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• Brayan Jeansu Taipe Tunque

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INDICE CAPITULO I. 1.1.

ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS ............................................................................. 5

ORIGEN .......................................................................................................................... 5

1.1.1.

Las rocas ígneas se subdividen en dos grandes grupos ........................................ 5

a.

La roca plutónica o intrusiva: ........................................................................................ 5

b.

Las rocas volcánicas o extrusivas: ................................................................................. 5

1.2.

MAGMA ......................................................................................................................... 5

1.3.

EVOLUCIÓN MAGMÁTICA: ............................................................................................ 5

1.4.

CLASIFICACION: ............................................................................................................. 6

1.5.

CLASIFICACIÓN SEGÚN LA PROFUNDIDAD DE CONSOLIDACIÓN .................................. 6

1.6.

COMPOSICIÓN:.............................................................................................................. 7

1.7.

TEXTURA ........................................................................................................................ 7

1.7.1.

TEXTURA AFANITICA.............................................................................................. 8

1.7.2.

TEXTURA FANERÍTICAS O GRANULAR ................................................................... 9

1.7.3.

EXTURA PORFÍDICA ............................................................................................... 9

1.7.4.

TEXTURA VÍTREA ................................................................................................. 10

1.7.5.

TEXTURA PIROCLÁSTICA ...................................................................................... 11

1.7.6.

TEXTURA PEGMATITICA. ..................................................................................... 11

1.8.

OTRAS TEXTURAS: ....................................................................................................... 12

1.8.1.

TEXTURA FLUIDAL ............................................................................................... 12

1.8.2.

TEXTURA OFÍTICA ................................................................................................ 12

1.8.3.

TEXTURA INTERSERTAL ....................................................................................... 13

1.8.4.

TEXTURA TRAQUÍTICA ......................................................................................... 13

1.8.5.

TEXTURA PILOTÁXICA .......................................................................................... 13

1.8.6.

TEXTURA AFÍRICA O AFÍDICA ............................................................................... 14

1.8.7.

TEXTURA VITROPORFÍDICA ................................................................................. 14

1.8.8.

TEXTURA ESFERULÍTICA....................................................................................... 15

1.8.9.

TEXTURA PUMÍTICA O ESPUMOSA...................................................................... 15

1.9.

ESTRUCTURA ............................................................................................................... 15

1.9.1. . CLASIFICACION DE LA ESTRUCTURA DEPENDIENDO A LA FORMA DE LOS CRISTALES: ........................................................................................................................... 16

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1.9.2. OTRAS ESTRUCTURAS (O TEXTURAS, YA QUE AMBOS TÉRMINOS SE MANEJAN INDISTINTAMENTE EN PETROGRAFÍA) PARTICULARES QUE SE PRESENTAN FRECUENTEMENTE SON: ..................................................................................................... 16 1.10.

FORMA DE INTRUSION MAS CARACTERISTICAS: .................................................... 16

1.10.1.

DENTRO DE LOS PLUTONES MASIVOS SE DISTINGUEN: ..................................... 17

CAPITULO II.

LAS ROCAS SEDIMENTARIAS ........................................................................... 18

2.1.

PROCESOS SEDIMENTARIOS........................................................................................ 19

2.2.

CICLO DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS........................................................................ 20

2.3.

COMPONENTES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS ....................................................... 20

2.4.

TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS SEGÚN SU FORMACIÓN ....................................... 20

2.5.

TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS SEGÚN SU COMPOSICIÓN .................................... 22

2.5.1.

POR SU COMPOSICIÓN QUÍMICA ........................................................................ 23

2.6.

TAMAÑO, MORFOLOGÍA Y NATURALEZA DE LOS CLASTOS ........................................ 23

2.7.

MADUREZ .................................................................................................................... 27

2.8.

MATRIZ Y CEMENTO .................................................................................................... 28

2.9.

POROSIDAD Y EMPAQUETAMIENTO ........................................................................... 30

2.10.

¿CÓMO ES EL CICLO DE FORMACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS? ................ 31

CAPITULO III.

ROCAS METAMÓRFICAS .................................................................................. 33

3.1.

CARACTERÍSTICAS GENERALES .................................................................................... 33

3.2.

AGENTES DEL METAMORFISMO ................................................................................. 33

3.3.

METAMORFISMO ........................................................................................................ 34

3.4.

TIPOS DE METAMORFISMO......................................................................................... 35

3.4.1.

CLASIFICACIÓN GENERAL .................................................................................... 35

3.4.2.

CLASIFICACIÓN DETALLADA. ............................................................................... 36

3.4.3.

METAMORFISMO PROGRADANTE Y RETROMETAMORFISMO. ............................ 37

3.5.

MINERALES DEL METAMORFISMO................................................................................. 38

3.6.

FACES DEL METAMORFISMO ...................................................................................... 40

3.7.

TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS .............................................................................. 41

3.7.1.

PIZARRA Y FILITA. ................................................................................................. 41

3.7.2.

ESQUISTO ............................................................................................................. 42

3.7.3.

ANFIBOLITA Y SERPENTINITA................................................................................ 42

3.7.4.

GNEISES ............................................................................................................... 42

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3.7.5.

MÁRMOL. ............................................................................................................ 43

3.7.6.

CUARCITA Y HORNFELS ........................................................................................ 43

CONCLUSION ............................................................................................................................... 44 BIBLIOGRAFIA .............................................................................................................................. 45

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INTRODUCCION

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CAPITULO I.

ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

1.1. ORIGEN Producidas por enfriamiento de una compleja mezcla de materiales y fluidos de la corteza y/o el manto fundidos. Según las condiciones bajo las que el magma se enfríe, las rocas que resultan pueden tener granulado grueso o fino (Palacios, 1981). 1.1.1. Las rocas ígneas se subdividen en dos grandes grupos a. La roca plutónica o intrusiva: Formas a partir de un enfriamiento lento y en profundidad del magma. b. Las rocas volcánicas o extrusivas: Formadas por el enfriamiento rápido y en superficie, o cerca de ella, del magma. 1.2. MAGMA Fluido natural que comprende todos los constituyentes y materiales rocosos que se hallan en el interior de la corteza a más de 700˚ C. Lava es cuando el magma discurre sobre la superficie.

1.3. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA: P á g i n a 5 | 45

Todas las rocas ígneas derivan de un magma basáltico primario, el cual al evolucionar se convierte en magma ácido o silíceo. En otras palabras, los magmas primarios se modifican para producir una gran variedad de rocas. Existen actualmente tres fenómenos de evolución magmática:  La diferenciación magmática.  La cristalización fraccionada.  La asimilación y la mezcla de magmas. 1.4. CLASIFICACION: La clasificación de las rocas ígneas es compleja. En general, se conjugan criterios como son el contenido en minerales máficos y félsicos. Cuando dominan los minerales máficos y ultramáficos, las rocas correspondientes reciben el nombre de melanocratas, y cuando dominan los minerales félsicos, se las llama leucocratas (Rocas, s.f.). Los conceptos anteriores tienen relación con el contenido de SiO2 en los distintos minerales de la roca (recuérdese que el cuarzo y los feldespatos tienen mayor proporción de SiO2 que los ferromagnesianos, neso, ciclo, ino y filosilicatos); por ella y de forma genérica, las rocas ígneas pueden agruparse en cuatro categorías de quimismo: ácido, intermedio, básico y ultrabásico en orden decreciente de contenido en sílice. 1.5. CLASIFICACIÓN SEGÚN LA PROFUNDIDAD DE CONSOLIDACIÓN Profunda (altas Tº y P) = rocas plutónicas → stocks, batolitos Intermedia (1/2 Tº y P) = rocas hipabisales → pórfidos, diques, filones Superficial (bajas Tº y P) = rocas volcánicas → coladas, flujos P á g i n a 6 | 45

A las rocas plutónicas e hipabisales se las denomina intrusivas, mientras que a las volcánicas, extrusivas. Cuando el magma alcanza la superficie se denomina lava. 1.6. COMPOSICIÓN: Principalmente silícea (SiO2), Minerales formadores = en función de la composición del fundido original y del proceso de enfriamiento.

1.7. TEXTURA La textura es un elemento de relevancia a la hora de identificar si el enfriamiento de una roca ha sido rápido (texturas vítreas y afanítica) o lento (textura fanerítica). La textura porfírica resulta de un cambio en la velocidad de enfriamiento. A un período muy lento, en el que crecen los fenocristales, sigue un período más rápido, que produce cristales más pequeños, o brusco, que genera una matriz vítrea (Mario, 2005).

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El contenido de fluidos del magma puede tener tanta relevancia en el control del tamaño de los cristales como en la velocidad de enfriamiento. Los cristales más grandes (que pueden llegar a medir metros) característicos de la textura pegmatítica, son el resultado del enfriamiento de un magma muy rico en gases disueltos. Durante la formación (o no) de caras perfectas de una roca intervienen factores tales como, el orden correlativo de cristalización de los distintos minerales y la velocidad de enfriamiento. Las caras de los cristales de una roca ígnea pueden haber alcanzado diferentes grados de desarrollo durante el proceso de cristalización: 

EUHEDRALES: todas las caras del cristal son planas perfectas



SUBHEDRALES: cuando sólo algunas caras planas se han desarrollado



ANHEDRALES: cuando los cristales carecen completamente de caras planas

1.7.1. TEXTURA AFANITICA Las cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos (micro o criptocristalino). Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas volcánicas.

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1.7.2. TEXTURA FANERÍTICAS O GRANULAR Rocas en las que se identifica el material cristalino a ojo desnudo. Se origina cuando el magma solidifica lentamente a bastante profundidad, lo que da tiempo a la formación de cristales grandes de los diferentes minerales. Ej. Granito, gabro. 1.7.3. EXTURA PORFÍDICA La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados. Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura glomerofídica. Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de minerales. La textura fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es microlítica, constituida de numerosos cristales pequeños distribuidos irregularmente o alineados, que se ubican en una masa de cristales aún más finos o de vidrio. La textura porfídica es típica para las rocas volcánicas, para

muchas rocas

su

volcánicas y

para

algunos diques.

Incluso

las plutonitas pueden adquirir una textura similar a la textura porfídica producida por cristales

grandes

similares

a fenocristales. (Véase en

el

Museo

Virtual: Textura porfídica) Origen

de

la

textura

porfídica:

Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura. P á g i n a 9 | 45

1.7.4. TEXTURA VÍTREA La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico visible en una muestra de mano, cristales parcialmente también pueden constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava e intrusiones emplazadas en una profundidad muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos desciende tan P á g i n a 10 | 45

rápidamente, que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura ordenada cristalina. El líquido silicático se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.

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

de

dos

tipos

dominantes

de

textura

son

los

siguientes:

Una roca de textura piroclástica puede constituirse de fragmentos de rocas afaníticas y/o fanerítica y de fragmentos vítreos. Si la mayoría de los clastos son vítreos, se denomina la textura de la roca vítroclástica.

1.7.6. TEXTURA PEGMATITICA. Son las rocas de granos muy gruesos. P á g i n a 11 | 45

1.8. OTRAS TEXTURAS: 1.8.1. TEXTURA FLUIDAL La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre. 1.8.2. TEXTURA OFÍTICA La textura ofítica se aprecia por cristales de plagioclasas

completamente

o

parcialmente

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

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1.8.3. TEXTURA INTERSERTAL Los intersticios de los cristales grandes y abundantes son manchas angulares de una masa hemicristalina o vítrea o es decir las texturas equivalentes a la textura ofítica formadas por otros minerales. 1.8.4. TEXTURA TRAQUÍTICA Textura característica para las traquitas. La masa básica es principalmente holocristalina o incluye sólo una porción pequeña de vidrio. En consecuencia del movimiento de la lava las láminas y listones de feldespato están alineadas en cierto grado paralelamente. La textura traquítica es típica para las traquitas y otras vulcanitas y subvulcanitas ricas en feldespato.

1.8.5. TEXTURA PILOTÁXICA Textura de rocas holocristalinas porfídicas con una masa básica esencialmente de microlito de forma tabular y de listón y a menudo alineados en consecuencia del movimiento de la lava. P á g i n a 13 | 45

1.8.6. TEXTURA AFÍRICA O AFÍDICA Hablando de una textura afírica o afídica se destaca la ausencia de una textura porfídica en una roca y se refiere a una textura afanítica sin fenocristales.

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

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

1.8.9. TEXTURA PUMÍTICA O ESPUMOSA La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un enrejad de vítreo o de material afanítico o se decir una roca de textura pumítica. Los ejemplos más comunes son las ignimbritas y liparitas. 1.9. ESTRUCTURA P á g i n a 15 | 45

La estructura de una roca es toda característica o forma observada en la misma, independientemente de su composición mineralógica. Las estructuras magmáticas primarias reflejan las condiciones en las cuales ocurrió la consolidación del magma o lava 1.9.1. . CLASIFICACION DE LA ESTRUCTURA DEPENDIENDO A LA FORMA DE LOS CRISTALES:  ESTRUCTURA IDIOMORFA: es aquélla en la que dominan los cristales euhedrales (cristales que han desarrollado sus formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos laterales de espacio).  ESTRUCTURA HIPIDIOMORFA: es aquélla en la que dominan los cristales anhedrales (formas cristalinas imperfectas porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el magma ya repleto de cristales). 1.9.2.

OTRAS ESTRUCTURAS (O TEXTURAS, YA QUE AMBOS

TÉRMINOS SE MANEJAN INDISTINTAMENTE EN PETROGRAFÍA) PARTICULARES QUE SE PRESENTAN FRECUENTEMENTE SON:  ESTRUCTURA EN CORONA: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de posterior génesis alrededor de núcleos de anterior cristalización.  ESTRUCTURA FLUIDAL: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber sido transportados por un magma móvil. 1.10.

FORMA DE INTRUSION MAS CARACTERISTICAS:

 SILLLS: Son plutones tabulares y concordantes, cuya potencia varia de centímetros hasta metros. Se diferencia de una lava enterrada en que es más moderna que las rocas encajonante; además sus superficies son más regulares.

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 DIQUES: Son plutones tabulares discordantes formados por la intrusión dela magma a través de fracturas que cortan a las rocas encajónate. Su potencia varía entre centímetro y metros y su longitud puede alcanzar varios kilómetros. 1.10.1. DENTRO DE LOS PLUTONES MASIVOS SE DISTINGUEN:  LOPOLITOS: Son plutones masivos concordantes, en forma de embudo que Ocupan una cuenca tectónica o un sinclinal.  FACOLITOS: Son plutones masivos concordantes, encorvados a ambos lados y se ubican en las crestas de los anticlinales.  LACOLITOS: Son plutones masivos concordantes en forma lenticular cuya base es aplanad y presentan una convexidad en el techo.  STOCK: Son plutones masivos discordantes el tamaño de sus afloramientos son menores a los 100Km^2.  BATOLITOS: Son grande plutones masivos discordantes mayores ha 100Km^2. Cuyo tamaño aumenta con la profundidad y que hoy están en superficie por consecuencia de la erosión de las rocas que la cubrían inicialmente. Su parte superior es un domo de donde se proyectan diques y otros cuerpos ígneos menores.

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CAPITULO II.

LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Las rocas sedimentarias se forman al sedimentarse y depositarse partículas de diversos tipos y tamaños que son transportadas por el aire, viento o agua, que por un proceso denominado diagénesis produce materiales consolidados que están formados por capas que se llaman estratos (Mario, 2005). Se encuentran en la superficie del manto cubriendo más del 75%, pero por volumen su cantidad es pequeña al compararlas con el volumen de las rocas ígneas. Se encuentran en las orillas y fondos de los ríos, mares y lagos, y en el fondo de valles y barrancos. Suelen contener fósiles y ser permeables al agua y otros fluidos como los hidrocarburos.

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Dependiendo de cómo se realiza la sedimentación, son las características del sedimento la variable que más incide en la formación de las rocas y las condiciones fisicoquímicas del medio donde ocurre la sedimentación. Existen dos tipos de ambientes de sedimentación terrestre, el glaciar y el desértico, estos tipos presentan estratificaciones cruzadas como el abanico aluvial formado al pie de las montañas, el fluvial, el lacustre en el fondo de lagos, el palustre en el fondo de pantanos, albufera y deltaico. En cuanto a los ambientes marinos encontramos: el nerítico sobre la plataforma continental, el barial sobre el talud continental, el artistral en las planicies con influencia de acuíferos y abisal en los fondos alejados de la costa. Son aquellas que han sido formadas debido a la acumulación de sedimentos a lo largo del tiempo procedentes de otras rocas o restos orgánicos. Corresponden al 75% de las rocas existentes en el mundo, siendo las más abundantes. Aunque todas las rocas sedimentarias tienen en común su formación por precipitación o acopio de sedimentos con su posterior compactación en mayor o menor medida, podemos hablar de diferentes tipos si atendemos a la manera por la cual han sido formadas o a su composición. 2.1. PROCESOS SEDIMENTARIOS Básicamente, corresponden a erosión (mecánica, química y biológica) en áreas fuente continentales, transporte por corrientes de agua (ríos), hielo (glaciares), o atmósfera (viento), depósito en cuencas deprimidas (lagos, deltas, estuarios, plataformas marinas relativamente someras, fosas y cuencas abisales), y compactación y diagénesis durante la formación en estas cuencas de pilas sedimentarias estratificadas que pueden llegar a tener miles de metros de espesor.

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2.2. CICLO DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

2.3. COMPONENTES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS 

Componentes terrígenos o clásticos: estos son fragmentos de cristales, su morfología y tamaño se relacionan directamente con cómo fueron transportados desde su lugar de origen.



Componentes ortoquímicos: formados por precipitación bioquímica o química que tuvo lugar durante o inmediatamente después de la precipitación.



Componentes aloquímicos: de origen químico o bioquímico formados en la cuenca de sedimentación y que se incorporan al sedimento como clastos. 2.4. TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS SEGÚN SU FORMACIÓN

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Al hablar de la formación de las rocas sedimentarias hay que tener en cuenta que muchas de ellas cuentan con miles de años en los que han ido modificándose y formándose, algunas de ellas albergan incluso fósiles. Según la manera en la que han sido formadas se distinguen varios tipos de rocas sedimentarias: 

Rocas detríticas: estos tipos de rocas sedimentarias han sido compuestas a lo

largo del tiempo por la acumulación de excedentes procedentes de la erosión de laderas o grandes unidades rocosas. Según sea el tamaño de sus clastos, es decir, de las partículas que las han ido formando, pueden diferenciarse a su vez entre conglomerados, areniscas y rocas arcillosas. 

Rocas organógenas: son aquellas rocas sedimentarias que han sido formadas con

restos de seres vivos. Se distinguen dos tipos dentro de las rocas sedimentarias organógenas según su material: 

Formadas por procesos de biomineralización: compuestas a partir de

esqueletos de seres vivos. Es el tipo más abundante. 

Rocas orgánicas: su formación se debe a partes orgánicas, es decir, de la

materia celular procedente de seres vivos. Aunque este tipo de roca sedimentaria organógena es menos abundante que el otro, muchas veces se tiende a llamar “rocas orgánicas” al grupo completo 

Rocas químicas: estas rocas sedimentarias han sido formadas debido a la

deposición de sustancias disueltas por procesos químicos. Un ejemplo de formación de estas rocas es el de la evaporación del agua del mar dejando sal que tiene a ser acumulada por sobresaturación, es decir, por acumulación de minerales. También son llamadas rocas de precipitación química. 

Margas: muchos científicos no las consideran un tipo de roca sedimentaria aparte

porque se trata de una mezcla formada por la acumulación de restos de detríticas y químicas o bioquímicas, es decir, de sedimentos de alguno de los tres grupos P á g i n a 21 | 45

anteriores. Las rocas margas están formadas por calcita y arcilla, siendo más predominante la primera, lo que le confiere un aspecto blanquecino.

2.5. TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS SEGÚN SU COMPOSICIÓN Otra manera de clasificar las rocas sedimentarias es atendiendo a su composición, de esta manera podemos encontrar los siguientes tipos: 

Terrígenas: este tipo de rocas sedimentarias se componen de elementos

terrígenos, especialmente de partículas orgánicas silíceas o de granito, que a su vez contiene grandes cantidades de cuarzo. El tipo más abundante de rocas sedimentarias terrígenas son los conglomerados, formados por clastos redondeados y las areniscas, cuyos clastos son granos de arena. 

Carbonáticas: son aquellas compuestas principalmente por minerales de

carbonato cálcico, aunque también pueden estar formadas por otro tipo de carbonato. Este tipo de rocas sedimentarias constituye entre el 25 y el 30% del total. Las más abundantes en esta categoría son las calizas y las dolomías. 

Silíceas: formadas, como su propio nombre indica, por partículas orgánicas de

sílice, es decir, una combinación de silicio y oxígeno. Este tipo de rocas sedimentarias se distingue por ser muy duras y compactas. 

Orgánicas: estas rocas son las compuestas por rocas de origen organógeno, es

decir, formadas a partir esqueletos o materia celular proveniente de seres vivos. Las rocas más comunes dentro de este tipo son el carbón, el coral y el petróleo. 

Ferro-alumínicas: compuestas a partir de procesos de meteorización, es decir,

por desintegración o ruptura de otra roca. Está compuesta por menas, mineral del que se pueden extraer distintos elementos porque aparecen en una cantidad lo P á g i n a 22 | 45

suficientemente abundante como para su aprovechamiento, estos elementos suelen ser metales, en este caso son el hierro y el aluminio. 

Rocas fosfáticas: estas rocas sedimentarias compuestas por derivados del átomo

de fósforo no son muy abundantes, pero aún así se encuentran presentes en muchas y diversas partes del mundo y hasta en fosas marinas. 2.5.1. POR SU COMPOSICIÓN QUÍMICA En este caso las rocas sedimentarias se clasifican en: 

Rocas silíceas: compuestas principalmente por sílice.



Rocas calizas: compuestas principalmente por carbonatos de calcio y magnesio.



Rocas arcillosas: compuestas principalmente por silicatos de aluminio hidratado y alúmina coloidal.



Rocas salinas: compuestas principalmente por cloruros sódicos y potásicos, sulfatos sódicos etc. Estas rocas se forman principalmente por evaporación de mares y lagunas.



Rocas combustibles: compuestas principalmente por hidrocarburos y carbón. 2.6. TAMAÑO, MORFOLOGÍA Y NATURALEZA DE LOS CLASTOS

El tamaño de grano de los componentes clásticos es el criterio fundamental para clasificar las rocas sedimentarias detríticas, siendo su morfología y su naturaleza composicional criterios adicionales para adjetivar las rocas. Los clastos se clasifican según su tamaño en: 

Grava: > 2 mm



Arena: 2 mm - 62 micras (1 mm = 1000 micras)



Limo: 62 - 4 micras P á g i n a 23 | 45



Arcilla: < 4 micras

Los dos últimos se agrupan bajo el término fango.

Tamaños de clastos, nombre de sedimento detrítico, y nombre de las rocas sedimentarias detríticas.

Los clastos de una roca sedimentaria detrítica dada pueden tener más de un tamaño de grano de entre los grupos anteriores, dando lugar a términos intermedios que se denominan en función de los tamaños de grano mayoritarios.

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Aunque existen expresiones numéricas para describir la forma de los granos, visualmente se pueden clasificar en función de sus grados de redondez y de esfericidad. El primero varía desde muy redondeados, redondeados, subredondeados, subangulosos, angulosos y muy angulosos. El segundo oscila entre granos de alta y baja esfericidad.

P á g i n a 25 | 45

Grados de redondez para clastos con a) alta y b) baja esfericidad.



Las ruditas o conglomerados son rocas que presentan fragmentos con tamaños mayores de 2 mm de diámetro (i.e., tamaño de grava); cuando los cantos son redondeados (ver más adelante) las ruditas se denominan pudinga, y cuando los cantos son angulosos, brechas. En función de la composición de los clastos, las ruditas pueden ser calcáreas, graníticas, cuarcíticas, etc.



Las areniscas presentan fragmentos con tamaños entre 2 y 0.0625 mm (i.e., tamaño de arena); cuando tienen menos del 15% de matriz y están compuestas esencialmente por granos de cuarzo se denominan cuarcitas, cuando lo están por fragmentos de feldespatos se denominan arcosas, y cuando los fragmentos son esencialmente calizos, se denominan calcarenitas.Cuando tienen más del 15% de matriz se denominan grauvacas.



Las lutitas presentan componentes con tamaños de grano menor de 62 micras (i.e., tamaño de fango) en una proporción de más del 75%. Dentro de ellas se distinguen P á g i n a 26 | 45

las arcillas o arcillitas, que presentan tamaños de grano menores de 0.004 mm (4 micras), estando compuestas por minerales de las arcillas, que son el producto de alteración de otros minerales como los feldespatos, o el producto de procesos diagenéticos y las limolitas, que presentan tamaños de grano entre 0.0625 y 0.004 mm (4 micras), y que están compuestas tanto por material detrítico fino (i.e., clástico) como minerales de las arcillas (clástico y/o diagenético) que forman parte del cemento. Cuando las arcillitas se compactan y pierden agua, se transforman en rocas diagenéticas o metamórficas de grado muy bajo denominadas de forma amplia pizarras. la dispersión del tamaño de grano puede estimarse visualmente de forma cualitativa (de visu y con ayuda del microscopio petrográfico y/o electrónico), utilizándose los términos de rocas muy bien, bien, moderadamente y mal clasificadas. El grado de dispersión de los tamaños de grano es muy importante desde el punto de vista de las propiedades de las rocas ya que tiene una influencia directa sobre el grado de porosidad y permeabilidad de la misma.

Grado de dispersión del tamaño de grano de los clastos en rocas detríticas.

2.7. MADUREZ P á g i n a 27 | 45

Existen dos tipos de madurez. 

Madurez mineralógica, referida al grado de estabilidad de los componentes minerales encontrados en el sedimento. Un sedimento mineralógicamente maduro es aquel que contiene una proporción elevada de minerales o fragmentos de rocas estables químicamente en las condiciones sedimentarias (e.g. arcillas) y/o físicamente resistentes a la alteración (e.g. cuarzo, circón, turmalina, apatito...); un

ejemplo

sería

areniscas

cuarcíticas.

Un

sedimento

inmaduro

mineralógicamente es aquel que contiene proporciones elevadas de minerales o fragmentos de rocas inestables en las condiciones de sedimentación (e.g. feldespatos); un ejemplo sería areniscas feldespáticas o arcosas. 

Madurez textural, referida al contenido en material fino, al grado de redondez de los clastos y dispersión de los tamaños de grano del sedimento. Sedimentos inmadurostexturalmente son aquellos que tienen más del 5% de matriz fina, los cantos están poco redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es elevada (coeficiente alto). Sedimentos supermaduros son aquellos que no presentan fracción fina, los cantos están bien redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es baja (coeficiente bajo). Entre ambos existen términos intermedios denominados submaduros y maduros. 2.8. MATRIZ Y CEMENTO

Todas las rocas sedimentarias detríticas presentan, además de clastos (fragmentos de minerales y/o rocas erosionadas), una matriz de grano más fino y un cemento que dan cohesión al sedimento. Así, es normal que las ruditas presenten una matriz de tamaño grava y/o fango, y las areniscas una matriz de tamaño fango. La composición de los granos de la matriz suele ser similar a la de los clastos que sustenta, ya que su formación es contemporánea con la sedimentación de los clastos, excepto cuando el tamaño es de tipo fango, en cuyo caso está compuesta por minerales de la arcilla y oxhidróxidos de Fe. La abundancia de matriz, no obstante, es muy variable, pudiendo P á g i n a 28 | 45

en algunos casos ser prácticamente inexistente. Esto implica que las propiedades físicas y mecánicas de las rocas puedan variar bastante para un mismo tipo de roca. El cemento es un material formado con posterioridad al depósito de los clastos y la matriz, resultante de procesos de precipitación a partir de soluciones acuosas iónicas o coloidales que circulan e interaccionan con las rocas. Los cementos pueden tener un tamaño de grano variable, mayor o menor que el de los clastos y/o matriz, según sea su naturaleza y el proceso genético que los formó. Su existencia en las rocas detríticas es uno de los factores que producen una reducción en su porosidad y, en general, un mayor grado de resistencia mecánica y de cohesión entre sus componentes clásticos y matriz siempre que la naturaleza del cemento se adecuada. Por lo tanto, los cementos ejercen una función de consolidantenatural.

Los cementos más abundantes son carbonáticos, silíceos o ferruginosos: 

Los cementos silíceos están constituidos por cuarzo microcristalino, sílice microcristalina o criptocristalina (chert), o material amorfo opalino. Las rocas cementadas por las variedades de sílice suelen presentar características mecánicas que le imprimen alta resistencia a la deformación (son rocas muy duras y resistentes a los procesos de alteración), siempre que todos los poros estén rellenos y no exista una matriz fina de carácter arcilloso.

 Los cementos

carbonáticos suelen estar compuestos por calcita (ver cementos en

el apartados de rocas carbonatadas).  Los cementos

ferruginosos están compuestos por óxidos y oxhidróxidos de Fe (y

algo de Mn). Las variedades mineralógicas mayoritarias presentes son una combinación de hematites (Fe2O3), goetita (HFeO2), lepidocrocita (FeO(OH)) y

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limonita (Fe(OH)3). La cementación con materiales ferruginosos suele ser incompleta. Aunque la fracción arcillosa de las rocas detríticas es considerada generalmente como matriz, en algunos casos puede considerarse cemento cuando su origen no es detrítico (en general, diagenético). Morfológicamente, los cementos se pueden clasificar en: 

Cementos de contacto: Una pequeña película de material mineral que envuelve y une los granos entre ellos en los puntos de contacto. La porosidad de las rocas sedimentarias con este tipo de cementos es alta, a menos que el empaquetamiento sea completo o suturado.



Cementos de poros: El cemento rellena los poros entre los granos y matriz, independientemente de que exista un cemento de contacto previo entre los granos.



Cementos basales: El cemento de poros se puede denominar basal si ocupa grandes volúmenes de la roca con empaquetamientos flotantes de los granos. En estos casos, lo normal es que la roca haya sufrido un proceso de cementación postdeposicional que ha afectado a toda o parte de la matriz (como es común en algunas rocas carbonatadas).

2.9. POROSIDAD Y EMPAQUETAMIENTO Características importantes de las rocas detríticas son la porosidad y el empaquetamiento de los clastos. La porosidad es el volumen total de la roca ocupado por espacios vacíos (rellenos de aire), y se expresa en porcentajes en volumen: P á g i n a 30 | 45

Porosidad: (Volumen de poros) / (Volumen total) * 100

Desde un punto de vista práctico, la porosidad que se mide es la porosidad abierta, esto es, aquella fracción de la porosidad total definida por poros intercomunicados entre sí. Esta porosidad da una idea de la permeabilidad del material a soluciones fluidas (líquidas y gaseosas). El empaquetamiento de los clastos se define como la proporción de espacios vacíos o rellenos por cemento o fracción arcillosa fina existentes entre los granos o clastos. Esta característica controla (en parte) la porosidad de la roca y la distribución del tamaño de poro, aspectos que son esenciales al evaluar el transporte de agua por el interior del sistema poroso de las rocas de construcción y ornamentación. El empaquetamiento se mide por la densidad de empaquetamiento, definida en relación con una línea hipotética trazada en la roca (generalmente en lámina delgada) como la longitud de la línea que está ocupa por clastos partido por la longitud total de la línea. Los tipos de empaquetamientos son flotantes (clastos suspendidos), puntual (clastos parcialmente suspendidos y parcialmente con contactos puntuales), tangente (clastos en contactos puntuales y lineales pero con espacios entre ellos), completo (clastos totalmente en contacto) y suturado (clastos totalmente en contacto e interpenetrados, desarrollado por procesos diagenéticos).

Esquema representando los grados de empaquetamiento y su nomenclatura 2.10.

¿CÓMO ES EL CICLO DE FORMACIÓN DE LAS ROCAS

SEDIMENTARIAS?

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Ahora que ya sabemos cuáles son los tipos de rocas sedimentarias, vamos a terminar este post explicándote el procedimiento por el cual estas singulares rocas se forman con el paso del tiempo, o lo que también llamamos ciclo litológico.

En primer lugar, se produce la formación del magma, el cual se solidifica a través de la cristalización, es decir, un enfriamiento de la roca por lo que pasa a ser una roca ígnea. Tras esto se produce una erosión de la roca y se produce la sedimentación por la cual se forman las rocas sedimentarias que nos ocupan en este post. Elementos como el agua, el viento, la nieve, la contaminación o la misma naturaleza y biología cambian la química

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de la roca y por tanto su forma, erosionándola y rompiéndola, creando trozos más pequeños de roca. CAPITULO III.

ROCAS METAMÓRFICAS

3.1. CARACTERÍSTICAS GENERALES El metamorfismo involucra a un conjunto de procesos que dan origen a un reacomodamiento mineralógico y estructural de rocas preexistentes a las condiciones físico-químicas reinantes a profundidades, que en general, superan los 10 km., y que son diferentes de las condiciones originales bajo las cuales se formaron las rocas. Es decir, que se forman asociaciones minerales estables a las nuevas condiciones existentes, denominadas rocas metamórficas. Las rocas metamórficas han permanecido esencialmente sólidas durante todos los procesos de formación y reconstitución química, a los que deben su mineralogía y estructuras actuales. Algunas reacciones químicas y mecánicas desarrolladas han tenido lugar, no obstante, con la intervención de fluidos contenidos en poros o fracturas de las rocas, pero la cantidad total de éstos representa solo una pequeña fracción en relación a la masa total (Huang, 1991). 3.2. AGENTES DEL METAMORFISMO  Temperatura: muchas rocas metamórficas son el resultado de la temperatura, acompañado esto, frecuentemente, por cambios en otros agentes. La elevación de la temperatura puede ser ocasionada por la inyección de magma, o por un emplazamiento profundo en una zona de subducción entre placas tectónicas o por un aumento en la velocidad del flujo calórico. El rango de temperatura en el metamorfismo varía de 250 a 750°C. Recordar el concepto de gradiente geotérmico, que dice que la temperatura aumenta 1°C cada 33m de profundidad, o sea, aproximadamente 3°C cada 100 m. P á g i n a 33 | 45

 Presión: como consecuencia del aumento de la profundidad de soterramiento de una roca se produce un aumento de la presión ejercida por la carga supra yacente, la que se denomina presión de carga. El aumento de la presión de carga es de 250 a 300 bar por km. de profundidad dependiendo de la densidad media de las rocas. En general se admite que esta presión es de tipo hidrostática, es decir, en todas direcciones, por ello también se denomina como presión litostática. Este tipo de presión, en general, no supera los 10.000 bar. Las rocas sólo se deforman continua y plásticamente cuando están sometidas a diferencias tensionales de suficiente magnitud. Entonces, una deformación permanente nos da la prueba que dichas rocas han estado sometidas a un estado tensional no litostático, donde las tres componentes principales de la tensión no son iguales y ésta es denominada presión stress o dirigida. La magnitud de estas tensiones se ha determinado en forma experimental, alcanzando valores de 2.300 a 3.000 bar. Pero se debe tener presente que a medida que aumenta la temperatura las rocas se deforman con mayor facilidad. Entonces, al entrar en juego esta otra variable, los valores de presión disminuirán. En general, se puede despreciar los efectos de la presión stress cuando se trate de un metamorfismo profundo, pero sí tendrá suma importancia en metamorfismos relativamente someros.  Fluidos: actúan como catalizadores de las reacciones en sólido de las rocas. Es un control importante pues son químicamente activos y unidos a otros agentes tienden a establecer el equilibrio químico en los procesos de recristalización que dan lugar al metamorfismo. Entre los fluidos más habituales que aparecen se encuentran el agua, dióxido de carbono, boro y cloro.  Tiempo: los procesos metamórficos, en general, se producen en un tiempo geológico del orden de la centena de millones de años, con valores de 200 a 800 millones de años. En otros casos, pero en mucha menor medida, son procesos muy rápidos, casi instantáneos, como en el metamorfismo dinámico. 3.3. METAMORFISMO P á g i n a 34 | 45

Metamorfismo es el cambio de una clase coherente de roca, en otra, por debajo de la zona de intemperismo y por encima de la zona de fusión. Esos cambios dan el estado sólido como consecuencia de intensos cambios de presión, temperatura y ambiente químico; los cambios están asociados a las fuerzas que pliegan, fallan capas, inyectan magma y elevan o deprimen masas de roca (Rocas, s.f.). Se restringe el metamorfismo a cambios de textura y composición de la roca porque existe recristalización, metasomatismo y neocristalización. El nuevo arreglo atómico de la roca resultante es más compacto, ya que en la profundidad el material fluye debido a la presión. Igualmente, las rocas de grano fino son más susceptibles de sufrir las transformaciones señaladas porque los minerales ofrecen más área a los agentes químicos. También las rocas formadas con minerales típicos de altas presiones y temperaturas se resisten a sufrir nuevos cambios a diferencia de otras, como las arcillas, que son más susceptibles por ser formadas prácticamente en la superficie. El cuadro siguiente, muestra de una manera aproximada las rocas metamórficas con sus correspondientes rocas de base e intermedias. El orden en que se presenta cada serie de rocas alude al grado de metamorfismo en una escala creciente. ROCA BASE Shale (lutita) Arenisca Caliza Basalto Granito Carbones

ESTADO DE TRANSICIÓN Metasedimentos Metasedimentos Caliza cristalina Metavulcanita Intrusivo gnésico Metasedimentos grafitosos

ROCA METAMÓRFICA pizarra, filita, esquisto, paragneishornfels cuarcita, Mármol esquito, anfibolita Ortogneis esquistos grafitosos

3.4. TIPOS DE METAMORFISMO 3.4.1. CLASIFICACIÓN GENERAL

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Por regla general se puede hablar de metamorfismo regional y de metamorfismo de contacto, que difiere no sólo por las condiciones alcanzadas en presión y temperatura, sino también por los procesos que lo originan. 

Metamorfismo regional. Se produce como consecuencia de procesos orogénicos, durante la formación de cordilleras de plegamiento a causa de la subducción o de la colisión continental. En este metamorfismo se incrementa la temperatura y la presión a la que se ven sometidas las rocas. Puesto que los minerales se desarrollan bajo presiones dirigidas en condiciones orogénicas, se ven obligados a crecer paralelamente entre sí y perpendiculares a estas presiones. Se origina así una foliación intensa en la roca simultánea con el metamorfismo, por lo que a estas rocas se les denomina en general esquistos.



Metamorfismo de contacto. Se produce a causa de intrusiones ígneas que alcanzan zonas relativamente frías y superficiales de la corteza, las que se calientan conforme el magma se enfría. Es por tanto un metamorfismo de alta temperatura y baja presión que origina aureolas concéntricas en torno a la roca ígnea, cuya extensión depende del volumen de magma incluido. Son rocas típicas de este metamorfismo las corneanas y esquistos moteados, que se caracterizan por minerales que crecen al azar, al no estar sometidos a presiones dirigidas. 3.4.2. CLASIFICACIÓN DETALLADA.

Con mayor detalle, el metamorfismo, para otros autores, puede ser de cuatro tipos: de contacto, dinamometamorfismo, regional o general y ultra metamorfismo. 

De contacto. Se da sobre la roca encajante y dentro de la aureola de una cámara magmática, a pocos km. La temperatura es de 300 a 800°C y la presión varía entre 100 y 3000 atmósferas. Las rocas características son la piedra córnea, las pizarras nodulosas y las pizarras manchadas; los minerales tipo silicatos de Ca y Mg, y los materiales arrastrados y depositados de óxidos y sulfuros.

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

Dinamometamorfismo.

Metamorfismo cinético-mecánico o de dislocación,

producto de gran presión lateral asociada a fuerzas tectónicas. La roca sufre transformaciones fundamentalmente mecánicas; como prototipo, la pizarra cristalina. 

Metamorfismo regional o general. Es el producto del hundimiento de la corteza a zonas profundas donde la presión y la temperatura explican todos los cambios esenciales en los minerales y en la estructura de la roca. Los escalones de metamorfismo regional, con sus productos, son:

- Epizona (piso alto). Cuarcita, granito pizarroso, granito milonitizado, filita y pizarras. La presión y temperatura son bajas. - Mesozona (piso medio). Cuarcita, pizarras micáceas, mármol, anfibolita, eclogita. La presión y temperatura son moderadas (entre 700 y 900°C). - Catazona (piso profundo). Ortogneis, paragneis, granulita, grafito, gneis de hornblenda. Las temperaturas están entre 1500 y 1600°C y hay fuerte presión. 

Ultrametamorfismo. Es el metamorfismo extremo por fuerte aumento de presión y temperatura. Los pisos son:

anátesis, 17 a 75 km. de profundidad, con profundos cambios físicos en la roca; metátesis, los minerales claros se movilizan separándose de los oscuros para formar una roca bandeada; metablástesis, hay neocristalización y recristalización, y grafitización, transformación en roca granítica. 3.4.3. METAMORFISMO PROGRADANTE Y RETROMETAMORFISMO. 

Metamorfismo progradante. Conforme en una región se produce el aumento progresivo de temperatura y/o presión, las áreas vecinas van siendo sucesivamente

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afectadas de tal manera que la zona de metamorfismo se expande formando un domo a partir del punto inicial. Cuando el metamorfismo cesa, la roca no se reestructura de nuevo. En continuo van las isotermas y en punteado las isógradas que marcan condiciones idénticas de metamorfismo después de caer la temperatura. De esta manera, todas las rocas habrán sufrido un progresivo aumento de las condiciones hasta alcanzar un máximo llamado clímax metamórfico que es más intenso en el centro del domo que en la periferia, donde empieza cada vez a hacerse menos evidente. Así se dará lugar a una zonación metamórfica. 

Retrometamorfismo.

Al ascender de nuevo las condiciones físicas, los

minerales permanecen en estado metaestable por no tener energía suficiente para reorganizarse. Tan sólo si durante el descenso general sufren un pequeño aumento de temperatura, los minerales se reestructuran parcialmente, sin que se lleguen a borrar la mineralogía o la textura que alcanzaron durante el clímax.

Metamorfismo progradante. Estados Antes Durante y Después

3.5. MINERALES DEL METAMORFISMO Las condiciones de presión y temperatura que alcanza una roca y su composición química, determinan el tipo de minerales que se originan. Por tanto, las asociaciones minerales que existen en una roca metamórfica indican las condiciones físicas alcanzadas.

Estos ambientes se dividen en zonas según las diferentes

paragénesis minerales presentes. Cada zona queda limitada por la aparición, desaparición o sustitución de uno o varios de ellos.

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Los minerales del metamorfismo de bajo grado son: serpentina, talco, clorita y epidota; los de metamorfismo de grado medio son: kyanita, andalucita, estaurolita, biotita y hornblenda, y los de alto grado son: silimanita, forsterita, wollastonita y garnierita. En el metamorfismo regional, con el incremento progresivo de la temperatura, se dan fenómenos de deshidratación y de descarbonatación. Tales procesos se ilustran así: ROCA BASE Shale (lutita) Arenisca Caliza Basalto Granito Carbones

ESTADO DE TRANSICIÓN Metasedimentos Metasedimentos Caliza cristalina Metavulcanita Intrusivo gnésico Metasedimentos grafitosos

ROCA METAMÓRFICA pizarra, filita, esquisto, paragneishornfels cuarcita, Mármol esquito, anfibolita Ortogneis esquistos grafitosos

Pero la wollastonita también se puede formar en el metamorfismo de contacto a las más altas temperaturas, así: Al4Si4O10(OH)8 Caolinita CaCO3 + SiO2 calcita pedernal

Al4 Si4 - x O10 + x SiO2 + H2 metacaolinita CaSiO3 + CO2 wollastonita

Para ilustrar la paragénesis de la roca, la reacción por la cual una caliza dolomítica con pedernal a condiciones metamórficas de bajo grado, forma talco, es la siguiente: CaCO3 + SiO2 calcita cuarzo

CaSiO3 + CO2 wollastonita/

La actinolita es un anfíbol que se presenta en cristales alargados o fibrosos. La andalucita es un silicato frecuente en contactos de granitos con pizarras arcillosas. El asbesto de fibras duras y rígidas es una serpentina de múltiples usos. La clorita es un filosilicato que se diferencia de las micas por inelástico. El granate es un nesosilicato cúbico y duro. La kianita, silicato triclínico, con la andalucita y la sillimanita, constituyen un sistema polimorfo. La serpentina, es un filosilicato como la clorita, puede ser fibrosa u hojosa. El talco, es un filosilicato monoclínico de origen secundario gracias a la alteración de los ferromagnesianos. P á g i n a 39 | 45

3.6. FACES DEL METAMORFISMO Se denomina facies al conjunto de características mineralógicas, litológicas y fosilíferas que refleja el medio en el cual se formó la roca. Cada roca metamórfica se asocia a la facies en la cual se forma, sin importar su composición. La litofacies alude al conjunto de caracteres petrográficos de una facies y la biofacies al cúmulo de caracteres paleontológicos de aquella. Las diferentes facies metamórficas caracterizan distintos tipos de metamorfismo. Así, por ejemplo, la de los esquistos azules se origina por metamorfismo de baja temperatura en zonas de subducción; la de los esquistos verdes, anfibolitas y granulitas, por metamorfismo regional de grado creciente, y la de las corneanas, por metamorfismo de contacto. Para el metamorfismo regional, del de grado alto al de grado bajo, las facies son: De anfibolita con ambientes entre 450 a 180 C; de anfibolita de epidota con ambientes entre 250 a 450 C, y de esquisto verde con ambientes entre 150 a 250 C. Pero unas f a c e s m e t a m ó r f i c a s no se definen en función de un sólo mineral índice, sino por una asociación de conjuntos minerales Las f a c e s zeolítica, que representa el grado más bajo de metamorfismo, incluye zeolitas, clorita, moscovita y cuarzo. La de esquisto verde, la de más bajo grado en

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Esquema de Turner (1968): las facies metamórficas en relación con presión y temperatura

metamorfismo regional, puede incluir clorita, epidota, moscovita, albita y cuarzo. La facies de anfibolita, que prevalece en condiciones de metamorfismo medio a alto, comprende hornablenda, plagioclasas y almandita, es una facies que tiene lugar donde prevalecen las condiciones metamórficas de la estaurolita y la silimanita. La faces de esquisto azul, representada por temperaturas bajas y alta presión, incluye lawsonita, jadeita, albita, glaucófana, moscovita y granate. La facies de granulita, que refleja las condiciones de máxima temperatura del metamorfismo regional, tiene como minerales característicos constituyentes, la plagioclasa, la hiperestena, el granate y el dióxido. La facies eclogita, representante de condiciones más profundas de metamorfismo, tiene como mineral índice granates ricos en piropo y onfacita y conjuntos corrientes en diatremas de kimberlita. 3.7. TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS 3.7.1. PIZARRA Y FILITA. Ambas asociadas a margas y lutitas; en la primera el grano es más fino y la foliación microscópica, en la segunda el grano es más grueso a causa del mayor metamorfismo y la foliación se hace visible en hojas grandes y delgadas. La fábrica mineral en ambas es entrabada y anisotrópica. La pizarra tiene color de gris a negro y puede también ser verdoso, amarillento, castaño y rojizo. La pizarrosidad característica puede ser o no P á g i n a 41 | 45

paralela a los planos de las capas de las margas originales. Se encuentran cristaloblastos muy finos con fractura acicular y superficies sedosas reflectivas. En el extremo meridional de la falla Santa Marta-Bucaramanga hay filitas pizarrosas grafíticas oscuras con metalimolitas calcáreas. Además, hay filitas limosas con metaarenisca gris verdosa. Entre Manizales y Armenia, hay filitas cuarzosas con esquistos verdes grafíticos y cuarzo-gnéisicos, además de diabasas y calizas cristalinas. Hay filitas cloríticas de tonalidades grises y verdes, con anfibolitas y esquistos talcosos en la región Taganga entre el Rodadero y Punta Florín. En la región de la culebra hay pizarras que afloran en la carretera entre Bogotá y Cáqueza. 3.7.2. ESQUISTO

Puede provenir de rocas sedimentarias o ígneas como el basalto; posee metamorfismo de mayor grado que pizarras y filitas; según el material sea laminado o fibroso, variará su comportamiento; tiene mayor clivaje que los anteriores y menor que los gneises; pueden ser mica esquistos biotítico o moscovítico -los más importantes- y esquistos cuarzoso y calcáreo. Los más importantes, asociados a rocas ígneas ferro magnesianas, son los esquistos talcosos, clorítico, de hornablenda y anfibolita. Los esquistos por regla general tienen una fábrica mineral entrabada y aniso trópica, con textura cristalina. 3.7.3. ANFIBOLITA Y SERPENTINITA. Ambas asociadas a rocas básicas y ultra básicas; la primera rica en hornablenda y plagioclasas con cierta foliación debido a la hornablenda y la segunda rica en silicatos de Magnesio, muestra tacto suave y jabonoso y es compacta. La serpentina es el mineral derivado del metamorfismo a altas temperaturas de rocas ígneas como las dunitas y las peridotitas. La anfibolita no posee mica y muestra cristaloblastos orientados y aciculares, la serpentina muestra cristaloblastos más finos y superficies estriadas y pulidas. Ambas rocas exhiben una textura cristalina en una fábrica mineral entrabada y anisotrópica. 3.7.4. GNEISES P á g i n a 42 | 45

Rocas de metamorfismo de alto grado formadas a partir de rocas ígneas o sedimentarias, por lo que existen muchas variedades. Si proviene de roca ígnea como granito o sienita, se denomina granítico o semítico: el grano es grueso y el clivaje de roca; puede ser ortogneis, si se asocia a plutones, o paragneis si la roca base es sedimentaria o arcillosa. Aquí las bandas de cuarzo y feldespatos alternarán con minerales oscuros, fibrosos o laminares. Además de los cristaloblastos que conforman las bandas, la roca con una textura cristalina muestra mica diseminada y una fábrica mineral entrabada aniso trópica. 3.7.5. MÁRMOL.

Proviene de calizas y dolomías por lo que el mineral dominante es calcita o dolomita; macroscópicamente no muestra foliación porque los granos tienen el mismo color y así la alineación no es visible, pero a la lupa muestra la exfoliación de la calcita, salvo si sus granos llegan a ser muy pequeños. El mármol puro, es blanco nieve; el negro, lo es por materia bituminosa; el verde, por hornablenda, clorita o talco; el rojo, por óxido de hierro. Esta roca se explica por metamorfismo regional o de contacto. Su textura es cristalina y la fábrica mineral es entrabada isotrópica. 3.7.6. CUARCITA Y HORNFELS Metamorfismo de cualquier grado en areniscas cuarzosas y en arcillas calcáreas o areniscas, respectivamente. La cuarcita presenta textura clástica, cementada, no foliada; si la del mármol es densa, la de la cuarcita es granular. La cuarcita a diferencia de la arenisca no es porosa y no rompe alrededor de los granos minerales, sino a través de ellos, pues éstos se encuentran entrabados. Pura es blanca. Si la dureza del mármol es menor que la de la navaja, la de la cuarcita es mayor y raya el acero. La hornfels, también llamada cornubianita, proviene del metamorfismo de contacto y presenta textura entrabada que se diferencia de la del mármol por ser de grano fino.

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CONCLUSION Este trabajo concluimos en una forma muy común, que asemos llegar las texturas de los minerales y su cristalización. La materia cristalina es materia sólida cuyos átomos se disponen ordenadamente. Un mineral es un sólido homogéneo e inorgánico de origen natural que tiene una composición química y una estructura cristalina determinadas. Las propiedades de los minerales dependen de su estructura y de su composición. Los minerales y las rocas son muy útiles para el ser humano. Las rocas se clasifican según su origen.

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BIBLIOGRAFIA



(s.f.). Recuperado el 05 de Julio de 2019, de Rocas: https://definicion.de/roca/



Anonimo. (s.f.). EcuRed. Recuperado el 15 de Julio de 2019, de https://www.ecured.cu/Roca



Bauer. (2003). Guia Basica de los Minerales. Barcelona: Everest.



Cepeda, L. (2001). Petrologia Ignea. Mexico.



Chaumeton. (2010). Guia de los Minerales. Barcelona: Omega S.A.



Hochleitner. (1982). Minerales y Rocas Guia de Identificacion. Barcelona: Olmega S.A.



Hochleitner. (2000). Minerales. Leon: Everest.



Huang. (1991). Petrologia. Mexico: Noriega.



Mario, T. (2005). Texto Universitario de Petrologia. Puno.



Palacios. (1981). Minerales y rocas. Barcelona, España: Portic S.A.



R., Z. (2002). Conocer los Minerales. Madrid, España: Susaeta.

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