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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA

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2017

ÍNDICE

1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................................................... 13 2. INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA ............................................................................................. 14 2.1 ¿Qué es la Geología? ............................................................................................................. 14 2.2 División de la Geología. ......................................................................................................... 14 2.2.1 Geología Física .................................................................................................................... 14 2.2.2 Geologia Historica ............................................................................................................... 15 2.3 Especialidades de la Geología ............................................................................................... 15 2.3.1 Cristalografía ....................................................................................................................... 15 2.3.2 Espeleología ........................................................................................................................ 15 2.3.3 Estratigrafía ......................................................................................................................... 16 2.3.4 Geología del petróleo .......................................................................................................... 17 2.3.5 Geología económica ........................................................................................................... 17 2.3.6 Geología estructural ............................................................................................................ 18 2.3.7 Geología histórica ............................................................................................................... 18 2.3.8 Geología planetaria ............................................................................................................. 19 2.3.11 Geomorfología ................................................................................................................... 19

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2.3.12 Geoquímica ....................................................................................................................... 20 2.3.13 Geofísica ........................................................................................................................... 20 2.3.14 Hidrogeología .................................................................................................................... 21 2.3.15 Mineralogía ........................................................................................................................ 21 2.3.16 Paleontología ................................................................................................................... 22 2.3.17 Petrología .......................................................................................................................... 22 2.3.18 Sismología ......................................................................................................................... 23 2.3.19 Vulcanología ....................................................................................................................... 23 3. ORIGEN DEL UNIVERSO Y LA TIERRA ..................................................................................... 24 3.1 Origen del universo ................................................................................................................. 24 3.2 Origen de la Tierra. ................................................................................................................ 26 3.3 Tiempo Geológico .................................................................................................................. 29 3.4 Eras Geologicas ..................................................................................................................... 30 3.4.1 Era Precambica .................................................................................................................... 30 3.4.2 Era Paleozoica .................................................................................................................... 32 3.4.3 Era Mesozoica ...................................................................................................................... 33 3.4.4 Era Cenozoica ..................................................................................................................... 33 3.4.5 Evolución de la Tierra a traves de las Eras. ........................................................................ 35

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3.5 Estructura interna de la Tierra ................................................................................................ 39 3.6 Tectonica de Placas ............................................................................................................... 42 3.6.1 Contacto entre placas ......................................................................................................... 42 3.6.1.1 Actividad volcánica en Chile ............................................................................................. 44 4. MINERALOGÍA ............................................................................................................................ 46 4.1 Definiciones básicas ............................................................................................................... 46 4.2 Propiedades físicas de los minerales ..................................................................................... 48 4.2.1 Color .................................................................................................................................... 48 4.2.2 Brillo..................................................................................................................................... 49 4.2.3 Raya .................................................................................................................................... 50 4.2.4 Hábito .................................................................................................................................. 50 4.2.5 Luminiscencia ...................................................................................................................... 51 4.2.6 Exfoliación y Fractura .......................................................................................................... 53 4.2.7 Dureza ................................................................................................................................. 53 4.2.8 Tenacidad ............................................................................................................................ 54 4.2.9 Densidad ............................................................................................................................. 55 4.2.10 Propiedades Eléctricas y Magnéticas ............................................................................... 55 4.2.11 Propiedades Diagnosticas................................................................................................. 55

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4.3 Propiedades químicas de los minerales ................................................................................ 56 4.3.1 Definiciones básicas ............................................................................................................. 56 4.3.2 Clasificación química de los minerales ................................................................................ 57 4.3.2.1 Elementos nativos ............................................................................................................. 57 4.3.2.2 Sulfuros y Sulfosales ........................................................................................................ 58 4.3.2.3 Oxido e Hidróxidos ........................................................................................................... 59 4.3.2.4 Haluros ............................................................................................................................. 59 4.3.2.5 Carbonatos ....................................................................................................................... 60 4.3.2.6 Sulfatos............................................................................................................................. 61 4.3.2.7 Silicatos ............................................................................................................................ 61 5. CRISTALOGRAFIA GENERAL .................................................................................................... 64 5.1 Construcción de una red espacial. ......................................................................................... 65 5.3 Sistema cristalino .................................................................................................................... 66 5.3.1 Redes de Bravais ................................................................................................................ 67 6. PETROGENESIS Y CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ............................................................. 68 6.1 Ciclo de las rocas ................................................................................................................... 68 6.2 Generación de magma. .......................................................................................................... 69 6.2.1. Composición del magma ..................................................................................................... 69

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6.3 Tipos de magma..................................................................................................................... 70 6.3.1 Magmas Ácidos ................................................................................................................... 70 6.3.1 Magma Básico ..................................................................................................................... 71 6.3.3 Magma Intermedio .............................................................................................................. 72 6.3.4 Magma Ultra básico ............................................................................................................ 72 6.4 Características físicas del magma ......................................................................................... 73 6.4.1 Ascenso del magma ............................................................................................................ 73 6.4.2 Temperatura de fusión ........................................................................................................ 73 6.5 Factores de evolución magmática ......................................................................................... 74 6.5.1 Diferenciación Magmática ................................................................................................... 74 6.5.1.1 Cristalización fraccionada ................................................................................................ 74 6.5.1.2 Diferenciación gravitatoria ................................................................................................ 76 6.5.1.3 Inmiscibilidad de líquidos ................................................................................................. 76 6.5.1.4 Transferencia gaseosa ..................................................................................................... 77 6.5.1.5 Autointrusión .................................................................................................................... 77 6.5.2 Asimilación .......................................................................................................................... 77 6.5.3 Mezcla de magmas ............................................................................................................. 78 6.6 Rocas Ígneas ......................................................................................................................... 79

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6.6.1 Rocas Ígneas Intrusivas ...................................................................................................... 79 6.6.2 Rocas Ígneas Extrusivas ..................................................................................................... 79 6.6.3 Clasificación de las Rocas Ígneas ...................................................................................... 80 6.6.3.1 Ocurrencia ....................................................................................................................... 80 6.6.3.1.1 Masas subyacentes o intrusivas ................................................................................... 80 6.6.3.1.2 Cuerpos tabulares discordantes y concordantes ......................................................... 80 6.6.3.1.3 Chimeneas o cuellos volcánicos

· ............................................................................ 81

6.6.3.2 Textura ............................................................................................................................. 82 6.6.3.2.1 Textura Fanerítica ......................................................................................................... 82 6.6.3.2.2 Textura Porfídica ........................................................................................................... 82 6.6.3.2.3 Textura Afanítica ........................................................................................................... 83 6.6.3.2.4 Textura piroclástica ....................................................................................................... 83 6.6.3.3 Composición Química ...................................................................................................... 84 6.6.6.4 Índice de color .................................................................................................................. 85 6.6.6.5 Grado de Cristalinidad ...................................................................................................... 85 6.6.6.6 Forma de los cristales ...................................................................................................... 86 6.6.6.7 Composición Mineralógica ............................................................................................... 86 6.7 Vulcanologia ............................................................................................................................... 87

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6.7.1 Tipo Fisural o tranquilo. ....................................................................................................... 87 6.7.2 Tipo Eruptivo Central ........................................................................................................... 88 6.7.3 Tipos de Erupciones ................................................................................................................ 89 6.7.3.1 Islándico o fisural .............................................................................................................. 89 6.7.3.2 Hawaiano ......................................................................................................................... 89 6.7.3.3 Estromboliano .................................................................................................................. 89 6.7.3.4 Vulcaniana ........................................................................................................................ 89 6.7.3.5 Pliniana ............................................................................................................................. 90 6.7.3.6 Peleana ............................................................................................................................ 90 6.7.4 Material volcánico ................................................................................................................ 90 6.7.4.1 Coladas de lavas aéreas .................................................................................................. 90 6.7.4.2 Coladas de lavas submarinas .......................................................................................... 92 6.7.4.3 Gases volcánicos ............................................................................................................. 92 6.7.4.4 Piroclastos ........................................................................................................................ 92 6.7.4.5 Oleada Piroclástica .......................................................................................................... 93 6.8 Rocas sedimentarias .............................................................................................................. 94 6.8.1 Procesos externos de la Tierra ........................................................................................... 94 6.8.1.1 Meteorización ................................................................................................................... 94

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6.8.1.1.1 Meteorización Mecánica................................................................................................ 95 6.8.1.2 Transporte, Erosión y Sedimentación .............................................................................. 96 6.8.2 Ambientes Sedimentarios ................................................................................................... 99 6.8.2.1 Ambiente Continental ....................................................................................................... 99 6.8.2.1.1 Registro Geológico ...................................................................................................... 100 6.8.2.2 Ambientes Costeros ....................................................................................................... 101 6.8.2.3 Ambiente Marino ............................................................................................................ 102 6.8.3 Litificación y Diagénesis .................................................................................................... 103 6.8.3.1 Compactación ................................................................................................................ 103 6.8.3.2 Cementación .................................................................................................................. 104 6.8.3.3 Disolución ....................................................................................................................... 104 6.8.3.4 Recristalización .............................................................................................................. 104 6.8.3.5 Reemplazamiento .......................................................................................................... 105 6.8.4 Clasificación de las Rocas Sedimentarias ........................................................................ 105 6.8.4.1 Rocas detríticas o clásticas ............................................................................................ 105 6.8.4.1.1 Componentes de Rocas sedimentarias detríticas ...................................................... 107 6.8.4.2 Texturas de las Rocas Sedimentarias ........................................................................... 108 6.8.4.2.1 Tamaño ....................................................................................................................... 108

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6.8.4.2.2 Forma de los clastos ................................................................................................... 109 6.8.4.2.3 Relación entre clastos o Empaquetamiento................................................................ 110 6.8.4.2.4 Porosidad y permeabilidad .......................................................................................... 110 6.8.4.2.5 Clasificación o Distribución ......................................................................................... 111 6.8.4.2.6 Grado de madurez ...................................................................................................... 112 6.8.4.2.7 Estratificación .............................................................................................................. 113 6.8.4.2 Rocas Sedimentarias Químicas ..................................................................................... 114 ..................................................................................................................................................... 114 6.9 Rocas Metamórficas ............................................................................................................. 115 6.9.1 Factores externos del Metamorfismo ................................................................................. 115 6.9.1.1 Temperatura ................................................................................................................... 115 6.9.1.2 Presión ........................................................................................................................... 116 6.9.1.3 Acción de los fluidos ....................................................................................................... 118 6.9.2 Intensidad y Grado Metamórfico ....................................................................................... 118 6.9.3 Tipos de Metamorfismos ................................................................................................... 120 6.9.3.1 Metamorfismo Regional o dinamo-térmico .................................................................... 120 6.9.3.2 Metamorfismo de Contacto o Térmico ........................................................................... 121 6.9.3.3 Metamorfismo de impacto .............................................................................................. 122

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6.9.4 Minerales comunes en Rocas Metamórficas .................................................................... 123 6.9.5 Clasificación de las Rocas Metamórficas .......................................................................... 124 6.9.5.1 Textura de Rocas Metamórficas .................................................................................... 124 6.9.5.1.1 Grado de cristalinidad ................................................................................................. 125 6.9.5.1.2 Forma y distribución de la forma de los cristales ........................................................ 126 6.9.5.2 Microestructuras ............................................................................................................. 128 6.9.5.2.1 Pizarrosidad ................................................................................................................ 128 6.9.5.2.2 Esquistosidad .............................................................................................................. 129 6.9.5.2.3 Bandeamiento Gnéisico .............................................................................................. 129 6.9.5.2.4 Esquistosidad de crenulación ..................................................................................... 130 6.9.5.3 Clasificación basada en rasgos estructurales y composicionales ................................. 130 7. GEOLOGIA ESTRUCTURAL ..................................................................................................... 132 7.1 Mecanismo de deformación de las rocas ............................................................................. 132 7.1.1 Tipos de esfuerzos ............................................................................................................ 132 7.1.1.1 Esfuerzo extensivos ....................................................................................................... 133 7.1.1.2 Esfuerzo compresivos .................................................................................................... 133 7.1.1.3 Esfuerzos de Cizalle ....................................................................................................... 134 7.1.2 Deformación en las rocas.................................................................................................. 134

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7.1.2.1 Niveles Estructurales...................................................................................................... 135 7.1.2.2 Tipos de deformación ..................................................................................................... 136 7.1.2.3 Factores de la deformación ............................................................................................ 136 7.1.3 Discontinuidades geológicas resultantes debido a los esfuerzos ..................................... 137 7.1.3.1 Pliegues .......................................................................................................................... 137 7.1.3.2 Fallas .............................................................................................................................. 139 7.1.3.3 Diaclasas ........................................................................................................................ 141 7.1.3 Rumbo, Manteo y Dirección ............................................................................................. 141 7.1.4 La brújula y su uso en la Geología. ................................................................................... 142 7.1.4.1 Usos de la Brújula .......................................................................................................... 142 8. EVALUACIONES PRACTICAS .................................................................................................. 144 8.1 Primera Parte ....................................................................................................................... 144 8.2 Segunda Parte .................................................................................................................... 145 8.3 SOLUCIONARIO .................................................................................................................. 147

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 1. INTRODUCCIÓN

La Geología es la ciencia que estudia el planeta Tierra en su conjunto, describe los materiales que la forman para averiguar su historia y su evolución e intenta comprender la causa de los fenómenos endógenos y exógenos. La unidad de tiempo en geología es el millón de años. El estudio de la Tierra de manera aislada fue objeto de interés en la antigüedad, pero la Geología como ciencia se inicia en los siglos XVII y XVIII obteniendo su mayor desarrollo en el siglo XX, donde diversas ramas de la Geología se encargan del anterior propósito. La teoría de la tectónica global o de placas de los años 60 ofrece hoy explicaciones plausibles a la mayoría de los fenómenos y hechos geológicos tales como la formación de montañas, océanos, localización de volcanes y epicentros sísmicos, etc., quedando sin embargo algunos puntos oscuros por resolver. En la actualidad las ciencias geológicas están adquiriendo mayor importancia para enfrentar la escasez de materias primas y energéticas y los problemas ambientales. Esto exige el conocimiento profundo de la geología del terreno y el concurso de personal especializado en geología, geotecnia, geofísica y geoquímica, entre otras disciplinas y profesiones. Los estudios geológicos son también necesarios en obras de ingeniería en minas, como galerías, autopistas,

edificaciones y sobretodo en los trabajos relacionados con el ordenamiento del

territorio y la conservación del medio ambiente. Para ilustrar los temas de los cuales trata la geología física, una buena herramienta es el ciclo de las rocas, el cual permite describir los principales fenómenos a los cuales están sometidos las rocas y los suelos. La Geología Estructural tiene mucha importancia en la rama de la Minería, debido que se pueden identificar distintas estructuras geológicas que se originan por un fin de cambios físicos ocurrido en la corteza terrestre.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 2. INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA 2.1 ¿Qué es la Geología? La geología proviene de dos términos griegos: Geo: “Tierra”, Logia: “Tratado”

Se define como una ciencia que estudia la composición y estructura interna de la Tierra, como también los procesos por los cuales ha ido evolucionando a lo largo del tiempo geológico. El tiempo geológico corresponde al tiempo desde la formación de la Tierra hasta el presente. Las divisiones del tiempo se definen primordialmente a partir de los principales eventos geológicos y los cambios biológicos observables en el registro fósil, los cuales se definirán posteriormente.

2.2 División de la Geología. La Geología en una ciencia que a pesar de tener muchos campos de aplicación, se puede analizar desde dos puntos de vista, los cuales se definirán a continuación:

2.2.1 Geología Física Esta división estudia los materiales que componen la tierra y busca comprender los diferentes procesos que actúan debajo y encima de la superficie terrestre.

Figura N° 1. Composición interna de la Tierra.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 2.2.2 Geologia Histórica

Su objetivo es comprender el origen de la Tierra y su evolución a lo largo del tiempo. Por lo tanto, procura ordenar cronológicamente los múltiples cambios físicos y biológicos que han ocurrido en el pasado geológico.

Figura N° 2. Esquema de la historia geológica de la Tierra.

NOTA: El estudio de la Geología física precede lógicamente al estudio de la historia de la Tierra, porque, antes de intentar revelar su pasado, debemos comprender primero cómo funciona la Tierra.

2.3 Especialidades de la Geología La Geología es una ciencia que estudia distintos aspectos, dentro de los cuales definiremos a continuación:

2.3.1 Cristalografía Esta rama de la Geología se dedica al estudio de los cristales que estructuran a los minerales. Estos cristales se pueden analizar y visualizar mediante equipos denominados microscopios.

Figura N° 3. Cristales de cuarzo observados desde un microscopio. INACAP

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2.3.2 Espeleología Rama de la Geología que estudia el origen y la formación de las cavernas subterráneas naturales, incluyendo la identificación de su flora y fauna.

Figura N° 4. Análisis de caverna en terreno.

2.3.3 Estratigrafía Ciencia

que estudia e interpreta las rocas sedimentarias estratificadas. Basándose en la

descripción, secuencia, tanto vertical como horizontal; cartografía y correlación de las unidades estratificadas de rocas.

Figura N° 5. Estratificación de rocas en el desierto.

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2.3.4 Geología del petróleo Técnicas exploratorias para identificar las mejores oportunidades para encontrar hidrocarburos (petróleo y gas).

Figura N° 6. Análisis geológico del petróleo.

2.3.5 Geología económica Se encarga del estudio de las rocas con el fin de encontrar depósitos minerales. La explotación de estos recursos es conocida como Minería.

Figura N° 7. Explotación minera.

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2.3.6 Geología estructural Se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y su relación en las rocas que las contienen. Estudia la geometría de las formaciones rocosas y la posición en que aparecen en superficie.

Figura N° 8. Análisis estructural de cuerpos geológicos.

2.3.7 Geología histórica Es la rama de la geología que estudia las transformaciones que ha sufrido la Tierra desde su formación, hasta el presente.

Figura N° 9. Esquema de la historia de la tierra.

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2.3.8 Geología planetaria

Ciencia también conocida como astrogeología, trata de la geología de los cuerpos celestes, como los planetas, asteroides, cometas y meteoritos.

Figura N° 10. Esquema de diversas litologías de la Tierra.

2.3.9 Geomorfología Tiene por objeto la descripción y la explicación del relieve terrestre, continental y marino, como resultado de la interferencia de los agentes atmosféricos sobre la superficie terrestre.

Figura N° 11. Esquema de la morfología de la corteza terrestre.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 2.3.10 Geoquímica

Rama de la geología que estudia la composición y el comportamiento químico de la Tierra, determinando la abundancia absoluta y relativa de los elementos químicos en el globo terráqueo.

Figura N° 12. Esquema de la distribución química de un sector.

2.3.11 Geofísica Estudia la Tierra desde el punto de vista de la física y su objeto de estudio está formado por todos los fenómenos relacionados con la estructura, condiciones físicas e historia evolutiva de la Tierra.

Figura N° 13. Esquema de estudio geofísico.

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2.3.12 Hidrogeología Rama de las ciencias geológicas que estudia las aguas subterráneas en lo relacionado con su origen, su circulación, sus condicionamientos geológicos, su interacción con los suelos, rocas y humedales.

Figura N° 14. Estudio hidrogeológico de una cuenca.

2.3.13 Mineralogía Es la rama de la geología que estudia las propiedades físicas y químicas de los minerales que se encuentran en la corteza terrestre y en sus diferentes estados de agregación. Un mineral se considera un sólido natural, homogéneo e inorgánico con composición química y estructura cristalina definida.

Figura N° 15. Esquema de la escala de Mohs.

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2.3.14 Paleontología Ciencia que estudia e interpreta el pasado de la vida sobre la Tierra a través de los fósiles. Parte de sus fundamentos y métodos son compartidos con la Biología. Se subdivide en Paleobiología, Tafonomía y Biocronología aportando información necesaria a otras disciplinas.

Figura N° 16. Paleontólogos realizando análisis de fósiles.

2.3.15 Petrología Consiste en el estudio de las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espaciales y cronológicas de las asociaciones rocosas y de los procesos responsables de su formación.

Figura N° 17. Esquema del ciclo de formación de las rocas.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 2.3.16 Sismología

Ciencia que se encarga del estudio de los movimientos telúricos y la propagación de las ondas sísmicas, generadas por el movimiento de placas tectónicas en el interior de la corteza terrestre.

Figura N° 18. Esquema de un análisis sísmico.

2.3.17 Vulcanología Es la rama de la Geología que estudia los volcanes, la lava, el magma y otros fenómenos geológicos relacionados. El término volcanología viene de la palabra latina Vulcanus, Vulcano, el Dios romano del fuego.

Figura N° 19. Vulcanólogo realizando estudio de lava.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 3. ORIGEN DEL UNIVERSO Y LA TIERRA 3.1 Origen del universo

La teoría más difundida es la del Big Bang: Parte de lo más básico y simple al más complejo como la vida. 

Hace 14 mil millones de años se produce la gran explosión donde se creó el espacio y el tiempo.



El universo formado estaba compuesto de una sopa de partículas fundamentales como electrones, neutrones y quarks entre otras más.

Inmediatamente después de la explosión aparecen las 4 fuerzas fundamentales del universo:

a)

Fuerza nuclear fuerte  Une protones y neutrones al núcleo.

b)

Fuerza nuclear débil  Responsable de la desintegración radiactiva de algunos elementos.

c)

Fuerza electromagnética  Relacionada con la electricidad y el magnetismo.

d)

Fuerza gravitacional  Hace que un cuerpo con masa atraiga a otro. Es la más débil de todas y actúa en un sólo sentido.

ESTAS 4 FUERZAS DETERMINAN TODAS LAS FORMAS DE INTERACCIÓN DE LA MATERIA EN EL UNIVERSO. 

Posteriormente se formaron los constituyentes fundamentales de la materia. Varias especies de quarks se combinan de manera específica para formar partículas subatómicas tales como protones y neutrones.

Figura N° 20. Esquema de comparación de tamaño entre un quark y un electrón.

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-5



A los 10 segundos del Big Bang, se combinan los quarks formándose los primeros protones y neutrones. Al minuto, ya se tenían los primeros núcleos atómicos.



La temperatura del universo era de 100 millones de grados lo que permitió las reacciones nucleares, que provocaron la transformación de H en He.



Al llegar la Temperatura a 10 millones de grados ya un cuarto de los núcleos de Hidrógeno se habían convertido en núcleos de Helio.



Un millón de años más tarde, la temperatura del universo llega a los 3000° C. Actúan las fuerzas electromagnéticas que permiten que los núcleos atómicos atrapen a los electrones, originándose átomos de Hidrógeno y Helio, además de hacer el universo transparente.



Hace unos 500 millones de años después del Big Bang, se formaron las primeras galaxias y los primeros soles.



Estos soles comenzaron a consumir el Hidrógeno y Helio contenidos en su interior y a formar casi todos los elementos conocidos tales como Carbono, Neón, Oxigeno, Silicio, Hierro, dependiendo sólo de la masa de la estrella en cuestión. Los más complejos como por ejemplo Uranio o Cromo, se formaron a partir de la explosión y muerte de la estrella (supernova).

Figura N° 21. Esquema del origen del universo resumido.

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Se podría resumir la historia del universo de la siguiente forma considerando el tiempo desde el Big Bang: -43

segundos del Big Bang 

10

Partículas elementales.

-35



Se separan las 4 fuerzas.

10 segundos



Se combinan los quarks.

1 minuto



Formación de núcleos atómicos.

1 millón de años



Se forman los átomos.

500 millones de años



Se forman las galaxias y soles.

10.000 millones de años



Se forman el Sol y los planetas.

14.000 millones de años



Surge la vida en la Tierra.

10

segundos

-5

3.2 Origen de la Tierra. Es muy importante comprender el origen del Universo para entender los distintos procesos que ocurrieron para que se pudiese formar la Tierra donde nosotros hoy en día habitamos. Para tener un mejor entendimiento resumiremos los principales acontecimientos ocurridos de manera cronológica: 

Hace 14 millones de años se produce el Big Bang, en donde se expande la materia del universo a grandes velocidades.



En ese entonces la materia consiste principalmente en Hidrógeno y Helio.



A partir de una nube de polvo y gases se forma nuestro Sistema Solar, hace 4600 millones de años atrás. En su parte central se forma el protosol y en el disco, los protoplanetas interiores y exteriores. Un protosol en teoría, es una materia gaseosa en el centro de la nebulosa solar, unida por su propia atracción gravitatoria, que se encogió y comprimió para convertirse en sol.

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Nuestro planeta originado por esta nube, sufre el choque reiterado a grandes velocidades, con el resto de la materia de la nube. Lo que acompañado de la desintegración radiactiva de algunos elementos, hace subir su temperatura a tal punto que se funden el Hierro y el Níquel.



Debido a la gravedad se produce una diferenciación química de los elementos, concentrándose los más densos hacia el interior y los livianos hacia la superficie.



Al enfriarse se formó una corteza delgada primitiva rica en Oxígeno y elementos como Sílice, Aluminio, y en menor proporción Calcio, Sodio, Potasio, Hierro y Magnesio.

¿QUE SABEMOS HOY ACERCA DE LA TIERRA? Creemos conocer:  

   

Su origen. Su edad. Su configuración interna. Los grandes cambios físicos y químicos que ha experimentado a través de su historia. Los sistemas dinámicos interno y externo que la afectan. La génesis de los minerales y rocas.

NOTA: Astronautas y satélites han mostrado un planeta cubierto de agua y rodeado de una delgada atmósfera, con nubes blancas arremolinadas. Pero en realidad que es lo que realmente se conoce de la tierra.

Figura N° 22. Planeta Tierra.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA ¿Que representan 4.600 millones de años?

Si empezáramos a contar a un ritmo de un número por segundo y continuáramos 24 horas al día, siete días a la semana y nunca paráramos, tardaríamos aproximadamente dos vidas (160 años) en alcanzar los 4600 millones. Otra interesante base de comparación es la siguiente: Comprimamos, por ejemplo, los 4.600 millones de años de tiempo geológico en un solo año: 

A esa escala, las rocas más antiguas que conocemos tienen fecha de mediados de marzo.



Los seres vivos aparecieron en el mar por primera vez en mayo.



Las plantas y los animales terrestres emergieron a finales de noviembre y las amplias ciénagas que formaron los depósitos de carbón florecieron aproximadamente durante cuatro días a principios de diciembre.



Los dinosaurios dominaron la Tierra a mediados de diciembre, pero desaparecieron el día 26, más menos.



Criaturas de aspecto humano aparecieron en algún momento de la tarde del 31 de diciembre.



Roma gobernó el mundo occidental durante cinco segundos, desde las 11 h 59' 45'' hasta las 11 h 59' 50''.



Colón descubrió América tres segundos antes de la medianoche, y la ciencia de la geología nació con los escritos de James Hutton pasado un poco el último segundo del final de nuestro memorable gran año.

Lo anterior no es más que una de las muchas analogías que se han concebido en un intento por comunicar la magnitud del tiempo geológico. Aunque utilices todas ellas por muy inteligentes que sean, sólo empiezan a ayudarnos a comprender la vasta extensión de la historia de la Tierra.

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3.3 Tiempo Geológico Por definición, el tiempo geológico es el estudio de la historia de la tierra, desde la formación de su corteza terrestre (unos 4.600 millones de años atrás) hasta nuestra actualidad. Para comprender los procesos de cambio que afectan de manera continua a la tierra, es primordial tener claridad respecto al factor tiempo en geología. El tiempo geológico se mide por los cambios ocurridos en la naturaleza y las rocas son el testimonio de ese cambio; por lo tanto, son ellas mismas las que marcan el pasaje del tiempo geológico. NOTA: En la dimensión del tiempo geológico la permanencia del paisaje terrestre es sólo una ilusión.

Figura N° 23. Esquema del origen del universo representado en un día.

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3.4 Eras Geológicas La Tierra está en constante cambio y evolución dentro de su historia. Para una mejor comprensión se estudia la historia geológica por eras, las cuales se mencionan a continuación:

3.4.1 Era Precambica Duró aproximadamente 4.000 millones de años. Comenzó cuando se formó la Tierra y terminó hace 542 millones de años aproximadamente. Existían los primeros microorganismos (protobiontes) que eran muy sencillos y parecidos a las bacterias actuales.

Figura N° 24. Esquema de posible aspecto de un protobionte.

No se sabe exactamente cuándo surgieron, pero los fósiles más antiguos que se conocen pertenecen a bacterias de hace 3.200 millones de años y a algas con un tono verde-azul de 3.000 millones de años. Se formaron la litosfera, hidrosfera y la atmósfera. Comenzando el origen y la evolución temprana de la tierra. Se crearon los primeros continentes, llamados cratones. Las colisiones de estos plegaron la Tierra y formaron las primeras montañas.

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Hace 2.800 millones de años las cianobacterias comenzaron a producir oxígeno, él que empezó a acumularse en la atmósfera (Estromatolitos).

Figura N° 25. Conjunto de estromatolito. A partir del oxígeno atmosférico hace 1.800 millones de años, se formó una capa de ozono que protege a los seres vivos de la radiación ultravioleta del Sol. Hace unos 670 millones de años, la atmosfera alcanzo el 7 % de oxígeno, desarrollándose la Fauna Ediacara, constituida por invertebrados marinos, que constituye la primera gran explosión de vida sobre la tierra. Esta fauna estaba constituida por varias células, tenían el cuerpo blando y aplastado; entre ellos estaban Spriggina, Tribrachidium y las primeras medusas y gusanos.

Figura N° 26. Spriggina Ediacara.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 3.4.2 Era Paleozoica Esta era se inició hace 570 millones de años y duró aproximadamente 325 millones de años.

Al principio, el 70 % de la superficie terrestre estaba cubierta por el mar, por lo que los primeros seres vivos que se desarrollaron en ella eran marinos; dominaban organismos muy sencillos llamados trilobites y se desarrollaron muchos grupos de invertebrados, como los moluscos (animales con cuerpo blando y generalmente provistos de una concha), equinodermos (estrellas de mar y erizos) y corales. Posteriormente, surgieron los primeros peces y después inició la vida terrestre, con plantas sencillas y los primeros anfibios. Hacia el final de esta era, la vida en la Tierra se había diversificado; podían encontrarse bosques con árboles semejantes a los pinos, helechos, insectos voladores y los primeros reptiles. La desaparición de los trilobites marca el final de la era paleozoica.

Figura N° 27. Esquema de la Era Paleozoica.

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3.4.3 Era Mesozoica Al inicio de esta era la Tierra estaba unida en Pangea, hace 118 millones de años aproximadamente. Esta era está compuesta por tres períodos principales, el Periodo Cretáceo, Jurásico y Triásico. Caracterizándose por la abundancia y diversidad de reptiles; se desarrollaron muchas especies de dinosaurios, como también las primeras aves y mamíferos. Un hecho que marco el fin de esta era fue la extinción masiva del Periodo Triásico.

Figura N° 28. Esquema de la Era Mesozoica.

3.4.4 Era Cenozoica Esta Era se considera la de los mamíferos y se divide en dos períodos importantes el Terciario y Cuaternario. Otro hecho importante de esta Era es que ocurre que Pangea se fragmentó dando como resultado a los continentes actuales. También se originaron las cordilleras tan importantes como los Andes, los Alpes y el Himalaya. En el período Terciario se desarrollaron las primeras plantas con flores, se diversificaron los mamíferos, aparecieron los ancestros del caballo y el perro; también surgieron los primeros

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mamíferos marinos, como las ballenas. Hacia el final del terciario aparecieron antropoides semejantes al gorila. El período Cuaternario se divide en Pleistoceno, la primera y más larga parte del período, que incluye los períodos glaciales. La otra época reciente o postglacial, también llamada Holoceno, que llega hasta nuestros días. Al Pleistoceno se le llama a veces "la era del Hombre", porque los humanos evolucionaron en esta etapa.

Figura N° 29. Esquema de la evolución del hombre.

Figura N° 30. Esquema general de las Eras Geológicas. INACAP

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3.4.5 Evolución de la Tierra a traves de las Eras. Esta es la ilustración que refleja la composición de la Tierra en la Era Precambrica, donde se refleja notoriamente que esta compuesta principalmente por agua.

Figura N° 31. Ilustración de la Tierra en la Era Precámbrica. La Era Paleozoica comienza con el Periodo Cámbrico (542 millones de años), se caracterizó por la explosión de la vida, en este se formaron los primeros animales invertebrados que eran los helechos, musgos, corales, trilobites, esponjas, entre otros. También se dividió la tierra en dos continentes Gondwana y Laurasia.

Figura N° 32. Ilustración de la Tierra en el Periodo Cámbrico

El período Ordovícico ocurrido 488 millones de años,

se caracteriza por la fuerte actividad

volcánica. En esta aparecen los primeros peces y los erizos de mar.

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Figura N° 33. Ilustración de la Tierra en el Período Ordovícico.

El Período Silúrico hace 443 millones de años, se caracteriza por la aparición de las primeras plantas, primeros artrópodos terrestres (alacranes), distintas variedades de peces y los tiburones.

Figura N° 34. Ilustración de la Tierra en el Período Silúrico.

El Período Devónico que ocurrió hace 416 millones de años, es caracterizado por la aparición de los anfibios, en este fue la conquista de los vertebrados por la tierra, aparecieron los primeros árboles e insectos.

Figura N° 35. Ilustración de la Tierra en el Período Devónico.

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El Período Carbonífero se caracteriza por su clima tropical, en este fue el choque de Gondwana y Laurasia, se formaron las plantas y los bosques tropicales, hubo gran diversificación de las plantas y aparecen los ancestros de los mamíferos y reptiles. Esto ocurrió hace 400 millones de años aproximadamente.

Áf

Figura N° 36. Ilustración de la Tierra en el Período Carbonífero. Ilustración de la Tierra en el Período Carbonífero. En el Período Pérmico ocurrido hace 290 millones de años. Surgió la aparición de un solo continente llamado Pangea y gracias a esto se extendieron los vertebrados y la flora se diversifica

Figura N° 37. Ilustración de la Tierra en el Período Pérmico.

La Era Mesozoica comienza con el período Triásico ocurrido hace 250 millones de años aproximadamente. Se caracteriza por un calentamiento progresivo de los océanos, en este ocurre la nueva explosión de la vida en los nuevos seres invertebrados marinos, aparecen los primeros mamíferos.

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Figura N° 38. Ilustración de la Tierra en el Período Triásico. El Período Jurásico es caracterizado por la formación de dorsales oceánicos, su clima era cálido apareciendo los primeros reptiles voladores,

las primeras aves, los helechos y angiospermas

(plantas con flores). Esto ocurrió hace 200 millones de años y se considera la edad de oro de los dinosaurios.

Figura N° 39. Ilustración de la Tierra en el Período Jurásico.

En el Período Cretácico ocurrido hace 145 millones de años, se caracteriza por la separación de Pangea y existe un cambio climático al final de este, se diversificó la fauna marina, peces óseos y las angiospermas representan el 90 % de la flora terrestre. Otro acontecimiento importante es la formación de cadenas montañosas.

Figura N° 40. Ilustración de la Tierra en el Período Cretácico.

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3.5 Estructura interna de la Tierra Es muy importante entender que la Tierra se puede dividir en tres capas: a) La Atmósfera: Es la capa de gases que rodea La Tierra, está formada por aire, formado por una mezcla de gases como el nitrógeno (78 %), oxígeno (21 %), dióxido de carbono, vapor de agua y otros gases. Esta capa desempeña un papel clave para la vida, algunos ejemplos son:: - Proporciona el aire que utilizan los seres vivos en la respiración. - Filtra los rayos ultravioleta y otras radiaciones solares perjudiciales para los seres vivos. - Evita que haya temperaturas muy extremas. - Permite la formación de las nubes que llevan el agua a los continentes. b) La Hidrósfera: Es toda el agua que hay en nuestro planeta. En la Tierra podemos encontrar el agua en tres estados: sólido (hielo), líquido (agua líquida) y gaseoso (vapor de agua). La hidrósfera está formada por tres clases de aguas: oceánicas, continentales y de la atmósfera.

c) La Geósfera: Es la capa que comprende desde las rocas de la superficie hasta las zonas más profundas del planeta. Es la capa más gruesa y la que alberga la mayor parte de los materiales sólidos (rocas y minerales) terrestres. La estructura interna de la Tierra se pueder clasificar según dos modelos: a) Modelo Estático: Se basa en la composicion química de la Tierra asociados a variaciones de temperatura, densidad y presión. La cual se divide en tres zonas principales: Corteza, Manto y Núcleo. La Corteza es la capa más externa de la Tierra, en contacto con la atmósfera y la hidrósfera. Está formada por rocas de diferentes tamaños, su espesor está comprendido entre los 5 - 70 kilómetros. Bajo las grandes cadenas montañosas su espesor es máximo; en cambio, bajo los océanos su espesor es mínimo.

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Se distinguen dos tipos de cortezas, que se diferencian por sus características físicas y su composición química: La corteza continental, la cual forma los continentes y tiene un espesor promedio de 35 km, pero puede alcanzar más de 70 km. Está compuesta por rocas como granito, basalto, pizarra y en menor proporción arcilla y caliza. La otra es la corteza oceánica y forma los fondos de los océanos, tiene un espesor promedio de 7 km y está compuesta por rocas más densas, fundamentalmente basalto y gabro.

Tabla N° 1. Composición química de la Corteza.

El Manto es la capa intermedia de la composición interna de la Tierra. Está situado entre la corteza terrestre y el núcleo. Se extiende hasta los 2.900 km de profundidad con una temperatura superior a los 1000° C. El Núcleo es la capa más interna de la Tierra, está formado mayoritariamente por metales (hierro y níquel). Los materiales que forman el núcleo están fundidos debido a las altas temperaturas. La temperatura en esta capa supera los 5.000° C. El núcleo se divide en dos zonas: núcleo externo y núcleo interno. NOTA: En el núcleo externo las corrientes convectivas del hierro metálico generan el campo magnético de la tierra. b) Modelo Dinámico: Se basa principalmente en sus cambios físicos o la actividad dinámica interna que ocurre en la Tierra. Se subdivide en cuatro zonas principales: Litósfera, Astenósfera, Mesósfera y Endósfera.

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La Litósfera comprende toda la corteza terrestre más la porción superior del Manto. Es una capa rígida que se mueve sobre otra más plástica, posee un grosor variable entre 50 – 150 Kilómetros bajo los océanos y 300 – 400 Kilómetros bajo los continentes. La Astenósfera a pesar de no se conocer su extensión total, su borde superior se encuentra a 50 – 400 Km bajo la superficie. Es la franja inferior del Manto superior que se encuentra parcialmente fundida, en donde las ondas disminuyen su velocidad al pasar a un medio de menor densidad. También se sabe que es una capa en constante destrucción ya que al enfriarse se agrega a la base de la litósfera. La Mesósfera es la porción del manto que se encuentra bajo la Astenósfera (Manto inferior). En donde existen rocas más densas, calientes, que pueden fluir de manera gradual. La Endósfera es la capa más interna correspondiente al Núcleo externo (líquido) e interno (sólido).

Figura N° 41. Esquema de la estructura interna de la Tierra.

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3.6 Tectónica de Placas La tectónica de placas es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera. La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.

Figura N° 42. Placas tectónicas que componen la Litósfera.

3.6.1 Contacto entre placas El movimiento entre placas se puede originar de las siguientes formas: a) Márgenes Divergentes: En este margen las placas tectónicas se alejan en dirección opuesta a lo largo de una zona de fractura, por la cual asciende magma fundido proveniente del manto. Esto provoca que se originen dorsales y cordilleras Mesooceánicas, formando principalmente corteza oceánica.

Figura N° 43. Esquema de margen divergente.

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b) Márgenes Convergentes: Este tipo de margen se divide en la Zona de Subducción y la Zona de Colisión Continental. b.1) Zona de Subducción o Márgenes Activos: En esta zona una placa oceánica de mayor densidad se hunde bajo una placa continental, provocando que los materiales del lecho oceánico (sedimentos y rocas magmáticas) sean transportados hacia la profundidad del manto, así fundiéndose debido al aumento de temperatura. El material fundido o magma asciende debido a sus volátiles intrusionando las rocas superiores originando nueva corteza continental. Existe una intensa actividad magmática, formándose largas cadenas de volcanes, como las conocida Cordillera de los Andes.

Figura N° 44. Esquema de margen de zona de subducción. b.2) Zona de Colisión Continental: En este caso al ser ambas placas continentales y de igual densidad, ninguna de las dos se hunde bajo la otra, por lo que no ocurre subducción, sino que alzamiento de montañas y metamorfismo de grandes sectores. Al chocar ambas placas surgen cadenas montañosas como El Himalaya.

Figura N° 45. Esquema de margen de zona de colisión continental.

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c) Márgenes Transformantes: En este tipo de márgenes las placas se desplazan paralelamente entre sí, pero en sentidos opuestos. Este margen sirve de unión a los otros tipos de márgenes, ya sea, convergente o divergente. En este caso solo se produce desplazamiento lateral, sin creación de corteza.

Figura N° 46. Esquema de margen transformante.

3.6.1.1 Actividad volcánica en Chile Chile es uno de los países más ricos en volcanes del mundo, conteniendo un 10 % del total mundial, tiene más de dos mil volcanes, quinientos geológicamente activos, más de mil volcanes apagados y 62 con registros eruptivos históricos en los últimos 450 años. La actividad volcánica se encuentra ligada al proceso de subducción de la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana, por lo que tenemos un Volcanismo de Margen Activo de Convergencia de Placas. El magma y los gases rompen las zonas más débiles de la litósfera para llegar a la superficie. Estas debilidades se encuentran sobre todo a lo largo de los límites entre las placas tectónicas, que es donde se concentra la mayor parte del vulcanismo. Cuando el magma y los gases alcanzan la superficie a través de las chimeneas o fisuras de la corteza, forman estructuras geológicas llamadas volcanes. Un volcán es una estructura cónica con un orificio (cráter) por el que emiten (si está activo) cenizas, vapor, gases, roca fundida y fragmentos sólidos, con frecuencia de manera explosiva.

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Pero en realidad, esta clase de volcanes, aunque no son infrecuentes, supone menos del uno por ciento de toda la actividad volcánica terrestre.

Figura N° 47. Esquemas de las partes de un volcán. Chile se considera un país altamente sísmico. El origen de estos sismos puede estar vinculado al volcanismo, fallas o fracturas del material rocoso en el interior de la tierra. El territorio chileno, por su posición geográfica en el borde occidental del continente sudamericano y antártico, forma parte importante del llamado "Cinturón de Fuego del Pacífico" y es una de las zonas tectónicas más activas de la Tierra. El Cinturón de Fuego del Pacífico está formado por una cadena de volcanes que comprende Alaska, Canadá, Estados Unidos, México, América Central, Sudamérica, Antártica, Nueva Zelandia, Fiyi, Filipinas, Japón, Kamchatka y Aleutianas.

Figura N° 48. Esquema del Cinturón de Fuego del Pacifico.

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4. MINERALOGÍA 4.1 Definiciones básicas Es muy importante conocer las definiciones básicas de los componentes esenciales de la mineralogía, por lo que se comenzará con la siguiente interrogante: ¿Qué es un Mineral? Un mineral se define como un sólido homogéneo de origen natural e inorgánico con estructura interna ordenada y con composición química definida. Si analizamos su definición podemos obtener muchas conclusiones: 

Es un SÓLIDO HOMOGÉNEO, ya que no puede ser subdividido físicamente en compuestos químicos más simples. Una muestra que parece homogénea a ojo desnudo, puede no serlo al microscopio.



Es NATURAL, ya que no existe manipulación del hombre en su creación sino solo por acción de la naturaleza.



Es INORGANICO, ya que no tiene vida propia, pero sin embargo existen minerales biogénicos. Ej: CaCO3 (calcita, aragonito) de las conchas de los moluscos, ópalo en troncos fósiles, pirita en fósiles, apatito en dientes y huesos, cálculos renales, etc.



Posee una ESTRUCTURA INTERNA ORDENADA, ya que posee un arreglo estructural de átomos o iones está dispuesto en un patrón geométrico regular (cristal). Presentan una simetría definida que permite agruparlos en 32 clases cristalinas. Los sólidos que no poseen estructura ordenada, se llaman amorfos, donde se conoce el vidrio.



Tiene una COMPOSICIÓN QUÍMICA DEFINIDA, esto quiere decir que el mineral puede ser expresado por una fórmula química específica. Por ejemplo el cuarzo, posee como fórmula química SiO2 y es una sustancia pura.

Figura N° 49 . Mineral de Calcopirita, CuFeS2.

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¿Qué es un Mineraloide? Algunos materiales no cumplen estrictamente todos los requerimientos para ser mineral. Por lo que un mineraloide es un sólido amorfo que posee una estructura interna desordenada, debido a que no se formó bajo las condiciones deseables de cristalización. NOTA: El petróleo y el carbón no son minerales porque no tienen una composición química definida ni una disposición atómica ordenada.

Figura N° 50. Mineraloide. Roca Obsidiana. A continuación se definirán diversos conceptos que ayudaran a entender de mejor forma este capítulo: Cristal: Es un sólido con estructura interna ordenada, limitado, bajo condiciones razonables, por caras planas, las cuales son la expresión externa de un ordenamiento interno.

Figura N° 51. Cristal de Pirita (FeS2), sistema cristalino Cúbico.

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Polimorfismo: Son dos minerales con la misma fórmula química que crecen bajo sistemas cristalográficos distintos. Un particular ejemplo es el de la calcita y el aragonito, ya que su fórmula química es el Carbonato de Calcio (CaCO3). Pero ambos minerales tienen distintos procesos de formación, creciendo en distintos sistemas cristalográficos, ya que, la calcita posee un sistema cristalino romboédrico y el aragonito un sistema cristalino prismático.

Figura N° 52. Comparación de sistemas cristalinos de calcita y aragonito.

4.2 Propiedades físicas de los minerales Las propiedades físicas de los minerales permiten identificar y distinguir entre distintos tipos de especies mineralógicas. Estas propiedades se pueden clasificar en Ópticas, Mecánicas y Electromagnéticas. Dentro de las propiedades Ópticas se pueden clasificar las siguientes:

4.2.1 Color Corresponde a una de las primeras propiedades a observar, ya que algunos minerales poseen colores constantes (idiocromáticos) y otros que tienden a variar (alocromáticos), por la presencia de inclusiones, impurezas o pigmentos. Es una propiedad que permite diferenciar a aquellos minerales que poseen un color característico, como el azufre o la malaquita. Pero existen otros minerales como, la blenda, que pueden presentar distintas coloraciones.

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Figura N° 53. Mineral de azurita, color azul.

4.2.2 Brillo Esta propiedad óptica es un aspecto general de la superficie de un mineral producto de la reflexión y difracción de la luz. El brillo se divide en metálico y no metálico, utilizándose el término submetálico para referirse a términos intermedios. Los no metálicos se pueden dividir en brillo vítreo (cuarzo), terroso, grasoso (azufre), sedoso (asbesto), adamantino (diamante).

Figura N° 54. Brillo metálico de la Magnetita.

Figura N° 55. Brillo vítreo del cuarzo.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 4.2.3 Raya

La raya se considera el verdadero color del mineral. Es el color del polvo fino de una muestra, aunque el color de los minerales varíe la raya suele ser constante y no necesariamente es el mismo color que el mineral. Para obtener la raya de un mineral se debe frotar sobre un trozo de porcelana blanca sin brillo. Si no se cuenta con una porcelana se puede raspar una cierta cantidad de mineral hasta obtener polvo fino y examinarlo sobre un fondo blanco. Algunos minerales poseen el mismo color pero diferente raya. Por ejemplo los minerales de Hierro Hematita y Magnetita pueden tener todos un color negro, pero las rayas varían de pardo rojizo, pardo amarillento a negra respectivamente.

Figura N° 56. Distintas rayas de minerales. De izquierda a derecha: Hematita, Azurita y Malaquita.

4.2.4 Hábito Esta propiedad corresponde a la forma y aspecto externo del mineral, muchos minerales presentan frecuentemente buenos cristales (calcita, cuarzo), pero la mayoría se encuentran en masas que pueden ser amorfas o cristalinas. Para que se desarrollen las caras de un cristal estas dependen del espacio disponible que tenga éste para crecer. Si crece sin interferencia, el cristal adopta formas, las cuales son relacionadas a la estructura interna de él.

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Existen muchos tipos de hábitos los cuales se mencionan a continuación: Masivo, Acicular (forma de aguja), Cubico, Filiforme (forma de hilos), Prismático, Octaedro, Tabular, Micáceo (forma de aminas), etc.

Figura N° 57. Hábito prismático de un cuarzo.

4.2.5 Luminiscencia Esta propiedad corresponde a la emisión de radiación lumínica de un mineral que no es resultado directo de las altas temperaturas, ya que la radiación lumínica es provocada en condiciones de temperatura media o baja. Dependiendo de la energía que la origina es posible hablar de algunas de las clases más importantes de luminiscencia: Fluorescencia, fosforescencia, termoluminiscencia y triboluminiscencia. Fluorescencia: Es el tipo de luminiscencia que ocurre cuando los minerales son expuestos a rayos ultravioletas, rayos X o rayos catódicos.

Figura N° 58. Mineral silicatado, izquierda: mineral con luz natural. Derecha: Mineral con luz ultravioleta.

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Fosforescencia: Este caso corresponde a la luminiscencia que continúa después de cortada la excitación del mineral. A menudo hay casos de fluorescencia y fosforescencia en un mismo mineral .Un ejemplo claro lo proporcionan los cristales de yeso, en especial los procedentes de las minas de sal. Si se los coloca en un ambiente oscuro y se los ilumina con una lámpara de luz ultravioleta, estos cristales emitirán luz blanca (fluorescencia). Si apagamos a continuación la lámpara, el color que emiten se transformara en amarillo vivo (fosforescencia).

Figura N° 59. Cristales de yeso, izquierda: Fluorescente. Derecha: Fosforescente. Termoluminiscencia: Es la propiedad de producir luz visible cuando los minerales se someten a temperaturas notablemente inferiores al que produciría la incandescencia. El cuarzo se considera un mineral termoluminiscente. Triboluminiscencia: Es la propiedad que poseen algunos minerales no metálicos fácilmente exfoliables de volverse luminosos cuando son sometidos a acciones mecánicas.

Figura N° 60. Mineral de cuarzo triboluminiscente.

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También desde otro punto de vista que se puede caracterizar las propiedades físicas son de la parte mecánica, en donde se definirá a continuación:

4.2.6 Exfoliación y Fractura La exfoliación es la propiedad que poseen ciertos minerales de partirse según planos preferenciales. Estos planos son reflejo de zonas de debilidad de la estructura cristalina. Se mide según la cantidad, dirección y la calidad de la exfoliación. La fractura es una propiedad que se obtiene cuando un mineral se somete a esfuerzos mecánicos externos y no posee exfoliación ni planos regulares de ruptura, solo obteniendo un rompimiento irregular en la superficie del mineral.

Figura N° 61. Minerales silicatados, izquierda: Moscovita con exfoliación laminar excelente. Derecha: Cuarzo con fractura concoidal.

4.2.7 Dureza Se entiende por dureza la resistencia de una capa superficial de un mineral a la penetración de otro cuerpo más duro. La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la disposición de sus átomos, cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será la dureza del mineral. El grado de dureza de un mineral es determinado por comparaciones hechas con otros objetos o minerales con dureza conocida, por tanto la dureza es relativa. La escala de dureza empleada es la Escala de Mohs, donde se usan diez minerales de durezas variadas conocidas. Se le asigna la letra H como termino de abreviación.

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Tabla N° 2. Esquema de la Escala de Mohs.

4.2.8 Tenacidad La tenacidad es la resistencia que opone un mineral a ser roto, molido o doblado. Existen distintas clases de tenacidad, las cuales se definirán las más importantes a continuación: a) Fragilidad: Cualidad de un mineral de romperse, al ser sometido a un esfuerzo, sin apenas sufrir deformaciones. Por ejemplo si se golpea con un martillo una pieza de vidrio y una pieza de acero, la pieza de vidrio se romperá inmediatamente debido a que es más frágil. b) Maleabilidad: Es la propiedad que presentan algunos minerales de poder ser descompuestos en láminas sin que el material en cuestión se rompa, o en su defecto, extendidos, sin que tampoco se dañen. c) Ductilidad: La ductilidad es una propiedad que presentan algunos minerales, los cuales bajo la acción de una fuerza, pueden deformarse plásticamente de manera sostenible sin romperse, permitiendo obtener alambres o hilos de dicho material d) Elasticidad: Cualidad de un mineral de recobrar su forma primitiva al ser retirada la fuerza que lo ha deformado. e) Flexible: Cualidad de un mineral relativo a la facilidad para ser doblados, pero sin recuperar su forma original una vez que termina la carga que lo deformaba.

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4.2.9 Densidad Es una magnitud escalar referida a la cantidad de masa en un determinado volumen de una sustancia. La densidad media es la razón entre la masa de un cuerpo y el volumen que ocupa. Por ejemplo la densidad del acero es mayor que la del algodón, ya que un kilo de acero ocupa menos volumen que un kilo de algodón.

4.2.10 Propiedades Eléctricas y Magnéticas La condición de electricidad es relativa al tipo de enlace de los cristales. Los minerales con enlace metálico son buenos conductores de electricidad, minerales no metálicos generalmente son malos conductores. El magnetismo es la propiedad que poseen determinados minerales para atraer el hierro y sus derivados. En general, los minerales que contienen hierro, níquel o cobalto, son atraídos por el imán.

Figura N° 62. Mineral de Magnetita atrayendo metal.

4.2.11 Propiedades Diagnósticas Son aquellas propiedades que caracterizan a un determinado mineral. Estas propiedades tienen mucha importancia, ya que permiten identificar minerales de manera rápida. Generalmente no es necesario ocupar todas las propiedades para determinar un mineral. Sólo algunas son aplicables, mientras que otras son inservibles debido a lo dificultoso de ponerlas en práctica.

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Existen muchos ejemplos prácticos a la hora de identificar minerales, los cuales se describirán a continuación: 

La halita posee un sabor salado, debido a que corresponde a la sal de mesa.



La calcita al ser un mineral carbonatado al reaccionar con ácido clorhídrico genera un resultado de efervescencia.



La crisocola al realizar contacto con la saliva de la lengua, reacciona pangándose en ella.



La chalcantita es un sulfato de cobre, que al momento de saborear posee un gusto muy malo.



El magnetismo de la magnetita.



El azufre al ser calentado comienza a emitir un olor a huevo podrido, debido a la descomposición.

4.3 Propiedades químicas de los minerales 4.3.1 Definiciones básicas Átomo: Se define como la partícula más pequeña en que un elemento puede ser dividido sin perder sus propiedades químicas. Hoy en día se sabe que los átomos están formados por partículas aún más pequeñas, las llamadas partículas subatómicas. Estas partículas subatómicas con las que están formados los átomos son tres: los electrones (carga negativa), los protones (carga positiva) y los neutrones (sin carga). Los protones y neutrones se encuentran agrupados en el centro del átomo formado el núcleo atómico, mientras que los electrones aparecen orbitando alrededor del núcleo atómico. Elemento químico: Es un tipo de materia constituida por átomos de la misma clase. En su forma más simple posee un número determinado de protones en su núcleo, haciéndolo pertenecer a una categoría única. Número atómico: Se representa con la letra Z, indica la cantidad de protones que presenta un átomo, que es igual a la de electrones. Todos los átomos con un mismo número de protones pertenecen al mismo elemento y tienen las mismas propiedades químicas.

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Número másico: Se representa con la letra A y hace referencia a la suma de protones y neutrones que contiene el elemento químico.

Figura N° 63. Propiedades del elemento químico Hidrógeno. Compuesto químico: Es una sustancia formada por la combinación de dos o más elementos de la tabla periódica, los cuales son representados por una fórmula química. Los minerales también se pueden considerar compuestos químicos, por ejemplo la calcopirita (CuFeS 2) está constituida por un átomo de Cobre, uno de Hierro y dos de Azufre. Enlace químico: Es el resultado de las interacciones atractivas entre los núcleos atómicos y los electrones, que superan energéticamente a las interacciones de repulsión de los electrones entre sí y también entre los núcleos. Existen tres tipos de enlaces, Iónico, Covalente y metálico.

4.3.2 Clasificación química de los minerales Existen alrededor de tres mil especies diferentes de minerales, cada uno de ellos con unas propiedades características. Los minerales pueden clasificarse de varios modos, pero normalmente se clasifican según su composición química en siete grupos:

4.3.2.1 Elementos nativos Se les llama elementos nativos a todos los que aparecen en estado puro en la naturaleza, es decir, no generan compuestos químicos, sólo están formados por átomos de la misma clase. Se clasifican en Metálicos, Semimetálicos y No Metálicos Los elementos metálicos naturales cristalizan casi todos en el sistema cúbico, caracterizándose por ser maleables, tener peso específico elevado y brillo metálico. Todos ellos tienen enlace metálico, formado por los centros de los átomos que están unidos entre sí por una especie de nube electrónica, en la que los electrones pueden viajar libremente. Dentro de este grupo se encuentra el Oro, Plata y Cobre. INACAP

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Figura N° 64. Elementos nativos metálicos. Izquierda a derecha: Plata, Oro y Cobre. Los elementos no metálicos poseen propiedades que van desde las manifiestamente metálicas, caso del Bismuto, hasta las específicamente no metálicas, caso del Azufre y Diamante, según que el enlace entre sus átomos sea metálico o covalente.

4.3.2.2 Sulfuros y Sulfosales Este grupo de minerales se caracterizan por formarse mediante la combinación no oxigenada de 2-

metales y no metales con el azufre (S ). Son considerados el grupo que componen las principales menas metálicas de extracción minera. Por su parte, las Sulfosales son minerales compuestos de plomo, plata y cobre combinados con azufre y algún otro mineral como el arsénico, bismuto o antimonio. La mayoría de estos minerales son opacos, tiene un elevado peso específico y presentan un brillo metálico característico. Son muy buenos conductores del calor y de la electricidad. La dureza suele ser variada y depende del tipo de enlace, los iónicos son más blandos (H = 1 a 2) y los covalentes más duros (H= 6 a 7).

Figura N° 65. Covelina (CuS). Sulfuro de cobre.

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4.3.2.3 Óxido e Hidróxidos Los Óxidos se generan por la combinación de los cationes, generalmente metálicos con el ión 2-

-

Oxígeno (O ). En el caso de los Hidróxidos la combinación se genera con el grupo hidroxilo (OH ), estos últimos en general aparecen como consecuencia de un proceso de alteración. Se excluye el sílice (SiO ). 2

Son compuestos relativamente abundantes en la corteza terrestre (cerca del 17 %), los más abundantes son los Óxidos e Hidróxidos de hierro. En general, los Óxidos son más duros (H= 6 a 9) y más densos que los Hidróxidos, y presentan una elevada estabilidad química, alta temperatura de fusión y baja solubilidad. Los Hidróxidos por causa de la debilidad de los enlaces entre las capas, poseen estructuras más frágiles, siendo más blandos y exfoliables.

Figura N° 66. Hematita (Fe2O3). Óxido de Hierro.

4.3.2.4 Haluros Esta clasificación comprende a los compuestos binarios formados por un átomo halógeno y un elemento, catión o grupo funcional que sea menos electronegativo que el halógeno (Sodio, Potasio, Calcio, Magnesio, Aluminio, Cobre y Plata). Los halógenos que conforman este compuesto pueden ser fluoruro, cloruro, bromuro o yoduro. Estos minerales se caracterizan por una dureza relativamente baja (los fluoruros son más duros que los cloruros). Poseen peso específico variable según el catión principal y puntos de fusión de

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moderados a elevados. Otra característica que poseen estos minerales es que muchos son solubles en agua. En general, son malos conductores del calor y de la electricidad en estado sólido, aumentando considerablemente por calentamiento, hasta llegar a una excelente conductividad en estado fundido.

Figura N° 67. Halita (NaCl). Cloruro de sodio.

4.3.2.5 Carbonatos 2-

Este grupo de minerales está formado por el anión (CO ) , es decir un átomo de carbono rodeado 3

por tres átomos de oxígeno. Estos minerales son solubles en ácido clorhídrico desprendiendo CO 2

y produciendo efervescencia, esta es una de las características de diagnóstico más importante. Sus colores son bastante claros (blanco, transparente, rosado, gris claro) salvo algunas excepciones como la Siderita (café claro) y Malaquita (Verde musgo), esto se debe a la presencia de materia orgánica puede generar variaciones de colores.

Figura N° 68. Calcita (CaCO3). Carbonato de calcio. INACAP

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4.3.2.6 Sulfatos Corresponde a los minerales formados por un complejo común de azufre unido con cuatro átomos 2-

de oxígenos (SO ) . 4

Los sulfatos son minerales de baja simetría, relativamente blandos, con peso específico variable según el catión principal. Muchos son solubles en agua, excepto los que contienen cationes de gran radio (Ba, Sr, Pb). Los sulfatos restantes generalmente son un producto de alteración superficial de sulfuros metálicos y son bastante abundantes en la corteza terrestre.

Figura N° 69. Chalcantita (CuSO4). Sulfato de cobre.

4.3.2.7 Silicatos Este grupo de minerales es uno de los más abundantes e importantes en la corteza terrestre, conformando casi un 95% de ella. Están compuestos por silicio y oxígeno en una unidad 4-

tetraédrica (SiO ) con cargas negativas. 4

Figura N° 70. Cuarzo rosa, SiO2. Dióxido de sílice. INACAP

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La diferencia entre los distintos grupos es la forma en que estos tetraedros se unen. Se distinguen así las siguientes subclases: a) Nesosilicato: Esta subdivisión se define como un tetraedro suelto, los minerales que se 4-

encuentren dentro de esta clasificación tendrán en su formula la estructura (SiO ) . Los minerales 4

más comunes de este tipo son el Olivino y el Granate. b) Sorosilicato: Se caracterizan por la presencia de dos tetraedros unidos por un vértice, compartiendo un oxígeno. Los minerales de este grupo poseen la estructura (Si 2O7)

6-

en sus

fórmulas. Solo se conocen 6 especies, pero la más importantes es la Epidota. c) Ciclosilicato: Están compuestos por grupos de tres, cuatro o seis tetraedros enlazados entre sí formando una estructura cíclica cerrada (anillos), la estructura es Si 3O9, Si4O12 o Si6O18. Los minerales más comunes son la Turmalina y el Berilo. d) Inosilicatos: Esta subdivisión es compuesta por grupos de tetraedros unidos en largas cadenas. Pueden ser cadenas simples (SiO3), como es el caso de los Piroxenos o cadenas dobles (Si4O11) como es en el caso de los Anfíboles. Una característica de esta subdivisión es que los minerales suelen generar hábitos fibrosos. e) Filosilicato: Su nombre deriva del griego filos, que significa hojas. Y hace referencia a la mayoría de los minerales de esta subdivisión que poseen un hábito hojoso o escamoso y en una dirección de exfoliación dominante. Estas características se deben a la estructura interna de los tetraedros unidos por tres vértices generando una red plana. Algunos de los minerales más conocidos y abundantes son Clorita, Talco, Caolinita, Moscovita y Biotita. f) Tectosilicatos: Presentan un armazón tridimensional de tetraedros enlazados, compartiendo todos sus vértices. La fórmula general de los minerales Tectosilicatos es SiO 2. La estructura generada es muy fuerte y resistente, que deriva a altas durezas en los minerales. Los minerales más comunes para esta clasificación son Cuarzo, Ortoclasa y Plagioclasas, todos formadores de rocas.

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Figura N° 71. Estructura de los Silicatos.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 5. CRISTALOGRAFÍA GENERAL

La cristalografía es la ciencia que estudia las formas y propiedades fisicoquímicas de los poliedros cristalinos, es decir, aborda el conocimiento de los minerales en estado cristalino. Para comprender de mejor forma este capítulo se definirán algunos conceptos a continuación: Cristal: Cuerpo sólido, homogéneo y anisótropo, limitado por caras planas que determinan formas poliédricas. Caracterizado por un ordenamiento interno tridimensional periódico de sus átomos, iones y moléculas. Simetría: Se considera la repetición de caras iguales. Esta repetición puede lograrse mediante operaciones de simetría, tomando como punto de referencia el centro, ejes o planos de simetría de un cristal. Centro de simetría: Es un punto imaginario situado en el centro del cristal, en el que se cortan cuantas líneas imaginarias unen a los elementos morfológicos idénticos y opuestos del cristal. Eje de simetría: Son líneas imaginarias que tomadas como ejes de giro, hacen que éste tome una serie de posiciones idénticas. El orden de este eje dependerá de las veces que se repita el elemento homólogo en una vuelta. Plano de simetría: Son planos ideales que dividen al cristal en dos mitades simétricas, es decir, que un punto cualquiera de ellas tiene su homólogo en la otra, sobre la perpendicular trazada desde el punto al plano. Teorema de Euler: En un cristal se pueden distinguir los elementos geométricos de todo poliedro: caras, aristas y vértices. Estos están relacionados para cada poliedro por el Teorema de Euler: Caras + Vértices = Aristas + 2 Cara: La ordenación regular de los iones en el cristal es el motivo interno que explica la distribución de las caras externas. La superficie más o menos plana (aunque sabemos que el cristal real no suele ser perfecto) que limita el cristal del medio exterior. Arista: Es la intersección entre dos caras adyacentes se denomina arista. INACAP

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Vértice: Es el punto en el que convergen tres o más aristas dentro de un poliedro. Poliedro natural: Es una porción de materia limitada por caras planas, cuyos átomos están ordenados en los nudos de redes paralelepipédicas y cuya forma poliédrica han tomado espontáneamente.

Figura N° 72. Partes de un Poliedro.

5.1 Construcción de una red espacial. El estado cristalino viene caracterizado fundamentalmente por la distribución de los átomos según un esquema regular y periódico que dibuja una red estructural tridimensional. Antes de considerar las tres dimensiones del espacio comenzaremos por considerar la ordenación en el plano, es decir, la formación de redes planas. Consideremos en primer lugar un nudo y vayamos construyéndolas. Fila de nudos reticular: Representa puntos igualmente espaciados a lo largo de una línea. También podemos definirla como una recta definida por dos nudos cualesquiera y formada por infinidad de nudos dispuestos de tal modo que la distancia entre nudos contiguos sea siempre la misma, considerado traslación constante.

Figura N° 73. Esquema de fila reticular de nodos. INACAP

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Si trasladamos paralelamente esta línea de puntos, igualmente mediante distancias equidistantes y sucesivas, obtendremos lo que se llama plano reticular.

Figura N° 74. Esquema de plano reticular. La red espacial cristalina representa la distribución de nudos equivalentes en tres dimensiones, cada uno de estos puntos posee un entorno idéntico al de cualquier otro punto de la red. El cristal posee las propiedades de la homogeneidad y de la periodicidad.

Figura N° 75. Esquema de Red espacial y celda elemental. Una celda elemental es una porción tridimensional de la red limitada por 6 planos reticulares, paralelos dos a dos. Resulta el paralelepípedo más pequeño (no divisible en otro menor) que por traslación tridimensional nos origina el cristal visible.

5.3 Sistema cristalino Un sólido cristalino se construye a partir de la repetición en el espacio de una estructura elemental paralelepipédica denominada celda unitaria. En función de los parámetros de red, es decir, de las longitudes de los lados o ejes del paralelepípedo elemental y de los ángulos que forman, se

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distinguen siete sistemas cristalinos y se dividen en: cúbico, hexagonal, tetragonal, trigonal, rómbico, monoclínico y triclínico.

5.3.1 Redes de Bravais Ya en el siglo XIX, el físico francés A. Bravais demostró que para evidenciar con claridad todas las simetrías

son

necesarias

catorce

celdillas

elementales,

que,

en

su

honor,

son

denominadas celdillas de Bravais. Estas celdillas se construyen a partir de los siete sistemas cristalinos, pero asociándoles una serie de puntos (nudos) que no sólo están situados en los vértices, sino también en el centro del mismo, o en el centro de sus caras.

Figura N° 76. Sistemas Cristalinos y redes de Bravais. INACAP

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6. PETROGÉNESIS Y CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

La Tierra es un planeta rocoso y la mayor parte de su masa se encuentra en forma de rocas. El hombre ha estado en contacto con ellas desde siempre; hace milenios se conocen rocas como el mármol, el granito o las calizas, pero existe poco conocimiento general sobre su formación. Las rocas son agregados de minerales sólidos de origen natural, cuyos componentes son definidos y se encuentran ordenados en su interior formando cristales. Los minerales y, por lo tanto, las rocas, tienen un origen muy diverso. Según este parámetro, existen tres categorías, cuyos procesos de formación son bien distintivos: las rocas pueden ser ígneas, sedimentarias o metamórficas.

Figura N° 77. Tipos de rocas. Origen y su proceso de formación.

6.1 Ciclo de las rocas Este ciclo se considera un fenómeno natural que consiste en una serie de procesos geológicos por los cuales uno de los tres grandes grupos de rocas se forma a partir de los otros dos. El material de

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las rocas es continuamente “reciclado” a lo largo del tiempo geológico, por lo que, es de mucha importancia conocer la procedencia de cada uno de estos grupos.

Figura N° 78. Esquema del Ciclo de las rocas.

6.2 Generación de magma. El magma es una mezcla fundida de componentes químicos formadores de silicatos de alta temperatura que incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso. Se origina en un lugar de la corteza o del manto superior, donde la temperatura comienza a fundir los primeros minerales entre los 100 -200 kilómetros de profundidad. La porción fundida es menos densa que la porción sólida, ya que tiende a ascender hacia la corteza concentrándose en bolsones y cámaras magmáticas.

6.2.1. Composición del magma Dentro de su composición, el magma está compuesto por varios elementos químicos silicatados, como por ejemplo: Sílice (Si), Oxígeno (O), Aluminio (Al), Potasio (K), Calcio (Ca), Sodio (Na), Hierro (Fe) y Magnesio (Mg).

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La porción sólida del magma se compone principalmente de fragmentos de rocas, granos de minerales formados tempranamente durante la cristalización magmática. Otros componentes sólidos del magma son los xenolitos, que son inclusiones de una roca preexistente en una roca Ígnea. Este fragmento puede proceder de la roca encajante o puede ser un fragmento de roca ígnea que se ha solidificado tempranamente; teniendo así una composición ligeramente distinta. La porción de volátiles corresponde a sustancias líquidas y gaseosas con temperatura de fusión o condensación menores a la de los silicatos de alta temperatura. El magma contiene en su porción volátil lo siguiente:

Figura N° 79. Esquema de la composición volátil del magma. Durante la cristalización estos volátiles son separados por sus menores temperaturas de fusión o condensación que la de los silicatos, como también pueden ser liberados a través de los volcanes junto con el magma extruido. Estos volátiles son importantes por ser los responsables de la formación de nuestra atmósfera.

6.3 Tipos de magma Los tipos de magma se pueden clasificar según el contenido de sílice que contengan en su composición. Dentro de los tipos de magmas se pueden mencionar:

6.3.1 Magmas Ácidos Estos tipos de magmas son muy viscosos, ya que tienen un alto contenido de sílice (mayor a 65 %). Estos magmas al ser muy viscosos ascienden con mayor dificultad hacia el medio exterior, en el caso que llegue. Sobre todo en las chimeneas volcánicas, al ser tan viscosos son muy lentos INACAP

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provocando que a medida que ascienda valla solidificando provocando que la boca del volcán se tape y genere erupciones muy violentas, debido a la presión que ejercen los volátiles. Estos magmas suelen tener temperaturas muy altas entre 800° C. Las rocas formadas por este tipo de magma tienden a ser claras y con una densidad de media a alta, esto se debe a que este magma tiene mayor proporción de minerales de sílice. Las rocas más comunes son los granitos y riolitas.

Figura N° 80. Roca acida, Granito.

6.3.1 Magma Básico Estos tipos de magmas son muy ligeros y fluidos, ya que tienen un bajo contenido de sílice. Esto se debe a que la sílice posee una alta temperatura de fusión, por lo que siempre se encuentra en estado sólido, es decir, que a mayor contenido de sílice el magma tiende a ser más viscoso. Estos magmas al ser poco viscosos ascienden con facilidad hacia el medio exterior a través de fisuras o chimeneas volcánicas originando grandes depósitos. Estos magmas suelen tener temperaturas muy altas entre 900° C – 1200° C. Las rocas formadas por este tipo de magma tienden a ser oscuras y con una alta densidad, esto se debe a que este magma tiene mayor proporción de minerales ferromagnesianos. Las rocas más comunes son los basaltos y los gabros.

Figura N° 81. Roca básica, Basalto.

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6.3.3 Magma Intermedio Este tipo de magmas tiene características mezcladas de los magmas ácido y los magmas básicos, formando rocas grisáceas y variadas tonalidades, de densidad media. El contenido de sílice se encuentra entre un 50 % y 65 %. Las temperaturas de estos magmas son de 1000 ° C aproximado. Las rocas características de este tipo magma son las Andesitas.

Figura N° 82. Roca Intermedia. Andesita Porfídica

6.3.4 Magma Ultra básico Esta clase de magma se caracteriza por tener un bajo contenido de sílice menor a 45 %. Es un magma muy fluido, ya que posee un bajo contenido de sílice, pero es un formador de rocas muy densas y oscuras, debido a poseer una gran concentración de minerales de Hierro y Magnesio. Sus temperaturas bordean los 1700° C aproximadamente.

Figura N° 83. Roca Ultra básica, Dunita.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.4 Características físicas del magma 6.4.1 Ascenso del magma

Dentro de las características se debe considerar el ascenso del magma, ya que estos dependen de diversas variables. Una variable a considerar son sus condiciones físico-químicas, como la viscosidad, densidad, contenido de volátiles, etc. Otro factor importante que influye en el ascenso del magma son las actividades tectónicas de la región en que se encuentra, dependiendo de qué tipo de margen, convergente o divergente.

6.4.2 Temperatura de fusión La temperatura de fusión es aquella en el que se encuentra el equilibrio de las fases sólido-líquido, es decir, la materia pasa de estado sólido (roca o mineral) a estado líquido (magma), se funde. Cada sólido que compone al magma tiene su propia temperatura de fusión en determinadas condiciones de temperatura y presión en las que se encuentre. En el caso que el mineral posea ausencia de agua en su composición, en condiciones de altas presiones su temperatura de fusión tiende a ser alta, y en el caso que la presión ambiente sea baja, la temperatura de fusión del mineral será baja. Es muy importante comprender que cuando una roca posee contenido de agua en su composición, provoca que la temperatura de fusión de esta misma sea más baja que una roca que no posee agua y en las mismas condiciones de formación. De acuerdo a lo anterior, un magma ascendente con agua, y sometido a una disminución progresiva de su temperatura, puede llegar a la superficie o a profundidades someras sin solidificarse. La fusión de los sólidos que componen el magma depende de las siguientes variables: 

La temperatura que regula la temperatura de fusión de cada mineral.



La presión que incrementa la temperatura de fusión.



El contenido de agua que reduce notoriamente la temperatura de fusión.



El tipo de roca determina la temperatura a la que comienza la fusión.

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6.5 Factores de evolución magmática Se considera la variación química y mineralógica de las rocas ígneas, como el resultado de alguna modalidad de la evolución magmática. Existen varias clases de procesos evolutivos para explicar los variados productos finales de la actividad ígnea.

6.5.1 Diferenciación Magmática Comprende todos los sucesos mediante los cuales un magma madre, a grandes rasgos homogéneo, se separa en fracciones distintas, provocando la formación de rocas de composiciones mineralógicas y texturales diferentes. Esto se puede explicar por:

6.5.1.1 Cristalización fraccionada A medida que el magma se va enfriando, los elementos químicos se van uniendo y formando cristales de minerales. No todos los minerales se forman a la misma temperatura, sino que algunos a altas temperaturas y otros cuando el magma tiene bajas temperaturas. Estos fenómenos se explican por la Serie de Reacción de Bowen, que describe el orden de cristalización de los minerales silicatados más comunes. La Serie de Bowen hace referencia a dos grandes líneas de cristalización: a) Serie Discontinua: Indica el orden en que se forman los silicatos ricos en Hierro y Magnesio (minerales ferromagnesianos). Se denomina discontinua porque los cristales formados van siendo sustituidos por otros de estructuras distintas y más complejas a medida que desciende la temperatura del magma. Al ir disminuyendo la temperatura de magma esta serie se caracteriza por generar cambios en la composición química, física y óptica de los minerales silicatados, aumentar de la complejidad estructural, como también disminuir el contenido de Hierro y Magnesio. b) Serie Continua: Indica la cristalización de las plagioclasas. Se denomina continua porque los minerales formados sucesivamente tienen la misma estructura y sólo cambia la proporción relativa del Calcio por el Sodio.

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Al ir disminuyendo la temperatura del magma en la cristalización genera cambios en la composición química y características ópticas, pero las características físicas permanecen iguales. Aumenta el ·contenido de volátiles y el contenido de Aluminio, Sodio y Potasio, pero disminuye el Calcio. Al final de la cristalización, posterior a la cristalización de las plagioclasas sódicas (albita) y las micas, se forma la ortoclasa y finalmente el cuarzo. Esto provoca de que el cuarzo sea un silicato con una alta temperatura de fusión, debido a ser el último mineral a cristalizar en la serie.

Figura N° 84. Esquema de la Serie de Bowen. La composición del magma impone también sus restricciones en la secuencia de cristalización de la Serie de Bowen: Si un magma es pobre en Sílice y rico en Magnesio, Hierro y Calcio, se considera un magma básico, por lo que sólo cristalizarán los primeros minerales de la serie a mayores temperaturas, como el olivino, piroxenos, plagioclasas cálcicas. Si un magma es rico en Sílice y pobre en Magnesio, Hierro y Calcio. Se considera un magma ácido. Se formarán los minerales primarios, pero que reaccionarán con el fundido sucesivamente y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas de sodio y biotita.

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6.5.1.2 Diferenciación gravitatoria Cuando el magma se encuentra en la etapa más temprana de la cristalización, aún en fase líquida, produce el hundimiento de los cristales de minerales pesados que se acumulan en cúmulos en la parte inferior, estos cristalizados primeros según la Serie de Bowen. Estos minerales corresponderían a olivino, piroxeno, etc. Estos cúmulos son ricos en elementos ferromagnesianos como el Magnesio, Hierro, Cromo y Níquel. Originando cuerpos básicos y ultra básicos que forman intrusiones estratificadas.

Figura N° 85. Intrusión estratificada de Cromita y Piroxenita.

6.5.1.3 Inmiscibilidad de líquidos Este es un tipo de diferenciación gravitatoria de magmas, que ocurre cuando disminuye la temperatura del magma, provocando que se fraccione en dos líquidos inmiscibles, es decir, que no pueden mezclarse debido a diferencias físico-químicas. Este proceso solo es aplicable a magmas básicos de naturaleza basáltica. Este es un proceso muy importante en la formación de yacimientos de sulfuros de Níquel y algunos de Hierro.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.5.1.4 Transferencia gaseosa

Los volátiles (H O, CO ) presentes como burbujas en un magma, actúan como vehículos de 2

2

transporte de los constituyentes más ligeros hacia la parte superior. Provocando una concentración de fases cristalinas ligeras en la parte superior. Con el magma en un avanzado estado de cristalización, estos gases pueden hacer ebullición y arrastrar el líquido residual hacia arriba, pudiendo producir erupciones volcánicas explosivas.

6.5.1.5 Autointrusión Es un proceso asociado a estados muy avanzados de la cristalización del magma. Se genera cuando los líquidos residuales son expulsados de un sector a otro de la cámara magmática, consolidándose en su periferia o en fracturas en el cuerpo ya cristalizado o en la roca caja.

6.5.2 Asimilación Es un proceso complejo de reacciones recíprocas entre el magma y la roca caja. La evolución magmática va a depender fundamentalmente de la temperatura del magma y la composición de la roca caja donde se instruye el magma. Si el magma tiene una alta temperatura, va a fundir los minerales de la roca caja con menor temperatura de fusión, por lo que, estos minerales se funden, quedando en estado líquido e incorporándose al magma. Si existen minerales compatibles con el magma invasor, no se funden, sólo se separan de su matriz parcialmente fundida quedando en estado sólido, originando un magma contaminado parcialmente cristalino.

Figura N° 86. Asimilación de roca caja.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.5.3 Mezcla de magmas

Es el proceso que combina magmas de origen común que se hayan individualizado por procesos previos de diferenciación o asimilación. No es un factor importante dentro de la evolución magmática, porque no es muy frecuente, ya que, se puede dar en las corrientes individuales de lava. Sin embargo, existen rocas ígneas de composición poco común que en las distintas fases de cristalización son incongruentes representando un estado con déficit de equilibrio. Esto sólo se puede explicar con la mezcla de dos magmas parcialmente cristalinos.

Figura N° 87. Mezcla magmática.

Se pueden visualizar las tres formas generales en el que puede alterarse un cuerpo magmático:

Figura N° 88. Esquema de factores de evolución magmática.

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6.6 Rocas Ígneas Este tipo de rocas constituyen más del 80 % de la corteza terrestre, tanto la corteza continental como la corteza oceánica. Se originan por la solidificación de una solución silicatada o parcialmente fundida, denominada magma. Este tipo de roca se puede subdividir en dos grandes grupos: Rocas intrusivas o plutónicas y Rocas extrusivas o volcánicas.

6.6.1 Rocas Ígneas Intrusivas Este tipo de rocas ígneas cristalizan de magmas que no llegan a la superficie, sino que en zonas internas a la corteza. Estos magmas se enfrían con mayor lentitud reteniendo sus componentes volátiles, formando rocas con cristales más gruesos y con proporción de fases hídricas más altas.

Figura N° 89. Roca ígnea intrusiva, Granito.

6.6.2 Rocas Ígneas Extrusivas Esta clase de roca ígnea incluye a todas las rocas que han alcanzado la superficie en condición fundida o parcialmente fundida. Se distinguen dos tipos: a) Rocas efusivas o lavas: Este tipo de roca provienen de coladas de lavas que alcanzan la superficie. Poseen un enfriamiento más rápido que las rocas intrusivas, formando minerales con cristales más pequeños que no se pueden ver a simple vista. b) Rocas piroclásticas: Este tipo de roca son formadas por cenizas volcánicas o cualquier otro material (fragmentos de rocas) lanzados al aire durante una erupción volcánica. Al tener un enfriamiento muy rápido, no posee cristales, sino que solo vidrios, ya que el magma no alcanza a cristalizar.

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NOTA: Un mismo magma puede originar todos estos tipos de rocas dando lugar a un clan o familia de rocas ígneas, con composiciones químicas similares, pero con variaciones texturales y mineralógicas. La composición mineralógica promedio de las rocas ígneas es:     

60 % feldespatos 4 % micas 12 % cuarzo 8 % otros minerales 16 % anfíboles y piroxenos

6.6.3 Clasificación de las Rocas Ígneas Para clasificar este tipo de rocas es muy importante tener en cuentas distintas variables que serán explicadas a continuación:

6.6.3.1 Ocurrencia 6.6.3.1.1 Masas subyacentes o intrusivas Son cuerpos parcialmente discordantes con formas irregulares, que muestran un aumento en su anchura con la profundidad. Estos cuerpos pueden ser batolitos o stocks, los batolitos poseen 2

áreas de afloramiento mayores a 100 Km

y los stocks poseen área de afloramiento menores a

2

100 Km .

6.6.3.1.2 Cuerpos tabulares discordantes y concordantes Los cuerpos discordantes se pueden dividir en dos tipos: a) Diques: Son cuerpos intruidos a lo largo de fisuras o fracturas de rocas cajas, estos cuerpos cortan oblicuamente las capas preexistentes y sus contactos son casi paralelos. Formándose cuerpos con longitudes exceden en mucho sus potencias (espesores). b) Apófisis: Son inyecciones de magma en forma de dedos que cortan las rocas preexistentes.

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Los cuerpos concordantes se pueden clasificar en tres tipos: a) Filones capa o Sill: Son cuerpos que no necesariamente tienen contactos horizontales, ya que cuando se intruyen quedan orientados de forma paralela a las capas de las roca caja. b) Lacolitos: Son intrusiones pequeñas que se caracterizan por tener un contacto superior con forma de domo. Estos tipos de cuerpos se originan de magmas viscosos de composición intermedia a ácida. c) Lopolitos: Son cuerpos intrusivos de mayores dimensiones que los Lacolitos y poseen forma aplanada y con curvatura hacia abajo. Se originan de magmas básicos y se encuentran asociados a yacimientos de minerales de Platino, Cromo, Níquel y Cobre.

6.6.3.1.3 Chimeneas o cuellos volcánicos Las chimeneas son intrusiones cilíndricas discordantes y relativamente pequeñas que en muchos casos corresponden a conductos volcánicos rellenos (volcanes erosionados).

Figura N° 90. Esquema de cuerpos intrusivos.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.6.3.2 Textura

Se define textura como la apariencia de la roca, debido a las características físicas de sus constituyentes, en donde se analiza al tamaño, forma y disposición de los cristales en la roca.

6.6.3.2.1 Textura Fanerítica Esta textura es características de rocas que contienen minerales visibles e identificables a simple vista. La mayoría de las rocas plutónicas poseen este tipo de textura, ya que son enfriadas lentamente en profundidad, generando cristales de mayor tamaño debido a su largo tiempo de cristalización. Los rangos de tamaño son los siguientes: Grano muy grueso mayor a 30 mm, Grano grueso entre 30 mm – 5 mm, Grano medio entre 5 mm – 2 mm y Grano fino menor a 2 mm.

Figura N° 91. Granito de grano grueso. Textura Fanerítica.

6.6.3.2.2 Textura Porfídica La textura porfídica es característica de las rocas que están compuestas por grandes cristales llamados fenocristales inmersos en una matriz o masa fundamental de cristales más pequeños. Existen condiciones a la hora de identificar rocas según esta textura: Si la proporción de cristales es mayor a 25 %, se denomina Pórfido. En cambio, si la proporción de cristales es menor a 25 %, se considera una roca porfídica.

Figura N° 92. Andesita porfídica. Textura Porfídica.

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6.6.3.2.3 Textura Afanítica En este tipo de textura se perciben cristales de granos finos, ya que poseen tamaños menores a 0,5 mm, generalmente no se aprecian a simple vista, se requiere de lupa o microscopio. Se distingue dos clases: a) Microcristalina: Esta textura posee cristales de grano fino que solo son reconocibles con lupa o microscopio. b) Vítrea o criptocristalina: Textura que posee cristales no reconocibles ni con microscopio. Característica de rocas constituida principalmente por vidrio. (Magmas básicos).

Figura N° 93. Izquierda, Basalto Afanítico. Derecha, Obsidiana Vítrea.

6.6.3.2.4 Textura piroclástica Este tipo de textura es característica en rocas originadas por erupción volcánica explosiva. Está compuesta por restos de material volcánico cenizas, clastos volcánicos y vidrio, de la misma erupción. Las rocas tienden a ser muy porosas debido a que se componen de vidrio y tienen un enfriamiento muy rápido.

Figura N° 94. Tobas volcánicas. Textura piroclástica.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.6.3.3 Composición Química

La Rocas Ígneas tienen variaciones composicionales algo limitadas, debido a que su óxido constitutivo principal es SiO , por lo que la siguiente clasificación está basada en su contenido de 2

este compuesto: Tabla N° 3. Clasificación de Rocas ígneas según contenido de cuarzo.

Las rocas que contienen más del 66 % SiO , presentan las siguientes características: 2

- Poseen cuarzo asociado con feldespatos alcalinos y pequeñas cantidades de ferromagnesianos. - Son rocas de colores claros debido al alto contenido de cuarzo. - Estas rocas derivan de magmas con alta viscosidad, baja fluidez, baja temperatura. Poseen un alto contenido de Potasio, Sodio y bajo contenido de Calcio, Hierro y Magnesio. Las rocas que contienen menos del 45 % SiO , presentan las siguientes características: 2

- Presentan abundantes minerales oscuros, portadores de Hierro y Magnesio (olivino, hiperstena, augita, hornblenda y/o biotita) - Son rocas generalmente de colores oscuros y se llaman Ultramáficas. · Se originan de magmas de emplazamiento profundo y altas temperaturas.

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6.6.6.4 Índice de color Esta característica se basa por la proporción volumétrica de los minerales ferromagnesianos (silicatos oscuros como olivino, piroxenos) y los minerales félsicos o silicatos claros (cuarzo y feldespatos) que componen una roca. Tabla N° 4. Índice de Color de las rocas.

6.6.6.5 Grado de Cristalinidad Es el grado de cristalización que poseen las rocas ígneas, describiendo el contenido de cristales que posee la roca formada. Está directamente relacionado con la velocidad y condiciones de enfriamiento del magma.

Tabla N° 5. Grado de cristalinidad de las rocas.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.6.6.6 Forma de los cristales

Esta característica se refiere al desarrollo de las caras de los cristales, dependiendo principalmente del tiempo de cristalización en el que fueron formados. Se distinguen tres tipos de clasificaciones: a) Euhedral: Los cristales se desarrollan en forma completa con límites cristalinos bien definidos. b) Subhedral: Los cristales se desarrollan sólo algunas de sus caras, con límites propios y en parte limitados medianamente definidos. c) Anhedral: Los cristales no tienen caras bien definidas, debido al bajo grado de cristalización.

Figura N° 95. Esquema de forma de los cristales.

6.6.6.7 Composición Mineralógica Esta propiedad define a los minerales que componen a una roca ígnea, se clasifican por su importancia a la hora de definir rocas: a) Minerales esenciales: Son los minerales necesarios para la identificación de una roca ígnea. Estos minerales son el cuarzo, feldespatos y ferromagnesianos. b) Minerales accesorios: Corresponde a alteraciones de óxidos, que al estar en pequeñas proporciones no son base para clasificar una roca. Estos pueden ser la Magnetita (Fe O ), Ilmenita 3

4

(FeTiO ), Rutilo (TiO ), etc. 3

2

c) Minerales primarios: Son producidos por la cristalización del magma. Incluye a esenciales y accesorios. La mayoría de estos minerales corresponde a silicatos.

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d) Minerales secundarios: Formados por alteración que afecta a los minerales primarios por acción de soluciones hidrotermales. Corresponden a ceolitas, minerales de arcilla (caolinita, montmorillonita y clorita), originados por alteración de minerales o vidrio presentes en la roca.

6.7 Vulcanología Es una ciencia que estudia la composición, formación de los volcanes y sus componentes principales. Un volcán se considera una estructura geológica, la cual se compone principalmente de rocas ígneas extrusivas. A través de este volcán emerge magma desde un cráter, rocas y gases provenientes desde el interior de la tierra a través de un conducto que lo conecta con la cámara magmática. La actividad volcánica se puede subdividir en tipo eruptivo central o tipo fisural.

6.7.1 Tipo Fisural o tranquilo. Los grandes volúmenes de lavas emergen por fisuras que se formaron en corteza. Estas lavas son predominantemente oscuras, compuestas por basaltos pobres en sílice (coladas de basaltos) . Se acumulan sobre los continentes formando grandes mesetas, de varios kilómetros de espesor y decenas de miles de kilómetros cuadrados de superficie. Los más extensos corresponden a los basaltos de las cuencas oceánicas que pueden alcanzar hasta 5 Kilómetros de espesor.

Figura N° 96. Actividad fisural en el Mauna Loa.

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6.7.2 Tipo Eruptivo Central Volumétricamente tiene menor importancia que el fisural, en relación a la producción de lava. Se construyen los conos volcánicos. Se pueden distinguir dos tipos: Volcanes en escudo

y estrato

volcanes. a) Volcanes en escudo: Pertenecen los volcanes amplios y macizos, parecidos a un escudo, con flancos de suaves pendientes. Se producen por la extrusión periódica a través de un conducto central, de lavas muy fluidas y por lo general básicas. Su baja viscosidad y alta fluidez impide la formación de un cono central con paredes abruptas.

Figura N° 97. Volcán en escudo Mauna Loa.

b) Estratovolcanes: Son construidos por erupción de lava más viscosa y de composición intermedia a ácida. Son comunes los estallidos de cenizas de tipo explosivo. Las laderas del volcán están constituidas por coladas de lavas alternadas con estratos piroclásticos

. Figura N° 98. Estratovolcán Villarrica.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.7.3 Tipos de Erupciones

Un volcán puede tener distintos tipos de erupciones lo largo de su vida activa. Depende de la temperatura de los magmas, de la cantidad de productos volátiles que acompañan a las lavas y de su fluidez (magmas básicos) o viscosidad (magmas ácidos), los tipos de erupciones pueden ser:

6.7.3.1 Islándico o fisural Volcanismo que ocurre a través de fisuras de varios kilómetros, son las erupciones menos explosivas, ya que, tienden a formar vastas extensiones de terreno plano y producen lavas de tipo básicas.

6.7.3.2 Hawaiano Este volcanismo ocurre a través de una chimenea volcánica, donde se forman volcanes en escudo. Las erupciones poseen lava poco viscosa de gran fluidez, donde tienen erupciones de lavas basálticas. Esta actividad se caracteriza por perder gases en forma tranquila, son raras las erupciones explosivas, existe una caldera donde la lava forma un gran lago.

6.7.3.3 Estromboliano Son erupciones explosivas de vida corta, donde se expulsa lava muy viscosa, pero en menor proporción. Se forman nubes de vapor que no alcanzan grandes alturas y se forma un cono de cenizas, existe una gran producción de piroclastos (cenizas, lapilli y bombas), que caen sobre las laderas.

6.7.3.4 Vulcaniana Son erupciones fuertes y violentas, en donde se forman nubes oscuras de gran elevación, entre 3 a 15 Kilómetros de vapor. Además libera materiales volcánicos y gases, adquiriendo forma de coliflor. NOTA: El volcán eyecta lava viscosa, la cual se solidifica y tapa el cráter del volcán. El volcán se satura nuevamente de gases y erupciona nuevamente con lluvia de cenizas. Característica es esta periodicidad de sus erupciones.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.7.3.5 Pliniana

Una de las más explosivas de las erupciones, caracterizada por columna de cenizas de gran altura, 16 kilómetros aproximadamente, además de expulsar flujos piroclásticos de gran tamaño. A veces son tan violentas las erupciones, que la cámara magmática se vacía generando una caldera.

6.7.3.6 Peleana Son erupciones muy violentas y catastróficas, en donde se expulsa lava muy densa que taponea el conducto y luego genera explosiones muy violentas, debido a la presión que ejercen los volátiles. La particularidad es la expulsión de una nube de material incandescente o flujos piroclásticos, nubes ardientes que se mueven a gran velocidad a nivel del suelo.

Figura N° 99. Tipos de Erupciones Volcánicas.

6.7.4 Material volcánico Dentro de los materiales principales que se emiten en una actividad volcánica se pueden considerar los siguientes:

6.7.4.1 Coladas de lavas aéreas Las lavas aéreas se pueden clasificar en las siguientes:

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a) Coladas tipo pahoehoe: Se originan de lavas muy fluidas (básicas), son lavas cordadas (aspecto rugoso o de cuerdas). Se forman por consolidación de la fina capa superficial que se arruga por la lava que sigue fluyendo bajo ellas.

Figura N° 100. Lava aérea tipo Pahoehoe b) Coladas tipo aa: Se originan de lavas viscosas y se caracterizan por presentar gran cantidad de columnas rocosas. Se producen por enfriamiento de la capa superficial, más gruesa que la pahoehoe, y por romperse en bloques que se amontonan uno sobre otro por el flujo de la lava subyacente. Son relativamente frías, gruesas y avanzan a menores velocidades que las anteriores (5 – 50 Km/hr). La mayoría de las lavas cordadas terminan siendo de tipo aa.

Figura N° 101. Lavas aérea tipo aa. c) Coladas de bloques: Son muy parecidas a la tipo aa, pero tienen superficies más lisas en vez de tener superficies ásperas de escoria. Son originadas por magmas muy viscosos de velocidad lenta.

Figura N° 102. Lava aérea tipo bloque. INACAP

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6.7.4.2 Coladas de lavas submarinas Dentro de este grupo se encuentran el siguiente tipo de lavas: a) Lavas almohadillas: Se pueden dar en dorsales oceánicos o cuando la lava entra a la corteza oceánica. Las cuales padecen un enfriamiento muy rápido por el contacto con el agua Son estructuras alargadas parecidas a almohadas grandes pegadas unas encima de las otras.

Figura N° 103. Lavas submarina tipo almohadillas.

6.7.4.3 Gases volcánicos Además de las lavas y sólidos, los volcanes liberan una gran cantidad de gases, los cuales constituyen entre el 1 – 6 % del peso total de los magmas. Dentro de estos gases se tiene el vapor de agua (más importante) y CO , N , H S, CO, S y Cl, como también cantidades menores de ácido 2

2

2

clorhídrico y cloruros. Estos gases tienen un papel importante en la actividad volcánica, como impulsar el magma desde los volcanes hacia la superficie y la creación de conductos que conecten la cámara magmática con la superficie (esto genera que las chimeneas volcánicas tengan forma circular).

6.7.4.4 Piroclastos En la actividad volcánica explosiva, el magma enfriado se fragmenta, se expulsa y se reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se llama TEFRA, (es la forma genérica, independiente de su composición o tamaño).

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Los fragmentos solidos sueltos o compactados son llamados piroclastos, donde se pueden distinguir tres tipos: Bombas, Lapillis y Cenizas. Tabla N° 6. Clasificación de piroclastos según tamaño.

La distinción entre un bloque y una bomba, es que el bloque es expulsado en estado sólido, pudiendo ser trozos del cono volcánico. Mientras que la bomba es expulsada en estado semifundido, plástico y generalmente adquiere forma de huso.

6.7.4.5 Oleada Piroclástica Son corrientes turbulentas fluidificadas (suspensiones de partículas y gas) asociadas a las coladas de piroclastos en erupciones violentas. Esta nube se compone de una alta cantidad de vapor de agua candente y partículas sólidas en menor cantidad. Ambas se mueven lateralmente con velocidades de un huracán.

Figura N° 104. Desplazamiento de una oleada piroclástica.

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6.8 Rocas sedimentarias Este tipo de rocas cubren el 75 % de la superficie de la Tierra, aunque sólo representan el 5 % de la corteza. Proveen de energía a la humanidad, información de eventos geológicos y vidas pasadas (fósiles) También poseen una gran importancia económica, debido a los combustibles como carbón, petróleo, gas natural; yacimientos mineros de Aluminio, Hierro y Manganeso y como materia prima para la industria de la construcción (rocas, arenas, gravas y calizas entre otros). Las rocas sedimentarias que se han producido como consecuencia de fenómenos de alteración, transporte y sedimentación sobre cualquier roca preexistente. La acumulación de sedimentos puede realizarse en cuencas o depresiones marinas o continentales. Los minerales que las componen pueden ser los mismos que existían en las rocas originales o pueden ser minerales de alteración química de otras preexistentes. Un sedimento se define como un conjunto de fragmentos de rocas, cristales o minerales, de igual o diferente tamaño, depositados y sedimentados en una depresión o cuenca en forma de estratos o capas, que mediante la diagénesis dan lugar a una roca sedimentaria.

6.8.1 Procesos externos de la Tierra Tienen lugar en la superficie de la Tierra o en sus proximidades. Son una parte básica del ciclo de las rocas, como también son los responsables de la transformación de la roca sólida a sedimento. Se conoce como Denudación a la suma de los procesos naturales que resultan en el desgaste o la progresiva degradación del relieve terrestre. Comprende fundamentalmente dos procesos externos terrestres, los cuales se definen a continuación:

6.8.1.1 Meteorización Se produce cuando la roca es fragmentada mecánicamente (desintegrada) o alterada químicamente (descompuesta) o ambos casos, pero en el sector que fue formada la roca. Se pueden distinguir dos tipos de meteorización:

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6.8.1.1.1 Meteorización Mecánica Este tipo se lleva a cabo por fuerzas físicas que rompen la roca en trozos cada vez más pequeños sin modificar la composición mineral de la roca. En la naturaleza hay cuatros procesos físicos importantes que inducen a la fragmentación de la roca. a) Fragmentación por helada: El constante proceso de congelamiento y deshielo provoca el fracturamiento de las rocas, que se denomina rotura por “cuñas de hielo”. Este fenómeno es más notable en las regiones montañosas. b) Descomprensión: Fenómeno producido en intrusivos que llegan a la superficie y que por la descompresión sufrida, se fracturan en lajas paralelas. También se refleja esta descompresión en la minería subterránea con el fenómeno denominado como “estallido de roca”. c) Expansión Térmica: La dilatación y la contracción repetida de una roca y sus minerales, debería producir su desintegración. Sin embargo para ello es necesario que esté acompañado por una meteorización química que debilite con anterioridad el cuerpo rocoso. d) Actividad Biológica: Este fenómeno comprende las actividades de plantas, animales y seres humanos. Las raíces vegetales crecen entre las fracturas buscando agua y nutrientes, provocando el fracturamiento de la roca. Los animales excavadores descomponen la roca desplazando material fresco (en profundidad) hacia la superficie, donde los procesos físico-químicos pueden actuar con más efectividad. Además la descomposición de los organismos produce ácidos que contribuyen a la meteorización química. 6.8.1.1.2 Meteorización Química Se entiende como los complejos procesos que descomponen los componentes de las rocas y las estructuras internas de los minerales. Los minerales son transformados en otros nuevos o pueden ser liberados al ambiente o provocar una transformación química de la roca en uno o más compuestos nuevos. Los principales procesos de la meteorización química son: a) Disolución: Se produce cuando un mineral soluble en agua se disuelve, como lo que pasa con la halita. Aunque la mayoría de los minerales suelen ser insolubles en agua pura, no lo son con la presencia de algún ácido (contiene el ión H+ reactivo), incluso en pequeñas cantidades.

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Independientemente del origen del ácido, descomponen la mayoría de las rocas originando productos hidrosolubles. Estos iones disueltos pueden permanecer en el agua subterránea, originando las denominadas aguas duras. b) Oxidación: Se produce cuando el oxígeno se combina con el hierro para formar el óxido férrico. El hierro se oxidó (perdió electrones) a favor del oxígeno. En presencia de agua, esta reacción aumenta su velocidad. La oxidación de sulfuros como la pirita también es importante. En un ambiente húmedo produce ácido sulfúrico y limonitas, que pueden producir un grave riesgo ambiental en los desechos mineros (drenaje ácido de minas). c) Hidrolisis: Los silicatos son los que se descomponen en su mayoría por la hidrólisis, que consiste en la reacción de cualquier sustancia con el agua. La hidrólisis consiste en la sustitución +

de iones positivos de la estructura cristalina por los iones H . Al introducirse, se destruye la disposición ordenada de los átomos y se descompone el mineral. La velocidad a la cual una roca se meteoriza depende de factores como: -

El tamaño de la partícula, ya que los fragmentos pequeños generalmente se meteorizan más rápidamente que los grandes.

-

La composición del mineral, ya que la calcita se disuelve fácilmente en soluciones ligeramente ácidas y los primeros silicatos formados en la cristalización de un magma son menos resistentes a la meteorización química.

-

Los factores climáticos, en particular la temperatura y la humedad.

Con frecuencia las rocas expuestas en la superficie no se meteorizan a la misma velocidad fenómeno que depende de la composición mineral, el grado de fracturamiento y la exposición a los elementos atmosféricos.

6.8.1.2 Transporte, Erosión y Sedimentación Para comprender este punto es muy importante conocer la definición del Transporte, Erosión y Sedimentación.

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La erosión se define como la remoción del material que fue meteorizado en una roca ya preexistente en la corteza de la Tierra. La sedimentación se define como la acumulación de sedimentos derivados de la meteorización de rocas preexistentes en un lugar de depositación. Mientras que el transporte se entiende como el período de tiempo en que los detritos están en movimiento y nunca como la distancia recorrida en kilómetros por ellos. Es muy importante entender que cuando los fragmentos fueron erosionados, al ser removidos son transportados mediante distintos agentes de transportes, para que posteriormente sean sedimentados en alguna cuenca sedimentaria. Los agentes de transportes principales se describirán a continuación: a) Ríos: Son los mayores agentes de transporte de los sedimentos hacia los lagos y mares, también conocidos como erosión fluvial. El agua tiene cuatro formas de transportar los sedimentos: +

-

+

+2

- En solución; como iones Na , Cl , K , Ca - En suspensión; partículas flotando. - En saltación; partículas medianas van saltando por el fondo. - Por tracción; partículas grandes se van arrastrando por el fondo.

Figura N° 105. Forma de erosión fluvial.

b) Viento: Este agente de transporte es menos intenso que el agua, también se conoce como erosión eólica.

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En regiones secas, zonas sin vegetación o en regiones con viento fuerte es importante. Tiene gran capacidad para transportar arena, lo que se evidencia por el aumento de los desiertos. Las estructuras más conocidas que forma son las dunas. El viento transporta partículas muy finas hasta tamaño arena. El choque de dichas partículas contra una roca dura provoca la abrasión.

Figura N° 106. Erosión eólica en oasis Al-Farifa, Egipto.

c) Glaciales: Este es otro agente erosivo de gran importancia, también conocido como erosión glacial. En el pasado modelaron una buena parte de los paisajes que hoy conocemos. El hielo es capaz de cortar o arrancar enormes rocas, desplazando las rocas que encuentra a su paso, las rompe y arrastra las subyacentes. Las rocas inmersas en el fondo del glacial actúan como partículas abrasivas, al lijar y pulir las piedras del lecho sobre el que se desplaza.

Figura N° 107. Ilustración de erosión Glacial.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.2 Ambientes Sedimentarios Los

sedimentos

son transportados

por

gravedad, por

algún fluido (aire o agua)

o

precipitado de soluciones acuosas, o por seres vivos. Se acumulan en depresiones sobre la superficie terrestre que se denominan cuencas. Las cuencas pueden tener de cientos de miles de Kilómetros cuadrados o áreas pequeñas de formación. Los ambientes sedimentarios corresponden a los puntos topográficos donde se pueden depositar los sedimentos. Cada lugar se caracteriza por una combinación particular de procesos geológicos y condiciones ambientales. Se reconocen tres ambientes o zonas, de acuerdo a su posición con respecto a la línea costera:

6.8.2.1 Ambiente Continental Este ambiente está compuesto principalmente por los ríos, denominado ambiente fluvial. Los ríos tienen fluctuaciones de sus caudales, reflejo del aporte de agua por la precipitación pluvial (lluvia). En temporada seca, los caudales son reducidos y fluyen plácidamente aguas abajo a favor de la gravedad, acarreando solo partículas finas debido a la baja energía que posee en caudal. En temporada de lluvia, el río crece de manera considerable, convirtiéndose en un torrente poderoso de agua turbia. Acarreando lodo, arena y gravas por suspensión, saltación y tracción. En ambas épocas, las partículas chocan entre sí y con el lecho del río, generando una abrasión de partículas constante. Las partículas más grandes y pesadas se depositan en el lecho del río, mientras que el tamaño del grano de los materiales disminuye aguas abajo.

Figura N° 108. Ambiente continental. Rio Futaleufu. INACAP

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En las planicies el río ocupa un extenso valle, con poca topografía alcanzando un cauce sinuoso (meandros). El cauce va cambiando abarcando distintas partes de la planicie en distintos momentos, por los que a veces dejan pequeños lagos en forma de luna (lago oxbow) cuando un meandro es abandonado. En estos lagos se acumulan lodos y limos, además de abundante material vegetal.

Figura N° 109. Ambiente Continental. Lago Oxbow.

6.8.2.1.1 Registro Geológico Dentro del registro geológico se pueden considerar la variedad de texturas en la roca, como la diferencia en el tamaño de las partículas acarreadas en épocas de lluvia y de sequía, debido a la interestratificación del material grueso con granos finos. Los tamaños de los clastos evidencian régimen energético del agente de transporte (característica de todos los depósitos detríticos), como también la formación de estructuras sedimentarias primarias que pueden definir la información del ambiente donde se formó la roca y ayudar a determinar edad relativa de las capas. Dentro de estas estructuras se pueden determinar: a) Estratificación Cruzada: Se forma en las partes medias de los ríos, por estar asociada a los cambios abruptos del cauce (cambios frecuentes en la dirección del flujo), dejando una estratificación cruzada oblicua a la estratificación principal. Se considera un indicador de paleocorrrientes, corrientes antiguas que pasaron por esa formación.

Figura N° 110. Estratificación cruzada en una roca.

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b) Rizaduras: Son pequeñas dunas (centimétricas a decimétricas) de arena formadas en el fondo de los ríos. Se forman debido a los sedimentos que son transportados por tracción en el lecho del rio. También son indicadoras de paleocorrientes.

Figura N° 111. Ilustración de Rizaduras. c) Grietas de secamiento: Estas estructuras se forman cuando son algunos cauces son abandonados por los ríos temporalmente. Normalmente quedan charcos y si las condiciones climáticas son propicias, se secan y causan que el lodo acumulado se agriete. Estas grietas pueden preservarse al ser cubiertas por otra capa de sedimentos.

Figura N° 112. Ilustración de grietas de secamiento.

6.8.2.2 Ambientes Costeros Estos ambientes son extremadamente diversos porque están entre los ambientes continentales y los marinos. Pueden ser determinados por los ambientes continentales (flujos de agua dulce, evaporación), por los marinos o bien encontrarse en un relativo equilibrio. Generalmente son ambientes muy ricos en flora y fauna, también exhiben muy diversas condiciones energéticas. Un buen ejemplo son los deltas.

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Los deltas se forman en la desembocadura de un río en el mar. Son causados por el choque de aguas dulces que fluyen con cierta velocidad contra la enorme masa de aguas marinas, provocando una pérdida de velocidad y una sedimentación rápida del material acarreado por el río. La geometría de los deltas va a depender de las relaciones energéticas entre el sistema fluvial y el marino, así como de la carga sedimentaria. Se subdividen tres tipos de deltas: a) Delta en arco: Se origina cuando el río trae importante carga de tracción y suspensión de granulometría gruesa (grava a arena). b) Delta en estero: Se produce cuando el río trae una carga menor en proporción a su caudal. c) Delta en pata de pájaro: Se origina cuando el rio acarrea una abundante carga en suspensión de granulometría fina, así como carga en solución.

Figura N° 113. Delta en arco Rio Lena. Rusia. El registro sedimentario de los depósitos de un delta consiste en

una secuencia que se hace más

gruesa hacia arriba. Los materiales acarreados por el río (más gruesos) son depositados encima de los materiales marinos (más finos).

6.8.2.3 Ambiente Marino Este tipo de ambiente tiene niveles energéticos más bajos que los ambientes continentales, ya que las corrientes marinas son menos potentes que las fluviales . Los sedimentos acumulados son de

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granulometría más fina, partículas de polvo (arcillas) acarreadas por el viento y por las corrientes marinas, esqueletos o partes duras de animales que viven en las aguas profundas. Si la química de las aguas es apropiada, existirá una acumulación de sedimentos por precipitación de carbonatos, fosfatos y/o sílice. La dinámica de acumulación en ambientes marinos profundos es mucho más lenta en comparación con la fluvial. El registro sedimentario está compuesto por estratos bien definidos de materiales arcillosos, como también intercalaciones con sedimentos químicos, así como material biogénico. El Material fósil está restringido a esqueletos de microfósiles, con una difícil preservación de cuerpos blandos por ataque de carroñeros, aunque es más posible su preservación que en el ambiente costero, por ser un ambiente escaso de oxígeno.

6.8.3 Litificación y Diagénesis La Litificación es la consolidación o compactación de los sedimentos, convirtiéndolos en una roca compacta, una roca sedimentaria. Mientras que la Diagénesis son todos los cambios físicos y químicos que tienen lugar en el área de depositación, después del enterramiento y que hacen que los sedimentos sean transformados en una roca sedimentaria. Los cambios ocurridos pueden ser:

6.8.3.1 Compactación Fenómeno de baja temperatura, entre 0° C - 200 ° C, ya que a altas temperaturas pasa a ser un metamorfismo. La compactación puede ser total o parcial, ya que los efectos más importantes son: -

Disminución del tamaño de los huecos, debido a la compactación, disminuyendo la porosidad en la roca.

-

Aumento de la permeabilidad en la roca, debido a que disminuyen los poros en la superficie de la roca.

-

Relleno de los huecos por precipitación de compuestos químicos simples como calcita, yeso, cuarzo y otros.

-

Ordenamiento con orientación paralela de los minerales que componen la roca.

-

Expulsión del agua de entre los poros.

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6.8.3.2 Cementación Crecimiento de especies minerales en la porosidad del sedimento a partir de los fluidos que circulan por los intersticios de la roca. La precipitación de sustancias va a depender si el poro está inicialmente ocupado por una sola fase de fluidos (agua) o por dos fases (agua y aire). Esto marca la mineralogía y las texturas de los primeros cementos. Se reconocen más de veinte composiciones cementantes siendo las más frecuentes los cementos carbonáticos, silíceos y filosilicáticos.

6.8.3.3 Disolución Este proceso es el principal causante de la creación de la porosidad secundaria de las rocas sedimentarias. Se refiere al contacto de agua con los granos, clastos y matriz de la roca, provocando que muchos minerales primarios solubles se eliminen de su zona depositada a la. Generalmente, las mineralogías más afectadas por este proceso diagenético son las carbonáticas y feldespáticas.

6.8.3.4 Recristalización Comprende a las distintas transformaciones que se producen en un mineral o su polimorfo, que produce el crecimiento de nuevos cristales en estado sólido, de la misma composición pero de distinto tamaño. Las transformaciones diagenéticas más frecuentes son las del aragonito a calcita y la de los minerales de arcilla. En las arcillas los cambios se van produciendo a medida que aumenta la profundidad de formación, por lo que el grado de cristalización de los minerales de arcilla (illita), sirve de dato para poder para determinar la profundidad de enterramiento de los materiales en una cuenca sedimentaria.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.3.5 Reemplazamiento

Este proceso representa un cambio mineralógico entre el nuevo material resultante y el material que ha sido alterado con minerales distintos a los de su origen. Se pueden conservar las texturas de depositación, como también las microestructuras de los granos o cementos transformados. Los

procesos

de

reemplazamiento

más

comunes

son;

Dolomitización,

Silicificación,

Ferruginización y Yesificación. En definitiva, la evolución diagenética que haya sufrido un sedimento dentro de la cuenca sedimentaria, marcará los diferentes cambios físico - químico de estos cinco procesos. Dejando como producto una serie de texturas diagenética y una mineralogía cementante determinada. Es así como se han diferenciado de acuerdo al tipo de cemento de los sedimentos, los ambientes de sedimentación, comprendidos entre el marino profundo y el continental fluvial.

Figura N° 114. Etapas diagenéticas en un mineral arcilloso.

6.8.4 Clasificación de las Rocas Sedimentarias La división fundamental tiene en cuenta la forma predominante en que se producen los sedimentos o depósitos. Se conocen tres tipos de rocas sedimentarias:

6.8.4.1 Rocas detríticas o clásticas Se componen por conjuntos de fragmentos de otras rocas o minerales que han sufrido meteorización mecánica, a estos fragmentos se les conoce como clasto.

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En el estudio de las rocas sedimentarias tiene gran importancia el tamaño y la forma de los granos que la componen y la composición mineral de éstos, ya que, estas rocas se originas debido a los procesos de erosión, transporte y sedimentación. Por ejemplo, si un clasto de roca tuvo un bajo transporte, será más anguloso y de mayor tamaño. Es muy importante la composición de los minerales que componen las rocas sedimentarias, ya que todos poseen diversos comportamientos y resistencia a la meteorización. Dentro de los minerales que componen a las rocas sedimentarias se conocen: a) Minerales inalterables: Son de gran dureza y alta estabilidad química, son capaces de recorrer grandes distancias sin destruirse, desde donde fue erosionado hasta donde fue depositado. Es común encontrarlos en forma de pequeños granos, redondeados, formando rocas sedimentarias a gran distancia de su punto de origen. b) Minerales alterables: Son minerales que se alteran fácilmente con cualquier tipo de meteorización. Estos sólo forman rocas sedimentarias detríticas cerca de su punto de origen, ya que no pueden avanzar grandes distancias porque se destruyen totalmente. c) Minerales autigénicos: Son aquellos que se forman a partir de los productos de descomposición química, generándose por precipitación química, ya sea al interior de la cuenca o posteriormente dentro del depósito sedimentario. Si se encuentra en grandes proporciones pueden llegar a formar una roca por si solos. El estudio de la destrucción de los silicatos estableció una serie de estabilidad decreciente, inversa a la Serie de Bowen. Es decir, los minerales silicatados formados a mayores temperaturas provenientes de un magma ultrabásico, son destruidos más fácilmente que los de menor temperatura, minerales de origen de magmas ácidos. Esto también se refleja en la mayor abundancia de cuarzo, feldespatos y micas en las rocas sedimentarias, ya que son los últimos en cristalizar según lo que estipula la Serie de Bowen.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.4.1.1 Componentes de Rocas sedimentarias detríticas

Los componentes de este tipo de rocas se clasifican de acuerdo al tamaño de sus constituyentes: a) Fracción mayor o Clasto: Estos granos exceden los 2 mm de tamaño. Corresponden a fragmentos, detritos o partículas de otras rocas o minerales preexistentes, mayoritariamente corresponden a cuarzo, calcita, feldespatos, fragmentos líticos y micas. El conjunto de clastos representa el o los sectores de origen, solo el transporte destruye los clastos más débiles. b) Fracción intermedia o Matriz: Estos sedimentos poseen tamaños entre 2 mm - 0,06 mm, menor a los clastos. Corresponden a sedimentos que rodean, envuelven o rellenan en forma parcial los intersticios o poros entre los clastos, los constituyentes comunes de la matriz son minerales de sericita y clorita (micas de grano fino), arcillas, cuarzo, feldespatos en grano fino. c) Cemento: Es el compuesto más fino de este tipo de roca. Se compone de los constituyentes formados por precipitación química y de los minerales arcillosos cristalizados y se forma en los espacios intergranulares (entre los clastos y la matriz) como producto directo de los procesos diagenéticos. Este componente ayuda a mantener las partículas de la roca unidas,

pueden ser carbonato de

Calcio, Magnesio, Sílice, Yeso, y otros más. Aunque la calcita es más frecuente por su facilidad de precipitar bajo cualquier condición de presión y temperatura.

Figura N° 115. Componentes de rocas detriticas.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.4.2 Texturas de las Rocas Sedimentarias

Es muy importante la descripción de las características de formación de los clastos, ya que, sirven de información para inferir la historia del clasto o el ambiente de formación de la roca. Para distinguir las texturas de este tipo de rocas se deben considerar los siguientes parámetros:

6.8.4.2.1 Tamaño La primera clasificación de las rocas sedimentarias detríticas se basa en el tamaño de los granos, en donde, se distinguen tres rocas principales, las cuales se muestran a continuación:

Tabla N° 7. Clasificación de las rocas sedimentarias detríticas según el tamaño del clasto.

NOTA: La diferencia entre los limos y las arcillas es la siguiente. Las arcillas tienen más cohesión entre sus partículas en estado seco y húmedo, debido a que sus granos son más finos obteniendo una menor porosidad. Mientras que los limos tienen menos cohesión en sus partículas al tener mayores tamaños de granos. La arcilla tiene doble comportamiento en estado seco es elástica y con cierto grado de humedad es plástica. Mientras que el limo en estado seco tiende a pulverizarse y con cierto grado de humedad tiende a agrietarse. INACAP

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.4.2.2 Forma de los clastos

Todos los materiales o fragmentos liberados por primera vez de cualquier macizo rocoso, tienen las siguientes características físicas, es decir, diferente tamaño y poseen ángulos en sus caras. La forma de un clasto está referida a la redondez y a la esfericidad del mismo, ambas características están estrechamente ligadas a los procesos de transporte, es decir, que a mayor transporte los clastos tendrán mayor grado de pulidez y tienden a ser más esféricos.

Figura N° 116. Forma de los clastos, según distancia del transporte.

a) Redondez: Depende de la magnitud y el tipo de transporte al que fue sometido el clasto erosionado. Un transporte gravitacional coluvial, sin agua produce clastos angulares, mientras que al entrar el clasto al sistema fluvial, empieza el desgaste y las partículas pierden su angulosidad. La velocidad para redondearse de una partícula dependerá del tamaño del clasto, es decir los clastos pequeños demoran más en desgastarse. Otro factor importante es la composición del clasto, ya que los clastos de cuarzo son más resistentes que los de una caliza. Tabla N° 8. Clasificación de un clasto según su grado de redondez.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.4.2.3 Relación entre clastos o Empaquetamiento

El espacio entre los clastos puede estar ocupado por cemento (calcáreo, silíceo, ferruginoso o salino) o por material detrítico (matriz). El empaquetamiento se describe en función del porcentaje de matriz frente a la proporción de clastos. Se pueden distinguir dos tipos de texturas según la relación de clastos y matriz. Si los clastos están juntos y se tocan, la textura se denomina clasto soportado. SI los clastos flotan en la matriz, se denomina matriz soportada.

Figura N° 117. Izquierda, Textura clasto soportada. Derecha, Textura matriz soportada.

6.8.4.2.4 Porosidad y permeabilidad La porosidad se define como la cantidad de huecos (en porcentaje) o espacios abiertos de una roca. Mientras que la permeabilidad se define como la capacidad de una roca de permitir el paso de fluidos. Las variables que influyen la porosidad de una roca son los siguientes: · Grado de selección de los fragmentos, debido a la variación del tamaño de los detritos. · Forma de los clastos (redondeamiento y esfericidad) · Empaquetamiento que posee la roca. · Tipo y grado de cementación.

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Según sea la combinación de estas variables y dependiendo del grado de transporte sufrido por los detritos: La roca tendrá una porosidad alta cuando el grado de transporte es bajo, esto se debe a que influye en el tamaño de los granos. Esto afecta directamente a la permeabilidad, ya que, si existe una alta porosidad los huecos en la roca aumentan, provocando que los fluidos pasen de manera más fácil la superficie de la roca. La roca tendrá una porosidad baja, cuando los clastos que la componen posean un alto transporte y un buen grado de cementación. Esto provoca que la permeabilidad de la roca disminuya, ya que los espacios de la roca ahora estar más reducidos, no permitiendo el paso de los fluidos. Por lo tanto, podemos decir que la permeabilidad va a depender:   

La porosidad de la roca Tamaño y selección en tamaño de los granos Tipo de cemento y grado de cementación de la roca.

6.8.4.2.5 Clasificación o Distribución Se considera la variación respecto al tamaño de los clastos de un sedimento, es una medida que estipula el orden y homogeneidad de los clastos en la roca. Una roca con una gran dispersión de tamaños se dice que posee una “pobre selección”, mientras que una roca bien seleccionada muestra escasa variación en el tamaño de los granos. En una roca con granos menores a 0,5 mm, es difícil precisar su grado de selección. La clasificación es indicativa de la historia del transporte de los granos, es decir, si la roca tiene tamaños uniformes se dice que la roca posee mucho transporte. Según estos parámetros se pueden distinguir tres tipos de clasificaciones: a) Buena selección: Los elementos que la constituyen la roca, han sufrido mucho transporte, depositándose muy lejos de su lugar de origen. Poseen uniformidad en sus tamaños.

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b) Intermedia selección: Cuando los constituyentes de la roca han sufrido un transporte regular, observándose una mediana uniformidad en los tamaños de los clastos. c) Mala selección: Cuando los constituyentes de la roca han sufrido poco transporte, siendo depositados en zonas cercanas a su lugar de origen.

6.8.4.2.6 Grado de madurez Esta característica esta está estrechamente relacionada con el grado de transporte de los sedimentos y con la presencia o ausencia de matriz. De acuerdo a esto se distinguen las rocas maduras, submaduras e inmaduras. Cada una de ellas con sus características físicas y composicionales propias que se dan en la tabla a continuación:

Tabla N° 9. Clasificación de las rocas detríticas, según grado de madurez.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.8.4.2.7 Estratificación

La estratificación surge por el depósito alternado de rocas de diferentes tamaños de grano. Por ejemplo: arenisca de grano fino y de grano grueso o depósitos alternados de sedimentos de diferentes composiciones. Está caracterizada por la variación del tamaño de los granos de abajo hacia arriba, esto indica la variación de la energía de transporte con el tiempo. Su origen se debe a la disminución de la energía del agua de un río, a causa de una corriente de turbidez o Generalmente se produce en ambientes con variaciones moderadas de la energía. Es muy importante entender que en una estratificación las capas más jóvenes siempre estar sobre las capas más antiguas, esto ayuda demasiado a poder analizar la historia de formación de la roca.

Figura N° 118. Esquema de una estratificación gradada.

Figura N° 119. Estratificación gradada, Rio Oued. Argelia.

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6.8.4.2 Rocas Sedimentarias Químicas En este tipo de rocas la sedimentación se produce por dos procesos geológicos. El primero ocurre por la concentración, esto ocurre cuando se evapora el disolvente de un mineral solo quedando la parte solida concentrada en la zona depositada. El otro proceso de formación se conoce como sobresaturación, este ocurre cuando se sobresatura una solución provocando su precipitación, formando sustancias insolubles en ese medio. Para ambos casos los depósitos se denominan químicos. Una roca característica es la caliza, la cual se origina por la precipitación del carbonato de calcio.

Figura N° 120. Roca sedimentaria química. Caliza pisolítica.

6.8.4.3 Rocas Sedimentarias Organógenas Se forman por la acumulación de restos duros de organismos animales o vegetales. Se clasifican por su composición en calcáreas, silíceas, fosfáticas y carbonosas. Muchas rocas organógenas fosfáticas están compuestas por Guano o excremento de aves pero también se forman por la acumulación de huesos de vertebrados y por conchillas de invertebrados fosfáticas. Dentro de las rocas más conocidas de esta clase es la coquina.

Figura N° 121. Roca sedimentaria organógenas.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9 Rocas Metamórficas

Las rocas metamórficas constituyen más o menos el 15 % de la corteza de la Tierra, se consideran una transformación en la forma de una roca preexistente, su nombre nace de dos términos griegos: Meta: Cambio Morfo: Forma Se generan cuando las altas temperaturas y presiones en las profundidades de la Tierra, causan algún cambio en una roca preexistente, denominada protolito, que pueden ser Ígnea, Sedimentaria o Metamórfica. El cambio que ocurre en la roca que se somete a este proceso, es su mineralogía, texturas, eventualmente su composición química pero sin perder su estado sólido (cristalino). Se dice que los minerales de las rocas metamórficas no cristalizan, sino que crecen lentamente en estado sólido. A este proceso también se le denomina blástesis (crecer) y por lo tanto las rocas metamórficas están constituidas por blastos de diferentes minerales. Estos cambios pueden ir de menos a otros más profundos dependiendo directamente el metamorfismo que actúe en la roca. Si actúa un metamorfismo de bajo grado el protolito mantiene rasgos que permiten identificarlo. Pero si actúa un metamorfismo de alto grado, puede que la roca metamórfica resultante no tenga las características originales del protolito. Las temperaturas requeridas para metamórfizar una roca están entre 200º C - 750º C aproximadamente. Sobre 750º C se produce la fusión de la roca, generación de magma y posteriormente da lugar a una roca ígnea.

6.9.1 Factores externos del Metamorfismo Para comprender el metamorfismo, se deben analizar los factores que influyen directamente en este proceso, los cuales se definirán a continuación:

6.9.1.1 Temperatura Es el factor más importante de los procesos metamórficos porque la mayoría de las reacciones metamórficas se deben a variaciones de temperatura. La fuente calorífica puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de subducción, o simplemente una fuente calorífica regional profunda derivada del manto.

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Al calentarse una roca, sus minerales pierden sus condiciones de equilibrio en las cuales se formaron y comienzan a transformarse en otros que buscan ser estables bajo las nuevas condiciones.

6.9.1.2 Presión Esta variable se considera como los esfuerzos a los que se somete un área determinada de roca, provocando cambios texturales, como también reordenamiento mineralógicos. Puede ser de distintos tipos: a) Presión de confinamiento: Presión que está relacionada con el peso que genera la columna rocosa en un sector determinado de la corteza. En profundidad las rocas están sometidas a la presión de las masas rocosas que la rodean, por lo que a mayor profundidad habrá mayor presión litostática. Esta presión confinante es igual en todas las direcciones.

Figura N° 122. Esquema de presión de confinamiento en la roca.

b) Presión dirigida o Stress: También se conoce como sobrepresión tectónica, y que se origina de los movimientos tectónicos que ocurre en la litosfera, provocando una deformación permanente en la roca. En zonas de convergencia de placas, el acortamiento de la corteza hace que se formen montañas, pero aquí derivan otro tipo de fuerzas (compresión y dilatación).

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c) Presión de fluidos: Es aquella que se ejerce en los fluidos retenidos en los poros, fisuras o interfaces sólidas, cuyo valor suele igualarse a la presión de carga.

Figura N° 123. Esquema de factores externos del metamorfismo. La mayor evidencia de este esfuerzo son los minerales que se orientan en el mismo sentido. Los minerales crecen en la dirección del mínimo esfuerzo, perpendiculares a la dirección del máximo esfuerzo. Se produce una reorganización de los minerales como se puede visualizar a continuación:.

Figura N° 124. Reorganización de minerales por presión ejercida.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9.1.3 Acción de los fluidos

Los fluidos son otro agente activo del metamorfismo, ya que las rocas tienen mucho agua contenida en sus poros como además, dentro de la composición de muchos minerales. Las rocas al ser sometidas al calor, tanto el agua de los poros como la que forma minerales queda total o parcialmente libre. Esto puede ayudar a los iones a moverse (facilita la migración de iones), esta migración ayuda a la recristalización de algunos minerales y también se puede asociar a algunos minerales para transformarlos en otros más estables para las nuevas condiciones. NOTA: En las rocas con diferentes composiciones químicas, cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las mismas condiciones de Temperatura (T) y Presión (P). Ejemplos: -

Con T = 550º C y P = 5 Kbar (≈ 15 Km profundidad)

Una roca sedimentaria arcillosa se convierte en un esquisto micáceo metamórfico. Y una roca caliza carbonática se transforma en una roca de mármol.

6.9.2 Intensidad y Grado Metamórfico Tiene que ver con la intensidad del metamorfismo que ha sufrido una roca, generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del metamorfismo. La intensidad del metamorfismo está relacionada directamente con la aparición o desaparición de ciertos minerales o asociaciones de minerales. Dicha intensidad se puede dividir en zonas metamórficas:

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Epizona

:

200º a 450º C

Mesozona

:

450º a 650º C

Catazona

:

650º hasta el límite de la fusión

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Actualmente se utiliza la denominación de Grado Metamórfico (Winkler, 1979), que se subdivide en:     

Muy bajo Bajo Medio Alto Muy Alto

(200º a 350º C) ( 350º a 525º C) (525º a 650º C) (650º a 750º C) (> 750º C)

El término grado metamórfico se refiere principalmente a las condiciones de Presión y Temperatura específicas bajo las cuales se ha formado una roca.

Figura N° 125. Cuadro de diferenciación de los grados metamórficos.

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6.9.3 Tipos de Metamorfismos El grado de metamorfismo, las zonas metamórficas y los factores externos del metamorfismo son los conceptos básicos y comunes para describir los procesos metamórficos.

6.9.3.1 Metamorfismo Regional o dinamo-térmico Se produce en condiciones de altas temperaturas y altas presiones, originándose en regiones muy amplias, generalmente zonas de subducción o en zonas de colisión continental. Es el más difundido de todos porque abarca grandes áreas originando rocas tales como pizarras, esquistos, gneises, etc.

Figura N° 126. Metamorfismo Regional en zona de subducción.

Figura N° 127. Metamorfismo Regional en zona de colisión continental.

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A medida que las placas continentales chocan entre sí, aumenta la presión profunda, y las cordilleras de montañas que se están formando aplastan a las rocas. En los límites de las placas, en donde una placa se subduce debajo de la otra, las rocas aplastadas son alteradas mediante el aumento de la presión y temperatura de las profundidades. Dentro del metamorfismo regional se distinguen dos tipos más importantes: a) Metamorfismo de enterramiento: Este tipo de metamorfismo se produce en las cuencas sedimentarias, se considera un metamorfismo de muy bajo grado (P ≈ 3 Kb y T ≈ 300º C). La subsidencia permite acumulación de sedimentos que pueden llegar hasta los 12 Kilómetros de extensión. b) Metamorfismo de fondo oceánico: Se produce en las zonas de las dorsales oceánicas, específicamente en los bordes de placas tectónicas divergentes. La corteza joven presenta temperaturas muy elevadas y la circulación del agua del mar, calentada en el interior de las grietas muy profundas, produce un metamorfismo de tipo hidrotermal.

6.9.3.2 Metamorfismo de Contacto o Térmico Se dice que un metamorfismo es de contacto o térmico cuando la elevación de la temperatura es local y restringida a una pequeña área, tal como ocurre en las proximidades de una intrusión de roca ígnea. Predomina la recristalización mineral sobre la deformación, casi ausente en la mayoría de los casos. Se produce siempre por la intrusión de cuerpos ígneos capaces de producir recristalización de su roca encajante. El gradiente de temperatura, se conoce como variación de la temperatura con respecto a la distancia de la cámara magmática. El metamorfismo de contacto está caracterizado por: -

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El aumento de la intensidad de la recristalización y del grado metamórfico al acercarse al cuerpo intrusivo. La dimensión del cuerpo intrusivo que emite calor. La diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y la roca encajante.

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Figura N° 128. Metamorfismo de Contacto.

6.9.3.3 Metamorfismo de impacto Este es un tipo de metamorfismo especial, que no se da en un lugar definido de las placas litosféricas, sino que puede producirse en cualquier parte de la superficie terrestre. Este se produce cuando un meteorito choca a gran velocidad con la Tierra, transformándose la energía cinética que tiene en energía térmica y ondas de choque. Litológicamente las rocas que se forman son fragmentadas semifundidas ricas en vidrio (tectitas), que se asemejan a las bombas volcánicas. Las tectitas se diferencian de las obsidianas por tener un mayor contenido de sílice. La presencia de estos minerales confirma que se alcanzan muy altas temperaturas mayores a 2000° C y presiones, similares o mayores a los del manto superior. El proceso consiste en que el meteorito viene a gran velocidad con una alta Energía Cinética, posteriormente al impactar el meteorito en una superficie rocosa la energía cinética a térmica. Provocando que se genere un cráter con o sin formación de rocas. . INACAP

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9.4 Minerales comunes en Rocas Metamórficas

Por ser las rocas metamórficas la transformación de rocas ígneas y sedimentarias previas, los minerales más abundantes son también los silicatos . Los más típicos son el cuarzo, feldespatos, micas, piroxenos y anfíboles. Pero también otros como: distena, sillimanita, andalucita, estaurolita y algunas variedades de granates. Las rocas metamórficas se pueden clasificar en base a estos minerales más comunes (atendiendo a sus porcentajes relativos), pero también de acuerdo a los minerales índices más comunes. Los minerales cristalizaran a medida que va aumentando el grado metamórfico, por lo que al ir aumentando la temperatura, las texturas de las rocas y su composición mineralógica variara. Por ejemplo en un metamorfismo de bajo grado cristalizan principalmente filosilicatos del grupo de las micas como clorita, biotita y moscovita. Formándose las rocas de pizarra o filita. Para poder identificar la composición mineralógica de las rocas estudiadas se puede utilizar el siguiente esquema:

Figura N° 129. Mineralogía según grado metamórfico de la roca.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9.5 Clasificación de las Rocas Metamórficas

Para clasificar una roca metamórfica es necesario conocer las texturas, mineralogía como también las condiciones de temperatura y presión en el que se formó la roca. Para esto es muy importante distinguir el grado metamórfico en el que se formó la roca. Para dar mayor detalle a la clasificación de una roca metamórfica se utiliza el concepto de Facies metamórficas. Una facies metamórfica, está definida por un rango de presión y temperatura, por lo tanto una determinada roca metamórfica pertenecerá a una u otra facies según las condiciones de presión y temperatura en las que se formó.

Figura N° 130. Facies metamórficas según variables de presión y temperatura.

6.9.5.1 Textura de Rocas Metamórficas Las texturas de este tipo de rocas se pueden clasificar según dos puntos de vistas principales, considerando el grado de cristalinidad que posee la roca, como también analizando la forma y distribución de los cristales.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9.5.1.1 Grado de cristalinidad

Este grado se considera el tamaño medio de los cristales dependiendo de las condiciones de la zona de metamorfismo. Esta propiedad es indicativa del grado metamórfico alcanzado, ya que a mayor grado de cristalinidad las rocas fueron transformadas en un mayor grado metamórfico. Se conocen tres tipos de grados de cristalinidad los cuales se definirán a continuación: a) Bajo grado: Los cristales de la roca no son identificables a simple vista, ya que se formaron en un bajo grado metamórfico. b) Medio grado: Los cristales de la roca son identificables a simple vista o con ayuda de una lupa. Esta clasificación se obtiene en grados metamórficos medios. c) Alto grado: Los cristales de la roca han alcanzado un tamaño notable, por lo que se analizan a simple vista. La roca se formó en un alto grado metamórfico.

Figura N° 131. Roca Gneis de alto grado de cristalinidad.

Figura N° 132. Roca Pizarra de bajo grado metamórfico.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 6.9.5.1.2 Forma y distribución de la forma de los cristales

Los minerales que se denominan blastos, crecen en un medio esencialmente sólido por transformación de minerales preexistentes o como resultado de alguna reacción entre dos o más fases preexistentes. Dicho proceso se denomina blástesis y a la textura resultante se la denomina cristaloblástica. Las texturas cristaloblásticas se pueden agrupar en cuatro tipos morfológicos, dependiendo del hábito de los cristales que la forman: a) Textura Granoblástica: Los cristales forman un mosaico de granos, de manera equidimensionales. Las rocas más comunes son cuarcita, mármoles, corneas y algunos gneis.

Figura N° 133. Mosaico de textura granoblástica. b) Textura Lepidoblástica: Definida por minerales laminares (filosilicatos) intercrecidos y homogéneamente orientados con los planos basales más o menos paralelos entre sí. Las rocas más comunes con esta textura son las micacitas, esquistos micáceos y algunos gneises.

Figura N° 134. Mosaico de textura lepidoblástica.

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c) Textura Nematoblástica: Textura similar a la lepidoblástica, sólo que en este caso está definida por minerales aciculares (anfíboles) entrecrecidos y orientados homogéneamente con sus ejes mayores paralelos entre sí.

Figura N° 135. Mosaico de textura nematoblástica.

d) Textura Porfidoblástica: Definida por la existencia de cristales de mayor tamaño (porfidoblastos) que la matriz. Morfológicamente es igual a la textura porfídica en las rocas ígneas, La matriz puede ser Afanítica o Fanerítica y tener cualquier textura de las descritas anteriormente, o igual combinación de dos o más de ellas. Generalmente los porfidoblastos son minerales índices que nos indican las condiciones que se alcanzaron durante el metamorfismo, por lo tanto, es importante su identificación.

Figura N° 136. Mosaico de textura porfidoblástica.

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En la mayor parte de las rocas poliminerálicas, existen minerales planares, aciculares y equidimensionales. Por lo tanto, la textura de la roca es generalmente una combinación de dos o más de los tipos anteriormente descritos. Las combinaciones más comunes son: Granolepidoblástica



granoblástica + lepidoblástica

Granonematoblástica 

granoblástica + nematoblástica

Granoporfidoblástica 

granoblástica + porfidoblástica

6.9.5.2 Microestructuras Cuando se produce el proceso metamórfico bajo condiciones de presiones dirigidas y existan minerales que puedan desarrollar un hábito planar o prismático, éstos suelen crecer orientados, disponiéndose perpendiculares a la dirección desde la que se ejercen las presiones máximas. Este tipo de orientación se denominada Foliación. Hay diferentes grados de Foliación de acuerdo al grado del metamorfismo y de la mineralogía del protolito:

6.9.5.2.1 Pizarrosidad Definida por la cristalización orientada de minerales planares muy pequeños, no visibles a simple vista (micas). Durante la transformación de una lutita en una pizarra, los minerales arcillosos (estables en superficie), recristalizan en diminutos microcristales de mica, estables a temperaturas y presiones más elevadas, además estos cristales de micas se alinean quedando sus superficies planas casi paralelas. Característica de condiciones de bajo grado metamórfico (bajas T y P).

Figura N° 137. Roca Pizarra. INACAP

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6.9.5.2.2 Esquistosidad Al aumentar el grado metamórfico (medio a alto), los minerales planares aumentan de tamaño y son visibles a simple vista (hasta 1 cm aproximado). En algunos casos en las superficies de foliación las micas que le dan un aspecto escamoso a la roca. Existen muchos tipos de esquistos, dependiendo de la roca madre original, los que se denominan en función de sus constituyentes minerales. Por ejemplo esquisto micáceo, esquisto talquiceo, etc.

Figura N° 138. Esquisto micáceo.

6.9.5.2.3 Bandeamiento Gnéisico Durante el metamorfismo de alto grado, las migraciones iónicas pueden ser muy grandes como para causar, además de la orientación de los minerales con hábito planar, la segregación de los minerales en capas. Esta segregación produce bandas de minerales claros y oscuros que le dan a la roca un aspecto bandeado muy característico. Se forman a menudo, por el metamorfismo de granitos y dioritas, también gabros o por un metamorfismo de alto grado de esquistos.

Figura N° 139. Gneis con Bandeamiento. INACAP

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6.9.5.2.4 Esquistosidad de crenulación Cuando la roca ha sido sometida a dos procesos de deformación diferentes, separados en el tiempo, es decir a dos direcciones de compresión diferentes, donde es posible observar dos sistemas de foliaciones que se cortan entre sí. Primero sufrió el primer esfuerzo que provocó la foliación y luego con el segundo esfuerzo se produjo la crenulación, como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura N° 140. Esquistosidad de crenulación en una roca.

6.9.5.3 Clasificación basada en rasgos estructurales y composicionales La clasificación de las rocas metamórficas es muy compleja, aunque de una manera muy simplificada se puede basar en la presencia o ausencia de foliación, como también basándose en el análisis de su composición mineralógica. Atendiendo a las características estructurales, se pueden establecer dos grandes grupos de rocas metamórficas: -

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Rocas Foliadas Rocas No Foliadas

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Las rocas foliadas se originan en metamorfismos regionales, en donde participa de manera estrecha la presión. Mientras que las rocas no foliadas no se sometieron a condiciones de presión en su metamorfismo, si no que se originan en metamorfismo de contacto, en donde predomina el crecimiento de los blastos por la variación de la temperatura.

Tabla N° 10. Rocas metamórficas según clasificación estructural.

Las características texturales y microestructurales de éstos términos se dan en la siguiente tabla:

Tabla N° 11. Características texturales y microestructurales de las rocas metamórficas.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 7. GEOLOGIA ESTRUCTURAL

Es una ciencia que se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y su relación en las rocas que las contienen. Estudia la geometría de las formaciones rocosas y la posición en que aparecen en superficie. El interior de La Tierra está en constante actividad, como lo demuestran principalmente los terremotos y las erupciones volcánicas. Las fuerzas internas que causan estos fenómenos son las que ocasionan las deformaciones de las rocas. Los movimientos que afectan a la corteza de la Tierra provienen de las siguientes fuerzas: -

Esfuerzo generado en los movimientos tectónicos.

-

Los movimientos ascensionales del magma.

-

La presión litostática ejercida sobre los fondos marinos, debido a la acumulación de enormes masas de sedimentos.

-

La acción de las corrientes de convección del manto terrestre.

7.1 Mecanismo de deformación de las rocas Para entender bien este mecanismo se deben definir conceptos básicos de deformación y esfuerzo. El esfuerzo se conoce como la cantidad de fuerza que actúa sobre una unidad de roca para cambiar su forma o volumen. Mientras que la deformación de una roca es el cambio de su forma o volumen bajo la influencia de fuerzas extremas.

7.1.1 Tipos de esfuerzos Es muy importante distinguir los tipos de esfuerzo al cual está sometida la corteza terrestre constantemente, generalmente estos esfuerzos naces de los movimientos tectónicos que dan cabida a distintas transformaciones, provocando el origen de varias estructuras geológicas que se analizaran posteriormente. Dentro de estas estructuras encontramos los pliegues, las fallas y las diaclasas.

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Es

por

eso

que

se

describirán

los

esfuerzos

principales

a

continuación:

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 7.1.1.1 Esfuerzo extensivos

Este tipo de esfuerzo se origina de la acción de fuerzas que se alejan en dirección opuesta, provocando que la corteza terrestre se expanda de manera horizontal en la corteza. Estos esfuerzos se originan de los movimientos tectónicos divergentes ocurridos en la litosfera.

Figura N° 141. Esquema de esfuerzos extensivos en la corteza.

7.1.1.2 Esfuerzo compresivos Este tipo de esfuerzo se origina de la acción de fuerzas que se acercan en direcciones opuestas hacia el centro del cuerpo, provocando un acorte horizontal y un engrosamiento en la zona afectada. Este tipo de esfuerzo se origina por los movimientos tectónicos convergentes, como el de zona de subducción y zona de colisión continental.

Figura N° 142. Esquema de esfuerzos compresivos en la corteza.

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7.1.1.3 Esfuerzos de Cizalle Este tipo de esfuerzo actúa de forma que una parte de la estructura tiende a deslizarse sobre la otra de manera horizontal. Este se produce cuando se aplican fuerzas perpendiculares a una zona, provocando una flexión y deslizamiento horizontal en la roca. Este tipo de esfuerzo nace de los movimientos tectónicos transformantes.

Figura N° 143. Esquema de esfuerzos de cizalle en la roca.

7.1.2 Deformación en las rocas Deformación es un término general que se emplea para referirse a cambios en la forma y/o volumen que pueden experimentar las rocas. Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse arrugándose. La deformación se produce cuando la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca. Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas son muy variados, ya que pueden encontrarse desde niveles muy

superficiales hasta los

40

kilómetros de

profundidad.

Generalmente, las condiciones de presión y de temperatura bajo las que se desarrollan son de hasta

más de

10 kilobares y más de 1.000 º C. Para poder interpretar las condiciones de

formación de cada estructura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural

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7.1.2.1 Niveles Estructurales Se entiende por nivel estructural cada uno de los dominios de la corteza en que los mecanismos dominantes de la deformación permanecen iguales. Si consideramos la superficie de la Tierra, hacia zonas más profundas, han sido definidos tres niveles estructurales en los que las rocas tienen diferente comportamiento. Como es lógico, a medida que nos encontramos en niveles más profundos, las condiciones de presión y temperatura se incrementan, por lo que las rocas adquieren un comportamiento más dúctil. a) Nivel estructural superior: Se localiza desde la superficie del terreno (según la altitud en cada lugar) hasta la cota 0 m, que sirve como referencia, aunque puede llegar a más profundidad. La presión y temperatura no son muy elevadas y las rocas tienen un comportamiento frágil. b) Nivel estructural medio: Se sitúa entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El mecanismo predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; son característicos de este nivel los pliegues. c) Nivel estructural inferior: Es el nivel del metamorfismo, y como media se localiza entre los 4.000 m y los 8.000 o 10.000 m de profundidad. En los niveles más superficiales domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad.

Figura N° 144. Niveles estructurales de la corteza terrestre.

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7.1.2.2 Tipos de deformación Cuando los materiales se deforman plegándose se habla de deformación dúctil y cuando se fracturan se habla de deformación frágil. Según el comportamiento de la roca, puede hablarse de deformación elástica y deformación plástica. a) Deformación elástica: Una roca tiene este comportamiento cuando, tras cesar el esfuerzo, la roca deformada recupera su forma original. En general, las rocas son poco elásticas en niveles muy superficiales de la corteza terrestre, pero sí pueden serlo cuando se encuentran sometidas a una gran presión litostática y niveles más profundos. b) Deformación plástica: Cuando una roca sometida a una deformación elástica supera su límite elástico, sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma original. Si se supera el límite de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frágiles.

Figura N° 145. Gráfico de Esfuerzo vs Deformación.

7.1.2.3 Factores de la deformación Los factores que controlan el tipo de deformación son: la naturaleza de la roca, presión, temperatura, tipo de esfuerzo aplicado y tiempo de aplicación del esfuerzo. Para comprender el proceso de fracturación es necesario evaluar todos ellos conjuntamente.

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a) Naturaleza de la roca: No todas las rocas tienen la misma resistencia interna, por lo que su respuesta al esfuerzo es también diferente. En superficie y condiciones ambientales, algunas rocas tienen un comportamiento dúctil (por ejemplo, las arcillas), y otras un comportamiento frágil (por ejemplo, la caliza). b) Presión y temperatura: Son los factores determinantes de la deformación. Como regla general, a mayor presión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más dúctil y, por tanto, la deformación es mayor (ver niveles estructurales). c) Tipo de esfuerzo aplicado: La compresión provoca acortamiento en los estratos, bien por pliegues o por fallas. Esfuerzos de tensión estiran y adelgazan los estratos, creando fallas a partir de un límite. Cuando el esfuerzo aplicado es la cizalla, se produce la deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados. d) Tiempo de aplicación del esfuerzo: Influye el tiempo de aplicación y la intensidad. Un esfuerzo pequeño aplicado durante un largo periodo de tiempo favorece la deformación plástica. Si el esfuerzo es muy grande pero aplicado puntualmente, se favorece el comportamiento frágil y, por tanto, la fracturación de la roca.

7.1.3 Discontinuidades geológicas resultantes debido a los esfuerzos El término discontinuidad se utiliza para describir las diversas superficies a lo largo de las cuales, la consistencia de la roca intacta se interrumpe. Dentro de las discontinuidades más principales tenemos los pliegues, fallas y diaclasas.

7.1.3.1 Pliegues Son arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plástico; sus dimensiones van de centímetros a cientos de Kilómetros. Los pliegues son ondulaciones tipo onda que se desarrollan durante la deformación. Pueden ocurrir a cualquier escala y en cualquier tipo de roca.

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Los pliegues se originan debido a esfuerzos de compresión generados por los movimientos tectónicos convergentes de subducción y colisión continental.

Figura N° 146. Partes de un pliegue

Se pueden distinguir varios tipos de pliegues dependiendo de su forma y ondulación característica. Dentro de esta clasificación se encuentran los pliegues anticlinales y sinclinal. a) Pliegue Anticlinal: Se considera un tipo de pliegue, producto de la aplicación de un gran esfuerzo, lo que provoco ascenso de la estructura debido al sentido opuesto de las fuerzas. En este tipo de pliegues las capas antiguas más antiguas se encuentran en el centro, dejando las más nuevas. Lejanas del núcleo. b) Pliegue Sinclinal: Parte cóncava en un pliegue en la corteza terrestre, originado producto de un esfuerzo, que provoca que los estratos converjan debido a la compresión generada. Provocando que los estratos nuevos ocupen el centro y los más antiguos se mantengan más alejados.

Figura N° 147. Tipos de pliegues. Izquierda: Pliegue anticlinal. Derecha: Pliegue sinclinal.

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7.1.3.2 Fallas Superficie o zona delgada a lo largo de la cual un lado se ha desplazado con respecto al otro, en una dirección paralela a la superficie o zona. Estas fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento, denominado desplazamiento. El origen de estos movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, que provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su origen en el movimiento de los continentes.

Figura N° 148. Partes de una falla. Existen distintos tipos de fallas las cuales mencionaremos a continuación: a) Falla Normal: La disposición de los bloques se explicada por esfuerzos de tensión o tracción, aquí el espejo de falla queda expuesto a la acción del Sol y relativamente los bloques se separan o alejan. El bloque levantado es el piso.

Figura N° 149. Esquema de una falla normal.

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b) Falla Inversa: Cuando la disposición de los bloques parece responder a esfuerzos de compresión. Por el empuje los dos bloques parecen aproximarse entre sí; en ella el espejo de falla, que también se puede observar en el bloque levantado, que es el techo, queda a la sombra.

Figura N° 150. Esquema de una falla inversa. c) Falla de Rumbo: El desplazamiento puede ser derecho o izquierdo dependiendo de lo que suceda con el bloque del frente. Si aquel se desplaza a la derecha, la falla será de rumbo dextrógiro y si lo hace hacia la izquierda, la falla será de rumbo o sinixtrógiro. Estos tipos de estructuras se originan de esfuerzos tipo cizalle provenientes de movimientos tectónicos transformantes.

Figura N° 151. Esquema de fallas de rumbo.

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7.1.3.3 Diaclasas Estas estructuras geológicas se consideran una fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación transversal.

Figura N° 152. Esquema de una diaclasa.

7.1.3 Rumbo, Manteo y Dirección Para definir la orientación de un plano se necesita la dirección de inclinación y el manteo; o el rumbo, manteo y la dirección de inclinación. La dirección de inclinación marca hacia donde se inclina el plano, o la proyección horizontal de la línea del máximo pendiente. El rumbo se puede definir como línea que resulta por la intersección del plano geológico por un plano horizontal. Mientras que el manteo buzamiento mide el ángulo entre el plano y el plano horizontal.

Figura N° 153. Esquema de Rumbo, Manteo y Dirección. INACAP

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7.1.4 La brújula y su uso en la Geología. Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usan la brújula. Existen dos tipos de brújulas para tomar las medidas: La brújula del tipo Brunton (generalmente para mediciones con el rumbo) y la brújula tipo Freiberger (generalmente para mediciones con la dirección de inclinación). La brújula "Geo-Brunton" es una combinación de las dos tipos anteriormente mencionado. Una brújula mide la dirección del campo magnético terrestre. La aguja se orienta de acuerdo de la orientación del campo magnético del sector donde se ubica. Eso significa en términos teoréticos que la brújula se compone de varias partes principales:

Figura N° 154. Partes de una brújula Brunton.

7.1.4.1 Usos de la Brújula Este instrumento es muy útil en el campo de la geología, ya que puede hacer mediciones de estructuras como Estratos, Pliegues, Fallas y Diaclasas. Es muy importante conocer como posicionar este instrumento a la hora de medir cualquier tipo de estructura, es por eso que se debe tener en cuenta que es lo que se debe medir para ubicar la brújula en la posición correcta. Por ejemplo si se quiere medir el rumbo la posición debe ser acorde a esa medición, la cual difiere su postura en comparación a la medición del Manteo, y por consiguiente la dirección de la inclinación.

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Figura N° 155. Posición de la brújula para medir Rumbo.

Figura N° 156. Posición de la brújula para medir Manteo.

Figura N° 157. Posiciones de la brújula para medir Dirección de la inclinación.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 8. EVALUACIONES PRACTICAS 8.1 Primera Parte I. Responda Verdadero o falso. Justifique las falsas.

1.______ Según la Serie de Bowen el cuarzo cristaliza primero que el olivino, es por eso que posee mayor dureza. 2.______ El Óxido de Hierro es el compuesto químico que más abunda en la corteza terrestre. 3.______ El universo se formó hace 60.000 millones de años. 4.______ El magma ultra básico se caracteriza por tener un alto contenido de minerales ferro - magnesianos. 5.______ La cordillera de los Andes Chilena se formó bajo un margen activo divergente. 6.______ Chile es un país altamente sísmico debido a posicionarse geográficamente en el cinturón de fuego del pacifico. 7.______ Mientras más oscura la roca ígnea se considera que contiene un alto contenido de cuarzo. 8._____ Las grandes cadenas montañosas, como Los Himalaya, surgen cuando existe una zona de colisión continental.

II. ¿Qué es la Geología?, Nombre 6 especialidades de la Geología. III. ¿Hace cuantos millones de años aproximadamente se formó la Tierra y el Universo?

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IV. Defina en que Era ocurrieron los siguientes sucesos: a) Edad de los invertebrados: b) Edad de los dinosaurios: c) Aparición del hombre: d) Edad de los mamíferos: e) Primeros organismos Unicelulares: V. Nombre 4 diferencias entre un magma ácido y un magma básico. VI. Según el movimiento de Placas tectónicas. Explique geológicamente dos formas en las que se puede generar vulcanismo, ya sea en la corteza oceánica como en la corteza continental. VII. Dibuje y explique de manera detallada la Serie de Bowen, considerando ambas series de cristalización y los minerales principales que las componen.

8.2 Segunda Parte I. Responda Verdadero o falso. Justifique las falsas. 1.______ El olivino es un mineral muy abundante en cuencas sedimentarias muy lejanas del lugar de donde se erosiono, debido a ser muy inalterable. 2.______ La blástesis es un proceso muy importante en el crecimiento de los cristales de las rocas ígneas. 3.______ Si una roca ígnea posee H 20 en su composición, esto provoca que la temperatura de fusión de la roca aumente.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA 4.______ Un enfriamiento muy lento genera texturas faneriticas en una roca ígnea. 5.______ A mayor transporte los clastos tienden a ser más angulosos y pocos esféricos. 6.______ Cuando se tiene un alto grado metamórfico, se tienden a formar las pizarras.

7._____ En las rocas metamórficas, Los minerales crecen en la dirección del máximo esfuerzo (perpendiculares a la dirección del mínimo esfuerzo). 8.____

En la asimilación, si el magma invasor posee una temperatura más baja que la

temperatura de fusión de los cristales de una roca huésped. Los cristales se funden.

II. Nombre a que cuerpo intrusivo corresponde cada número indicado (1 al 8), y según su geometría a qué tipo de cuerpo corresponde.

III. Grafique los rangos de temperaturas en la que se forman los 3 tipos de rocas, como también nombrando los procesos que ocurren en cada tramo. IV. Nombre los tipos de erupciones que usted conoce y ordénelas de la menos violenta a la más violenta.

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APUNTES DE GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA V. Nombre qué tipos de rocas Ígneas

VI. Explique detalladamente los tipos de metamorfismos que existen y que variables lo componen. VII. Nombre y explique las disconuidades geológicas formadas por los movimientos tectónicos.

8.3 SOLUCIONARIO PRIMERA PARTE I. Responda Verdadero o Falso. Justifique las falsas. 1. Falso, el olivino cristaliza primero que el cuarzo según la serie de Bowen. 2. Falso, el compuesto que más abunda en la corteza terrestre es el Dióxido de Sílice. 3. Falso, el universo se formó hace 14.000 millones de años. 4. Verdadero. 5. Falso, la Cordillera de los Andes se formó bajo un margen activo convergente por zona de subducción. 6. Verdadero. 7. Falso, el sílice le da claridad a la roca, mientras más oscura más minerales ferromagnesianos tendrá. 8. Verdadero II. Geología se define como una ciencia que estudia la composición y estructura interna de la Tierra, como también los procesos por los cuales ha ido evolucionando a lo largo del tiempo geológico. Las especialidades de la Geología son: Paleontología (estudio de fósiles), Mineralogía (estudio de los minerales), Cristalografía (estudio de los cristales), Geofísica (estudio físico de los

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componentes de la tierra), Geología histórica (Estudio del origen y evolución de la Tierra) y Estratigrafía (estudio de los estratos sedimentarios) III. La Tierra se formó hace 4600 millones de años y el Universo se formó hace 14.000 millones de años aproximadamente. IV. a) Paleozoica; b) Mesozoica; c) Cenozoica; d) Cenozoica; e) Precámbrica V. 1) El magma acido tiene mayor proporción de sílice que el magma básico. 2) El magma acido es claro por su composición silicatado, el magma básico es oscuro. 3) El magma acido se considera muy viscoso, por tener mayor contenido de sílice, que no se funde con temperaturas bajas. 4) El magma básico se considera de mayor densidad al poseer mayor contenido de minerales de Hierro y Magnesio. VI. Las dos formas de que se genere vulcanismos es a través del margen convergente en zona de subducción y el margen divergente. En el primero una placa oceánica de mayor densidad se hunde bajo una placa continental, provocando que los materiales del lecho oceánico (sedimentos y rocas magmáticas) sean transportados hacia la profundidad del manto, así fundiéndose debido al aumento de temperatura. El material fundido o magma asciende debido a sus volátiles intrusionando las rocas superiores originando nueva corteza continental. En el segundo caso las placas tectonican se alejan en dirección opuesta a lo largo de una zona de fractura, por la cual asciende magma fundido proveniente del manto. Esto provoca que se originen dorsales y cordilleras Meso- Oceanicas, formando principalmente corteza oceanica. VII. a) Serie Discontinua: Indica el orden en que se forman los silicatos ricos en Hierro y Magnesio (minerales ferromagnesianos). Se denomina discontinua porque los cristales formados van siendo sustituidos por otros de estructuras distintas y más complejas a medida que desciende la temperatura del magma. Al ir disminuyendo la temperatura de magma esta serie se caracteriza

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por generar cambios en la composición química, física y óptica de los minerales silicatados, aumentar de la complejidad estructural, como también disminuir el contenido de Hierro y Magnesio. b) Serie Continua: Indica la cristalización de las plagioclasas. Se denomina continua porque los minerales formados sucesivamente tienen la misma estructura y sólo cambia la proporción relativa del Calcio por el Sodio. Al ir disminuyendo la temperatura del magma en la cristalización genera cambios en la composición química y características ópticas, pero las características físicas permanecen iguales. Aumenta el ·contenido de volátiles y el contenido de Aluminio, Sodio y Potasio, pero disminución del Calcio. Al final de la cristalización, posterior a la cristalización de las plagioclasas sódicas (albita) y las micas, se forma la ortoclasa y finalmente el cuarzo. Esto provoca de que el cuarzo sea un silicato con una alta temperatura de fusión, debido a ser el último mineral a cristalizar en la serie.

SEGUNDA PARTE I. Responda Verdadero o Falso. Justifique las falsas. 1. Falso, el olivino al ser uno de los minerales que cristaliza primeros en la Serie de Bowen, es un mineral muy alterable, y es imposible que se encuentre lejos de la zona que se erosiono.

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2. Falso, la blastesis ocurre en la formación de rocas metamorficas. 3. Falso, la roca al tener contenido de agua en su interior la temperatura de fusión es menor a una roca seca. 4. Verdadero. 5. Falso, los clastos tienden a ser redondeados y esfericos. 6. Falso, con un alto grado metamorfico se forman los Gneis 7. Falso, crecen en dirección del minimo esfuerzo y perpendicular al maximo esfuerzo. 8. Falso, los cristales se fundiran cuando el magma invasor tenga una mayor temperatura que la temperatura de fusion de los cristales. II. 1. Lacolito ; 2. Cráter; 3. Lava; 4. Dique; 5. Sill; 6. Chimenea Volcanica; 7. Xenolitos; 8. Batolito. Masas subyacentes: Batolito Cuerpos tabulares discordantes: Diques Cuerpos tabulares concordantes: Sill y Lacolito III. De los 0° C – 200 ° C  Ocurre la Diagenesis formando rocas sedimentarias De los 200° C – 750° C (Limite de la fusión)  Ocurre el metamorfismo formando rocas metamorficas. De los 750 – Hata los 1700° C  Ocurre la fusión de las rocas y solidificación del magma originando cuerpos igneos. IV. a. Islandico; b. Hawaiano; c. Estramboliano; d. Vulcaniana; e. Pliniana; f. Peleana

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V. Dentro de la clasificación de las rocas igneas existen tres tipos de rocas: Las rocas igneas intrusivas que se forman en el interior de la corteza debido que el magma no alcanza a llegar a la superficie, poseen cristales grandes con texturas faberiticas debido a su gran tiempo de cristalización. Las rocas igneas extrusivas son aquellas que se forman en zonas cercanas o en la superficie debido a que el magma a ser mas fluido puede alcanzar zonas superficiales. Este tipo de rocas poseen cristales mas pequeños que se pueden visualizar con lupa, son de textura afanitica, debido principalmente a tener un enfriamento mas rapido que el anterior. Las rocas pirooclasticas son aquellas que se forman debido a erupciones volcanicas. Estas se originan cuando el crater se taponea debido al ascenso de un magma acido de mucha viscosidad, es decir, al ir ascendiendo el magma se va solidificando y los volatiles que componen el magma generan presión provocando que la roca que se ha ido solidificando se preyecte generando una erupción volcanica. Estas rocas poseen vidrio debido que al ser tan rapida su solidificación no se alcanzan a formar cristales. VI. Existen tres tipos de metamorfismos: Se dice que un metamorfismo es de contacto o térmico cuando la elevación de la temperatura es local y restringida a una pequeña área, tal como ocurre en las proximidades de una intrusión de roca ígnea. Predomina la recristalización mineral sobre la deformación, casi ausente en la mayoría de los casos. Se produce en condiciones de altas temperaturas y altas presiones, originándose en regiones muy amplias, generalmente zonas de subducción o en zonas de colisión continental. Es el más difundido de todos porque abarca grandes áreas originando rocas tales como pizarras, esquistos, gneises, etc. Este es un tipo de metamorfismo especial, que no se da en un lugar definido de las placas litosféricas, sino que puede producirse en cualquier parte de la superficie terrestre. Este se produce cuando un meteorito choca a gran velocidad con la Tierra, transformándose la energía cinética que tiene en energía térmica y ondas de choque.

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VII Pliegues: Son arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plástico; sus dimensiones van de centímetros a cientos de Kilómetros. Los pliegues son ondulaciones tipo onda que se desarrollan durante la deformación. Pueden ocurrir a cualquier escala y en cualquier tipo de roca. Los pliegues se originan debido a esfuerzos de compresión generados por los movimientos tectónicos convergentes de subducción y colisión continental. Fallas: Superficie o zona delgada a lo largo de la cual un lado se ha desplazado con respecto al otro, en una dirección paralela a la superficie o zona. Estas fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento, denominado desplazamiento. El origen de estos movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, que provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su origen en el movimiento de los continentes. Diaclasas: Estas estructuras geológicas se consideran una fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación transversal.

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