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• Cristian Amadis Reboulen Palma

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Andesita El término andesita fue usado inicialmente por Leopold von Buch en 1835 para describir un grupo de rocas encontradas en los Andes de Bolivia y Chile. La andesita se registra como un tipo de roca asociado con 422 de los 721 volcanes activos de la Tierra. Las andesitas se relacionan con la zona sísmica de Benioff, mientras que la composición química de la andesita es muy similar a la composición química media estimada de la corteza continental terrestre. Esta es una de las razones por las que a menudo se sugiere que el magma andesítico desempeña un papel importante en la evolución de la corteza continental.

Tipo

ignea—Volcánica

Textura

fino

Serie ígnea

subalcalina

Color

Gris oscuro, Gris intermedio3 Minerales

Minerales esenciales

Plagioclasa, Hornblenda, piroxeno

Minerales accesorios

Olivino, biotita, Cuarzo

Composición química La andesita es una roca ígnea extrusiva o volcánica de composición química intermedia, es decir que tiene entre el 52% al 63% de sílice (SiO2),

Una composición química típica de las andesitas expresada en porcentaje de masa de óxidos es: SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 58,70 0,88 17,24 3,31 4,09 0,14 3,37 6,88 3,53 1,64 0,21 La andesita es una roca ígnea volcánica de composición intermedia.4 Su composición mineral comprende generalmente plagioclasa y varios otros minerales ferromagnésicos como piroxeno, biotita y hornblenda.56 También puede haber cantidades menores de sanidina y cuarzo.56 Los minerales más grandes como la plagioclasa suelen ser visibles a simple vista mientras que la matriz suele estar compuesta de granos minerales finos o vidrio.5 El magma andesítico es el magma más rico en agua aunque al erupcionar se pierde esta agua como vapor.7 Si el magma andesítico cristaliza en profundidad se forma el equivalente plutónico de la andesita que es la diorita.6 En este caso el agua pasa a formar parte de anfíboles, mineral que es escaso en la andesita.7 Tras el basalto, la andesita es la roca volcánica más común de la Tierra.8 El nombre andesita deriva de su ocurrencia en Andes aunque yace a lo largo del Cinturón de Fuego del Pacífico5 y en otras localidades como Trondheim en Noruega6 y en Islandia,9 así como las formaciones del Cabo de Gata, en Almería, España.10 Junto con el basalto es una de las rocas más comunes de corteza de Marte.11 La palabra andesita fue usada por primera vez en 1836 por Leopold von Buch para referirse a «traquitas» andinas que en vez de contener sanidina y hornblenda poseían albita y hornblenda.12

Mineralogía y química Las andesitas se pueden clasificiar en tres tipos: las dacitas, las andesitas con hornblenda y biotita, y las andesitas con piroxeno.5 Las dacitas son andesitas con cuarzo y a veces no son consideradas andesitas si no una familia aparte.5 Las andesitas con piroxeno son las más comunes de todas. Son más oscuras, densas y máficas que las otras variedades.5 Mineralógicamente se denomina andesita basáltica a aquellas andesitas que poseen minerales ferromagnésicos típicos del basalto, como el olivino, pero poseen feldespatos con composiciones químicas típicas de las andesitas.13 La Unión Internacional de Ciencias Geológicas recomienda la clasificación de las andesitas basálticas a través de su química en el diagrama TAS.13

Una composición química típica de las andesitas expresada en porcentaje de masa de óxidos es: SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 58,70 0,88 17,24 3,31 4,09 0,14 3,37 6,88 3,53 1,64 0,21 Los números son promedios de 2600 análisis de andesitas.14

Propiedades y características de la andesita La andesita es una roca ígnea extrusiva o volcánica de composición química intermedia, es decir que tiene entre el 52% al 63% de sílice (SiO2), su origen es debido al enfriamiento brusco de la lava expulsada en superficie, por lo que suele presentar textura porfídica o afanítica. La andesita está conformada por minerales principales de plagioclasa (labradorita-andesina) y anfíbol, y por minerales accesorios de piroxeno, y biotita, suele ser raro el cuarzo y el olivino. Origen y formación La andesita es una roca que se forma en zonas de margen activo donde ocurre subducción de una placa litosférica oceánica bajo una placa continental. También puede ocurrir que estén asociadas a subducción entre placas litosféricas oceánicas pero es menos común. Por lo tanto es claro que las andesitas están relacionadas con procesos de subducción y la fusión parcial de la placa oceánica que sufre procesos de diferenciación hasta llegar a la superficie. Además, hay que aclarar que su formación está asociado con la cristalización de flujos de lava de composición intermedia (andesítica) expulsados a la superficie, en arcos volcánicos continentales, por ejemplo en los andes sudamericanos. Composición química La andesita es una roca de composición intermedia es decir que tiene alrededor de 52% al 63% de sílice (SiO2), originado desde un magma igualmente de composición intermedio y tienen alrededor del 40% de minerales máficos (oscuros) o ferromagnesianos. Con respecto al contenido de hierro (FeO), suele estar alrededor del 5%. Además el contenido en calcio (CaO), suele rondar el 7%.

Composición química del magma Elementos mayores Ultrabásica Básica Intermedia Félsica (ácida) SiO2

44,21

49,20 57,94

72,82

TiO2

0,11

1,84

0,28

Al2O3

0,96

15,47 17,02

13,27

Fe2O3

1,8

3,79

3,27

1,48

FeO

9,36

7,13

4,04

1,11

MgO

32,86

6,73

3,33

0,39

CaO

8,88

9,47

6,79

1,14

Na2O

0,11

2,91

3,48

3,55

K2O

0,01

1,1

1,62

4,3

0,87

Minerales principales y accesorios Los minerales pirncipales o que dominan en la andesita es la plagioclasa (labradoritaandesina) y el anfíbol (hornblenda). Mientras que los minerales accesorios son piroxenos (principalmente augita), biotita y rara vez cuarzo. Textura Las andesitas se forman por el enfriamiento brusco de la lava expulsada a superficie, por lo que puede tener textura afanítica y vítrea, es decir que los minerales no suelen verse con facilidad (minerales muy pequeños). Cuando el enfriamiento viene acompañado de escape de gases desde la lava, se puede formar una andesita con textura vesicular. Cuando la andesita esta relacionada a cuerpos subvolcánicos (que cristalizan cerca de la superficie), la roca suele tener textura porfídica. Puedes aprender sobre estas texturas en el artículo texturas de las rocas ígneas

Usos Finalmente, los usos principales de la andesita es como agregado para carreteras, y como árido (ripio, arena) para materiales de construcción.

Andesita en lámina delgada La lámina delgada de una muestra de andesita, indica que los minerales dominantes son la plagioclasa y las hornblendas. Con respecto a las plagioclasas suelen presentarse típicamente zonadas, tienen relieves muy bajos en luza natural, y colores de interferencia grises de primer orden. Las hornblendas son marrones y verdosas con relieve alto. La textura va a depender del tipo de enfriamiento, en este caso se observa textura porfídica, es decir minerales grandes que crecen en una matríz vítrea (negra, donde no se distingue minerales).

Anortositas Introducción Las anortositas ocurren en dos ambientes geológicos: 1) como capas cumuláticas en intrusiones básicas estratificadas. P. ej. Bushveld o Stillwater (Fig. 21-1), y 2) como grandes macizos anortosíticos anorogénicos, dentro de terrenos metamórficos de alto grado de edad Precámbrica (Hess 1989). Por ejemplo, en Québec, los Adirondacks, en el SO de Noruega, Groenlandia y en Suecia. El primer tipo de anortosita es formado por procesos de diferenciación de magma básico in situ, como ya se viera en el capítulo anterior, pero el segundo tipo es más problemático.

GENERALIDADES Estas son rocas plutónicas constituidas esencialmente o enteramente por plagioclasa. No se conocen rocas volcánicas o piroclásticas de esta composición. Las anortositas se presentan, ya sea como capas cumuláticas de centímetros a metros en complejos ígneos ultráficos, como las anortositas de los Complejos máficos y ultramáficos estratificados. Pero los cuerpos de anortositas más importantes forman plutones de edad arqueana, proterozoica y algunos del paleozoica inferior. Las anortositas Arqueanas tienen dos caracteres distintivos. Ellas contienen grandes cristales de plagioclasa (>30 cm) (Fig. 21-2), que tienen formas equidimensionales subhedrales a euhedrales (Phinney 1982). Los mismos son notablemente uniformes y con composiciones de An80-90, aunque las anortositas Paleozoicas muestran composiciones entre An40-65. En algunos aspectos estas anortositas son similares y aún más cálcicas que las antiguas anortositas de la Luna, aunque estas son de grano fino y nunca alcanzan los tamaños observados en la Tierra. Los cuerpos de anortositas forman complejos independientes de tamaño batolítico, con tamaños de afloramientos de1000 a 20000 km2 y en su gran mayoría se generaron entre 1,7 y 1,2 Ga. Las anortositas Arqueanas se asocian con gabros que se emplazan en rocas supracrustales de origen volcano-sedimentario de los cinturones verdes (greenstone belts). Las anortositas

están compuestas hasta el 100% de anortita, aunque en general tienen fenocristales de anortita en una matríz de grano fino constituida por piroxeno, olivino y anfíbol magnesiano, que pueden estar metamorfizados a facies de esquistos verdes o anfibolitas. La composición química de las anortositas se expresa en la Tabla 21-1.

Tabla 21-1. Análisis químicos de Anortositas Arqueanas de Bad Vermilion Lake Complex de Canadá (1-2) y Fiskenaeddet Complex de Groenlandia (3-4) (Aswhal et al. 1983; Weaver et al. 1981). La razón por la cual los elementos trazas son excluidos de las plagioclasas, a excepción de Sr y Eu+2, debe ser sensitivo a su abundancia y mineralogía de la matríz. Por ejemplo el contenido de Ni en la anortosita de la columna 2 de la Tabla 21-1, es de 14 ppm, para una moda de minerales máficos del 4% (1/25 del volumen de la anortosita), por lo que el contenido de Ni en estos minerales es de 350 ppm (25 x 14). Este alto valor de Ni sugiere que el material máfico habría sido formado desde cumulatos. La interpretación de la génesis de de los complejos anortosíticos, como los expresados en la Tabla 21-1, habría comenzado con magnetita de Cr y seguido por un prolongado episodio dominado por la cristalización de plagioclasa y anfíbol, con la cristalización final de espinela rica en Fe y Cr. La cristalización temprana de magnetita modera el incremento de la relación FeO/MgO del líquido residual, por lo que la cristalización de magnetita, plagioclasa cálcica (45% de SiO2) y anfíbol (40% de SiO2) aumenta el contenido de SiO2 en los líquidos residuales, lo que reproduce una tendencia evolutiva calco-alcalina.

Fig. 21-3. Anortosita normalizada a condrito, muestra la típica anomalía positiva de Eu.

Modelo de generación de anortositas – Tipo masivo a) Magma derivado del manto, que por su alta densidad, se equilibra por debajo de la corteza,. b) Cristalización de fases máficas con hundimiento y fusión parcial de la corteza inferior. El fundido es rico en Al y Fe/Mg. c) La plagioclasa se acumula en el tope de la cámara , mientras se hunden los mafitos. d) Las acumulaciones se vuelven menos densas y ascienden. e) La coalescencia de plutones forma macizos anortosíticos. Los cumulatos máficos permanecen en profundidad (Fig. 21-4). Las anortositas gábricas y gabros relacionados, están a menudo presentes en macizos anortosíticos y en complejos Precámbricos metamorfizados, de los cuales no se conocen lavas ni depósitos piroclásticos. La intrusión Stillwater, contiene el más espectacular desarrollo de anortositas en complejos estratificados. Dentro de las series bandeadas hay troctolitas ricas en plagioclasa, noritas y gabros, así como dos horizontes mayores de anortosita casi pura, uno de 400 m de espesor y otro de 500 m, en los cuales la plagioclasa es el único mineral cumulus. En el total de 2500 m de espesor de la serie de capas bandeadas, que incluyen capas gábricas y anortosíticas, el promedio de las rocas contienen 84% de feldespato, pero la asociación de rocas de la intrusión, sugiere que el parent magma ha sido gábrico. La característica distintiva más importante de las anortositas de tipo macizo, es que el volumen de plagioclasa es mayor al 90%, con típica textura de cumulus, y con composición de andesina (An 40-60), diferente a la de las intrusiones gábricas estratificadas en las que la composición es labradorita-bitownita (An65-85). Hipersteno y augita son los minerales máficos más comunes y la ilmenita y apatita son accesorios importantes. Las rocas asociadas son gabros y noritas, que forman márgenes gradacionales alrededor de un núcleo

central más leucocrático, constituido por los mismos minerales y un borde externo de charnoquitas. La cristalización tuvo lugar bajo condiciones fuertemente oxidantes. Las profundidades de emplazamiento estuvieron entre 5 y 25 Km, ninguno muestra mayor aproximación a la superficie. Sus temperaturas deben haber sido muy altas, con bajos contenidos de agua, por las aureolas de contacto que muestran y por la poca evidencia de fluidos hidrotermales. El magma anortosítico anhidro debe haber tenido temperaturas del orden de 1300ºC. Estas propiedades evidencian una condición única en la historia de la Tierra, posiblemente relacionada a muy altos gradientes térmicos y fusión justo por debajo de la corteza continental.

Fig. 21-4. Secuencia de generación y evolución de macizos de anortositas del Precámbrico. Como se formaron tan altos contenidos de plagioclasa es difícil de explicar. Las interpretaciones, para la inusual acumulación de plagioclasa desde magmas máficos, debe considerar: ¿Como tal cantidad de plagioclasa puede ser fraccionada sin la correspondiente cantidad de minerales máficos visibles? Las mayores concentraciones de plagioclasa pueden ser formadas a partir de un magma derivado del manto, por cristalización cotéctica. Para lograr tan altas concentraciones de anortosita, se requiere una importantísima precipitación de minerales máficos que permanecen ocultos en alguna otra parte del sistema, probablemente en la interfase manto-corteza, pero esto nunca ha sido detectado por geofísica. La nucleación y precipitación de plagioclasa debe haber ocurrido en niveles más someros, porque el feldespato requiere alto sobreenfriamiento para su nucleación.

Roca Pegmatita Aplita Roca Ígnea Pegmatita Aplita. Son rocas filonianas que rellenan grietas presentando aspecto de dique, de longitud muy variable no son geológicamente independientes sino que están relacionadas con la masa plutónicas que van de grano pequeño a grueso.

Descripción Las aplita son rocas ígneas de composición simple, como el granito, que está compuesto solamente de feldespato alcalino, mica moscovita y cuarzo. A diferencia de la pegmatita, la cual es similar pero de granulado más áspero, las aplitas se encuentran en pequeños grupos que rara vez contienen partes de otros minerales. Ambas rocas pueden hallarse juntas y se asume que se han formado al mismo tiempo a partir de magmas semejantes. Dada su escasez no puede existir un paisaje aplítico ni se puede usar en la captación de agua. Se componen básicamente de cuarzos, ortosas y plagioclasas.

Textura Peculiar textura fina uniforme (de menos de 2 mm) y de color tenue.

Color Parecidas a los granitos pero de color claro debido a la ausencia de micas negras (biotitas)

Formación u origen Estas se forman por el enfriamiento rápido del magma, en ocasiones en cuestión de días. A veces, aparece en forma de diques. Por razones aún desconocidas, esta roca puede desarrollar grandes cristales a pesar de su relativo rápido enfriamiento. La hipótesis más aceptada sería la acción del agua, que es muy importante en todos los procesos de cristalización.

Usos Se utiliza de maneras muy similares al granito. Es buena roca para edificación, árido para hormigones, balasto y macadam, pero dura para el machaqueo. Es buen apoyo en estructuras, con resistencias superiores a las de la piedra berroqueña. El inconveniente es que sus yacimientos no se prestan para su explotación, pues son pequeños y dispersos.

Arcosa La arcosa es un tipo de arenisca, de grano mal redondeado, con un mínimo de 25 % de feldespato, llamada por ello arenisca feldespática. Deriva de una erosión rápida de rocas ígneas o metamórficas. Tiene buenas características mecánicas, admitiendo taludes verticales, pero cambia radicalmente al mojarse, convirtiéndola en un material pastoso que presenta grandes problemas en la construcción. No es factible utilizarla como árido para hormigones, en carreteras, como balasto para ferrocarril y menos aún como escollera. Tampoco es recomendable utilizarla en los cimientos pues es difícil asegurar que los cimientos no lleguen a tener agua en algún momento.

composición contenido mineral: Calcita, arcilla, minerales de arcilla, feldespato, micas, cuarzo contenido de compuestos: óxido de aluminio, CaO, hierro (III) óxido, óxido de potasio, MgO, óxido de sodio, dióxido de silicio.

Argilita

La argilita es una roca sedimentaria arcillosa usualmente compuesta por mica, sericita y cuarzo. se utiliza para algunas esculturas, sus granos son tan pequeños, que ni siquiera son visibles con lupa. Se forma por diagénesis de las arcillas. Para su fabricación artesanal, necesitamos:   

Cal Agua Agente cementante ( escayola )

Basalto El basalto es una roca ígnea extrusiva básica de grano fino que contiene típicamente plagioclasa cálcica y piroxeno (generalmente Augita), el basalto puede o no tener olivino. Los basaltos también pueden contener cuarzo, hornblenda, biotita, hiperestileno (ortopiroxeno) y feldespatoides.

Propiedades y características del basalto El basalto es una roca ígnea extrusiva que debe su origen al enfriamiento rápido de la lava de composición química básica (45-52% SiO2) expulsado sobre la superficie terrestre, presenta textura afanítica y se encuentra enriquecido en minerales ferromagnesianos (ricos en hierro y magnesio). El basalto suele tener color oscuro y verdoso oscuro, presenta minerales principales plagioclasa cálcica y piroxenos, y minerales accesorios de olivino, los usos comunes que tiene el basalto incluye: en la industria de la construcción, lastre de carreteras. Los basaltos suelen tener textura porfídica, ademas aveces prsentan xenolitos que representan fragmentos del manto o corteza. Los equivalentes de rocas ígneas de grano grueso del basalto son el gabro y dolerita, respectivamente.

Origen El basalto se origina por el enfriamiento rápido o brusco de la lava expulsada sobre la corteza terrestre que se caracteriza por ser de composición química básica es decir que tiene entre 45-52% SiO2 (sílice), la lava puede ser expulsada en erupciones volcánicas continentales y submarinas.

El basalto es la roca más abundante que cubre el fondo oceánico, se origina en las dorsales oceánicas mediante erupciones volcánicas submarinas, se caracterizan porque tienen estructura en almohadilla y se los conoce como Pillow lavas (lavas en almohadilla) En el continente es común encontrar a los basaltos en volcanes tipo escudo, es decir en erupciones volcánicas que se caracterizan por que la lava es fluida debido a que se encuentra empobrecida en gases (lava básica), en estos casos el basalto puede ser pahohoe o tipo aa (lavas básicas)

Textura El basalto se caracteriza por tener textura afanítica debido a que el enfriamiento brusco de la lava no permite que se formen cristales, sin embargo en estudios petrográficos mediante lámina delgada, es posible diferenciar a los minerales principales que son plagioclasas cálcicas y piroxenos. En ciertas ocasiones puede presentar textura porfidica, porque el basalto puede estar conformando diques basálticos y su enfriamiento es muy cercano a la superficie. También puede tener textura vítrea si el enfriamiento de la lava es muy brusco, por lo que estaría compuesta de alto porcentaje de vidrio volcánico.

Composición química El basalto es una roca de composición química básica, es decir que tiene entre el 45% al 52% de SiO2 (sílice), es así que, tienen entre 46% al 85% de minerales máficos (oscuros) o minerales ferromagnesianos como piroxenos, anfíboles y olivino. A manera general, contienen entre 45-52% de sílice, abundante Fe, Mg y Ca, y poco Na y K. Minerales principales y accesorios El basalto tiene 46% al 85% de minerales ricos en hierro y magnesio, los minerales principales son: plagioclasa cálcica (Anortita) y piroxeno, mientras que los minerales accesorios son: olivinos Usos El basalto por lo general se usa como un agregado en proyectos de construcción, también se lo tritura y se usa para lastre o bases de carreteras (vías), agregado de concreto, agregado de pavimento asfáltico, cuando se pule la roca y se lo corta en láminas delgadas se usan como baldosas, paneles de madera, monumentos y otros objetos de piedra.

Basalto en lámina delgada El basalto en muestra de mano suele ser muy dificil de identificar sus minerales, por ello es necesario aplicar técnicas de microscópio petrográfico para su clara identificación. En la imágne se observa un basalto en lámina delgada que presenta alto contenido de plagioclasa cálcica (minerales que presentan colores de interferencia grises de primer orden, maclados y alargados) Además, tiene minerales accesorios de olivino que típicamente tienen relieve muy alto y colores de interferencias altos. Se presenta una textura porfídica holocristalina, es decir minerales de tamaño grande que se presentan en una matriz de minerales más pequeños que son identificables.

Tipos de basaltos Basaltos de las dorsales medio oceánicas (MORB) Los basaltos tipo MORB se clasifican en los siguientes tipos:   

Basaltos N-MORB, que se derivan de un manto (superior) agotado. Los basaltos E-MORB (enriquecidos), que provienen de una fuente enriquecida (más profunda). Finalmente los basaltos T-MORB (transicionales), que se derivan cuando se mezclan los magmas N- y E- durante el ascenso y / o en cámaras poco profundas o al mezclar las fuentes antes de fundirse

A manera general, un basalto N-MORB se refiere a variedades de basaltos muy comúnes originados en las dorsales medio oceánicas, que se caracterizan por que son empobrecidos en elementos incompatibles, mientras que “enriquecido” se refiere a los basaltos enriquecidos en elementos incompatibles, sin embargo son menos frecuentes. Además, los basaltos E-MORB (o “P-MORB”) están claramente asociados con puntos calientes o plumas mantélicas, por ejemplo los basaltos que conforman Islandia. Pero también, se ha interpretado que otros basaltos E-MORB están formados por canales o ramificaciones de material magmático de pluma desde la astenósfera. Basaltos de Islas oceánicas Los basaltos de islas oceánicas son rocas que se encuentran asociadas a la acción de puntos calientes que generan islas oceánicas a manera de estructuras volcánicas sobre la corteza oceánica, ejemplos típicos son las islas galápagos.

La composición química de estos basaltos puede variar desde toleíticos hasta alcalinos pero nunca serán calco-alcalinos. Basaltos orogénicos Este tipo de basaltos son típicos en márgenes activos donde ocurre subducción de litósfera oceánica bajo litósfera oceánica y genera arcos de islas volcánicos. Además, hay una gran diversidad en el tipo de rocas magmáticas que evolucionan en este ambiente tectónico. Los basaltos orogénicos se clasifican en:     

Boninitas Asociación de basaltos de arcos de islas (IAB) Basaltos de composición Calco-alcalina Basaltos enriquecidos en potasio Basaltos de la serie shoshonítica

Caliza La caliza es una roca sedimentaria compuesta mayoritariamente por carbonato de calcio (CaCO3), generalmente calcita, aunque frecuentemente presenta trazas de magnesita (MgCO3) y otros carbonatos.1 También puede contener pequeñas cantidades de minerales como arcilla, hematita, siderita, cuarzo, etc., que modifican (a veces sensiblemente) el color y el grado de coherencia de la roca. El carácter prácticamente monomineral de las calizas permite reconocerlas fácilmente gracias a dos características físicas y químicas fundamentales de la calcita: es menos dura que el cobre (su dureza en la escala de Mohs es de 3) y reacciona con efervescencia en presencia de ácidos tales como el ácido clorhídrico. En el ámbito de las rocas industriales o de áridos para construcción recibe también el nombre de piedra caliza. Junto a las dolomías y las margas, las calizas forman parte de lo que se conocen como rocas carbonáticas o calcáreas. Si se calcina (se lleva a alta temperatura), la caliza da lugar a cal (óxido de calcio impuro, CaO)

Formación Son muy características por su color claro, blanquecino o gris. Las calizas se forman en los mares cálidos y poco profundos de las regiones tropicales, en aquellas zonas en las que los aportes detríticos son poco importantes. Dos procesos, que generalmente actúan conjuntamente, contribuyen a la formación de las calizas:

Origen hídrico El carbonato de calcio (CaCO3) se disuelve con mucha facilidad en aguas que contienen dióxido de carbono (CO2) gaseoso disuelto, debido a que reacciona con este y agua para formar bicarbonato de calcio [Ca(HCO3)2], compuesto intermedio de alta solubilidad. Sin embargo en entornos en el que el CO2 disuelto se libera bruscamente a la atmósfera, se produce la reacción inversa aumentando la concentración de carbonato de calcio (véase ley de acción de masas), cuyo exceso sobre el nivel de saturación precipita. De acuerdo a lo descrito, el equilibrio químico en solución sigue la siguiente ecuación: Esa liberación de CO2 se produce, fundamentalmente, en dos tipos de entornos: en el litoral cuando llegan a la superficie aguas cargadas de CO2 y, sobre los continentes, cuando las aguas subterráneas alcanzan la superficie. Este es el proceso fundamental de formación de grutas y cuevas con presencia de estalactitas y estalagmitas en muchas regiones calcáreas con piedras calizas2 denominadas también karsts, carsts o carsos. Estas últimas denominaciones de las regiones calcáreas provienen del nombre de la región eslovena de Carso, rica en estos minerales y paisajes. Origen biológico Numerosos organismos utilizan el carbonato de calcio para construir su esqueleto mineral, debido a que se trata de un compuesto abundante y muchas veces casi a saturación en las aguas superficiales de los océanos y lagos (siendo, por ello, relativamente fácil inducir su precipitación). Tras la muerte de esos organismos, se produce en muchos entornos la acumulación de esos restos minerales en cantidades tales que llegan a constituir sedimentos que son el origen de la gran mayoría de las calizas existentes. Actualmente limitada a unas cuantas regiones de las mareas tropicales, la sedimentación calcárea fue mucho más importante en otras épocas. Las calizas que se pueden observar sobre los continentes se formaron en épocas caracterizadas por tener un clima mucho más cálido que el actual, cuando no había hielo en los polos y el nivel del mar era mucho más elevado. Amplias zonas de los continentes estaban en aquel entonces cubiertas por mares epicontinentales poco profundos. En la actualidad, son relativamente pocas las plataformas carbonatadas [marcada con el (1) en la imagen superior], desempeñando los arrecifes (2) un papel importante en la fijación del carbonato de calcio marino.

Utilización de la caliza La caliza, cortada, tallada o desbastada, se utiliza como material de construcción u ornamental, en forma de sillares o placas de recubrimiento.3 Ejemplos de este uso son numerosos edificios históricos, desde las pirámides de Egipto hasta la Catedral de Burgos. Machacada se usa como árido de construcción.4 Es un componente importante del cemento gris usado en las construcciones modernas y también puede ser usada como componente principal, junto con áridos, para fabricar el antiguo mortero de cal, pasta grasa para creación de estucos o lechadas para «enjalbegar»

(pintar) superficies, así como otros muchos usos por ejemplo en industria farmacéutica o peletera. Es una roca importante como reservorio de petróleo, dada su gran porosidad. Tiene una gran resistencia a la meteorización; esto ha permitido que muchas esculturas y edificios de la antigüedad tallados en caliza hayan llegado hasta la actualidad. Sin embargo, la acción del agua de lluvia y de los ríos (especialmente cuando se encuentra acidulada por el ácido carbónico) provoca su disolución, creando un tipo de meteorización característica denominada kárstica. No obstante es utilizada en la construcción de enrocamientos para obras marítimas y portuarias como rompeolas, espigones, escolleras entre otras estructuras de estabilización y protección. La caliza se encuentra dentro de la clasificación de recursos naturales entre los recursos no renovables (minerales) y dentro de esta clasificación, en los no metálicos, como el salitre, el aljez y el azufre.

Carbón El carbón o carbón mineral es una roca sedimentaria organógena de color negro, muy rica en carbono y con cantidades variables de otros elementos, principalmente hidrógeno, azufre, oxígeno y nitrógeno, utilizada como combustible fósil.1 La mayoría del carbón explotado se formó a partir de los vegetales que crecieron durante los períodos Carbonífero (hace 359 a 299 millones de años) y Cretácico, al ser ambos períodos de gran extensión temporal y situarse gran parte de los medios sedimentarios favorables para su acumulación y conservación en latitudes intertropicales.2Es un recurso no renovable.

Formación El carbón se origina por la descomposición de vegetales terrestres que se acumulan en zonas pantanosas, lagunares o marinas, de poca profundidad.45 Los restos vegetales se van acumulando en el fondo de una cuenca. Quedan cubiertos de agua y, por lo tanto, protegidos del aire, que los degradaría. Comienza una lenta transformación por la acción de bacterias anaerobias, un tipo de microorganismos que no necesitan oxígeno para vivir. Con el tiempo se produce un progresivo enriquecimiento en carbono. Posteriormente pueden cubrirse con depósitos arcillosos, lo que contribuirá al mantenimiento del ambiente anaerobio, adecuado para que continúe el proceso de carbonización. Se estima que una capa de carbón de un metro de espesor proviene de la transformación por diferentes procesos durante la diagénesis de más de diez metros de limos carbonosos.6 En las cuencas carboníferas las capas de carbón están intercaladas con otras capas de rocas sedimentarias como areniscas, arcillas, conglomerados y, en algunos casos, rocas metamórficas como esquistos y pizarras. Esto se debe a la forma y el lugar donde se genera el carbón.6 Si por ejemplo un gran bosque está situado cerca del litoral y el mar invade la costa, el bosque queda progresivamente sumergido por una transgresión marina, por descenso del continente o por una subida del nivel del mar, y los restos vegetales se acumulan entre los sedimentos de la plataforma litoral. Si continúa el descenso del continente o la subida del

nivel del mar, el bosque queda totalmente inundado. Las zonas emergidas cercanas comienzan a erosionarse y los productos resultantes, arenas y arcillas, cubren los restos de los vegetales que se van transformando en carbón. Si se retira el mar, puede desarrollarse un nuevo bosque y comenzar otra vez el ciclo. En las cuencas hulleras se conservan tanto en el carbón como en las rocas intercaladas restos y marcas de vegetales terrestres que pertenecen a especies actualmente desaparecidas. El tamaño de las plantas y la exuberancia de la vegetación permiten deducir que el clima en el que se originó el carbón era probablemente clima tropical.7

Tipos Existen numerosas variedades de carbón, las cuales se pueden clasificar según características como:    

Humedad Porcentaje en materias minerales no combustibles (cenizas) El poder calorífico Inflamabilidad, en conexión con el porcentaje de elementos volátiles.

El análisis elemental es un ensayo químico que proporciona la fracción másica de cada uno de los cinco elementos que componen principalmente todos los tipos de carbón: carbono (C), nitrógeno (N), oxígeno (O), hidrógeno (H), azufre (S). La mayoría de los países productores de carbón tienen su propia clasificación de tipos de carbón, sin embargo para el comercio internacional es la clasificación americana (ASTM) la más utilizada. Clasificación francesa Está basada en el porcentaje de materias volátiles (MV) y en el índice de inflación:        

Antracita: 0% < MV < 8% Delgados: 8% < MV < 14% Cuarto-graso: 12% < MV < 16% Semi-graso: 13% < MV < 22% Graso a llama corta: 18% < MV < 27% Graso: 27% < MV < 40% Inflamables grasos: MV > 30% Inflamables secos: MV > 34%

Clasificación estadounidense Se basa en el porcentaje de materias volátiles para el carbón de máxima calidad y en el poder calorífico superior (pcs) para los otros.

Clasificación europea Comprende las categorías siguientes:     

Antracita Carbón bituminoso Sub-bituminoso Meta-Lignito Orto-Lignito

Las principales categorías de carbón se basan en el porcentaje de carbono que contienen, el cual a su vez depende de la evolución geológica y biológica que ha experimentado el carbón:    

 

Turba (50 a 55 %): producto de la fosilización de desechos vegetales por los micro organismos en zonas húmedas y pobres en oxígeno. Lignito (55 a 75 %), o carbón café: de característica suave. Carbón sub-bituminoso o Lignito negro. Hulla (75 a 90 %): o Hulla grasa o Carbón bituminoso bajo en volátiles, tipo de carbón más corriente. o Hulla semi grasa. o Hulla delgada, o hulla seca. Antracita (90 a 95 %): el que tiene mayor proporción de carbono. Grafito: carbono puro, no utilizado como combustible.

Reservas y producción Reservas mundiales Artículo principal: Anexo:Reservas de carbón

Los 948 billones de toneladas de reservas de carbón son equivalentes a 4,196 BBEP (billones de barriles equivalentes de petróleo).8 British Petroleum, en su informe de 2007, calculaba que a finales de 2006 había por 147 años de reservas, basadas en reservas "probadas". La siguiente tabla muestra solo las reservas probadas, las cuales son calculadas en los programas de exploración de las diferentes empresas mineras. Particularmente, algunas zonas inexploradas están continuamente agrandando el volumen de reservas. Proyecciones especulativas predicen que el pico del carbón global de producción se producirá alrededor de 2025, a un 30 % por encima de la producción actual, dependiendo en la tasa de producción futura.9 De todas las energías fósiles, el carbón es la que está más dispersada por todo el mundo y es producido por alrededor de 100 países. Las reservas más importantes se encuentran en Estados Unidos, Rusia, China, Australia e India.

Aplicaciones El carbón suministra el 25 % de la energía primaria consumida en el mundo, solo por detrás del petróleo. Además es de las primeras fuentes de energía eléctrica, con 40 % de la producción mundial (datos de 2006). Las aplicaciones principales del carbón son: 1. Generación de energía eléctrica. Las centrales térmicas de carbón pulverizado constituyen la principal fuente mundial de energía eléctrica. En los últimos años se han desarrollado otros tipos de centrales que tratan de aumentar el rendimiento y reducir las emisiones contaminantes, entre ellas las centrales de lecho fluido a presión. Otra tecnología en auge es la de los ciclos combinados que utilizan como combustible gas de síntesis obtenido mediante la gasificación del carbón. 2. Coque. El coque es el producto de la pirólisis del carbón en ausencia de aire. Es utilizado como combustible y reductor en distintas industrias, principalmente en los altos hornos (coque siderúrgico). Dos tercios del acero mundial se producen utilizando coque de carbón, consumiendo en ello 12 % de la producción mundial de carbón (cifras de 2003). 3. Siderurgia. Mezclando minerales de hierro con carbón se obtiene una aleación en la que el hierro se enriquece en carbono, obteniendo mayor resistencia y elasticidad. Dependiendo de la cantidad de carbono, se obtiene: 1. Hierro dulce: menos del 0,2 % de carbono. 2. Acero: entre 0,2 % y 1,2 % de carbono. 3. Fundición: más del 1,2 % de carbono. 4. Industrias varias. Se utiliza en las fábricas que necesitan mucha energía en sus procesos, como las fábricas de cemento y de ladrillos. 5. Uso doméstico. Históricamente el primer uso del carbón fue como combustible doméstico. Aún hoy sigue siendo usado para calefacción, principalmente en los países en vías de desarrollo, mientras que en los países desarrollados ha sido desplazados por otras fuentes más limpias de calor (gas natural, propano, butano, energía eléctrica) para rebajar el índice de contaminación. 6. Carboquímica. La carboquímica es practicada principalmente en África del Sur y China. Mediante el proceso de gasificación se obtiene del carbón un gas llamado gas de síntesis, compuesto principalmente de hidrógeno y monóxido de carbono. El gas de síntesis es una materia prima básica que puede transformarse en numerosos productos químicos de interés como, por ejemplo: 1. Amoníaco 2. Metanol 3. Gasolina y gasóleo de automoción a través del proceso Fischer-Tropsch (proceso químico para la producción de hidrocarburos líquidos a partir de gas de síntesis, CO y H2). 7. Petróleo sintético. Mediante el proceso de licuefacción directa, el carbón puede ser transformado en un crudo similar al petróleo. La licuefacción directa fue practicada ampliamente en Alemania durante la Segunda Guerra Mundial pero en la actualidad no existe ninguna planta de escala industrial en el mundo.

Estas dos últimas aplicaciones antiguas son muy contaminantes y requieren mucha energía, desperdiciando así un tercio del balance energético global. Debido a la crisis del petróleo se ha vuelto a producir de manera similar la creación de petróleo sintético y en la República Popular China el proceso de carboquímica.

Carbonatita Las carbonatitas son rocas ígneas extrusivas o intrusivas definidas por tener en sobre 50% de su masa constituida de minerales tipo carbonato.1 Se encuentran asociadas a cuerpos básicos y ultrabásicos que aparecen relacionados a las kimberlitas y lamproítas. Comparten con las kimberlitas características genéticas aunque no se expliquen las relaciones entre ambos depósitos. Tienen carbonatos como calcita, dolomita mayor al 50 %1 y además tienen apatita, zircón y diversas tierras raras.

Su clasificación se basa en la composición mineral distinguiéndose los siguientes términos: 1. Carbonatitas de calcita: el carbonato principal es la calcita. En caso de que la roca sea de grano grueso recibe el nombre de sövita, y en caso de que sea de grano medio o fino, alvikita. 2. Carbonatitas de dolomita: el carbonato principal es la dolomita. También pueden recibir el nobre de beforsita. 3. Ferrocarbonatitas: cuando el carbonato principal es rico en hierro. 4. Natrocarbonatitas: cuando los carbonatos principales son ricos en sodio, potasio y calcio.

Chert El chert es una roca sedimentaria rica en silíce de grano fino microcristalina, criptocristalina o microfibrosa que pueden contener pequeños fósiles. Tiene gran variedad de color (desde el blanco al negro), pero más a menudo se manifiesta en gris, verde claro, marrón, marrón grisáceo y rojo oxidado, su color es una expresión de las trazas de elementos presentes en la roca, y el rojo y el verde son los que más a menudo se relacionan con trazas de hierro (en sus formas oxidada y reducida respectivamente).

Diagénesis El chert se produce como nódulos cuya forma varía de oval a irregular en formaciones de arena verde, piedra caliza, creta, y dolomía como un mineral de reemplazo, donde se forma como resultado de algún tipo de diagénesis. Cuando se crea en creta o marga, se le suele llamar sílex. También se produce en capas delgadas, cuando se trata de un depósito primario (como con muchos jaspes y radiolaritas). Lechos gruesos de chert se producen en profundidad en depósitos de geosinclinales. Entre estos cherts de lechos gruesos se incluye la novaculita de la montañas de Ouachita en Arkansas, Oklahoma, y similares en Tejas, todos ellos en los Estados Unidos. Las formaciones de hierro bandeado de época precámbrica están compuestos de capas alternas de chert y óxidos de hierro. El chert también se produce en depósitos de diatomeas y se conoce como chert de diatomeas. El chert de diatomeas consiste en lechos y lentejones de diatomita que se convirtieron durante la diagénesis en chert denso y duro. Lechos de chert de diatomeas marinas que comprenden estratos de varios cientos de metros de espesor se han registrado en las secuencias sedimentarias como la Formación del Mioceno de Monterey de California y se presentan en rocas tan antiguas como del Cretácico.1

Terminología: chert, calcedonia y sílex Existe mucha confusión acerca de los significados exactos y las diferencias entre los términos ‘chert’, ‘calcedonia’ y ‘sílex’ o pedernal (así como sus numerosas variedades). En petrología el término ‘chert’ se utiliza para referirse en general a todas las rocas compuestas principalmente por cuarzo microcristalino, criptocristalino y microfibroso. El término no incluye a la cuarcita. La calcedonia es una variedad de cuarzo microfibroso (microcristalino con una estructura fibrosa) pero no criptocristalino. En sentido estricto, el término ‘sílex’ se reserva para las variedades de chert que se han creado en creta y formaciones margosas de piedra caliza.23 Entre los no geólogos (en particular entre los arqueólogos), la distinción entre sílex y chert es a menudo un tema de calidad, el chert es de menor calidad que el sílex. Este uso de la terminología es prevalente en América y es probablemente causado por los primeros inmigrantes que importaron los términos de Inglaterra, donde el sílex real (que se encontraba en formaciones de creta) era de hecho de una mejor calidad que el «chert común» (en formaciones de piedra caliza). Entre los petrólogos, la calcedonia es a veces considerada por separado del chert debido a su estructura fibrosa. Dado que muchos cherts contienen tanto cuarzo microcristalino como microfibroso, a veces es difícil de clasificar una roca como completamente calcedonia, por tanto se incluye de forma general como una variedad de chert.

Cuarcita No debe confundirse con cuarzoarenita. La cuarcita o metacuarcita es una roca metamórfica dura con alto contenido de cuarzo.24 En composición la mayoría de las cuarcitas llegan a ser más de 90 % de cuarzo y algunas incluso 99 %.2 El término cuarcita a menudo es usado erróneamente5 para designar a la cuarzoarenita u ortocuarcita, roca sedimentaria cementada con sílice que ha precipitado de aguas intersticiales durante su diagénesis.24 Las cuarcita se forma por recristalización a altas temperaturas y presión.2 La cuarcita carece de foliación.1 Si presenta capas de hojuelas paralelas de mica blanca la roca obtiene una estructura esquistosa y pasa a llamarse esquisto de cuarzo.23 Tiene una meteorización lenta y produce suelos inusualmente delgados y magros. Su resistencia a la erosión hace que formaciones de cuarcita sobresalgan en el paisaje, como es el caso de numerosas crestas en los montes Apalaches

Usos La cuarcita pura es empleada como una fuente natural de cuarzo para procesos metalúrgicos y para fabricar ladrillos de sílice.23 En la industria se emplea cuarcita de alta pureza para fabricar ferrosilicona, arena de sílice, sílice puro y carburo de silicio.6 Se usa como balasto en caminos y ferrovias.2 Otros usos son como rocas ornamentales en la construcción y en esculturas.14 Durante la Edad de Piedra la cuarcita fue usada como un sustituto del sílex, aunque era de menor calidad.7

Diatomita La diatomita o tierra de diatomeas — también conocida como DE, TSS, diahydro, kieselguhr, kieselgur — es una roca sedimentaria silícea formada por micro-fósiles de diatomeas, que son algas marinas unicelulares que secretan un esqueleto silíceo llamado frústula.

Utilidades Este material sirve de medio de filtración; su granulometría es ideal para la filtración del agua. También se utilizan para las filtraciones en química y en la fabricación de la cerveza donde se ha descubierto que desprenden plomo, arsénico1 y cianuro en cantidades no peligrosas pero justo en el límite de lo legal. Se les utilizó, también, para estabilizar la nitroglicerina, y formar con ella la dinamita. Otras aplicaciones, como agente abrasivo, incluyen: el pulido de metales, en los dentífricos y en cremas exfoliantes. Sirve también como pesticida natural no venenoso, sobre todo, en la agricultura biológica: la ingestión de partículas de sílice causa lesiones en el tubo digestivo; la fijación sobre el cuerpo de los insectos les causa también lesiones que implican su muerte por deshidratación.

Purificación de ADN La diatomita puede ser utilizado para la retirada del ADN en presencia del agente caotrópico altamente concentrado tal como el ioduro de sodio, clorhidrato de guanidina y tiocianato de guanidina. Como con otros silicatos, las diatomitas deshacen la doble hélice de ADN pero no el ARN o las proteínas. El ADN se puede extraer de la diatomita usando

almacenadores intermediarios de fuerza iónica baja, incluyendo el agua, en pH neutro a levemente alcalino. La diatomita en bruto de un tamaño uniforme se debe primero lavar en un ácido caliente tal como HCl 5M.2 La calcinación puede mejorar en gran medida la consistencia del material, mientras que el tratamiento con un cáustico suave puede mejorar la adsorción con los niveles inferiores de caótrofos.

Geología Dado que la diatomita se forma de los restos flotantes de las diatomeas, se encuentra cerca de las aguas superficiales actuales o anteriores. Se divide generalmente en dos categorías basadas según la fuente de procedencia: de agua dulce y agua salada. La tierra de diatomeas de agua dulce se recoge en minas de lechos de lagos secos y es característico su bajo contenido de sílice cristalina. La tierra de diatomeas del agua salada contiene un alto contenido de la sílice cristalina, haciéndole un material útil para los filtros, debido a las características tamizantes de los cristales.

Variedades   

Tripolita es la variedad que se encuentra en Tripoli, Libia. Bann clay es la variedad que se encuentra en el Lower Bann valley en el Norte de Irlanda. Moler (Mo-clay) es la variedad que se encuentra en el noroeste de Dinamarca, especialmente en las islas de Fur y Mors.

Importancia climatológica El clima terrestre se ve afectado por la cantidad de polvo que se encuentre en suspensión en la atmósfera, así que la localización de fuentes importantes de polvo atmosférico es importante para predecir la climatología. Las recientes investigaciones indican que los depósitos de diatomácea en la superficie de la tierra desempeñan un papel importante. Por ejemplo, la fuente atmosférica más grande de polvo es la depresión de Bodélé en la República de Chad, donde las tormentas empujan la grava de la tierra de diatomeas encima de las dunas, generando el polvo por abrasión.3

Consideraciones de seguridad Las excelentes cualidades absorbentes de la tierra de diatomeas puede dar lugar a una sequedad significativa de las manos, si se maneja sin los guantes. La forma (industrial) del agua salada contiene una forma altamente cristalina de sílice, dando por resultado cristales con aristas muy afiladas. La agudeza de esta versión del material hace peligroso el respirar y se recomienda la máscara de filtración de polvo al trabajar con ella. El tipo de amenaza que se presenta por inhalación depende de la forma de la sílice. La sílice cristalina plantea un serio peligro en su inhalación porque puede causar silicosis. La sílice amorfa puede causar pulmones polvorientos, pero no lleva el mismo grado de riesgo que la sílice cristalina. La tierra de diatomeas de categoría alimenticia contiene generalmente

porcentajes muy bajos de la sílice cristalina. La tierra de diatomeas producida para los filtros de la piscina se trata con calor, haciendo al dióxido de silicio antes amorfo asumir su forma cristalina. En los Estados Unidos de América, el contenido de la sílice cristalina en el polvo está regulado por la « Occupational Safety and Health Administration » (OSHA), y hay pautas para las cantidades máximas permisibles en el producto y en el aire cerca de la zona de respiración de los trabajadores

Diorita La diorita es una roca plutónica compuesta por dos tercios de feldespatos del grupo de las plagioclasas y un tercio de minerales oscuros, generalmente hornblenda, aunque pueden contener también biotita y a veces piroxeno.123 Si un magma diorítico alcanza la superficie, se forma una roca efusiva llamada andesita.1 La dioritas son comunes en zonas de orogenia.13 Son rocas de composición intermedia entre los granitoides, y el gabro.

Mineralogía y química Las dioritas provienen de magmas ricos en agua.4 Los minerales que la componen son, como principales, andesina,—una plagioclasa— entre los minerales claros, y hornblenda, a veces, biotita y piroxenos, entre los máficos.123 La cantidad de plagioclasa oscila entre el 50 y el 65 %.3 Como minerales accesorios, se pueden encontrar cuarzo, feldespatos alcalinos, magnetita, titanita, sulfuros, zircón, apatita e ilmenita.125 La principal diferencia entre la diorita y el gabro es que esta última tiene variedades de plagioclasa más ricas en calcio.2 Diorita con feldespato potásico es llamada monzodiorita, diorita con cantidades no menores de cuarzo es llamada diorita de cuarzo y diorita con cuarzo y feldespato potásico corresponde a granodiorita.1 Composición química promedio de las andesitas expresada en porcentaje de masa de óxidos es: SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 58,34 0,96 16,92 2,54 4,99 0,12 3,77 6,68 3,59 1,79 0,29 Los números son promedios de 2600 análisis de dioritas.6

A pesar tener propiedad similares a las del granito la roca no es muy común en la construcción

Dolomita La dolomita, denominada de esa forma en honor al geólogo francés Déodat Gratet de Dolomieu, es un mineral compuesto de carbonato de calcio y magnesio [CaMg(CO3)2]. Se produce una sustitución por intercambio iónico del calcio por magnesio en la roca caliza (CaCO3). Definida por el mar.

Historia Probablemente el mineral dolomita fue descrito por primera vez por Carl Linnaeus en 1768.1 En 1791 fue descrito como una roca por el naturalista y geólogo francés Déodat Gratet de Dolomieu (1750–1801), primero en edificios de la antigua ciudad de Roma, y más tarde como muestras recogidas en las montañas ahora conocidas como los Alpes Dolomitas del Norte de Italia. Nicolas-Théodore de Saussure fue el primero que nombró el mineral (en reconocimiento de Dolomieu) en marzo de 1792.2

Formación y rocas Es un importante mineral de rocas sedimentarias y metamórficas, encontrado como mineral principal de las rocas llamadas dolomías y metadolomías, así como mineral importante en limolitas y mármoles donde la calcita es el principal mineral presente. También aparecen depósitos de dolomita en vetas hidrotermales, formando cristales que rellenan cavidades. Se ha encontrado también en serpentinitas y rocas similares.

La disociación natural de la dolomita por la acción del agua carbónica en rocas sedimentarias (dolomías) da lugar a numerosas formaciones cársticas, para dar calcita y magnesita pura, según la reacción reversible: CaMg(CO3)2 + 2H2O + 2CO2 ←→ 4CO3H- + Ca2+ + Mg2+ ←→ CaCO3 + MgCO3 + 2H2O + 2CO2

Usos Abunda en la naturaleza como principal componente de las dolomías (rocas sedimentarias químicas) que se utilizan como fuente de magnesio y para la fabricación de materiales refractarios. También se utiliza como fundente en metalurgia, manufactura de cerámica, pinturas, cargas blancas y como componente para fabricar el vidrio. Está totalmente proscrita como mineral en el clinker del hormigón por el contenido en MgO ya que da una alta expansividad. En cambio como árido de hormigón valdría, siempre que se analice su reacción con el cemento. Además de como mineral industrial, la dolomita es muy apreciada por coleccionistas y museos cuando forma cristales grandes y transparentes. Los ejemplares que aparecen en la cantera de magnesita explotada en Eugui, en el municipio de Esteribar (Navarra) se consideran entre los mejores del mundo3. En España se encuentra una variedad negra de la dolomita, la teruelita, en un barranco cerca de la ciudad de Teruel

Eclogita La eclogita es una roca metamórfica máfica de grano grueso de composición basáltica que tiene un especial interés en geología por dos motivos: 1) porque se forma a profundidades (presiones) mayor que las típicas de la corteza terrestre; y 2) porque al ser una roca inusualmente densa, juega un papel importante en la isostasia y en facilitar la convección.

Origen La eclogita resulta generalmente del metamorfismo de alta presión de roca ígnea (generalmente basalto o gabro) cuando ésta penetra en el manto terrestre en una zona de subducción o en una zona de colisión continental. También se pueden formar a partir de magma que cristaliza y enfría en el manto o en la parte inferior de la corteza.

Facies eclogita La facies eclogita está determinada por la temperatura y presión requeridas para metamorfizar las rocas basálticas y llevarlas al ensamblaje eclogita. El típico ensamblaje de la eclogita es el granate con clinopiroxeno (omfacite). Las eclogitas registran presiones de más de 1,2 GPa (45 km de profundidad) a 4001000 °C, a menudo a más de 600 °C. ES por tanto un metamorfismo de alta presión y temperatura media-alta.

Las eclogitas que contienen lawsonita (un silicato hidratado de calcio-aluminio) están raramente expuestas en la superficie de la Tierra pues se forman a en zonas de subducción normal en la corteza oceánica a profundidades de ~ 45-300 km. Representan por tanto condiciones inusuales de exumación (erosión). La facies eclogita es la de mayor presión.

Importancia de la eclogita Al formase sólo a profundidades de más de 35 km, la presencia de eclogita da información sobre procesos tectónicos que tienen lugar en el manto y la corteza inferior. La eclogita que alcanza la superficie de la Tierra es inestable y a menudo se produce metamorfismo retrogradante a anfibolita o granulita durante la exhumación.

Aparición de la eclogita Los fragmentos de eclogitas más antiguos encontrados hasta ahora tienen una edad de 3 200 millones de años. El hecho de que los eclogites raramente o nunca se originaron antes de esto es probablemente debido al manto entonces mucho más caliente.1 Los aparición eklogita más grandes de Europa Central están en el área de Münchberg gneis. La ocurrencia más grande es el Weissenstein cerca de Stammbach en Alemania. Las rocas iniciales de los eclogos de la masa de gneis de Münchberg fueron volcánicas submarinas que se formaron en el precámbrico alrededor de 570 millones de años (Ma). Los eclogites alpinos en la parte central de los Alpes se representan como relativamente jóvenes en alrededor de 100 Ma. En el Himalaya, se encontraron eclogas muy jóvenes en la parte norte del Valle de Kaghan (Pakistán) y en la parte noroeste de Jammu-Cachemira en India, en Tso Morari. Las dataciones mostraron una edad Eocena de 47 millones de años antes de hoy. Dado que se puede suponer que el hundimiento del material cortical indio bajo Eurasia y la formación de eclogitas ha tenido lugar con la colisión continente-continente, los aproximadamente 47 millones de años también deben considerarse como la edad del Himalaya noroccidental.2 Los eclogitas más jóvenes con una edad de apenas 4,3 Ma (incertidumbre ± 0,4) fueron descubiertos en 2004 en el este de Papúa Nueva Guinea.3 Existen xenolitos de eclogitas en las minas de diamante de África, Rusia y Canadá.

Petrogénesis de la eclogita y el basalto La peridotita es la roca más frecuente del manto superior y la que con más frecuencia sirve de roca fuente de los magmas. La fusión de la eclogita para producir magma es difícil de acuerdo con la petrología moderna. Serían necesarias proporciones poco razonables

(cercanas al 100%) de fusión parcial para producir magmas basálticos, mientras que una peridotita requiere sólo una fusión del 1 al 25%. Por tanto, el basalto se forma generalmente como fusión parcial de peridotita a 20-120 km de profundidad. La eclogita es más densa que la astenosfera circundante y suele haberse enfriado al llegar a una zona de subducción, por lo que es arrastrada a grandes profundidades sin fundirse. Si un flujo de convección mantélica devuelve esa eclogita, junto con peridotita, a la superficie, la primera se fundirá antes por decompresión. En esta circunstancias la eclogita puede convertirse en parte de los magmas producidos en plumas mantélicas.

Evaporita Las evaporitas son rocas sedimentarias que se forman por cristalización de sales disueltas en lagos y mares de la costa. La mayoría de los depósitos explotables de yeso y sal común se han originado de esta manera. La cristalización requiere la sobresaturación del agua salada por las sales que contiene. El proceso es favorecido por condiciones climáticas, como una evaporación intensa, y estorbado por cualquier causa que aumente la dilución, como el aporte de agua dulce por los ríos o las precipitaciones, o la mezcla sin estorbos con el océano, cuya salinidad está muy por debajo de lo necesario. Las circunstancias anteriores se dan sobre todo en climas áridos, en latitudes tropicales que forman dos franjas a cada lado del ecuador; pero rocas evaporitas antiguas aparecen en todas las regiones de los continentes, formadas en épocas en las que el clima era allí favorable. Se requieren también condiciones topográficas específicas, que se presentan en forma de cuencas endorreicas y mares costeros casi cerrados.

Las sales que se encuentran en las salmueras naturales varían en composición, aunque frecuentemente ésta se asemeja a la del agua de mar. Se depositan en orden inverso al de sus solubilidades, lo que da lugar a la formación sucesiva de:   

Carbonatos: calcita y dolomita. Su precipitación comienza cuando la concentración del agua de mar ha reducido su volumen a la mitad. Sulfatos: yeso y anhidrita. Empieza cuando el volumen del agua se reduce a la quinta parte. Cloruros: halita (sal común) y luego sulfato y cloruro de magnesio. Cuando la concentración reduce el volumen a la décima parte o menos.

Sedimento que resulta de la evaporación del agua salina. La mayoría de las evaporitas tienen un origen marino, pero, bajo condiciones especiales, los lagos pueden dar lugar a masas de boratos, minerales de carbonato sódico y otros tipos similares. Existen dos puntos de vista respecto al origen de las potentes series evaporíticas. El primero sugiere su formación en un medio sabkha; el segundo propone que derivan de la evaporación de un cuerpo cerrado de agua salina. Las evaporitas del segundo tipo empiezan a formarse cuando el agua de mar está concentrada alrededor de un 50% de su volumen original. Los

minerales se forman en orden inverso al de sus soluibilidades; i.e., siendo los primeros los menos solubles. Es probable que el carácter genético original de la mayor parte de los depósitos de evaporitas ha sido destruido por reemplazamiento, mediante la acción de fluidos en circulación; p. ej., la polihalita (K2SO4MgSO4.2CaSO4.H2O), no es una evaporita primaria, ya que está formada por la reacción de soluciones apropiadas con minerales de CaSO4. Los trabajos experimentales muestran que la temperatura a la que tiene lugar la cristalización y las concentraciones de los diversos iones presentes controlan la naturaleza de las sustancias depositadas en la actualidad; p. ej., las soluciones puras que contienen iones de calcio y de sulfato depositarán yeso (CaSO4.2H2O) por debajo de 42°C. y anhidrita (CaSO4) por encima de esta temperatura. La presencia de una proporción muy pequeña de cloruro sódico (NaCI) reduce esta temperatura considerablemente. Una serie evaporita típica es la siguiente: 4. Sales potásicas y magnésicas (Kainita, Carnalita, Silvina, Kieserita) 3. Sal de roca (Halita) 2. Yeso o anhidríta 1. Calcita y Dolomita A causa de la alta solubilidad de los escalones 4 y 3, sucede corrientemente que estas sales se suelen disolver durante la siguiente invasión del mar. Sin embargo, si se deposita una capa impermeable sobre la serie evaporita, los estratos más solubles pueden preservarse. De esta forma, varias series pueden depositarse de forma rítmica. El agua del mar contiene alrededor de 31 partes por mil de materia disuelta; de aquí que la evaporación de masas aisladas de agua marina, incluso las grandes, produzcan sólo capas de evaporitas muy delgadas.

Gabro En su sentido estricto el gabro es una roca ígnea plutónica compuesta principalmente de plagioclasa cálcica y piroxeno en proporciones de volumen similares.12 En un sentido más amplio gabro puede referir a las rocas gabroicas del diagrama QAPF es decir aquellas en el campo anortosita-gabro-diorita que tienen más de 10% de minerales oscuros y plagioclasa cálcica (An50-An100).2

El gabro sensu stricto es el equivalente plutónico del basalto, pero a diferencia de este la mineralogía del gabro es mucho más variable.3 El gabro sensu strico y lato se puede hallar en variados ambientes tectónicos como en: dorsales meso-oceánicas, zonas de subducción, rifts continentales e islas oceánicas.1 El gabro es comercializado como material de construcción bajo el nombre de "granito negro".3 El valor económico del gabro propiamente tal es menor si se compara con las mineralizaciones de níquel, cromo y platino las cuales están casi únicamente asociadas a gabros y a rocas ultramáficas.3 También existen mineralizaciones de vanadio asociadas a gabro.1 El gabro toma nombre del pueblo italiano de Gabbro en Toscana

Mineralogía y química Las gabros pueden clasificarse, según contengan minerales añadidos de plagioclasa y piroxeno, en:5

1. Gabro (sensu stricto), roca compuesta de plagioclasa con augita (variedad de clinopiroxeno) y a veces con olivino 2. Hiperita, roca compuesta de plagioclasa con augita y con hiperstena (variedad de ortopiroxeno) y a veces con olivino 3. Norita, roca compuesta de plagioclasa con hiperstena y a veces con olivino 4. Evjita, roca compuesta de plagioclasa con hornblenda 5. Bojita, roca compuesta de plagioclasa con hornblenda y augita 6. Troctolita, roca compuesta principalmente de olivino y plagioclasa.

Adicionalmente, si un gabro contiene más de 5% de volumen de olivino se llama gabro de olivino y si tiene más de 5% de cuarzo, gabro de cuarzo.1 El gabro también puede contener apatita, magnetita o ilmenita como minerales accesorios

Gneis Se denomina gneis a una roca metamórfica compuesta por los mismos minerales que el granito (cuarzo, feldespato y mica) pero con orientación definida en bandas, con capas alternas de minerales claros y oscuros. A veces presenta concreciones feldespáticas distribuidas con regularidad, denominándose en este caso gneis ocelado. Los gneis reciben diferentes denominaciones en función de los componentes (gneis biotítico, moscovítico), el origen (ortognéis si es producto del metamorfismo de rocas ígneas y paragnéis, si lo es de rocas sedimentarias), o la textura (por ej. gneis ocelados).

Etimología La etimología de la palabra «Gneiss» no está clara y permanece disputada. Según algunas fuentes procede del verbo del medio alto alemán gneist (chispear; esto se ha supuesto porque el gneis produce brillos al ser percutido), en inglés se usa desde 1757.

Aplicaciones El gneis se utiliza en construcción de peldaños, adoquines, mampostería, entre otros.

Gneis Gneis es una roca metamórfica compuesta de cuarzo, feldespato potásico, mica y plagioclasa, rica en sodio. Se diferencia del granito por la disposición de los minerales en forma de capas o bandas, que se han producido tras la recristalización en líneas de flujo a partir de la roca madre, generalmente protolito.

Sus capas alternan colores claros, originados por el feldespato potásico, la moscovita y el cuarzo; y tonos oscuros producidos por anfíboles, biotita, turmalina, sillimanita y granates,

entre otros minerales. Además, el gneis Glandel presenta cristales de sección ojival de feldespato potásico, conocidos como ojos de sapo. El gneis comparte componentes con los esquistos (grupo de rocas con minerales laminares). Sin embargo, estos últimos son menos cristalizados, y generan con facilidad escamas o capas superfluas. Mientras, el gneis es alargado, granular, de textura gruesa y resistente, producto de un metamorfismo de alto grado, con temperaturas de hasta 700°C. Su nombre se deriva de la palabra alemán “gneist” que significa chispear, y se debe quizás a los brillos que produce la roca al ser golpeada. Según su origen el gneis se denomina:     

Biotítico: Predomina en él la biotita, filosilicato de hierro y aluminio. Moscovítico: Existe predominio de los silicatos, entre ellos micas alumínicas. Ortogneis: Es producto de la metamorfosis de rocas ígneas graníticas. Paragneis: Se origina a partir de rocas sedimentarias. Gneis ocelados: Presenta concreciones feldespáticas de distribución regular.

Clasificación Los gneises se clasifican en cuatro grupos: 1. Cuarzo-feldespático: A este grupo pertenece el Gneis Glandel. Rocas conformadas tras la metamorfosis de rocas ígneas silíceas, entre ellas el granito y la riolita. También por arenisca, roca sedimentaria riflesa. 2. Pelítico: Constituido a partir de rocas sedimentarias ricas en hierro. 3. Calcáreo: Contienen calcita, grandes porciones de arena y arcilla provenientes de calizas y dolomías. 4. Hornblende: Sobresalen el hornblenda, cuarzo y feldespato entre sus componentes.

Características del gneis El gneis puede ser reconocido a simple vista por su aspecto grandular y/o micáceo, que le brindan la biotita y la mica blanca. Su grano va de medio a grueso, posee minerales alargados y granulares, y posee cierta esquistosidad (propiedad que lleva a determinadas rocas y suelos a organizarse en láminas). Sus bandas son segregaciones de minerales sobre esquitos, granito o rocas volcánicas. Algunos ejemplares suelen tener una apariencia espumosa en su interior, efecto que le conceden los diminutos cristales de mica y cuarzo, éstos capturan y reflejan la luz. El gneis se caracteriza por sus propiedades térmicas, su capacidad calorífica específica y su resistencia. Es resistente al calor, la presión y el desgaste. La composición química del gneis es sialico, formada por sílice y aluminio. Su color es entre gris y negro. La roca de dureza 5.2 en la escala de Mohs, tiene un peso específico

de 3000 kg/m3 y una elasticidad de 1.7 a 8.1 kg/cm2. Es resistente a la compresión simple 50-100 Mpa. Y moderadamente abrasiva (4.0-4.23). Sus ondas se propagan a una velocidad de 3,5- a 7,2 km/s.

Granito El granito es una roca ígnea plutónica formada esencialmente por cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y mica.1 El término granito abarca varias rocas de aspecto granular y de colores claros, pero con proporciones diferentes entre sus minerales. Para referirse a todas ellas los geólogos han definido el término granitoide. Según los estándares de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas, son granitoides las rocas plutónicas cuyo contenido en cuarzo está comprendido entre el 20 y el 60 %. Esto incluye rocas como las tonalitas y las sienitas con cuarzo. El granito sensu stricto se refiere a las rocas que, dentro del grupo anterior, tienen una relación entre ambas clases de feldespatos — alcalinos y plagioclasas— desde el 50% o más favorable hacia los feldespatos alcalinos. En función de esta proporción, los granitos se denominan:   

granito de feldespato alcalino, si más del 90% de todos los feldespatos son alcalinos sienogranito, si la proporción es mayor al 65 % de feldespatos alcalinos monzogranito, hasta una proporción igual entre feldespatos alcalinos y plagioclasas 2

Los granitoides son las rocas más abundantes de la corteza continental superior.3 Forman el 4,5 % de la corteza terrestre y el 15 % de los continentes.4 Los granitoides se forman al solidificarse magma con alto contenido en sílice —lo que se conoce como magma saturado— a gran profundidad bajo la corteza terrestre, en condiciones de alta presión y enfriamiento lento. Si un magma de composición granítica alcanza la superficie se forma una roca volcánica denominada riolita

Aspectos geológicos Origen Los granitos se forman a partir de magmas solidificados, y estos a su vez pueden tener orígenes diferentes: hay magmas que provienen de la fusión parcial o anatexia de rocas de la corteza, mientras otros tienen su origen en el manto subyacente.1 Según el origen del magma los granitoides se clasifican en cuatro tipos, nombrados con las letras I, S, A y M, iniciales de Igneo, Sedimentario, Anorogénico y Manto6 El tipo «I» deriva de magmas originados en la zona de contacto entre la corteza inferior y el manto.67 El tipo «S» proviene de magma que se forma por la fusión parcial de rocas sedimentarias o de rocas de la corteza superior.67 Al contrario de los tipos I y S que son comunes en las zonas de orogénesis, el tipo A, anorogénico y alcalino,8 ocurre en contextos que no están asociados a la formación de cordilleras.1 El tipo M se distingue de los demás por tener una proveniencia directa de magmas del manto.1 Los granitoides originados de magma proveniente de la corteza inferior han sido relacionados por científicos con migmatitas de forma que se han interpretado estas últimas rocas de tres maneras: el producto de anatexia que origina a magma granítico, el producto de la inyección de magma granítico a rocas metamórficas, el producto de un proceso de transformación de roca metamórfica en granito en el sitio. Ascenso y emplazamiento Los granitos se forman a partir de masas formidables de magma, que ascienden por la corteza terrestre porque tienen menor densidad que el material que los rodea. Antes de solidificarse el magma llenaba una cámara magmática, desde la cual también puede alcanzar la superficie por fenómenos volcánicos, aunque esto ocurre rara vez con los magmas ácidos, graníticos. A la «flotabilidad» del magma se contraponen los efectos de la viscosidad, (que es característicamente alta en los magmas de composición granítica), y al hecho de que para que un cuerpo de magma ocupe un lugar debe haber desplazamiento de otro material en cantidad proporcional. Los granitos se emplazan preferentemente siguiendo fracturas y fallas preexistentes en la corteza terrestre.10 El ascenso del magma puede ser forzoso o pasivo; en el primer caso el magma se abre paso por su propia fuerza, comprimido por los materiales que le rodean, abriendo fracturas y desplazando material; y en el segundo, las tensiones en la corteza crean espacios que son rellenados por magma. Cuando el magma se encuentra en equilibrio gravitacional (como un témpano de hielo flotando en el mar) se estanca.

Exhumación, meteorización y erosión La meteorización del granito afecta a la roca de forma gradual, acabando por disgregarla. En climas fríos actúa la meteorización física, que debido a la compacidad e impermeabilidad del granito apenas ataca la capa superficial. La meteorización química, que actúa oxidando e hidrolizando los feldespatos es mucho más eficaz, y puede disgregar espesores considerables de roca. Una forma característica de meteorización del granito y otras rocas ígneas forma en la superficie capas concéntricas, separadas del núcleo no afectado por diaclasas de exfoliación netas; por ello, a esta meteorización se la llama «meteorización en capas de cebolla». En los inicios de

meteorización de granito la biotita pierde potasio para transformarse en hidro-biotita y finalmente en vermiculita. En estados más avanzados de meteorización la plagioclasa comienza a disolverse y el anfíbol a hidratarse. La plagioclasa se altera transformándose en caolín. El feldespato potásico y cuarzo son los minerales que más se resisten a la meteorización. Si la plagioclasa y la biotita se han transformado en caolín, smectita y goethita y el cuarzo y el feldespato potásico mantienen la estructura de la roca, esta puede considerarse un saprolito

Usos Prehistoria El granito se utiliza ampliamente en construcción desde la prehistoria gracias a la tenacidad del material y su resistencia a la erosión, comparado con otros tipos de roca (especialmente la caliza que es frágil y soluble). Tradicionalmente era llamado piedra berroqueña y el trabajo con ella era considerado el más penoso de todos. Actualmente ya no se utiliza como elemento estructural pero sí con fines decorativos que aprovechan sus dibujos característicos. Para ello suele usarse cortado en placas de algunos centímetros de espesor, las cuales se pulen y se utilizan como revestimiento. Hay que hacer notar que el pulido fino del granito era extremadamente difícil en la antigüedad, por lo que los edificios de granito no-modernos suelen tener una factura aparentemente tosca, incluso cuando los sillares están bien tallados, como en el Monasterio de El Escorial.

En la Antigüedad Los egipcios esculpían en la roca de granito desde el período predinástico para elaborar recipientes. Se han encontrado muchas vasijas de las primeras dinastías en Saqqara. La Cámara del Rey de la Gran Pirámide de Guiza está construida con grandes bloques de granito, también se encuentra en varias hiladas del revestimiento de las otras dos pirámides de Guiza. Los obeliscos egipcios fueron grandes monolitos de granito tallados y transportados por el Nilo desde las canteras del actual Asuán. También se utilizó para elaborar estatuas. Otros usos en el Antiguo Egipto incluyen, columnas, puertas, dinteles, etc.12 Aún es motivo de debate saber cómo los egipcios trabajaron el granito. El arqueólogo Patrick Hunt postula que usaban abrasivos, mostrando su poder de dureza en la escala de Mohs.13 También fue usado en la construcción de la terraza de Baalbeck.

En la actualidad El granito ha sido usado ampliamente como recubrimiento en edificios públicos y monumentos. Al incrementarse la lluvia ácida en los países desarrollados, el granito está reemplazando al mármol como material de monumentos, ya que es mucho más duradero. El granito pulido es muy popular en cocinas debido a su alta durabilidad y cualidades estéticas. El granito Black Galaxy de Cheemakurthy, Andhra Pradesh en India es mundialmente conocido por su elegancia. El color de granito más abundante por naturaleza es el gris.

Peligrosidad El granito es una fuente de radiactividad natural y contiene trazas de uranio 238 y torio, cuya descomposición origina gas radón radiactivo y carcinogénico que puede ser inhalado y provocar cáncer de pulmón, por lo que conviene evitar su uso como material de construcción en zonas habitadas, particularmente en la cimentación de sótanos, porque los convierte en trampas naturales para que se concentre el radón, que es la segunda causa de cáncer de pulmón.

Granodiorita La granodiorita (de « grano » y de « diorita ») es una roca ígnea plutónica con textura fanerítica parecida al granito. Está principalmente constituida por cuarzo ( >20% ) y feldespatos, pero contrariamente al granito, contiene más plagioclasas que ortosa. Los minerales secundarios son la biotita, el anfíbol y el piroxeno.  

Granodiorita derivando de granitos (o de las monzonitas) por aumento de las plagioclasas; minerales negros1 poco abundantes. Granodiorita derivando de las dioritas o gabros, por aumento de la cantidad de cuarzo; minerales negros hasta 40%.

La famosa Piedra de Rosetta es de granodiorita.

Características Según el diagrama QAPF, la granodiorita tiene más del 20% de cuarzo, y entre el 65% y el 90% del feldespato es plagioclasa. Una mayor proporción de plagioclasa correspondería a la tonalita. La granodiorita tiene una composición entre félsica e intermedia. Es el equivalente ígneo intrusivo de la dacita (ígnea extrusiva). Contiene una gran cantidad de plagioclasa rica en sodio (Na) y calcio (Ca), feldespato potásico, cuarzo y cantidades menores de mica moscovita como componentes minerales de color más claro. La biotita y los anfíboles, a menudo en forma de hornblenda, son más abundantes en la granodiorita que en el granito, lo que le da un aspecto bicolor más evidente o una tonalidad general más oscura. La mica puede presentarse en cristales hexagonales bien formados, y la hornblenda puede aparecer como cristales aciculares (en forma de aguja). También pueden estar presentes cantidades menores de minerales del grupo de los óxidos, como la magnetita, la ilmenita y la ulvita, así como algunos del grupo de los sulfuros.

Granulita Las granulitas (del latín 'granulum', pequeño grano) son rocas metamórficas que han sufrido durante su metamorfismo unas elevadas temperaturas. Debido a ello, presentan una textura granoblástica, esto es, que los minerales cristalizados que contiene poseen todos un tamaño apreciable y homogéneo. Son de gran interés en geología debido a que uno de sus lugares de aparición son las dorsales oceánicas.

Naturaleza Puesto que se trata de una roca metamórfica, su composición mineralógica varía dependiendo de las condiciones de temperatura y presión sufridas durante el metamorfismo. Un tipo común de granulita de elevado metamorfismo contiene piroxeno (ortopiroxeno y clinopiroxeno), plagioclasa (calcica), feldespato y otros componentes, como óxidos, y, posiblemente, anfíboles. Tanto los clinopiroxenos como los ortopiroxenos conforman la roca; de hecho, la facies granulítica se define por la coexistencia de estos dos tipos de minerales. Estructural y químicamente, las granulitas son parecidas a los gneis, aunque estos últimos poseen un tamaño de grano menor y suelen poseer una foliación más burda. Ambos tipos son frecuentemente granatíferos. Sus cristales, individualizados y bien definidos, pueden poseer bordes irregulares; lo más común es que existan cristales de mayor tamaño engarzados en una matriz de otros menores. Este fenómeno es especialmente común cuando los minerales predominantes son el feldespato y el cuarzo. La mica –ya sea la negra, biotita, o la blanca, moscovita– forma cristales de estructura más irregular; su abundancia es variable, aunque siempre está presente. En el rift de las dorsales oceánicas, la biotita puede desintegrarse debido a las altas temperaturas hasta ortopiroxeno, feldespato potásico y agua, produciéndose una granulita.

Otros minerales que podrían dar lugar a esta roca incluyen a la espinela, sillimanita y osumilita.

Granulitas peculiares Debido a la presencia de los minerales antes citados, lo común es que las granulitas posean un carácter ácido (fundamentalmente debido a los minerales leucocratos como el cuarzo). No obstante, hay granulitas alcalinas, descritas en Sajonia, India y en Escocia. En este caso, su composición consta de piroxenos, plagioclasas, mica y feldespatos, pero los procesos geológicos que determinan esta peculiar característica no están aún claros. Las granulitas de Sajonia son fundamentalmente ígneas, con una composición semejante a la de los granitos y pórfidos. No obstante, muchas granulitas proceden de rocas sedimentarias, como las areniscas, lo cual las dota de gran diversidad. Buena parte de las Tierras Altas escocesas están formadas por paragranulitas de este tipo; son denominadas gneises de Moine.

Ignimbrita La ignimbrita es una roca ígnea y depósito volcánico que consiste en toba dura compuesta de fragmentos de roca y fenocristales en una matriz de fragmentos vítreos.1 Las ignimbritas suelen ser de composición intermedia a felsica.1 Las ignimbritas se caracterizan por tener lo que en geología se conoce como fiames,2 los cuales son líneas que cruzan la roca, y pueden estar compuestos de diferentes minerales. En la imagen de la derecha se pueden observar fácilmente.

Jasperoide Jasperoide es un tipo raro y peculiar de alteración metasomática y ocurre en dos formas principales; Jasperoides sulfídicos y jasperoides hematíticos. Los verdaderos jasperoides son diferentes de la jaspillita, que es una forma de roca sedimentaria química metamorfoseada, y del jaspe que es un sedimento químico.

Los jasperoides sulfídicos son ejemplos típicos de metasomatismo de sulfuro de sílice de dolomitas, y se encuentran en Nevada, Australia e Irán. Son rocas duras y densas de color púrpura-negro con un contenido considerable de pirita. Los cuerpos en Nevada son bastante delgados (rara vez mayores de 8 m) y están enlazados. Jasperoides hematíticos Los jasperoides hematíticos son ejemplos de alteración avanzada de sílice-hematita, y solo se conocen de las rocas Proterozoicas de la Cuenca Glengarry en Australia. Estos jasperoides son rocas duras de púrpura a púrpura oscuro compuestas principalmente de cuarzo amatista y hematita diseminada fina y algo de magnetita. Aunque son contenciosos, se cree que estos jasperoides se forman por la alteración extrema de las rocas de la pared dentro de una zona de cizallamiento, y pueden ocurrir en sedimentos, andesitas, traquitos y basaltos. Estos cuerpos a menudo son discordantes con la estratigrafía y son de naturaleza bastante podiforme. Los cuerpos en la cuenca de Glengarry tienen un grosor de hasta 120 m y más de 3 km de longitud. Estos jasperoides son una fuente importante de mineral de oro dentro de la región. Algunos jasperoides hematíticos pueden obtenerse de jaspillita metamorfoseada y alterada, y se ubican sobre áreas identificadas como respiraderos de basalto submarinos. Estos, por lo tanto, pueden representar un tipo de exhalación de chert o spilite. Estos están subordinados en volumen a las formas alojadas en corte y generalmente son bastante delgadas (menos de 3 m).

Condiciones de metasomatismo. La formación de jasperoides hematíticos se considera producto de un metasomatismo altamente oxidado de las rocas de la pared a una zona de cizallamiento. La presencia de alteración de carbonatos, basaltos de alto magnesio carbonatados con talco y rocas ultramáficas y la mineralogía remanente se restringe a hematita, sílice y sulfuros indica la química del fluido oxidante. Las texturas volcaniclasticas relictas en algunos jasperoides indican que los aluminosilicatos han sido reemplazados de manera generalizada por sílice + hematita. Formas de transición y análogos poco desarrollados están presentes en algunos campamentos de oro en el criadero de Yilgarn, donde los fluidos de alteración que contienen metano y carbonato profundos y reducidos se mezclan con fluidos oxidados menos profundos, lo que resulta en una alteración de la inundación de carbonato púrpurarosado en basaltos y rocas ultramáficas. Un ejemplo de esto es el Widgiemooltha Dome, donde se encuentran basaltos silíceos carbonatados con hematita que contienen oro nativo, arsenopirita, níquel y gersdorffita en la pared del pie de la mina de níquel Miitel. Distribución geográfica. El verdadero jasperoide se encuentra en los estratos dolomíticos en Nevada, EE. UU., Y dentro de las secuencias de calizas dolomíticas en Irán, Irak y Turquía. El jasperoide hematítico solo se encuentra en la cuenca Glengarry, en Australia Occidental, aunque probablemente representa un estado miembro de una variedad de estilos de alteración y metasomatismo que se encuentran en otros lugares.

Kimberlita La kimberlita es un tipo roca ígnea volcánica, potásica, conocida porque a veces contiene diamantes. Lleva el nombre de la ciudad de Kimberley, Sudáfrica, donde el descubrimiento de un diamante de 83,5 quilates (16,7 g) en 1871 dio lugar a una fiebre de diamantes, y con el tiempo a la excavación del Big Hole.

Existe un consenso de que esta roca se formó bajo la superficie de la Tierra con magma fundido a gran profundidad, presión y temperatura hace más de 100 millones de años, donde la forma más estable para el carbono es el diamante y no el grafito. La formación se produce a profundidades de entre 150 y 450 kilómetros en el manto, partiendo de composiciones del manto anormalmente enriquecidas. Posteriormente la kimberlita ascendió mediante erupciones rápidas y violentas, a menudo con considerable cantidad dióxido de carbono y otros componentes volátiles. La profundidad de fusión y generación hace a la kimberlita propensa a alojar diamantes como xenolitos. Las estructuras verticales por donde salió a la superficie reciben el nombre de chimeneas de kimberlita y son la fuente más importante de diamantes en la actualidad, ya sea incrustado en esta roca o en la peridotita y liberado en la superficie de la Tierra por los agentes atmosféricos. La kimberlita recibe una gran atención aun a pesar de su relativamente pequeña cantidad. Esto se debe principalmente porque sirve para sacar a la superficie de la Tierra diamantes y granates peridotitas del manto xenolitos. Probablemente, proviene de profundidades mayores que cualquier otro tipo de roca ígnea y la composición extrema del magma refleja un bajo contenido de sílice y altos niveles de oligoelementos, hacen importante la comprensión de la petrogénesis de la kimberlita. En este sentido, el estudio de kimberlita puede proporcionar información sobre la composición del manto profundo y sobre los procesos de fusión que ocurren en, o cerca de, la interfase entre el cratón de la litosfera continental y la astenosfera subyacente del manto convectivo.

Morfología y vulcanografía Las formaciones de kimberlita son intrusiones verticales, con forma de zanahoria, llamadas 'chimeneas'. Esta forma clásica de zanahoria se debe a un complejo proceso intrusivo del magma de la kimberlita que contiene una gran proporción de CO2 y H2O. Esto produce a cierta profundidad una etapa de ebullición explosiva que causa una cantidad significativa de combustión vertical (Bergman, 1987). La clasificación de la kimberlita se basa en el reconocimiento de las diferentes facies de la roca. Cada facies se asocian a un estilo particular de actividad magmática, es decir, cráter, diatrema y rocas filonianas (Clemente y Skinner 1985, y Clemente, 1982). La morfología de las chimeneas de kimberlita, y su forma clásica de zanahoria, es el resultado de un volcanismo explosivo diatrema desde muy profundas fuentes en el manto derivados. Estas explosiones volcánicas producen columnas verticales de roca que se elevan desde profundas cámaras de magma. La morfología de las chimeneas de kimberlita es variada, pero generalmente incluye un complejo de sábanas dique de tabular, sumergiendo verticalmente los diques de alimentación en la raíz de la tubería que se extiende hasta el manto. De 1,5 a 2 km a la superficie, el magma altamente presionados estalla hacia arriba y se expande para formar una diatrema de cónica a cilíndrica, que erupciona en la superficie. La expresión en la superficie no suele ser preservado, pero suele ser similar a un volcán maar. El diámetro de una chimenea de kimberlita en la superficie es generalmente de unos pocos cientos de metros hasta un kilómetro.

Petrología Tanto la ubicación y el origen de los magmas de kimberlita son debatidos. Su enriquecimiento extremo y la geoquímica ha dado lugar a una gran cantidad de especulaciones sobre su origen, con los modelos de colocación de la fuente en el manto litosférico subcontinental (SCLM) o incluso a la profundidad de la zona de transición. El mecanismo de enriquecimiento ha sido también el tema de debate, con modelos que incluyen la fusión parcial, la asimilación de sedimentos subduccidos o derivar de una fuente de magma primario. Históricamente, las kimberlitas se han subdividido en dos variedades distintas llamadas 'basáltica' y 'micácea ": Basándose principalmente en observaciones petrográficas (Wagner, 1914). Esta clasificación fue revisado posteriormente por Smith (1983) que rebautizó estos divisiones como Grupo I y Grupo II sobre la base de las afinidades isotópicas de las rocas utilizando sistemas de Nd, Sr y Pb. Más tarde, Mitchell (1995), propuso que estos grupos I y II kimberlitas ver diferencias tan distintas, que pueden no ser tan estrechamente relacionados como se pensaba. Demostró que las kimberlitas del Grupo II en realidad muestran una mayor afinidad con las lamproítas que con las kimberlitas del Grupo I. Por lo tanto, se reclasificó el Grupo II como kimberlitas orangeites para evitar confusiones.

Kimberlitas grupo I El grupo I de kimberlitas son rocas ígneas potásicas, ultramáficas ricas en CO2. La composición dominante es una asociación principal de minerales: olivino rico en forsterita, ilmenita de magnesio, piropo de cromo, piropo almandino, diópsido de cromo (en algunos casos subcalcic), flogopita, enstatita y cromita pobre en titanio. Las kimberlitas del grupo I presentan una textura distintiva inequigranular causada por de macrocristales (0.5 a 10 mm) a megacristales (10-200 mm) fenocristales de olivino, piropo, diópsido de cromo, ilmenita magnesiano y flogopita, en una matriz de granos finos a medios. Esta matriz mineralogía, se asemeja más a la verdadera composición de una roca ígnea, contiene olivino rico en forsterita, piropo granate, diópsido rico en cromo, ilmenita rica en magnesio y espinela. Kimberlitas grupo II El grupo II de kimberlitas (o orangeites) son rocas ultrapotásicas y peralcalinos ricas en volátiles (predominantemente H2O). La característica distintiva de las orangeites son macrocristales y microfenocristales de flogopita, junto con una matriz de micas que varían en composición de flogopita a "tetraferriphlogopite" (flogopita anormalmente rica en hierro). Macrocristales de olivino y cristales primarios euhedrales reabsorbidos en una matriz de olivino es común pero no esenciales. Las características principales de la matriz son: zonas de piroxenos (núcleos de diópsido bordeada por aegirina con titáneo); minerales del grupo de la espinela (magnesiano cromita de titanífero magnetita), perovskitas ricas en tierras raras y estroncio, apatita rica en estroncio; fosfatos ricos en tierras raras (monacita, daqingshanite); minerales del grupo del Barian de potasio holandita;rutilo con Niobio y ilmenita con manganeso. Minerales indicadores de la kimberlita Las kimberlitas son rocas ígneas peculiares debido a que contienen una variedad de especies minerales con composiciones químicas peculiares. Estos minerales como el richterita potásica, diópsido de cromo(un piroxeno), espinelas de cromo, ilmenita magnesiano, y los granates ricos en piropo más cromo, suelen estar ausentes en la mayoría de las rocas ígneas, lo que son especialmente útiles como indicadores de kimberlitas. Estos minerales indicadores generalmente se busca en los sedimentos aluviales actuales. Su presencia puede indicar la presencia de kimberlita dentro de la cuenca de erosión que produjo el aluvión.

Importancia económica Las kimberlitas son la fuente primaria más importante de diamantes. Muchas chimeneas de kimberlita también producen ricos aluviales o eluvial depósitos placer de diamantes. Solo 1 de cada 200 chimeneas de kimberlita contienen diamantes de calidad. Los depósitos situados en Kimberley, Sudáfrica fueron los primeros y dieron nombre a la roca. Los diamantes de Kimberley se encontraron inicialmente en kimberlita meteorolizada, que es de color amarillo por la limonita, y se bautizó como tierra amarilla. Trabajos a mayor profundidad encontraron roca menos alterada, kimberlita serpentinizada, que los mineros llamaron tierra azul. La tierra azul y amarilla fueron prolíficas productoras de diamantes. Después de agotar la tierra amarilla, los mineros de finales del siglo XIX excavaron accidentalmente en el suelo azul y encontraron diamantes de calidad gema en cantidad. La importancia económica del momento se vio afectada por la cantidad de diamantes que encontraron en poco tiempo. Los mineros, al competir unos con otros, fueron abaratando el precio de los diamantes que disminuyeron en su valor en un corto período.

Komatita La komatita es una roca volcánica formada a partir de magma extremadamente caliente, fluida y rica en magnesio que deriva de un manto terrestre caliente.123 La erupción de komatitas fue particularmente común en el Precámbrico, cuando el flujo de calor en la Tierra era mayor.1 La roca fue descubierta en Sudáfrica en 1969 pero desde entonces se ha hallado en áreas Precámbricas alrededor del mundo.4 Las komatitas tienen por lo general una textura compuesta de olivinos en forma de cuchillos que pueden tener de varios milímetros a varios decímetros de largo rodeados de una matriz de clinopiroxeno esferulítico, cromita dendrítica y vidrio alterado. A esta textura característica se le conoce como spinifex

Sienita nefelínica o litchfieldita La sienita nefelínica es una roca plutónica holocristalina que se compone principalmente de nefelina y feldespato alcalino. Las rocas son en su mayoría de color pálido, gris o rosa, y con un aspecto general que no las diferencia del granito. También se conocen variedades de color verde, pero oscuro. La fonolita es el equivalente extrusivas de grano fino.

Petrología Las sienitas nefelínicas están subsaturadas de sílice y algunos son peralcalina (términos discutidos en roca ígnea). La nefelina es un feldespatoide, un mineral de solución sólida, que no conviven con cuarzo; más bien, la nefelina reaccionaría con cuarzo para producir feldespato alcalino. Se distinguen de las sienitas ordinarias no sólo por la presencia de nefelina, sino también por la aparición de muchos otros minerales ricos en álcalis y en tierras raras y otros elementos incompatibles. Feldespato alcalino domina, comúnmente representada por ortoclasa y laminar exsolved albita , forma pertita. En algunas rocas de la feldespato potásico, en otros predomina el feldespato de sodio. la microclina clara es muy característica de algunos tipos de sienita nefelina. La sodalita, azul descolorido y transparente en sección delgada, pálida, pero con frecuencia en las muestras de mano, es el principal feldespatoide mineral, además de nefelina. De color marrón rojizo a negro triclínico aenigmatite ocurre también en estas rocas. Extremadamente rica en hierro olivino es raro, pero está presente en algunos sienita nefelina. Otros minerales comunes en cantidades menores incluyen sodio rico en piroxeno, biotita, titanita, circonio, óxidos de hierro, apatito, fluorita, andradita y circón. La cancrinita se encuentra en varias nefelina-sienitas. Se han encontrado un gran número de minerales interesantes y raros donde se cruzan sienitas nefelina y vetas de pegmatita.

Aspectos macroscópicos Los aspectos macroscópicos de la sienita nefelina son similares a los del granito. La presencia de nefelina y ausencia de cuarzo es la diferencia fundamental. El contenido de biotita es generalmente de bajo y de las principales minerales máficos son clinopiroxeno (±) y anfíboles (±). El color macroscópico es gris, siendo poco más oscuro que el granito. No es de alto grado la roca metamórfica originada a partir de nefelina sienita que se caracteriza por la textura de gneis aparece muy rara vez. Se llama nefelina sienita gneis o litchfieldita. Un ejemplo se encuentra en el pueblo de Canaã, Estado de Río de Janeiro, Brasil.

Textura La roca es holocristalina, generalmente equigranular , en igual sentido, y gruesas con tamaño de grano de 2 mm a 5 mm. En algunos casos raros, la roca contiene feldespato alcalino fenocristales de 2 cm a 5 cm de largo y 5 mm a 2 cm de grosor. Los fenocristales demuestran la orientación y, finalmente, muestran la textura acumulativo.

Composición mineral Los principales minerales son alcalinos feldespato , nefelina, clinopiroxeno(±), anfíboles(±) y biotita (±). nefelina es la principal feldespatoide. Están ausentes el cuarzo y ortopiroxenos. Según la clasificación de la nomenclatura UICG (Unión Internacional de Ciencias Geológicas, Streckeisen, 1978), nefelina sienita tiene 10%