minerales primarios. Se utilizan los siguientes parámetros: Q: Polimorfos de SiO2 (típicamente cuarzo, aunque también tridimita y cristobalita en algunas rocas ígneas cristalizadas a altas temperaturas). A: Feldespato alcalino, incluyendo feldespato potásico (sanidina, ortosa y/o microclina) y albita (término de la serie de las plagioclasas con porcentajes molares de anortita entre 0 y 5 %). P: Plagioclasa(todos los términos de la serie de las plagioclasas con procentajes molares de anortita entre 95 y 100 %) y escapolita. F: Feldespatoides (leucita, pseudoleucita, nefelina, analcima, sodalita, noseana, kalsilita, haiiyna, cancrinita). M: Minerales máficos(micas, anfíboles, piroxenos, olivino), minerales opacos en luz transmitida (magnetita, ilmenita), epidota, allanita, granate, melilita, monticellita, carbonatos primarios y accesorios (circón, apatito, titanita, etc).

Cuando M > 90, los minerales máficos son dominantes, las rocas son muy ricas en MgOy FeOy pobres en SiO2, y denominándose rocas ultramáficas.

Cuando M < 90, las rocas son máficas, intermedias o félsicas (ricas en cuarzolitao feldespatos) 1a silexita 1b 2 alaskita 3a 3b 4 5

granitoidesricos en cuarzo granito de feldespato alcalino;con bajo índice de color:

6* 6 6'

cuarzo-sienita de feldespato alcalino sienita de feldespato alcalino sienita feldespatoidal de feldespato alcalino; pulaskita

sienogranito monzogranito, adamellita granodiorita tonalita, cuarzodiorita; con bajo índice de color: trondjemita

7* cuarzosienita 7 sienita 7' sienita feldespatoidal; miaskita 8* cuarzo-monzonita 8 monzonita 8' monzonita feldespatoidal 9* cuarzo-monzodiorita, cuarzo-monzogabro 9 monzodiorita, monzogabro 9' monzodiorita o monzogabro feldespatoidal 10* cuarzodiorita, cuarzogabro 10 gabro (%An en plagioclasa > 50%) diorita (%An en plagioclasa < 50%) 10' gabro o diorita feldespatoidal 11 sienita nefelínica, foyaita, lujavrita 12 plagifoyaita 13 essexita 14 theralita, teschenita si tiene analcima 15 foidolita

Cuando M < 90, las rocas son máficas, intermediaso félsicas(ricas en feldespatos).

basalto, obsidiana, riolita, piedra pómez

Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagramaQ-A-P-F basalto, obsidiana, riolita, piedra pómez

Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagrama TAS(Total Alkalis vs Silica). Se utilizan términos químicos: rocas ultrabásicas, básicas, intermedias, y ácidas, en función de la abundancia de SiO2 en porcentajes en peso

Las rocas volcánicas piroclásticas(explosivas) deben contener fragmentos volcánicos no retrabajados(i.e., transportados por agentes externos como viento, agua,...) en una proporción mayor de 75%.

LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Los materiales detríticos provenientes de los continentes van a depositarse en última instancia como sedimentos en los fondos marinos, debido a procesos posteriores tales sedimentos se solidifican y se consolidan (diagénesis) dando lugar a las rocas sedimentarias.

RASGOS CARACTERÍSTICOS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS: ESTRATIFICACIÓN.- Disposición en capas o estratos. SELECCIÓN O TRÍA.- Propiedad por la cual algunos depósitos son bien seleccionados (arenas).

REDONDEAMIENTO.- Característica de los elementos constitutivos debido al transporte. OTROS.- Presencia de fósiles, los riple marks, las huellas de lluvia, los oolitos y las concreciones.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Teniendo en cuenta el origen de los materiales que los forman, se clasifican en: ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS O DETRÍTICAS.- Son rocas que proceden de materiales transportados mecánicamente por el agua, viento u otros agentes geológicos. Ejemplos: Areniscas, conglomerados, brechas, etc.

ROCAS SEDIMENTARIAS DE PRECIPITACIÓN QUÍMICA.- Son aquellas que se forman por la precipitación de las sustancias disueltas en el agua. Ejemplos: Yeso, calizas, dolomías, etc. ROCAS SEDIEMTARIAS DE ORIGEN ORGÁNICO.- Formadas por la actividad de los seres vivos (animales y plantas). Ejemplo el carbón.

TEXTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS TEXTURA CLÁSTICA.- Llamado también textura detrítica (clastos – detritos), compuesta generalmente de granos y matriz, además del cemento. Aquí se debe observar: Tamaño y clasificación de los granos clásticos. Forma y redondez de los granos clásticos. Ejemplos: La textura de las rocas sedimentarias clásticas: areniscas, conglomerados, etc.

TEXTURA NO CLÁSTICA.- Se forman por:

Cristalización directa o reacción inorgánica entre las sales disueltas. Crecimiento de los cristales y agrandamiento dentro de un agregado. Re emplazamiento (dolomitización y silisificación). Las texturas más importantes son: AMORFA.- Partículas del tamaño de arcilla o coloidal. Ejemplos. Lodo de cal, caliza amorfa. OOLÍTICA.- Compuesta de pequeños esferas o elipsoides (huevos de peces – Oolita) de 0,25 a 2,00 mm de diámetro. Ejemplos: Caliza Oolítica. PISOLÍTICA.- Semejante a la Oolítica, pero con partículas de dimensiones mayores a 2,00 mm de diámetro. Ejemplos: Caliza pisolítica, pisolita fosfática. ESFEROLÍTICA.- Presenta esferas con estructura radiada interna. Ejemplo: La esferolita de la calcedonia en los sedimentos calcáreas. SACAROIDE.- Finas equigranular. Ejemplo: Caliza y dolomía sacaroidea. PORFIROBLÁSTICA.- Cristales más grandes empotrados en una pasta de grano fino. Ejemplo: Mantos de yeso.

ESTRUCTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Son aquellos caracteres distintivos comunes que se estudian mejor en el campo que en los ejemplares de mano. Las estructuras de las rocas sedimentarias, a excepción de los estilolitos y de las estructuras orgánicas, son de origen físico. La característica por el cual se reconocen inmediatamente en el campo una roca sedimentaria es su disposición en capas o estratos. Por lo tanto, Estructura estratificada. Las estructuras químicas (estilolíticas), son como suturas sismográficas y excesivamente irregulares. Las estructuras orgánicas son los relacionados a los fósiles (elementos más importantes para la interpretación de la edad de una formación de una roca).

Rocas pre-existentes (ígneas, sedimentarias o metamórficas) que se encuentran en contacto con la atmosfera, hidrosfera, y biosfera son alteradas y disgregadas por los agentes geodinámicos externos (lluvia, viento, sol, seres vivos, etc. etc.), produciendo restos que son arrastrados por los ríos, hielo y viento y depositados en regiones determinadas donde forman sedimentos. Dado que el proceso de transporte está controlado esencialmente por la gravedad, estos sedimentos encuentran estabilidad generalmente en zonas deprimidas.

Cuencas sedimentarias: Sector de la corteza terrestre que durante un prolongado intervalo de tiempo ha estado sometido a subsidencia y en el que la sedimentación ha rellenado parcial o totalmente el hueco dejado por la propia subsidencia. En estas cuencas los sedimentos se acumulan y preservan, formando rocas sedimentarias cuando se compactan y, eventualmente, se transforman por diagénesis(Proceso en virtud del cual un sedimento experimenta alteraciones, tanto en su textura y estructura (compactación, recristalización) como en su composición (cementación), y se transforma en una roca sedimentaria).

La principal característica de las rocas sedimentarias es la estratificación o disposición de las rocas sedimentarias en sucesivas capas (Estrato: nivel de roca o sedimento que se depositó en un intervalo de tiempo concreto y que queda delimitado por superficies -denominadas superficies de estratificación-originadas por cambios en la sedimentación, por interrupciones sedimentarias o por ambos factores a la vez).

Las cuencas sedimentarias pueden ser pequeñas(e.g., lagos) o enormes(márgenes continentales) y en función de ello las acumulaciones de rocas sedimentarias serán pequeños o enormes. Cuando una cuenca se colmata, deja de generar rocas sedimentarias. Por tanto, la historia de las cuencas también puede ser larga o pequeña. En esta historia influye cuanto material se va acumulando, pero también la dinámica de la litosfera. Esto último significa que las cuencas sedimentarias (depresiones terrestres) están controladas por el movimiento de la litosfera. Si la litosfera tiende a hundirse(subsidencia), la cuenca estará funcionando durante el tiempo que dure la tendencia a hundirse.

Algunas cuencas, particularmente las grandes localizadas en los márgenes continentales, tienden a pervivir decenas y hasta centenas de millones de años. Los sedimentos allí acumulados son enormes, en extensión lateral y en profundidad (potencia; hasta decenas de km), y por tanto las rocas sedimentarias allí formadas son muy variadas. Esta variedaddepende muchos factores, como la energía de los agentes erosivos y elevación de las masas terrestres adyacentes, la naturaleza de las rocas que son la fuente de los sedimentos, la profundidad de la cuenca, y la acción de los seres vivos que viven en las cuencas lacustres y marinas ya que ellos pueden segregar concreciones minerales (e.g., conchas) que igualmente se depositan en las cuencas.

Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la tierra a partir de la erosión (mecánica, química y biológica), transporte y sedimentación de detritus de rocas previas, productos de precipitación química y productos orgánicos. Se clasifican en función del tipo de componente más abundante en detriticas, químicasy orgánicas.

Detríticas: Se forman sedimentación de granos de minerales y rocas (clastos) transportados desde aéreas fuentes elevadas a cuencas de sedimentación mediante la acción de corrientes de agua, hielo y aire (gravedad). Agua es el agente más importante, y puede transportar desde clastos pequeños(partículas en suspensión) hasta clastos enormes. La energía de las corrientes de agua desciende progresivamente desde las zonas con mayor a menor pendiente. Los sedimentos más gruesos alcanzan poco recorrido, depositándose en el curso continental del flujo relativamente cerca de la cuenca o en la cuenca pero cerca del continente. Se forman depósitos de rocas sedimentarias conocidas como conglomerados.

Los clastos de tamaño medio avanzan algo más, formando areniscas. Finalmente, las partículas más pequeñas (minerales del grupo de las arcillas) alcanzan la mayor distancia desde el área fuente, depositándose a gran profundidad lejos de la costa, formando depósitos de lutitas.

Los organismos que viven en el mar, al morir, caen a la base de la cuenca sedimentaria, mezclándose con los sedimentos y formando parte de las rocas sedimentarias o formando rocas sedimentarias orgánicas. En general, si la base de la cuenca es relativamente somera, sus condiciones redox son oxidantes, por lo que la materia orgánica se descompone. Sin embargo, si la base de la cuenca es profunda, como allí donde suelen depositarse lutitas, las condiciones redox son reducidas y la materia orgánica no se descompone. Lo mismo ocurre si la acumulación de materia orgánica es muy elevada, incluso en zonas someras de cuencas o cuencas someras como lagos.

Al continuar la sedimentación, las rocas ricas en materia orgánica son progresivamente sometidas a mayores presiones y temperaturas ( Mármol

Rocas Sedimentarias 1. Transporte de sedimentos por algún medio: Agua, viento o en masa (gravedad)

Depositadas por el agua

Ambientes Marinos

Ambientes Continentales

Rocas Sedimentarias Depositadas por el viento

Rocas Sedimentarias Transporte en masa

Slumps

Turbiditas

Rocas Sedimentarias 2. Sedimentos depositados generalmente en capas horizontales (estratos) siguiendo la ley se superposiciòn.

Rocas Sedimentarias Cada nivel representa un momento de la historia geológica y contiene informacion sobre el medio de transporte, el clima, seres vivientes, condiciones ambientales, etc

Rocas Sedimentarias

Macrofósiles

Microfósiles

Rocas Sedimentarias Las rocas se deforman y se fracturan como resultado de los esfuerzos a los que está sometida la corteza, formando pliegues y fallas

Conceptos básicos sobre cuencas sedimentarias Cuencas sedimentarias son áreas donde se depositan sedimentos a áreas considerablemente más altas que en áreas vecinas y por lo tanto se acumulan mayores espesores. Los sedimentos se acumulan en virtud de la subsidencia. Carga

Conceptos básicos sobre cuencas sedimentarias Las cuencas sedimentarias tienen historias evolutivas complejas que dependen de la variación del nivel del mar y los eventos tectónicos a lo largo de la historia geológica

Conceptos básicos sobre cuencas sedimentarias 4. Las mayoría de cuencas sedimentarias aun son activas . La columna sedimentaria sigue subsidiendo y la fallas siguen actuando

Valle Medio

Cordillera

Sinc. Umbita

F. de Tibana

Sección sísmica BRLA-95-02 Sinc. Albarracin

Sinc. La Isla

Sinc. Chaquira

Ant. Caldas

Ant. Buenavista

Ant. Rio de Piedras

Ant. Alto de la Chapa

Cáceres-1

F. La Salina

Rio Negro-1 proyectado 3.3 km al NE

F. Honda

Andes-1 proyectado 1.6 kms al NE

F. Bilbao-Romero

Sección sísmica DCV-82-2070 Sección sísmica RLM-91-02

F. Guadalito

Sección sísmica TPB97-112

Sinc. Lenguazaque Guacheta

SE

NW

Conceptos básicos sobre cuencas sedimentarias Actualmente las cuencas se estudian bajo el concepto de placas tectónicas. Estas controlan su origen y evolución

Conceptos básicos sobre cuencas sedimentarias Clasificación de Cuencas

1. Cuencas de márgenes divergentes 2. Cuencas de márgenes convergentes 3. Cuencas de transformación y transcurrentes 4. Cuencas de colisión continental y sutura 5. Cuencas cratónicas

TIPOS DE ESFUERZOS Presión confinante: es igual en todas las direcciones y su efecto sobre las rocas es disminuir su volumen.

Esfuerzo diferencial: es aquel que se aplica en una dirección determinada, existen los que provocan un acortamiento de un cuerpo rocoso (esfuerzos compresivos), y están aquellos que provocan un alargamiento del cuerpo (esfuerzos tensionales).

a) Compresión, es el más común, y produce una tendencia al acortamiento.

b) Tensión, causa el estiramiento o alargamiento de los materiales a los que afecta.

c) Cizalla, causa deslizamiento y traslación.

Deformación de las rocas

Deformación dúctil

Deformación frágil

IMPORTANCIA DE LA GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Identificación de estructuras que pueden ser trampas petrolíferas, como anticlinales, fallas, domos, en la búsqueda de agua subterránea, fracturamiento de las rocas, en la exploración de yacimientos, mineralizaciones

OBJETIVOS DE LA GEOLOGÍA ESTRUCTURAL •Levantamiento de planos geológicos ( determinación de estructuras primarias y secundarias) • Análisis de la deformación tectónica de las rocas • Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas, pliegues, diques ). • Definición de áreas sísmicas. •Identificación de fallas activas •Recurrencias de grandes sismos

Diques son estructuras tabulares de origen magmático. Las rocas de diques pertenecen al grupo de rocas intrusivas o hipoabisales. con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En la mayoría este cuerpos son sub-vertical a verticales.

Caracterización de diques: a) siempre tienen un edad menor (son más joven) que la roca de caja b) tienen un origen magmático intrusivo (subvolcanico o hipoabisal) c) Fases post-magmáticas muchas veces alteran el dique. d) Los diques pueden llegar hasta una potencia hasta 200 metros, pero lo normal es entre 0,5 m hasta 6 metros. e) Algunas veces se puede observar una aureolas o salbandas en los límites de un dique. Un producto de un enfriamiento distinto en los sectores cercanos a la roca de caja fría. f) Tectónicamente diques representan estructuras de expansión. Es decir diques sirven como testigo de una fase tectónica expansiva. Pero también se intruyen en una forma paralela de estratos (sí el campo tectónico les permite). Estos diques se llama sills.

DISCORDANCIAS ( UNCOMFORMITY) Son superficies que representan un periodo de EROSION o NO DEPOSITACIÓN en una secuencia de estratos. Las discordancias separan estratos más jóvenes de capas viejas; representan un periodo entre la depositación o formación de rocas más jóvenes, durante el cual no hubo sedimentación o formación de rocas. Las discordancias se originan cuando una región o cuenca de sedimentación, deja de recibir sedimentos, o es levantada por fuerzas tectónicas, quedando sometida a procesos de erosión. Se habla en este caso de la formación de una Superficie de Erosión. Las discordancias pueden clasificarse en tres tipos fundamentales: · · ·

discordancias paralelas (disconformidades), Paraconformidad discordancias angulares discordancias litológicas (inconformidades,).

Las discordancias paralelas: también llamadas estratigráficas, o disconformidades, son aquellas en las cuales los estratos que se encuentran por debajo y por encima de la superficie discordante o superficie de erosión son esencialmente paralelos. Un tipo muy particular de discordancia paralela es el Hiatus, Diastema o Laguna Estratigráfica, en la cual no ha habido erosión sino un periodo de no depositación. Son poco frecuentes en la naturaleza, porque los periodos de no depositación generalmente van acompañados de erosion. La paraconformidad es la discontinuidad estratigráfica de más difícil identificación, por la falta de criterios geométricos

Las discordancias angulares, son aquellas en las cuales los estratos infrayacentes (que están por debajo) de la superficie discordante, forman un ángulo con las capas suprayacentes (que están por encima

Discordancia Litológica o Inconformidad o no concordancia: Son aquellas en las cuales las rocas suprayacentes estratificadas descansas sobre rocas no estratificadas ya sean ígneas o metamórficas R. sedimentarias

Rk Igneas

Hay varios criterios para el reconocimiento de discordancias; entre ellos, cabe mencionar los siguientes: a.- Angularidad entre los estratos; es un indicio directo de discordancia angular, el cual puede ser observado a nivel de afloramiento o en los perfiles de buzamiento del subsuelo.

b.- Contraste pronunciado en el grado de metamorfismo; en este caso, es probable que las rocas menos metamorfizadas se hayan depositado en discordancia sobre secuencias que habían sufrido un proceso previo de metamorfismo. c.- Contraste en la intensidad del plegamiento; Si en una región se encuentran secuencias fuertemente plegadas en contacto o cercanas a unidades poco plegadas u horizontales, d.- Diferencias en edad geológica; el estudio de los fósiles puede indicar la ausencia de rocas de un periodo determinado, señalando así la presencia de una discordancia. e.- Contraste de colores entre dos capas contiguas; puede implicar condiciones ambientales muy diferentes de sedimentación y, por ende, una discordancia. f.- Conglomerado basal; frecuentemente, encima de una discordancia o superficie de erosión se encuentra una capa de conglomerado, debida a transgresiones marinas, la cual es denominada conglomerado basal.

Indicadores directos de fallas: -Plano de Falla (FAULT PLANE) superficie a lo largo del cual se ha producido el desplazamiento. -Labio de Falla: Son las dos masas que se desplazaron sobre el plano de falla; por lo tanto, se tiene el labio superior(UPTHROW) o bloque levantado, que esta situado por encima de la superficie de falla y el labio inferior(DOWN THROW) o bloque deprimido, que se encuentra situado por debajo de la superficie de falla. -Salto de Falla: (throw) cantidad de movimiento que ha tenido lugar alo largo de una falla Salto Vertical: Es la proyección vertical del desplazamiento de una falla, - Salto Horizontal: Es el componente horizontal del desplazamiento

Desplazamiento (slip): El desplazamiento de una unidad geológica o una otra estructura geológica indica la actividad tectónica. Desplazamientos tectónicos en el terreno marcan siempre una falla. Estrías SLICKEN SIDE o espejo de falla Líneas finas arriba de un plano de falla. Estas líneas indican la orientación del desplazamiento y el sentido.

Arrastres Cerca de una falla las rocas pueden deformarse plásticamente. Se puede observar un leve monoclinal hacia el plano de la falla. Normalmente fallas grandes muestran este fenómeno.

Brechas de falla ( Fault Breccia) (Cataclastitas) Por la energía del movimiento algunas veces las rocas en la zona de falla se rompen y se quiebran, para formar una brecha tectónica o brecha de falla. una brecha de falla se ve como depresión. Que son rellenada por material rocoso de rocoso de formas angulares denominado polvo o harina de fallas ( gouge), que al consolidarse dan origen a las cataclasitas o cataclastitas

Milonita generalmente el fallamiento no esta restringido al movimiento de la falla en un solo plano, sino que cubre zona o áreas que van desde centímetros a metros donde la roca ha sido trituradaLa milonita es una roca metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas. Los minerales (cuarzo) se ve elongado hacia la dirección principal del movimiento. Milonitas son generalmente dura y bien resistente contra la meteorización.

Rocas Miloníticas

Indicadores indirectos de Fallas Cuando se trabaja en lugares donde hay poco afloramientos, los indicadores indirectos son muchas veces la única posibilidad para definir una falla, estos indicadores no son tan confiables como los directos. Morfología: las zonas de fallas normalmente son zonas con rocas blandas que generan depresiones cubiertas bajo algunos metros de rocas blandas cuaternarias, pero que guardan una dirección conforme a las fallas, a esta característica geomorfológica se le denomina silla de fallas.

Criterios de reconocimiento de fallas. Morfología: oEnfacetado triangular. oRed fluvial en enrejado. oDesnivel en las superficies de erosión. oAlineaciones de fuentes

Efectos en el relieve 

Muchas fallas activas e inactivas tienen efectos en la topografía y controlan drenajes y flujos de agua subterránea.

Manantiales, lagos de fallas ( Sag Ponds): las fallas generan zonas de depresiones que permiten la acumulación de aguas.

Lomos de presión o Shutter ridge: cuando por efecto del desplazamientos de las fallas se generan cerros aislados

En los mapas Topográficos la presencia de anomalías en las curvas de nivel, pueden indicar fallas. Estas anomalías son: a.Curvas anormalmente separadas, con respecto a una separación más o menos constante en el resto de las curvas b.Curvas anormalmente unidas c.Curvas anormalmente desviadas a lo largo de una línea. d.- Repetición de una curva o de una secuencia de curvas

Se pueden clasificar las fallas en tres distintas categorías, según la orientación de o esfuerzos que la generan. FALLAS CON DESPLAZAMIENTO HORIZONTAL Falla de rasgadura o transcurrente. Falla transformante, Transformación o de Rumbo (transform Fault, wrench fault, stkrike –slip fault)) Son aquellas en las cuales el desplazamiento se ha efectuado en la dirección del rumbo del plano de falla. En estas fallas el desplazamiento total es igual al desplazamiento del rumbo. no funciona con la misma velocidad en todos sectores. Significa un segmento tiene una velocidad alta un otro segmento una velocidad baja. La misma falla de transformación puede ser una falla sinistral en un sector y en el otro sector una falla destral. Normalmente las fallas de rumbo no cambian su sentido dextral o sinistral.

Fallas con desplazamiento horizontal: Existen principalmente dos tipos de fallas con un desplazamiento horizontal: Fallas con un sentido del movimiento sinistral (contra reloj) y fallas con un sentido del desplazamiento destral

(sentido del reloj).

FALLAS CON DESPLAZAMIENTO VERTICAL: Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas inversas. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas un producto de fuerzas de compresión

Falla Normal (normal fault) Fallas normales o fallas de gravedad ( Normal Fault).- Son aquellas en las cuales el labio superior ha descendido con respecto al labio inferior, en el sentido normal que dicta la Ley de la Gravedad . producidas por esfuerzos extensionales. Clasificación de Fallas Normales Fallas tensionales o de gravedad

Un graben tectónico (fosa tectónica) tiene su origen a fuerzas extensionales, cuales producen dos fallas paralelas con inclinación opuesta en un ambiente tectónico expansiva , que se hunde. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km.

Fallas de compresión.Un Horst o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral. un horst puede formar morfológicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas).

FALLAS INVERSAS (REVERSE FAULT).Son aquellas en las cuales el labio superior ha subido con respecto al labio inferior, en el sentido contrario a la Ley de la Gravedad. Producida por un esfuerzo compresional. Existen dos posibilidades de desplazamiento: Una cuando el piso baja. o se mete bajo el techo, al cual se le denomina BAJOCORRIMIENTO, y otro cuando el techo se monta o se pone por encima del piso, llamándose SOBRECORRIMIENTO o más comúnmente denominado cabalgamiento.

ORIGEN Y TIPOS DE LAS FALLAS INVERSAS Las fallas inversas están relacionadas directamente con plegamientos, es decir, estas dos estructuras se van formando contemporáneamente mientras que otras fallas afectan estratos horizontales y en otros casos estratos que ya han sido plegadas.

Falla Inversa (thrust / reverse fault)

Existen otros casos en los que se forman fallas inversas, como cuando el flanco invertido de un pliegue volcado o recumbente se estira tanto que finalmente se rompe y se produce el desplazamiento correspondiente Cuando el desplazamiento ocurre paralelo a la estratificación tenemos fallas inversas a la estratificación. FALLA INVERSA DE EROSIÓN, cuando al bloque forrado le suprayace un estrato muy rígido, que no se deja plegar, poniendo resistencia y obligando a desbastar el bloque fracturado.

ESCARPE DE FALLA: ( fault scarp) Cuando las fallas inversas son de gran ángulo y emergen sobre la superficie y forman una pared vertical. Una forma de reconocer este tipo de fallas es porque las rocas mas antiguas se encuentran sobre las más jóvenes.

ESCARPES TECTONICOS Un escarpe es una ladera natural muy inclinada o abrupta, formada como resultado de movimiento diferencial de bloques en la superficie de la tierra. Entre ellos se pueden tener escarpes de falla que pueden ser de rumbo o de buzamiento y todas las geoformas asociadas con ellos

Antitética - Homotetica En conjunto con falla normal - falla inversa se puede usar "antitetica" y "homotetica". La palabra antitetica indica que la falla y los estratos se inclinan hacia los direcciones opuestos. Homotetica significa, que los estratos y la falla tienen la misma dirección de inclinación.

Idea para diferenciar entre falla normal e inversa: Una falla normal produce una omisión estratigráfica falta el techo o piso de un estrato de referencia. Una falla inversa produce una "duplicación": se puede encontrar el piso (o techo) de referencia dos veces, se repite la secuencia y coloca rocas mas antigua sobre rocas más jóvenes

Falla De rotación o tijera 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.

Otro criterio de clasificación de las fallas, se establece de acuerdo al tipo de esfuerzo que las originó: Cabalgamientos o Fallas de Cobijadura (Overthrust) son un caso particular de fallas inversas, el bloque que se desplaza es el techo descansando sobre el piso, inicialmente se inclina suavemente pero puede plegarse, los cabalgamientos son comunes en las regiones donde se conocen altas fuerzas compresivas (por ejemplo durante el choque de dos continentes). Estos movimientos (desplazamientos) pueden alcanzar algunos kilómetros

CABALGAMIENTO CIEGO (Blind thrust). Ver: FALLA CIEGA. Se refiere a una falla inversa, cuya inclinación es menor de 45°, y que no alcanza a romper la superficie

Dirección de esfuerzo

Dirección de esfuerzo

Falla de rumbo (strike-slip fault)

COMPARACIÓN ENTRE DIACLASAS Y FALLAS Fallas Con desplazamiento

diaclasas No tiene desplazamiento

estrías

No hay

Brechas de fallas/ Milonitas/ Cataclastitas

No hay

Arrastres

No hay

Talvez relleno

Talvez con relleno

Menos frecuentes

Mas frecuentes

Mas extensas

Mas pequeñas

Superficie liza

Superficie rugosa

Zona de falla blanda

DIACLASAS O JUNTAS

( JOINT)

Son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido un desplazamiento aparente. Se generan principalmente por esfuerzos tensionales y de cizalla, en respuesta a movimientos mayores de la corteza. Comúnmente tienen una orientación paralela entre si, o formando ángulos entre si Una característica bien establecida acerca de las diaclasas es el hecho de que no aparecen aislada, sino que siempre se encuentran en grupos que pueden ser sistemáticos o no.

las diaclasas sistemáticas caracterizadas por una geometría más o menos plana, orientación regular y paralela y espaciamiento regular. las diaclasas no sistemáticas tienen una distribución espacial irregular, no son paralelas a otras diaclasas vecinas y pueden terminar contra otras diaclasas que las rodean

De acuerdo a la relación de las diaclasas con sus vecinas se pueden diferenciar familias de diaclasas y sistemas de diaclasas. Las familias de diaclasas son un grupo formado por todas las diaclasas sistemáticas que aparecen en una región. Cuando existen dos o más familias de diaclasas que se intersectan formando ángulos más o menos constantes se denominan sistemas de diaclasas

TIPOS DE DIACLASAS Las diaclasas suelen ser abiertas en superficie y cerradas en profundidad. Clasificación según su grado de separación. Latentes: no son observables a simple vista. Cerradas: las paredes están en íntimo contacto. Abiertas: hay un cierto grado de separación. Clasificación según su tamaño. Interformacionales: pequeñas, dentro de una capa o formación. Intersectantes: grandes, cortan a varias capas. Clasificación según su génesis. •Hidráulicas: cuando se forman por alta presión de fluidos. •Por descompresión: requieren de la existencia de estructuras preexistentes. •Tectónicas. De Cizalla o de Tensión.- son fracturas de cizalla incipiente. Durante 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.

Podemos distinguir varios tipos de fracturas dependiendo del movimiento relativo que tiene lugar entre las rocas situadas a un lado u otro de la misma; podemos distinguir tres tipos de fracturas de acuerdo con el tipo de movimiento Fracturas de tensión (Modo I).El movimiento es perpendicular a la superficie de fractura. Fracturas de cizalla (Modo II).El movimiento es paralelo a la superficie de fractura y perpendicular al borde de propagación de la misma.

Fracturas de cizalla (Modo III).Elmovimiento es paralelo a la superficie de fractura y también paralelo al borde según el que se propaga la misma.

•Por descarga: Se forman como consecuencia de la erosión de los sedimentos suprayacentes

DIACLASAS DEBIDO A LA LIBERACIÓN DE LA CARGA POR EROSIÓN se generan por expansión de las rocas. Esto se debe a que las rocas sufre un cambio en las condiciones de presión al estar expuesta debido a la meteorización , este se descomprime generando lajas levemente curvadas, también llamada fracturas en “cáscaras de cebolla”.

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Sheet, sheeting o diaclasas de exfoliación: fracturas de extensión curvas, subparalelas a la topografía. En general, son las más recientes, aunque pueden estar en algunos casos intruidas por diques. Generalmente en rocas plutónicas.

DIACLASAS DEBIDO A DEFORMACIÓN REGIONAL.Este tipo de diaclasas se encuentran asociadas al tipo de litología donde se encuentras y a las deformaciones que han sufrido las rocas debido a los movimientos de placas que generan grandes plegamientos regionales. Los datos que se deben de recoger durante un estudio de las diaclasas son: 1.- ¿Son sistemáticas?; 2.- En el caso de que sean sistemáticas medir las orientaciones de las familias y observar las relaciones angulares entre los mismos sean constantes. 3.- ¿Que relaciones de corte existen entre las familias de diaclasas?. 4¿Que geometría tienen las intersecciones entre las mismas?. 5.- ¿Que medidas tiene la diaclasa? ¿Puede seguirse su traza durante centímetros o durante cientos de metros? 6.- ¿Cual es el espaciado y la densidad de las diaclasas en el afloramiento?

7.- ¿Tiene alguna relación el espaciado y la densidad de las diaclasas con la litología? 8.- ¿Están unas diaclasas conectadas unas con otras? 9. ¿Que relación tienen las diaclasas con otras estructuras? 10. Abertura (distancia perpendicular que separa las paredes de una discontinuidad, sin relleno).

11. Relleno (material distinto de la roca que aparece entre las paredes de una discontinuidad) Gran variedad de materiales de relleno (cuarzo, calcita, óxidos, arena, arcillas; brechas)

Pliegues: Las rocas sometidas a esfuerzos pueden tener un comportamiento dúctil; de esta forma se pliegan generando sinclinales y/o anticlinales

PLIEGUES ( FOLD) Plegamiento es un producto de una deformación plástica, es decir una deformación sin fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformación plástica no reversible. El plegamiento es la manifestación más importante de deformación plástica que existe en la naturaleza. se conocen un sin numero en tipos de pliegues. Los dimensiones pueden ser en milímetros hasta kilómetros. Los pliegues se encuentran en sedimentos no consolidados y consolidados, en rocas metamórficas, o ígneas o como estructuras primarias o estructuras secundarias.

ELEMENTOS DE UN UN PLIEGUE

Eje del pliegue: Eje: Es la línea que une todos los puntos de máxima curvatura de una capa plegada. Resulta de la interacción del plano axial con cada capa plegada. Un pliegue tendrá tantos ejes como capas afecte. Plano Axial: Es el plano o superficie que divide al pliegue en dos partes aproximadamente iguales y simétricas y contiene todo los puntos de la máxima curvatura de este. También puede definirse como el plano que bisecta el ángulo diedro formado por los flancos que dividen al pliegue, pasando por su centro. Flanco o Limbo : Son los lados de un pliegue. Se extienden desde el eje de un pliegue hasta el eje del pliegue próximo. Son los elementos básicos de un pliegue, constituidos por el conjunto de estratos que fueron doblados y que se ubican a ambos lados del eje. Punto de inflexión: es el punto o línea donde la curvatura de un plano pasa a la curvatura de el otro lado.

La Charnela o Cresta : es el punto mas elevado y más curvado ("La curva"). por donde sale el plano axial. Es la línea que une los puntos más altos de una capa plegada. Un pliegue tiene tantas crestas como capas afecte. El punto de máxima curvatura se conoce como Charnela, y aquel donde la curva pasa de cóncava a convexa, se conoce como Punto de Inflexión.

Charnela de un pliegue

Los pliegues son el resultado de: Tectogénesis primaria Tectogénesis secundaria, Levantamiento Por efectos locales como intrusión ígnea e intrusión de domos salinos Flujo de sedimentos no consolidados o flujo de magmas no consolidados. MORFOLOGÍA DE LOS PLIEGUES se puede describir y clasificar considerando los siguientes criterios. * Intensidad del plegamiento * Curvatura de la charnela * Orientación del plano axial * Simetría * Forma * Variación en el espesor de los estratos *Tamaño

INTENSIDAD DE UN PLEGAMIENTO

Pliegue Isoclinal.- Pliegue en el cual los dos flancos son paralelos

ISOCLINALES

Monoclinal.- Es una franja de buzamiento pronunciado dentro de un área de buzamiento suave. Consiste en la flexión que conecta estratos horizontales o poco inclinados a ambos lados de la flexión

Homoclinal.- Capas paralelas que no presentan flexuras y están inclinadas para el mismo lado

SIMETRÍA Y ORIENTACIÓN DEL PLANO AXIAL

Existe un plano de simetría en el centro del pliegue y los dos flancos se inclinan casi en el mismo ángulo

Existe un flanco suave (de un Buzamiento menor) y un flanco con un Buzamiento mayor.

Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un flanco invertido los estratos más jóvenes se ubican abajo.

Simétrico

Asimétrico

PLIEGUE SINCLINAL VOLCADO

Pliegue acostado o recumbente : Plano axial con orientación horizontal

Anticlinal.- Es un pliegue convexo hacia arriba o en forma de A, pliegue en el cual las rocas más antiguas se encuentran hacia el centro de la curvatura Cuando son encuentran en rocas metamorfoseadas se denomina antiformes, generalmente los anticlinales van acompañados de sinclinales, cuando son de carácter regional es decir de gran tamaño se le denomina anticlinorio, estructuras que contiene pequeños anticlinales y sinclinales.Los anticlinales también puede ser generados por esfuerzos verticales como intrusiones ígneas o domos salinos Domo o Periclinal.- Es un anticlinal en el cual las capas buzan radialmente desde un punto central Un tipo especial son los Diapiros, constituidos por núcleos de sal común (halita), yeso .

ANTICLINAL Y SINCLINAL

Sinclinal.- Es un pliegue cóncavo hacia arriba, o en forma de U. pliegue en el cual las rocas más jóvenes se encuentran hacia el centro de la curvatura. Si es de carácter regional o se a de gran magnitud se le denomina sinclinorios y si se encuentra en rocas metamórficas sinformes

Pliegue en Chevrón, Zig-zag o Concertina .- Pliegues en los cuales los flancos son rectos y las charnelas son curvas afiladas, su forma general es como una Z

Pliegues de Arrastres: asociados a fallas inversas, son generados por el movimiento de fallas, por arrastres que sufren las capas

FORMAS DEL PLIEGUE Pliegues Ptigmaticos: plegamiento que no conserva la misma forma en todas las capas, típicos de venas de cuarzos y graníticas, migmatitas.

Pliegues en Cúspide ( Cuspate Fold): típico de centros de pliegues paralelos, resultado de la geometría de este tipo de pliegue

Pliegues Cilíndricos: cuando los ejes se mantienen paralelos entres si.

Pliegue en cúspide

PLIEGUES DE CAJA ( BOX FOLD): pliegue en el cual la abertura de la cresta es muy planeado y hay dos charnelas VARIACIÓN DEL ESPESOR DE LOS ESTRATOS

PLIEGUES ANISOPACOS: Cuando el espesor de unos de su flancos varia con respecto al otro

Pliegue en caja

PLIEGUES SIMILARES: El espesor de los estratos medidos en sentido perpendicular a la estratificación cambia y resulta en charnelas más espesas y flancos mas delgados.

DIMENSIONES DE LOS PLIEGUES Según la dimensiones del pliegue estos pueden ser: • Pliegues megascopicos: estructuradas que pueden ser cartografiables y son visibles en imágenes remotas. • Pliegues mesoscopicos: son las mas comunes, varían de tamaño desde una muestra hasta varias decenas de metros, son observables en afloramientos, canteras etc. •Pliegues microscópicos o micropliegues: las dimensiones pueden variar desde muestras de mano hasta cristales individuales.

Símbolos Cartográficos ___________

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Eje de anticlinal

Eje de anticlinal Inferido

Eje Anticlinal Dudoso

Eje de Anticlinal Cubierto

Eje anticlinal Invertido ___________

Eje de Sinclinal ____________

DOMO

EJE SINCLINAL CUBIERTO ………………

EJE SINCLINAL INFERIDO

SINFORME

ANTIFORME

EJE SINCLINAL INVERTIDO

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MEDICIÓN DE PLANOS GEOLÓGICOS CON BRÚJULA