PARA INGENIERIA CIVIL - unal.edu.co
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NOCIONES DE GEOLOGIA PARA INGENIERIA CIVIL UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA SEDE MANIZALES Profesora Asociada LUCIA SALAZAR ESTRADA Ingeniera Civil Especialista en Ingeniería Geológica MANIZALES, agosto de 1999.
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NOCIONES DE GEOLOGIA
PARA INGENIERIA CIVIL
UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA SEDE MANIZALES
Profesora Asociada LUCIA SALAZAR ESTRADA Ingeniera CivilEspecialista en Ingeniería Geológica
MANIZALES, agosto de 1999.
NOCIONES DE SEOLOÔIA PARA INGENIERIA CIVIL
UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA SEDE MANIZALES
PROFESORA ASOCIADA LUCIA SALAZAR ESTRADA
INGENIERA CIVIL ESPECIALISTA EN INGENIERIA GEOLOGICA
TABLA DE CONTENIDO
Página
Introducción 1
Capítulo 1
1. LA TIERRA: Superficie, estructura y edad 2
1.1. LA SUPERFICIE DE LA TIERRA 2
1.1.1. Dimensiones y relieve de la superficie 2
1.1.2. Fondos oceánicos 4
1.1.3. Plataforma continental 6
1.1.4. Pendiente Continental 6
1.1.5. Planicie Abisal 6
1.1.6. Cañón Meso - Oceánico 6
1.1.7. Monte Marino 6
1.1.8. Guyot 7
1.1.9. Fosa Oceánica 7
1.2. EL INTERIOR DE LA TIERRA 7
1.2.1. Gradiente de temperatura y densidad 7
1.3. TERREMOTOS 11
1.3.1. Intensidad de un terremoto 13
1.3.1.1. Escala de Intensidad Modificada de Mercalli-1931 13
1.3.1.2. Escala de Intensidad Sísmica de la Agencia Metereológica Japonesa 14
1.3.2. Magnitud de un terremoto 16
Página
1.3.2.1. Ondas de cuerpo 17
1.3.2.2. Ondas de superficie 18
1.3.3. Significado de los sismogramas 19
1.3.4. Deriva continental 19
1.3.4.1. Lomos oceánicos 23
1.3.4.2. Mecanismo de la deriva 25
1.3.5. Extensión del fondo oceánico 26
1.3.6. Tectónica de placas 26
1.4. EDAD Y ORIGEN DE LA TIERRA 30
CAPITULO 2
2. HISTORIA GEOLÓGICA 33
2.1. LA COLUMNA ESTRATIGRÁFICA 36
2.1.1. Rupturas en la secuencia 37
2.1.2. Fajas de montañas plegadas 37
2.1.3. Geosinclinal 39
2.2. PRECAMBRICO 39
2.3. FANEROZOICO 40
2.3.1. Paleozoico Antiguo 40
2.3.2. Fósiles del Antiguo Paleozoico 41
2.3.3. Caledónicas 42
Página
2.3.4. Paleozoico moderno 42
2.3.4.1. Fósiles del Paleozoico moderno 43
2.3.5. Mesozoico 44
2.3.5.1. Fósiles del Mesozoico 44
2.3.6. Cuaternario 45
2.3.7. Cenozoico 45
2.3.7.1. Fósiles del cenozoico 46
2.4. DATACIÓN A PARTIR DEL CARBONO CATORCE 47
CAPITULO 3
3. PROCESOS DE SUPERFICIE 48
3.1. METEORIZACIÓN 48
3.2. TIPOS DE METEORIZACIÓN 49
3.2.1. La meteorización física 49
3.2.1.1. Agentes responsables de la meteorización física 49
3.2.2. La meteorización química 54
3.2.2.1 Aspectos importantes de la meteorización química 54
cvicní00 .1. Oxidación 54
3.2.2.1 .2. Reducción 55
3.2.2.1 .3. Hidratación y deshidratación 55
3.2.2.1 .4. Hidrólisis 56
IV
3.3. EROSIÓN Y DEPOSICIÓN 58
3.4 ACCIÓN GEOLÓGICA DE LOS RÍOS 58
3.4.1. Perfil de equilibrio y nivel de base 60
3.4.2. Cascadas y garganta 62
3.4.3. Río meàndrico 64
3.4.4. Depósitos fluviales 66
3.4.5. Llanuras de inundación 67
3.4.6. Deltas 68
3.5. ACCIÓN GEOLÓGICA DEL MAR 69
3.5.1. Acción hidráulica de las olas sobre la costa 70
3.5.2. Acción abrasiva de las olas sobre la costa 70
3.5.3. Movimiento del sedimento 70
3.5.4. Perfil de la costa 71
3.5.4.1. Acantilados 71
3.5.4.2. La playa 71
3.5.4.3. La terraza 71
3.6. ACCIÓN GEOLÓGICA DEL VIENTO 72
3.6.1. Formaciones eólicas 73
3.6.1.1. Las dunas 73
3.6.1.2. Depósitos de loess 74
3.7. ACCIÓN GEOLÓGICA DE LOS GLACIARES 76
Página
Página
3.7.1. Tipos de Glaciares 77
3.7.1.1. Glaciares del Valle 77
3.7.1.2. Glaciar de pie de monte 77
3.7.1.3. Capa o manto de hielo 77
3.7.2. Glaciación 78
3.7.2.1. Erosión glacial 78
3.7.2.2. Abrasión 78
3.7.2.3. Arranque glacial 78
3.7.3 Transporte glacial 78
3.7.4. Depósitos glaciales 80
3.7.5. Geoformas 80
3.7.5.1. Drumlin 80
3.7.5.2. Morrena de fondo y morrenas terminales 80
CAPITULO 4
4 MINERALES 82
4.1. DEFINICIÓN 82
4.2. CARACTERISTICAS FISICAS DE LOS MINERALES 83
4.3. FORMA CRISTALINA 87
4.4. EJES CRISTALOGRÁFICOS 89
Página
4.5. IMPORTANCIA DE LOS MINERALES 92
4.6. MINERALES FORMADORES DE ROCA 92
4.7. SILICATOS 94
4.7.1. Grupo de los olivinos 94
4.7.2. Grupo de la piroxena 95
4.7.3. Grupo de los anfíboles 97
4.7.4. Grupo de las micas 98
4.7.5. Grupo de los feldespatos 101
4.7.6. Grupo de los feldespatoides 104
4.7.7. Formas de la silice 104
4.7.8. Minerales accesorios 106
4.7.9. Minerales secundarios 107
4.8. MINERALES DE ARCILLA 109
4.9. MINERALES NO SILICATIZADOS 111
CAPITULO 5
5. ROCAS IGENAS 113
5.1. DEFINICIÓN DE ROCA 113
5.2. ROCAS IGNEAS 116
5.2.1. Composición de las rocas ígneas 127
w
5.2.2. Clasificación de las rocas ígneas 142
CAPITULO 6
6. ROCAS SEDIMENTARIAS 146
6.1. DEFINICIÓN 146
6.2. ORIGEN DEL MATERIAL 147
6.3. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS 149
6.3.1. Estratificación 149
6.3.2. Grietas de desecación y rizaduras 149
6.3.3. Nodulos, concreciones y geodas 150
6.3.4. Fósiles 150
6.3.5. Color de las rocas sedimentarias 151
6.4. COMPOSICIÓN 151
6.4.1. Otros materiales en las rocas sedimentarias 153
6.5. DESARROLLO 154
6.6. TEXTURA 155
6.7. POROSIDAD 156
6.8. DISPOSICIÓN O ARREGLO 157
6.9. FACIES SEDIMENTARIAS 157
6.9.1. Ambiente de depósito 158
6.9.1.1. Ambientes continentales 158
Página
Página
6.9.1.2. Sedimentación en las cuencas marinas 159
6.9.1.3. Ambientes de plataforma marina 162
6.9.1.4. Ambientes de mares profundos 164
6.10. CLASIFICACIÓN 165
6.11. ROCAS SEDIMENTARIAS DETRITICAS 165
6.11.1. Sedimentos detríticos 165
6.11.2. Conglomerado 166
6.11.3. Depósitos arenosos 168
6.11.4. Depósitos arcillosos 171
6.11.5. Sedimentos detríticos (piroclásticos) 174
6.11.6. Sedimentos detríticos (calcáreos) 174
6.11.7. Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas 175
CAPITULO 7
7. ROCAS METAMÓRFICAS 177
7.1 DEFINICIÓN 177
7.2. AGENTES DEL METAMORFISMO 178
7.3. TIPOS DE METAMORFISMO 179
7.3.1. Metamorfismo de contacto 179
7.3.2. Metamorfismo por dislocación 180
7.3.3. Metamorfismo regional 180
LA
Página
7.4. FORMA Y FABRICA DE LOS CRISTALES 181
7.5. TEXTURA DE LAS ROCAS METAMORFICAS 182
7.6. CLASIFICACIÓN 183
7.6.1. Algunos tipos de rocas metamórficas 184
7.7. ROCAS Y MINERALES ECONÓMICOS 188
CAPITULO 8
8. ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS 189
8.1. BUZAMIENTO Y RUMBO O DIRECCIÓN 190
8.2. PLIEGUES 191
8.3. DIACLASAS Y FALLAS 198
BIBLIOGRAFIA 207
LISTA DE FIGURAS
CAPITULO
Figura 1.1:
Figura 1.2:
Figura 1.3:
Figura 1.4:
Figura 1.5:
Figura 1.6:
Figura 1.7:
Figura 1.8:
Figura 1.9:
Figura 1.10:
Figura 1.11:
Figura 1.12
Figura 1.13:
Página
Areas del hemisferio norte que fueron ocupadas por glaciares durante las edades glaciales. 3
Las principales formaciones del relieve terrestre aparecen dadas sobre el dibujo de un segmento cuya escala vertical es 15 veces mayor que la horizontal. Las masas continentales se ven como Icebergs gigantescos. 4
Perfiles de precisión 5
Perfil desde un continente hacia el mar en el que se ve la plataforma continental, la pendiente continental y parte de la oceánica 5
Diagrama esquemático que muestra algunos de los rasgos topográficos de la parte occidental de la cuenca del Atlántico del Norte 8
Fosas océano pacífico. 9
Composición de la tierra. 10
Distribución de terremotos. 12
Líneas isosismales en la escala de la agencia metereológica Japonesa para el terremoto de Niigata 16
Diagrama del principio físico de un sismógrafo para registrar movimientos verticales del terremoto. 18
Semejanzas geológicas a ambos lados del Atlántico 20
Ajuste de América del Sur y Africa en la línea de la braza 21
Reconstrucción de Gondwana 22
Figura 1.14: Mapa de los lomos oceánicos 23
Figura 1.15: Perfil a través del lomo mesoatántico 24
Figura 1.16: Concepto de corrientes de convección y su relacióncon la deriva de los continentes. 25
Figura 1.17: Diagrama esquemático mostrando las secuenciasde la extensión del fondo oceánico. 27
Figura 1.18: Límites de placas en la corteza de la tierra. 28
Figura 1.19: Sección transversal generalizada a través delOcéano Atlántico Occidental. 28
Figura 1.20: Sección diagramática a través de una trinchera oceánica y su relación con la Subducción de unaplaca oceánica. 30
CAPITULO 2
Figura 2.1: Estructura de las rocas sedimentarias. 34
Figura 2.2: Bloque diagrama de rocas sedimentarias. 34
Figura 2.3: Bloque diagrama y columna estratigráfica. 36
Figura 2.4: Bloque diagrama. 37
Figura 2.5: (A) Fósiles del paleozoico antiguo. 42
Figura 2.5: (B) Fósiles del paleozoico moderno. 43
Figura 2.5: (C) Fósiles del Mesozoico. 45
Figura 2.5: (D) Fósiles del terciario. 46
CAPITULO 3
Figura 3.1:
Figura 3.2:
Figura 3.3:
Figura 3.4:
Figura 3.5:
Figura 3.6:
Figura 3.7:
Figura 3.8:
Figura 3.9:
Figura 3.10:
Figura 3.11:
Figura 3.12:
Perfiles transversales de un río.
Perfiles longitudinales de un río.
Cascada formada en una capa dura por debajo de la cual son erodadas las capas más blandas.
Diversos tipos de estructuras, que pueden originar una Cascada.
Etapas en la ampliación del fondo de un valle y el desarrollo de meandros.
Evolución de un “meandro divagante”, por erosión en la parte cóncava del Cauce donde la velocidad de la corriente es máxima y sedimentación en la parte convexa.
Meandros y estrangulamientos en el curso inferior del río Mississippi
Abanico o cono aluvial.
Planicie de inundación con diques naturales representada por tres tipos distintos.
La evolución de la forma de un delta.
Rasgos principales de la costa.
Sección esquemática transversal de una duna y forma de deslizamiento de los granos de arena, como consecuencia del viento que sopla en una dirección constante.
Figura 3.13: Formación de dunas.
Página
Figura 3.14:
Figura 3.15:
Figura 3.16:
Figura 3.17:
Figura 3.18:
Figura 3.19
CAPITULO
Figura 4.1:
Figura 4.2:
Figura 4.3:
Figura 4.4:
Figura 4.5:
Figura 4.6:
Figura 4.7:
Duna longitudinal que resulta del enlace entre varias de tipo Barján cuando el viento sopla alternativamente en dos direcciones, una dominante y otra oblicua de menor intensidad. 75
Corte esquemático de una formación de loess, depositado sobre la superficie de erosión previamente formada. 76
Glaciar de pie de monte en la costa de Alaska, alimentado por glaciares de valle. 77
Rasgos principales de un glaciar de valle y sus depósitos. 79
Colinas en la trayectoria de un glaciar moldeada en los depósitos de glaciar. 81
Secuencia ideal de depósitos formados durante una sola expansión y la subsecuente contracción de un glaciar. 81
4
Sistemas de cristales. 89
Simetría de cristal. 89
Ejes cristalinos en los sistemas ortorrómbico yTriclínico. 90
Cristal de hornblenda. 97
Cristal de mica. 99
Moscovita, cristales de forma de rombo. 99
a) Estructura en espiral en un marco atómico deCuarzo, b) Cristal de cuarzo trigonal. 105
A iV
CAPITULO
Figura 5.1:
Figura 5.2:
Figura 5.3:
Figura 5.4:
Figura 5.5:
Figura 5.6:
Figura 5.7:
Figura 5.8:
Figura 5.9:
Figura 5.10:
Figura 5.11:
Figura 5.12:
Figura 5.13:
5
Material sólido expulsado por un volcán.
Componentes de un volcán.
Sección transversal idealizada a través de un volcán central.
Contacto discordante.
Contactos concordantes.
Sección transversal de un lacolito idealizado.
Facolito colocado en una estructura antiformal Existente.
a) Anticlinal, b) Sinclinal, c) Diferentes tipos de Anticlinales y Sinclinales.
Diques.
Corte esquemático de una región de la litosfera indicando las relaciones existentes entre un batolito profundo, resultan de la consolidación de un magma con las apófisis y lacolitos periféricos y con diversos diques que atraviesan las rocas sedimentarias.
Cristalización en las rocas ígneas.
Gabro.
La composición general está indicada por una línea que baja desde el nombre de la roca a la carta de composición: el granito y la riolita están formados de aproximadamente 50% de ortoclasa.
118
119
121
122
122
123
124
124
126
Página
127
130
136
142
A V
CAPITULO
Figura 6.1:
Figura 6.2:
Figura 6.3:
Figura 6.4:
Figura 6.5
CAPITULO
Figura 7.1:
Figura 7.2
CAPITULO
Figura 8.1:
Figura 8.2:
Figura 8.3:
Figura 8.4:
6
Página
Dos rocas sedimentarias en sección delgada. 154
Textura microscópica de algunos sedimentos Comunes. 155
Distribución de los sedimentos en la región nerítica de una cuenca marina de sedimentación. 161
Sucesión posible de rocas formadas durante una transgresión y una regresión del mar. 163a) Ordenamiento cerrado de las esferasb) Ordenamiento abierto. 169
Crucero en pizarra formado perpendicularmente a la compresión Máxima durante el metamorfismo del sedimento original. 178
a) Orientación paralela de cristales de micaesquisto b) prismas de homblenda orientadosen una hornblenda esquistosa c) roca foliada. 181
8
a) buzamiento y rumbo o dirección b) orientacióny buzamiento de un plano. 190
Brújula bumtom 191
Pliegues en la sección de Tumpique en la partecentral de Pensilvania. 192
Desarrollo de un pliegue por flexión longitudinal. 193
Figura 8.5: Formación de pliegues por flexión transversal. 194
Figura 8.6: Elementos de los pliegues verticales simples. 194
Figura 8.7: Bloque - diagrama que representa la asociación de un anticlinal con sinclinal donde se hanindicado sus principales elementos. 194
Figura 8.8: Sinclinal recostado. 195
Figura 8.9: Pliegue anticlinal simétrico. Pliegue sinclinalAsimétrico. 196
Figura 8.10: Homoclinal. 196
Figura 8.11: Monoclinal. 197
Figura 8.12: Pliegue de formas diferentes en lado transversal. 197
Figura 8.13: Familias de diaclasas encontradas comúnmenteen rocas plegadas. 199
Figura 8.14: Falla normal. 200
Figura 8.15: Fallas de rumbo o falla lateral. 200
Figura 8.16: Fallas y algunos de sus elementos. 201
Figura 8.17: Perfil geológico que muestra el comportamientoplástico de las rocas y estructuras de ruptura. 201
Figura 8.18: Componentes del movimiento neto. 202
Figura 8.19: Aspecto de una zona de falla en perfil. 202
Figura 8.20: Falla de tendencia traslacional. 203
Figura 8.21: Falla inversa. 204
Figura 8.22: Fallas inversas y de cabalgamiento. 204
Página
AVJU
Página
Figura 8.23: Sección transversal geológica y generalizada que ilustra una falla de Cabalgadura cuya placa quecabalga ha sido desplazada de este a oeste. 204
Figura 8.24: Cuña de falla - vista de perfil. 205
Figura 8.25: Un Horst, vista en perfil. 205
Figura 8.26: Fosa tectónica o graben, vista de perfil. 206
Figura 8.27: Falla rotacional o en tijera. 206
Página
Figura 8.23: Sección transversal geológica y generalizada que ilustra una falla de Cabalgadura cuya placa quecabalga ha sido desplazada de este a oeste. 204
Figura 8.24: Cuña de falla - vista de perfil. 205
Figura 8.25: Un Horst, vista en perfil. 205
Figura 8.26: Fosa tectónica o graben, vista de perfil. 206
Figura 8.27: Falla rotacional o en tijera. 206
A V 1U
LISTA DE TABLAS
CAPITULO 1
Tabla 1.1: Relación aproximada entre la intensidad y la
Página
Aceleración. 15
Tabla 1.2: Tiempo Geológico. 32
CAPITULO 2
Tabla 2.1: Columna Geológica. 38
CAPITULO 4
Tabla 4.1 : Composición de las rocas cortícoles. 83
Tabla 4.2: Elementos mas abundantes en las rocas. 84
Tabla 4.3: Escala de dureza de Mohs. 85
Tabla 4.4: Gravedad específica de los minerales máscomunes. 87
Tabla 4.5: Minerales formadores de roca. 93
Tabla 4.6: Ejemplos de materiales importantes. 112
CAPITULO 5
Tabla 5.1: Rocas Porfiríticas y Pórfidas de Roca. 145
XIX
CAPITULO
Tabla 6.1:
Tabla 6.2:
CAPITULO
Tabla 7.1:
Tabla 7.2:
6
Clasificación de sedimentos no consolidados y las rocas de las cuales se derivan.
Escala de categorías comúnmente usadas para las arenas.
7
Términos comúnmente usados para describir las texturas de las rocas Metamórficas que pueden emplearse como término de campo.
Clasificación de las rocas metamórficas.
Página
165
169
182
184
INTRODUCCION
GEOLOGIA: (del griego: geo = "tierra" y logos: "tratado")
Se define como la ciencia que estudia la tierra, su estructura y formación. Por lo tanto
se divide en Geología Física y Geología Histórica.
La Geología Física estudia la tierra sólida y fluida.
La Geología Histórica estudia la tierra a través de fósiles, la disposición de las capas
terrestres e infiere la secuencia de los procesos geológicos.
La gran premisa es: "el presente es la llave del pasado". James Hutton, escocés de
Edimburgo (1726-1797) formuló el principio de la UNIFORMIDAD DE LOS
PROCESOS, el cual supone que las fuerzas que ahora operan cambiando la faz de
la tierra han trabajado continuamente y de manera casi uniforme a través de una
gran parte de la historia de la misma. Su concepto de una historia enormemente
larga está indicado en sus palabras: "no hay vestigios de un principio, ni se vislumbra
un fin". Su punto de vista, apoyado por estudios y descubrimientos posteriores, es
reconocido como uno de los principios básicos de la geología moderna y como una
notable contribución de la geología al pensamiento científico contemporáneo.
El pensamiento de Hutton fue seguido inmediatamente por una serie de
investigadores de Gran Bretaña y otros países, dando lugar a que sus esfuerzos
coordinados sentarán las bases de la geología como ciencia.
CAPITULO I
1 LA TIERRA: Superficie, estructura y edad
1.1 LA SUPERFICIE DE LA TIERRA
1.1.1 Dimensiones y relieve de la superficie
El radio de la tierra en el Ecuador es de 6.370 Km., y el radio polar es más corto, aproximadamente 22 Km menos. La tierra no es una esfera perfecta. (Figura 1.1)
El achatamiento polar de la esfera es el resultado lógico de una rápida rotación. El planeta tiene un área de superficie de 510 x 10® Km2, de los cuales el 29% es tierra. Sí a esto se le suman las áreas de mar superficial de la plataforma que rodea los
continentes, el área de la tierra total está cercana a un 35% de la superficie total. En
otras palabras, cerca de las dos terceras partes de la superficie están cubiertas por océano profundo.
3
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■CANACA
U N JD O f
Figura 1.1: Areas del hemisferio norte (en blanco) que fueron ocupadas por glaciares durante las edades
glaciales. Las flechas indican, de manera generalizada, las direcciones de flujo del hielo del glaciar. Las líneas de
cosas se ven como estaban cuando el nivel del mar se encontraba 100 metros más bajo que en ia actualidad. La
parte señalada con un enrejado gris representa el hielo flotante del Océano Artico, extendiéndose al sur, dentro
del Atlántico.(fuente : Geología Física : logwll y Fllnt)
4
El relieve de la superficie es muy variado: montañas que se elevan muchos
kilómetros por encima del nivel del mar, con un máximo de 8.9 Km. en el Everest. La
altura promedio del terreno por encima del nivel del mar es de 0.86 Km y la
profundidad media del piso oceánico es de 3.8 Km. (Figura 1.2).
lito
cuya escala vertical es 15 veces mayor que la horizontal. Las masas continentales se ven como icebergs
gigantescos, (fuente: Geología Física: logwll y Flint)
Las profundidades más grandes de 7.6 Km. a más de 10.5 Km. no se encuentran
precisamente en las partes centrales de los océanos, sino en cierto número de
depresiones largas y estrechas llamadas TRINCHERAS MARINAS, las cuales, especialmente en el Pacífico y en Indico están situadas cerca de los continentes.
1.1.2 Fondos Oceánicos
El conocimiento del relieve submarino está progresando rápidamente debido al uso
de las sondas sónicas (eco-sonda) y otros medios de investigación recientemente
perfeccionados, particularmente con el uso de métodos de Refracción Sísmica, los
cuales permiten dibujar un perfil de los fondos oceánico. (Figura 1.3)
5
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Profundidad
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Figura 1.3:estos perfiles de precisión revelan que la topografía de la cuenca del Océano Atlántico es tan irregular
como la superficie de Norteamérica (Modificado de F. P. Shepard, 1948, Submarine geology: New York, Harper,
p. 282.) .(fuente : Geología Física : logwll y Flint)
Se han desarrollado métodos de perforación del fondo oceánico y a partir de los núcleos de las muestras obtenidas, se han registrado en muchas áreas la distribución y la composición de las rocas duras que forman el piso y su cubierta de sedimentos blandos.
La Figura 1.4 muestra las características topográficas que se observan desde un
continente hacia el mar, en el que se ve la plataforma continental, la pendiente continental y parte del fondo oceánico.
Los fondos oceánicos están asociados a zonas de subducción llamadas fosas
oceánicas
Figura 1.4. Perfil desde un continente hacia el mar en el que se ven la plataforma continental, la pendiente
continental y parte del oceánico, .(fuente : Geología Física : logwll y Flint)
6
1.1.3 Plataforma Continental
Es el borde sumergido casi plano de una masa continental. Está en su mayor parte a
menos de 180 metros bajo el nivel del mar. Varía en anchura hasta alcanzar en
algunos lugares más de 320 kilómetros. Su amplitud media es de alrededor de 65
Km. Tiene una pendiente suave de 1 a 4 metros por kilómetro.
1.1.4 Pendiente Continental
Es la pendiente pronunciada situada después de la margen marina de la plataforma
continental, cuyo extremo más bajo penetra en el agua profunda. Las pendientes
continentales en muchos lugares muestran características erosiónales conocidas
como cañón submarino, los cuales son cañones profundos, como valles en una
pendiente continental.
1.1.5 Planicie Abisal
Una gran área plana del mar que tiene pendientes de menos de 1 metro por kilómetro.
1.1.6 Cañón Meso-Oceánico
Un rasgo alargado a manera de valle en una planicie abisal, de uno a varios
kilómetros de anchura y hasta 200 metros de profundidad.
1.1.7 Monte Marino
Cerro aislado de más de 1.000 metros de altura, sobre el fondo del mar profundo. La
mayor parte de los montes marinos tienen forma cónica.
7
1.1.8 Guyot
(Llamado así en memoria de un científico suizo del siglo XIX). Un monte marino con
su cima claramente plana, situado bien abajo del nivel del mar.
1.1.9 Fosa Oceánica
Es una cuenca muy profunda, larga y estrecha en el fondo del mar. Aunque hay
fosas en el mar Caribe (Figura 1.5), las más importantes se encuentran en el Océano
Pacífico, cerca de sus costas. (Figura 1.6).
1.2 EL INTERIOR DE LA TIERRA.
El conocimiento actual del interior de la tierra está basado en aquellas
investigaciones directas a pocos kilómetros de profundidad a partir de la superficie, junto con extrapolaciones a niveles inferiores. Los estudios de flujo de calor, presión
geostàtica, terremotos y estimaciones de balance isostático revelan mucho acerca
del interior de la tierra.
1.2.1 Gradiente de temperatura y densidad.
A partir de operaciones de minería profunda se conoce que la temperatura aumenta
hacia abajo con un promedio de 30°C por kilómetro. Este ritmo es más alto cerca a
fuentes de calor, como a un centro volcánico activo. La temperatura también está
afectada por la conductividad termal de las rocas en un lugar particular. Sí se asume
por el momento que el gradiente de temperatura continua a un ritmo promedio, los
cálculos muestran que a una profundidad de 30 km. la temperatura sería tal que la
mayoría de las rocas conocidas comenzarían a derretirse. La alta presión que
prevalece a esa profundidad y la capacidad que tienen las rocas de la corteza de
conducir el calor hacia la superficie de la tierra, son las responsables de que el material rocoso permanezca en una condición relativamente sólida. Habrá una
8
profundidad a la cual el material rocoso se transforme en un fluido viscoso, esto define la base de la litosfera (del griego: Lithos = piedra). (Figura 1.7).
Escoto Kms o (a latitud 30° N
Figura 1.5: Diagrama esquemático que muestra algunos de los rasgos topográficos de la parte occidental de la
cuenca del Atlántico dei Norte (simplificado del de Heezzen y otros,1.959. the of the oceáns, 1:Geol. Soc.
American Special Paper 66, (fuente : Geología Física : logwH y Flirt)
La densidad de masa promedio de la tierra, la cual se halla a partir de su tamaño y
movimiento alrededor del sol, es de 5.5 x 103 kg/m3 Esta densidad es más alta que la densidad de la mayoría de las rocas encontradas en la superficie, la cual raramente pasa de 3 x 103 Kg/m3. La densidad promedio de las rocas sedimentarias
es de 2.3 x 103 Kg/m3 y el granito cercana a 2.7 x 103 Kg/m3 (roca ígnea abundante).
9
Figura 1.6: Fosas Océano Pacífico, (fuente : Geología Física : logwll y Flint)
10
Corteza continental
Figura 1.7: Composición de la tierra (Después de Bott, 1.982), profundidad a partir de la superficie en Km,
escala de temperatura en grados K, densidad de masa en 103 Kg/m3 .(Fuente: A Geology for Engieneer)
A partir del estudio de ondas sísmicas generadas por terremotos1 se ha confirmado
que el material más denso está a niveles inferiores en el interior de la tierra.
Estos estudios han demostrado que nuestro planeta tiene un núcleo de material pesado y con una densidad cercana a 8 x 103 Kg/m3 . El hierro y el níquel tienen
densidades que están un poco por debajo y por encima de 8 x 103 Kg/m3
respectivamente y se cree que el núcleo es una mezcla de estos dos metales; principalmente de hierro. Alrededor de este núcleo se encuentra la región conocida
como manto y sobre éste está la corteza.
El espesor promedio de la corteza en áreas continentales es aproximadamente de
30 Km., en áreas oceánicas es de 10 Km. El manto tiene una densidad intermedia
entre la densidad de la corteza y la del núcleo, como se indica en la Figura 1.7.
11
1.3 TERREMOTOS
Las numerosas sacudidas que continuamente tienen lugar son debidas a
movimientos cortantes a lo largo de fracturas (llamadas fallas), los cuales liberan
esfuerzos en las rocas de la corteza. El esfuerzo se acumula localmente hasta que
excede la resistencia de las rocas, la falla y el deslizamiento seguido de un pequeño
rebote.
El rango de los terremotos va desde tremores suaves que ocasionan pequeños
daños a sacudidas severas que pueden abrir fisuras en el terreno, dando comienzo
a escarpes de falla, deslizamientos, ruptura y derrumbamiento de construcciones, etc.
Los peores efectos son producidos en terrenos débiles, especialmente en depósitos
jóvenes de arena, limo y arcilla. Poco o no consolidados estos sedimentos pueden
sacudirse violentamente sí sus módulos de elasticidad y rigidez son insuficientes
para atenuar debidamente la aceleración que un terremoto imparte a sus partículas. El lecho rocoso bajo estos depósitos puede verse un poco menos afectado debido a
su resistencia.
Sí las estructuras se construyen para resistir terremotos se pueden salvar muchas
vidas y propiedades, permanecerán intactas cuando vibren, siempre y cuando las
vibraciones no sobrepasen el valor para el cual fueron diseñadas las estructuras.
Las presas, terraplenes, taludes y excavaciones subterráneas pueden diseñarse
en función de un tiempo de vibración. (Newmark and Rosen blue th, 1.971). Actualmente, la mayoría de los centros activos de sismos están localizados a lo
largo de dos (2) cinturones en la superficie de la tierra: uno de los cinturones se
extiende alrededor de las regiones costeras del Pacífico, desde el oriente de Las
1En particular a partir de investigaciones de la manera en la cual las ondas de los terremotos se inclinan (por difracción en ciertos cuerpos) al pasar a través de la tierra; definiendo zonas de discontinuidad ai interior de la misma (Ejemplo: Discontinuidades de Butemberg y Mahorovic Mohorovicia)
12
Indias a través de Las Filipinas, Japón, Las Islas Aleutianas y baja por las costas
occidentales de Norte y Surámerica. El otro cinturón corre desde Europa a través
de la parte oriental del Mediterráneo hacia Los Himalayas y oriente de la India, donde se une al primer cinturón (Figura 1.8).
Figura 1.8: Distribución de terremotos. Las áreas sombreadas son zonas de epicentros activos. (Fuente A Geology for Engeneer.)
Estos cinturones primordialmente están paralelos a la cadena de montañas más
jóvenes, donde el fallamiento está asociado con el plegamiento de las rocas. Numerosos volcanes también están situados a lo largo de dichos cinturones y su
actividad es debida en estos casos, al efecto combinado del plegamiento y
fallamiento ocasionado por choque de placas tectónicas.
Se estima que el 75% de toda la actividad de terremotos se presenta en el Cinturón
circum - Pacífico y un 22% en Los Alpes.
13
1.3.1 Intensidad de un terremoto
La intensidad de un terremoto se expresa por un número que se relaciona con la
perturbación o destrucción observada y con las sensaciones humanas. Tales
observaciones son registradas y usadas para determinar el centro de la perturbación. Generalmente los efectos de un terremoto son más fuertes cerca del Epicentro y
decrecen gradualmente a medida que se alejan de él. Las observaciones están
clasificadas de acuerdo a una escala de intensidad. Se usan principalmente dos
escalas: a) Escala modificada de Mercalli y b) Escala de la Agencia Metereológica
de Japón.
1.3.1.1 Escala de Intensidad Modificada de Mercalli -1931.
Tiene doce (12) grados:
I. Se detecta solamente por instrumentos.
II. Sentido por algunas personas en reposo, quizás se balanceen los
objetos suspendidos.III. Sentido notablemente en interiores. Vibraciones como las del paso de
un camión.IV. Sentido por muchas personas en los interiores, por algunos en los
exteriores. Traqueteo o golpeteo de ventanas y puertas.V. Sentido casi por cada persona. Algunas ventanas se quiebran. Los
relojes de péndulo se detienen.VI Sentido por todos, mucha gente asustada, se mueven algunos
muebles pesados. En general un daño ligero.VII. Cada uno corre hacia afuera. Daños a edificaciones pobremente
construidas. Caída de chimeneas débiles.VIII. Muchos daños a construcciones, excepto a aquellas especialmente
diseñadas. Caída de chimeneas altas y de columnas.
14
IX. Daños considerables en construcciones importantes. El terreno se
agrieta, se rompen las tuberías enterradas.
X. Desastre. Destrucción de las estructuras de los edificios, de rieles. Pequeños deslizamientos.
XI. Pocas estructuras permanecen en pie. Se abren amplias fisuras en el terreno, con hundimientos y deslizamientos.
XII. Daño total. Deformación del terreno, las olas moviéndose a través del
terreno, objetos lanzados hacia arriba.
1.3.1.2 Escala de Intensidad Sísmica de la Agencia Meteorológica Japonesa (JMA).
Tiene 8 grados:
0. No se siente: Es demasiado débil para que lo sienta el ser humano. Registrado solamente por sismógrafos.
1. Suave: Es sentido solo por aquellas personas en reposo, o por aquellas que son sensibles a un terremoto.
II. Débil: Sentido por la mayoría de las personas, causando sacudida
suave de ventanas y puertas enrejadas.III. Bastante fuerte: Sacudida de casas y edificios, golpeteo de ventanas y
de puertas enrejadas.IV. Fuerte: Sacudida fuerte de casas y de edificios, los objetos se toman
inestables. Derramamiento de líquidos.V. Muy fuerte: Causando grietas en paredes de ladrillo y de yeso. Daños
de chimeneas y bodegas en yeso. Deslizamientos en montañas
pendientes.VI. Desastre: Causando demolición de más del 1% de casas de madera
japonesas. Deslizamientos, fisuras en terreno plano acompañadas
algunas veces por chorros de lodo y de agua en campos bajos.
15
VII. Ruinas: Causando demolición de casi todas las casas. Se observan
grandes fisuras y fallas.
Hay una relación aproximada entre la intensidad y la aceleración máxima, la cual está dada en la tabla 1.1.
AGENCIAMETEOROLOGICA
JAPONESA(JMA)
MAXIMAACELERACION
(GAL)
ESCALA MODIFICADA DE MERCALLI
MAXIMA ACELERACION (GAL)
0 Bajo 0.8 0.8 2.5 2.5 8.03.0 25.025.0 80.080.0 250.0250.0 400.0 Sobre 400.0
1 Bajo 1.0 1.0 2.0 2.1 5.05.0 10.010.0 21.021.0 44.044.0 94.094.0 202.0202.0 432.0 sobre 432.0
1 22 33 44 55 66 77 8
910
TABLA 1.1.: Relación aproximada entre la intensidad y la aceleración
máxima.
MM: Mercalli ModificadaJMA: Agencia Metereológica Japonesa
Ig a l = —1000
La intensidad observada en puntos del área afectada, puede registrarse en términos
de líneas de igual intensidad (Líneas Isosísmicas) las cuales se marcan sobre un
mapa. Se dibujan encerrando aquellos puntos donde el daño es de un cierto grado
obteniéndose un mapa isosísmico.
La Figura 1.9 muestra líneas isosísmicas para el terremoto de Nigata (Japón) en 1964.
1 6
Figura 1.9: Líneas Isosísmaies en la escala de la agencia metereologica japonesa, para el terremoto de Niigata.( Fuente: Rock Classification and the Geological Environmental)
1.3.2 Magnitud de un terremoto
La magnitud de un terremoto se refiere a la cantidad de energía sísmica liberada,
para la cual se utiliza el símbolo M . La energía liberada por un terremoto puede calcularse así:
log E =12.24 + 1.44M.
donde: E = cantidad de energía liberada en ergios M - Magnitud del terremoto
(1 ergio = 10'7 julios)
La escala de magnitudes debidas a C.F. Ritcher (1952) está basada en las amplitudes máximas de las ondas sísmicas registradas en un sismógrafo estándar.
17
La magnitud puede tener un rango de 0-9. Comúnmente la magnitud más baja
registrada por sismógrafos convencionales es del orden de 2 a 2.5. Para sacudidas
que ocasionan daños tienen un valor M = 5 ó mayor. Cualquier terremoto más
grande que M = 7 es un desastre importante.
El registro histórico de terremotos revela que las sacudidas de gran magnitud
ocurren con menos frecuencia que aquellos de menor magnitud.
Cuando un terremoto se presenta, las vibraciones elásticas (u ondas) son
propagadas en todas las direcciones desde su centro de origen, ó foco.
El punto sobre la superficie de la tierra inmediatamente por encima del foco del terremoto es llamado epicentro. En esta zona, los efectos son usualmente más
intensos. Debido a que la onda encuentra un sitio no confinado. Se registran dos (2) tipos de ondas:
1.3.2.1 Ondas de cuerpo
- Ondas P: Son ondas de compresión y expansión alternativas que se propagan
en todas las direcciones. Se les llama ondas primarias u ondas P por ser las primeras en llegar a la estación de registro, debido a su
velocidad superior. Su dirección de propagación es paralela al frente de
onda.
- Ondas S: Son vibraciones cortantes ó transversales, un poco más lentas que lasondas P. Mucho más destructiva. Su dirección de propagación es
perpendicular al frente de onda.
Tanto las ondas P como las ondas S se mueven hacia afuera en todas las
direcciones partiendo de su lugar de origen propagándose con un frente
18
generalmente esférico y afectando todas las partículas en las rocas a través de las
cuales se mueven.
1.3.2.2 Ondas de superficie L(low)
Similares a las ondas que se generan a partir del punto donde se deja caer una
piedra en el agua. Tienen mayor longitud de onda y magnitud que las ondas P y S, debido a esta mayor magnitud pueden ocasionar mayores daños en la superficie. Las ondas L son las más lentas. La magnitud M se calcula a partir de su amplitud.
Las vibraciones son detectadas y registradas por un sismógrafo. El sismógrafo es un
instrumento que consiste esencialmente de una viga ligeramente suspendida y que
está montada en una estructura fijada al terreno, la viga carga una masa pesada
(Figura 1.10.). Debido a la inercia de la masa, cuando las vibraciones alcanzan al instrumento, se imparte un movimiento a la viga el cual se registra.
Dirección del registro * TÍME
P S L
Figura 1.10 a) Diagrama del principio físico de un sismógrafo para registrar movimientos verticales del terreno.b) Registro (ó sismograma) de un teremóto distante mostrando tas ondas P, S y L en el orden de llegada. La duración puede ser de segundos a minUtos.(Fuente: A Geology for Engineer)
19
En una carta sobre un tambor que rota. Sobre este registro o sismograma se marcan
intervalos de tiempo a partir de los cuales se pueden leer los tiempos de llegada de
las vibraciones.
ta distancia de un epicentro puede calcularse a partir de los aparatos de registros
usando velocidades de transmisión conocidas para las vibraciones.
1.3.3 Significado de los sismogramas
Los estudios comparativos han convencido a los sismólogos de que el primer segmento del registro representa las ondas P, el segundo las ondas S que se
propagan con menor rapidez, pero con una amplitud algo mayor y el tercer segmento
representa las ondas L, que son las más lentas de las tres, pero tienen la amplitud
más grande (Figura 1.10.b)
1.3.4 Deriva continental
El posible movimiento relativo de los continentes, unos con respecto a otros en el pasado geológico lo expuso primero Alfred Wegner en 1912 y se convirtió por muchos años en tema de controversia.
Durante los años sesenta (1960) llegaron a la luz nuevas evidencias que permitieron
concluir que sí ha tomado lugar el movimiento. En gran parte la evidencia viene a la
luz por el estudio del magnetismo de las rocas de la corteza terrestre y a partir de
levantamientos detallados del fondo oceánico. Esto demostró que los continentes no
han permanecido en la misma posición relativa y que los fondos oceánicos son
mucho más jóvenes que tos continentes que los separan.
Wegner y otros señalan que pudo haber existido un supercontinente al cual Wegner
le dió el nombre de "Pangea", pues observaron gran similaridad en las líneas
costeras de Africa y Surámerica, pensaron que los dos continentes pudieron estar
20
unidos para así formar una sola masa de tierra. En tos dos continentes se observan
características geológicas que corresponden, tales como cinturones de rocas
fuertemente plegadas en el norte y sur de Africa, los cuales constituyen sierras
costeras y que tienen su contraparte en Surámerica. Otras similitudes las
proporcionan las formas fósiles; como los restos del caballo primitivo (Hipparian) que
se encuentran en ambos lados del lado atlantico ( figura 1.11) estos datos fueron
expuestos con todo detalle por A.L. du Toit (1937) como una prueba que los dos
continentes estuvieron originalmente yustapuestos y que después derivaron.
Las investigaciones actuales demuestran que hay un ajuste perfecto de Africa y
América del sur en las márgenes de sus plataformas continentales (figura 1.12) la
figura también muestra que durante la separación hubo rotación de un continente
con respecto al otro.
Figura 1.11 semejanzas geológicos a ambos lados del atlanttco.(hiente: Geología para Ingenieros)
21
Figura 1.12: Ajuste de América del Sur y Africa en la linea de la braza 1000 (Bultard 1955; según S.W. caray., 1968). ( fuente : Geología para Ingenieros)
De manera similar, Norteamérica y Europa presentan características que
demuestran que pudieron estar unidos antes de la apertura del Atlántico Norte. Cuando se restablecen sus posiciones, se puede apreciar que los plegamientos del Paleozoico de América del Norte se hacen continuos con los plegamientos
caledonianos de Noruega y Escocia que tienen estructuras geológicas similares
(Figura 1.11)
En el hemisferio meridional se incluyen América del sur, Africa, Antártida, Australia, y
la India peninsular que formaban un continente gigante llamado Gondwana ( figura
1.13); durante el carbonífero hace unos 400 millones de años y desde entonces se
han separado hasta ocupar su posición actual.
22
Figura 1.13 (reconstrucción de Gondwana ( según G. Smith y Haüam, 1970 ) los rasgos que causan Incluyen; (a) AnortosKas precambricas; (b) limites de las rocas marinas del Jurásico; (d) dolerltas mesozoicas; (I) fofa plegada; (g) goodlndlnai. Las flechas con »reglo radial indican la dirección del movimiento del hielo. ( fuente: Geología para Ingenieros)
Cuando la Antártida y Australia junto con Nueva Zelanda estaban juntas ( como se
muestra en la figura 1.13) ciertos rasgos geológicos (g) de los dos continentes
quedaron alineados; también el lado occidental de la India y Sri Lanka a lo largo de
Africa Oriental muestran una correspondencia de rocas en particular (a).
Durante el carbonífero, una extensa glaciación afectó lo que ahora es Africa del Sur,
la India, Australia Meridional y parte de Brasil, Argentina, como es comprobado por los depósitos glaciáricos que se encuentran en aquellas áreas. Esta glaciación se
puede demostrar fácilmente si las tierras glaciadas hubiesen sido originalmente
partes de Gondwana por lo que el polo sur terrestre en aquella época estaría situado
cerca del área mostrada en la figura 1.13.
Cuando el continente se rompió y sus distintas partes comenzaron a separarse, hace
unos 200 millones de años, Africa y la India comenzaron a moverse hacia el norte
hasta chocar con el margen meridional de Euroasia donde grandes sistemas de
montañas plegadas, como el del Atlas, el de los Alpes y el de los Himalayas fueron
23
anegados desde ei principio del terciario. Se ha estimado que el bloque de la India
se movió hacia el norte a un ritmo de 20 cm por año hasta alcanzar su actual posición.
Comparando las figuras 1.11,1.12 y 1.13 con las figuras 1.14 y 1.15, se observó que
entre los continentes que han derivado se encuentran los lomos oceánicos y ambos
lados se localiza el piso oceánico, lo que comprueba el mecanismo propuesto de la
deriva de los continentes.
1.3.4.1 Lomos Oceánicos
Estas estructuras se asemejan a sierras sumergidas y se encuentran en todos los
océanos. Desde hace mucho tiempo se conoce la existencia de una gran elevación
abajo del océano Atlántico del Norte y los levantamientos hechos demuestran que
este lomo se extiende desde Islandia hacia el sur por todo el océano Atlántico del Norte y continua al Atlántico del Sur en medio de Africa y América del Sur. Figura
1.14.
Figura 1.14: Mapa de los lomos oceánicos (según Heezen, 1963, the sea). Las líneas gruesas muestran la posición del centro
de un lomo. Las lineas delgadas muestran los desplazamientos por fallas transcurrentes. Proyección . ( fuente : Geología para Ingenieros)
24
Después de pasar por Tristán Da Cuhna el lomo oceánico se dirige hacia el oriente para pasar al Océano Indico. Otros lomos se encuentran en la parte baja del Océano Pacífico Oriental, como puede verse en la figura, y entre Australia y la antártida y en el Océano Indico, un lomo se dirige hacia el norte hasta el Mar Rojo. El Lomo
Mesoatlántico (Figura 1.15) se eleva unos 2.3 km con respecto al piso profundo del océano y a 2.2 km debajo de la superficie del océano. A lo largo de la línea de su cima se extiende una grieta profunda, el llamado valle de grieta que se extiende a
una profundidad de 450 m. Las muestras de roca tomadas de esta grieta son
principalmente volcánicas, como el basalto, y se cree que han surgido de las fisuras
que se localizan a lo largo del valle de grieta y que se acumulan en el piso del océano. De acuerdo con las fechas radiométricas, se sabe que los basaltos son más
antiguos cuando aumenta la distancia al lomo, a ambos lados de él.
NoS<«Améf.c* tomomosoatlámicoEwope o At»iea
Onrwuoc ****.* y-Vfl«« *> gfi*«* Cuete« Manaes
Figura 1.15: Perfil a través del lomo mesoatlántico (según Heezen, 1959). ( fuente : Geología para Ingenieros)
Se considera que el material volcánico surge a lo largo de la linea Valle de grieta. Este material es empujado y en consecuencia hay un movimiento lateral en cualquier
dirección lejos del Valle, de esta manera se forma nuevo piso oceánico a medida que hay erupciones volcánicas. Este proceso se denomina expansión del piso oceánico. En la parte de arriba de la porción superior del manto se encuentra la astenosfera en
estado semifundido y está implicada en estos procesos.
25
1.3.4.2 Mecanismo de la deriva
La deriva continental está asociada con la apertura y extensión del fondo del océano
a partir de los lomos oceánicos. La temperatura de las rocas cercanas ai centro de
un lomo son más altas que en cualquier otro lado de sus laderas, debido a que el material proveniente del manto se eleva hacia la superficie en la parte central más
caliente del lomo; se cree que la causa de que el flujo ascienda es el movimiento
lento de las corrientes de convección que tienen lugar en el manto de la tierra. Figura 1.16
Lomo m esooceánico
i
Elevación de corriente d» con ven cciin
CIMA DEL MANTO SUPÍRIOR
Figura 1-18 Concepto de corriente* de convección y su relación con la deriva de los contlnentes( fuente : AGeology for Engine ers).
Las corrientes se elevan hacia la base de la litosfera y se extienden horizontalmente
pasando por las márgenes continentales y descendiendo de nuevo. El material de
roca más caliente dentro de la corriente que se eleva es menos denso, por lo que
tiende a flotar y es lo que constituye la fuerza motriz del mecanismo.
Las diferencias en el ritmo de movimiento de masas adyacentes que se alejan de los
lomos oceánicos están acomodadas por el desplazamiento a favor de fracturas
llamadas fallas transcurrentes. Figura 1.14. El reconocimiento de extensos sistemas
de fracturas con desplazamientos horizontales de cientos de kilómetros, ha mostrado
que grandes movimientos de falla forman parte de la arquitectura de la corteza
terrestre. En la figura 1.18 los lomos oceánicos se muestran con doble línea y las
fallas transcurrentes se muestran con una sola línea.
26
Las fallas de San Andrés, a lo largo de la costa de California que tiene una longitud
del orden de los 1200 Km., y la gran falla Alpina de Nueva Zelanda a lo largo del lado noroeste de los Alpes Sudestes con extensión similar a la de la falla de San
Andrés, son del tipo transcurrentes con movimientos horizontales paralelos a la traza
de falla; fracturas extensas similares se localizan en los pisos de los océanos como
en el Océano Pacífico Oriental.
1.3.5 Extensión del fondo oceánico
La corteza oceánica experimenta grandes desplazamientos horizontales junto con
los continentes. Aceptando por el momento de que en la astenósfera (capa plástica
de baja velocidad) existe una corriente de convección, es posible visualizar los
relieves oceánicos como zonas activas bajo los que ascienden las corrientes de
convección de la astenósfera.
El magma fluye a la superficie en las crestas de la cordillera para formar nueva
litosfera oceánica, la cual bajo la acción de las comentes de convección, es forzada
a moverse lateralmente separándose de las crestas, dejando espacio para nuevo
magma ascendente. Por último la litosfera oceánica se hunde en las regiones de
fosas. En la Figura 1.17 se observa este proceso esquemáticamente.
1.3.6 Tectónica de placas
En los últimos años los aspectos dinámicos de la deriva de los continentes y
extensión del fondo oceánico se han asimilado conceptualmente a la tectónica de
placas. Se considera que la litosfera de la tierra está constituida por doce (12) o más
grandes placas rígidas, o bloques, en movimiento relativo.
Se reconocen seis (6) placas tectónicas principales llamadas: (1) Placa de
Norteamérica. (2) - Placa de Surámerica. (3) - Placa Euroasiática. (4) - Placa
Africana. (5) - Placa Indu-australiana. (6) - Placa del Pacífico.
27
CONTINENTE
Figura 1.17: Diagrama esquemático mostrando las secuencias de la extensión del fondo oceánico. A, muestra el efecto de una
corriente de convección que nace bajo el continente, siendo el resultado final una situación tipo Atlántico sin fosas alrededor del
Océano Central. B, muestra el efecto de una corriente similar en una región originariamente oceánica, siendo el resultado final una situación tipo pacifico en la que el material de la litosfera es consumido a lo largo de una fosa de una cuenca oceánica. Fuente: Vine (1.969). ( fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
Estas placas pueden moverse con respecto a la astenósfera subyacente y pueden
tener un movimiento relativo unas con respecto a otras en tres formas:
I) Mediante una placa que se desliza más allá de otra a lo largo de su margen.II) Mediante dos (2) placas que se mueven alejándose mutuamente una de otra.III) Mediante dos (2) placas que se mueven juntas y una se desliza por debajo
del borde de la otra.
El primer tipo de movimiento puede verse en la superficie de la tierra mediante el movimiento a lo largo de las principales fallas transcurrentes, tales como la falla de
San Andrés. El segundo tipo de movimiento da origen a la formación lomos
28
oceánicos (Figuras 1.16 y 1.19). El tercer tipo de movimiento tiene su acción en las profundas trincheras océanicas (figura 1.20), donde el borde de una capa se mueve
hacia abajo con respecto a la otra y desaparece en el manto, este proceso se conoce como subducción.
•Japon Tr
Marianas Tr
.New HebridesTr
Figura 1.18: Límites de placas en la corteza -te a Tierra. P. Placa del Pacífico. A. Placa Norteamericana. SA.
Placa Suramericana. Af. Placa Africana. E. Placa Euroasiática. I-A. Indo-Australiana. Aa. Antartica. Ph. Filipinas.
Ca. Caribiana.N. Nazca: C. Cocos. Ab. Arábiga (según Oxburgh, 1974, con modificaciones). Los límites de
placas coinciden principalmente con zonas de actividad volcánica y sísmica (Figura 1.8). Los lomos oceánicos
son mostrados con doble línea y las fallas trrancurrentes son mostradas por una sola línea. A A A = zonas de
subducción.
. . Volcán LOMOGruesa coSa de m«sooceánico OCEANICO’V
íLITOSFERA /
ASTENOSFEHA
s s s s »
e l e v a c ió n w Ci£ a b is a l
Mont8
co*«0*1*C O ^ Tfaos»crtí>n entre corteza
MANTO
oceánica v continental, posiblemente fallada
Figura 1-19 Sección transversal generalizada a través de Océano Atlántico Occidental basado en Dewey y
Blrd (1970) ( fuente : Geología Física. Longwell y Flint)
29
Zona de subducción: faja larga y estrecha en la cual se presenta la subducción. Ejemplo: a lo largo de la fosa Perú-Chile donde la placa del Pacífico desciende por debajo de la Placa de Sur América.
El término "tectónica de placas" se usa para denotar los procesos involucrados en
los movimientos e interacciones de las placas.
Zona de Colisión es el lugar donde dos (2) placas continentales convergen
formando una faja de montañas intercontinentales plegadas tales como la faja
orogénica Alpina - Himalaya.
La validez de la teoría de Tectónica de Placas recibió un apoyo muy fuerte a partir de
datos sísmicos precisos recolectados a través de un período de años mediante la
amplia red sísmica mundial que fue establecida en los años de 1950 y actualmente
las mediciones realizadas por satelites que cuantifican la separación de una placa
con respecto de la otra. Los datos muestran que Jas zonas en las cuales la mayoría
de los terremotos se presentan son muy estrechas y claramente definidas, sugieren
que la mayoría de los terremotos registrados son el resultado del movimiento de
placas debido a la colisión de unas contra otras. Los datos sísmicos pueden
utilizarse para mapear los límites de las placas,
Se ha demostrado que en una zona de subducción, los terremotos generalmente son
de foco profundo, el cual se localiza a más de 300 km de profundidad con respecto a
la superficie y está relacionado con planos inclinados con ángulos entre 30°C y 40°C
Debajo de las márgenes continentales.
30
Volcan««
/ Trinchera
Pusión de la placa ^ / Fuente de terremotos
< ■ *»'•
600-700 Km de profundidadFIGURA 1.20 Sección diagramática a través de una trfnchetra oceánica y su relación con la subducción de una placa oceánica
1.4 EDAD Y ORIGEN DE LA TIERRA.
Se cree que la tierra y otros miembros del sistema solar se formaron hace unos 4600
millones de años por condensación de una nube de gas y polvo. Esta se contrajo
lentamente dando lugar al sol (una nueva estrella) rodeado por una masa de gases
cósmicos cuya condensación produjo los planetas.
Los planetas y otros cuerpos tales como los meteoritos y asteroides giran todos en la
misma dirección y en órbitas alrededor del sol.
La tierra inicialmente fría fue calentándose gradualmente ya que el interior se
comprimió por el aumento de peso de materia acumulada y por el desmoronamiento
de material radioactivo natural.
El planeta además, adquirió gradualmente un núcleo rodeado por un manto de
material menos denso y una corteza exterior. La corteza primitiva probablemente fue
basáltica, la cual se agrietó y ablandó acumulándose y contribuyendo eventualmente
al material de los continentes.
31
Como la superficie de la tierra continuó enfriándose, el agua comenzó a acumularse
sobre la superficie para formar el embrión de los océanos.
La atmósfera que conocemos se formó mucho más tarde, quizás dentro de los
últimos 1000 millones de años, cuando se había establecido la vida de las plantas y
el oxígeno contribuyó a las emanaciones volcánicas de un estado más temprano.
Las modernas estimaciones de las edades de las rocas están basadas en
determinaciones hechas sobre minerales radioactivos contenidos en las rocas.
Pierre y Marie Curie descubrieron la radioactividad quienes en 1898 aislaron los
primeros compuestos de radio. El radio se encuentra junto con el uranio en el mineral pechblenda, casi una brea negra, como sustancia presente en ciertas rocas
ígneas y vetas. El uranio durante su larga vida sufre una transformación en isótopo
de plomo y el radium se forma en una etapa de éste proceso. Este cambio
radioactivo se produce a un ritmo constante
Similarmente el elemento torio sufre una transformación en otro isótopo de plomo. Los ritmos conocidos de estos cambios junto con las determinaciones de la cantidad
de uranium y torio en un pechblenda y del contenido de plomo del mineral, proporcionan los datos para calcular su edad, es decir, la cantidad de tiempo
transcurrido durante la formación del plomo.
Dentro de las transformaciones radiactivas que se usan para calcular la edad
también se incluye el potasio que se desintegra en argón, particularmente útil para
datar rocas ígneas, debido a que el potasio es un constituyente de muchos
feldespatos que se encuentran en las rocas y el rubidio que se transforma en
estroncio, para datar rocas metamórficas.
32
El isótopo radioactivo del Carbono (C14), el cual llega a convertirse en Nitrógeno (N14) se usa para datar materiales como restos de madera y plantas que están encerradas
en depósitos más jóvenes de 70.000 años de edad.
La Tabla 1.2 enseña los grandes grupos geológicos dentro de los cuales se dividen
las rocas de acuerdo a su edad.
TABLA 1.2 TIEMPO GEOLOGICO.
10°
101
102
103
104
105
106
107
108
109
4.6* 109
Actualmente
Cuaternario
CENOZOICO
Terciario
MESOZOICO
PALEOZOICO
PRECAMBRICO
Origen de la tierra
Porción delTiempo geológico total
%
1.37%
3.98 %
7.44 %
27.17%
tabla 1.2 tiempo geológico
33
CAPITULO II
HISTORIA GEOLOGICA
El primer problema con que se encuentra la geología histórica es la datación de
las distintas rocas que se encuentran en la corteza terrestre y el poder situarlas
en sucesión cronológica. Los depósitos sedimentarios están formados por materiales característicos de épocas y zonas de sedimentación, (caracteres
litológicos) y la mayor parte de estas formaciones contienen restos vegetales o
animales, fósiles, los cuales representan la vida de tiempos geológicos pasados y
permiten definir la edad de los sedimentos ya que la paleontología los ha situado
en la escala evolutiva del mundo biológico, (los caracteres paleontológicos).
Mediante este conjunto de caracteres litológicos y paleontológicos, denominados facies, es como se pueden establecer las seríes estratigráfícas.
Cuando las rocas no contienen restos de elementos vivos debe recurrirse a
métodos físicos para establecer su cronología, tales como los del plomo
radiactivo o de los productos de desintegración del uranio.
34
Las rocas sedimentarias están depositadas en capas, las más jóvenes están en la parte superior y las más antiguas en la parte inferior (Figuras 2.1 y 2.2).
Cascajosgravasarenaslimosarcillascarbonato de calcio
Figura 2.1: Estructura de las rocas sedimentarias, ( fuente : Geología Física. Longwell y Flint)
Figura 2.2. Bloque diagrama de rocas sedimentarias. ( fuente : Geología Física. Longwell y Flint).
35
Cada capa de una roca sedimentaria representa un evento particular en el tiempo
geológico y la secuencia de capas en una pila de sedimentos que registran una
serie de eventos en la historia geológica. Fuchsel introdujo el término de estrato
para una capa de roca sedimentaria.
En Inglaterra, William Smith (1769-1839) notó que las capas de las rocas podrían
estar trazadas a través del país y las describió como "capas de pan y mantequilla
superpuestas". También notó que los mismos estratos siempre se encuentran en
el mismo orden de superposición y contienen los mismos fósiles.
La ley de la superposición implica que en una serie de rocas sedimentarias que
no haya sido volcada, la capa en el fondo de la serie es siempre la más antigua.
Se desarrolló entonces la idea de una sucesión de estratos. La ley de
superposición es el principio básico empleado para determinar sí una roca
sedimentaria es más antigua que otra. Las Figuras 2-1 y 2-2. muestran la
estructura de las rocas sedimentarias.
Paleontología: Ciencia que estudia los seres vivos de épocas pasadas con el objeto de reconstruir la constitución y la forma de vida de esos animales y plantas
para así elaborar una ordenación sistemática de los mismos y una datación de su
desarrollo (procedencia y evolución). El objeto de la paleontología son los fósiles, por más que éstos constituyen solo una parte de los seres vivos del pasado.
La estratigrafía es la ciencia geológica que estudia los estratos, su edad, la
superposición original y las transformaciones, deformaciones y destrucciones que
han sufrido, siendo su propósito final la reconstrucción del paisaje en la superficie
de la tierra en cada momento y en todo lugar. La geología histórica se funda
esencialmente en ella.
36
2.1 LA COLUMNA ESTRATIGRAFIA
La columna estratigráfica representa la secuencia de rocas que se ha formado durante un tiempo geológico. (Figura 2.3)
ColumnasEstratigraficas
f;;,*: y;* r f . * •• : ' ;• • V • »„ V»*
4 « j ♦ .«V ‘ .** v
Arenisca
Esquistos
Caliza
Arenisca
Lutitas
Caliza
Arenisca
Bloque DiagramaFigura 2.3: Bloque diagrama y columna estratigráfica ( fuente : Geología Física. Longwell y Flint)
La columna geológica lista las rocas en su orden de edad. Las rocas más viejas están en la base de la columna y las más jóvenes en la cima. Las rocas son
agrupadas en períodos, muchos de los cuales son llamados así por las áreas
donde inicialmente estos fueron estudiados (Tabla 2.1.). Las edades absolutas de muchas rocas se han encontrado a partir de datos radiométricos.
37
2.1.1 Rupturas en la secuencia
En algunos lugares una serie de estratos parece descansar sobre una serie más
antigua, con una superficie de separación entre ellas. Los empalmes de este tipo
reciben el nombre de inconformidades, las cuales pueden ser locales o cubrir áreas muy extensas, figura 2.4. Los estratos más antiguos fueron depositados inicialmente en una posición horizontal, pero por lo común, ahora se encuentran basculados y cubiertos.
Las capas superiores son las inconformables con respecto a las inferiores, por lo que frecuentemente se encuentran discordancias entre inclinaciones de las capas antiguas y jóvenes. La discordancia representa un intervalo entre el momento en
que cesa la depositación y tiene lugar la denudación durante el levantamiento del área. Esta serie de eventos registra una regresión del mar antes de verificarse el levantamiento, la erosión y la transgresión posterior del mar sobre la superficie
terrestre erosionada.
2.1.2 Fajas de montañas plegadas
La construcción de las montañas se ha efectuado a intervalos durante todo el
tiempo geológico. El término orogenia se aplica a estos períodos de actividad
geológica (del griego oros, montaña). En las fajas plegadas se pueden ver las
rocas en la actualidad, después de la denudación, que han sido empujadas en forma de complejos pliegues que representan zonas de inestabilidad de la
corteza, es decir, son fajas móviles. Las partes de los continentes adyacentes a
Bloque-diogromam ostran do d iq u es v e rh c a le s d e p o rfid o s y d iqu es •n fere i.íra tific ad o s basteo*.
figura 2-4 Bloque diagrana (fuente: Logman llustrated Dictionary of Geology)
38
Tabla 2.1 Columna Geológica(fuente: Geología para Ingenieros. F.G.H. Blyth y M:h. De Freitast)
39
ellos son relativamente estables pero sujetas a movimientos verticales o
epirogénicos (del griego epeiros, continente). Los movimientos epirogénicos u
orogénicos están relacionados con los cambios en las posiciones relativas de las placas de la litosfera.
2.1.3 Geosinclinal
El geosinclinal es una depresión grande y alargada en hundimiento. Cuando el
piso de la depresión se hunde, se depositan sedimentos marinos por un largo
período en aguas relativamente someras. Posteriormente son vaciados en la
depresión los sedimentos de grano grueso derivados del intemperismo rápido de
las áreas cercanas. La actividad volcánica agrega material ígneo a la
acumulación de sedimentos en la depresión y el basamento es arrastrado hacia
abajo, hacia las profundidades más calientes. Por estas vías, miles de metros de
sedimentos son acumulados en un trecho angosto de la corteza. A medida que
los lados del geosinclinal se mueven tratando de juntarse, los empujes lo arrugan
y lo rompen, provocando que el prisma sedimentario deformado del geosinclinal se levante para formar una cordillera en el asiento de la anterior depresión.
2.2 PRECÁMBRICO
El arreglo de las rocas del precámbrico representa aproximadamente unos 3600
millones de años de la historia de la tierra y comprende todas las rocas que son
más antiguas que el precámbrico.
Las rocas del precámbrico son en su mayor parte ígneas y metamórficas pero
también incluyen virtualmente depósitos sedimentarios no alterados los cuales
descansan sobre rocas alteradas mucho más antiguas. Dentro de estas rocas
pueden observarse estructuras sedimentarias similares a las formadas en los
depósitos actuales, las cuales ofrecen pruebas evidentes para creer en el concepto del uniformismo.
40
Las grandes áreas continentales donde las rocas precámbricas afloran
actualmente son llamadas escudos y son partes estables y antiguas de los
continentes que no han estado sujetas a plegamiento orogénico aún al final de los
tiempos precámbricos.
En las rocas precámbricas se encuentran depósitos minerales de gran valor
económico como los grandes cuerpos de minerales de magnetita de Kuruna y
Gellivare en el norte de Suecia y los importantes minerales de hierro del área de
los grandes lagos de Canadá y los minerales de níquel de Sudbury. El volumen
de las minas metalíferas del mundo, hierro, cobre, niquel, oro y plata, provienen
del precámbrico . También del Precámbrico se explotan diamantes en Kimberly, Africa del sur y Brasil.
2.3 FANEROZOICO
El último 13% de historia geológica está representada por el Fanerozoico y su
característica es precisamente el desarrollo de la vida. Los restos de organismos
que vivieron cuando se formaron las rocas que los contienen son llamados fósiles
y la historia de la vida de la Tierra se ha deducido del estudio del registro fósil.
Tabla 2.1.
2.3.1 Paleozoico Antiguo
Las rocas del Paleozoico Antiguo son formadas por tres períodos geológicos, el
Cámbrico, el Ordovícico y el silúrico y juntos cubren un espacio del orden de 182
millones de años. Registran un largo período de sedimentación marina en los
océanos, entre los continentes de las rocas del Precámbrico y en las plataformas
marinas a lo largo de sus márgenes.
Para entonces se cree que cuatro o más continentes eran los que existían
separados cada uno por océanos. Uno comprendió el escudo de América del
41
Norte o groenlandia; otro los escudos de Escandinavia y el Báltico; un tercero los
escudos de la URSS y Asia; un cuarto los escudos de América del sur, Africa, Antártida, India y Australia.
Tres extensas cordilleras se produjeron debido al movimiento de las placas
oceánicas contra los continentes y las colisiones entre ellos mismos. Ellas son: a
lo largo del borde del continente formado por América del sur, Africa, Antártida y
Australia. Los escudos del Báltico y de la URSS chocaron a lo largo de la línea
ahora ocupada por los Urales los cuales se han extendido hacia el interior de la
Sierra Franklin de América del Norte.
Las Caledónicas se formaron entre América del Norte y Escandinavia, una sierra
tan antigua como las otras, cuyos restos se encuentran en Escandinavia, en la
porción norte de las Islas Británicas, Terranova y los Apalaches. Las rocas de las
Caledónicas en los mares de las cercanas márgenes de estos continentes
convergentes y su estratigrafía, registran los eventos de esta colisión y el período
de la deformación asociada es la orogenia caledoniana, la cual constituye un
buen ejemplo de construcción de montañas.
2.3.2 Fósiles Del Antiguo Paleozoico
Los fósiles son aquellos restos de organismos que vivieron cuando se formaron
los sedimentos que los contienen. Puede encontrarse en abundancia muchas
formas de vida que existieron y los restos de aquellos que tuvieron esqueletos
duros se encuentran profusamente distribuidos . La Figura 2.5 (A) muestra una
selección de fósiles pertenecientes al paleozoico antiguo.
Los trilobitas poseían un esqueleto exterior segmentado, el cual consistió en
cabeza, tórax y cola. Vivieron en el lodo del fondo marino.
42
Figura 2.6 (A) Fósiles dei Paleozoico Antiguo (aproximadamente a la mitad de su tamaño). Tribolitas ®a) Otenus (Cám.); (b) Ogygia (ord); (c) Trinucfeos (Sil,); Dalmanites (Sil.) Braquiópodos. (e) Ungula (Cém.); (f) Orthis (Cám.); (g) Atrypa (Sil.). Graptolitus: (i) Dictyonema (Cám.); 0 Didymograptus (Ord.); (k) Diplograptus (Ord.), Monograptus (Sil.).
Los braquiópodos tenían una concha bivalva cuyas partes estaban unidas por una bisagra y de esta manera formaban una cámara donde vivía el animal.Los graptolitos eran pequeños organismos flotantes que comprendían colonias
de simples hidrozoarios, los cuales ocupaban pequeñas cápsulas adheridas a
un tallo, semejándose el conjunto a una pluma de ave. Como estos animales
podían flotar, se distribuyeron ampliamente sobre los mares, mientras que los
trilobitas y los braquiópodos se restringieron a las plataformas continentales.
2.3.3 Caledónicas
Los depósitos de la plataforma marina que flanquea a los continentes de América
y Escandinavia prueban que estos estuvieron situados en los trópicos porque
contienen corales como se observa en la figura 2.5 (B). Los continentes
estuvieron moviéndose hacia el norte. El meridional (placa escandinava) con
mayor rapidez que el del norte (placa americana) hasta que convergieron. Los
sedimentos del Paleozoico Antiguo del noroeste de Europa y del noreste de
América se acumularon en los océanos intermedios.
2.3.4 Paleozoico Moderno
Las rocas de los períodos Devónico, Carbonífero y Pérmico conforman el Paleozoico reciente y representan unos 160 millones de años del tiempo
43
geológico. Durante este tiempo se registra el movimiento gradual de Gondwana y
su colisión con Laurasia para producir el Cinturón Herciniano plegado de Norte
América y Europa.
2.3.4.1 Fósiles del Paleozoico Moderno
La figura 2.5 (B) presenta una selección de fósiles del paleozoico moderno como
son:
B pez apareció en el Paleozoico antiguo siendo abundantes en las areniscas
rojas antiguas y han continuado hasta ahora.
Los Corales podían crecer como formas solitarias, sin embargo muchos crecieron
en colonias y construyeron arrecifes de coral, se desarrollaron en los mares de
plataforma.
Los braquiópodos siguieron prefiriendo los mares de plataforma y se presentaron
en abundancia en la caliza carbonífera.
22 ( jrn to f ic o i H ix to r*
Figura 2.5 (B): Fósiles del paleozoico moderno (sin escala). Pez. (a) Thursius (Devónico); Corales: (b) Dlbunophy-ilum. (c) Líthostrotion (ambos del cabonifero); Cronoide (d). Goniatites (e) (ambos del carbonífero); Braquiópodos: (f) y (g):
44
Crínoides tuvieron concha calcárea que encerraba el cuerpo del animal, con
brazos que se elevan a partir de ella. Estaba sostenida por un tallo largo formado
de huesillos en forma de disco.
Los cefalópodos tienen una concha enrollada en una espiral plana, dividida en
cámaras por tabiques a intervalos alrededor de la espiral.
El goniastites es utilizado como fósil de zona para el carbonífero.
Durante este período también se desarrollaron todo género de insectos y reptiles.
2.3.5 Mesozoico
La Era Mesozoica está comprendida por tres (3) períodos: Triásico, Jurásico y
Cretácico2 y aproximadamente abarcan 183 millones de años de la historia
geológica. El Mesozoico comenzó con un continente y terminó con la división del mismo en el sentido norte - sur por lo que hubo dos partes separadas por el lomo
oceánico, que representa el embrión del Océano Atlántico y moviéndose, separándose al oriente y al occidente.
2.3.5.1 Fósiles del Mesozoico
La figura 2.5 (C) muestra algunas formas acuáticas del Jurásico y del Cretácico
comúnmente encontradas como fósiles en las rocas sedimentarias del
Mesozoico, además de ellas, hay una amplía evidencia para demostrar que a
través del Mesozoico se desarrollaron grandes reptiles incluyendo dinosaurios y
pájaros primitivos. Aparecieron también los mamíferos más recientes.
2Cretácico: Se deriva del latín creta, que corresponde a un tipo común de caliza marina depositada durante ese período.
45
Al final del Mesozoico los continentes estuvieron sosteniendo modernos tipos de
árboles tales como el higo, el álamo y la magnolia, y muchas plantas de flores y
pastos.
IEX-í i \ •• V
-•'m
.. , -nFigura 2.6: (C)Fósiles del Mesozoico: x 1/8 excepto (a) Amonita: (a) Asterocenas (Jur.), (b) Un belemnite. Braquiópodos: (c) Terebratula (Cret.), (d) Rhynchonella (Jur.) Gasatrópodo. (e) Paludina (Cret.) EcNnoides. (f) Clypeus (Jur.). (g) Micraster
(Cret.). Lamelibranquios: (h) Pecten (Jur.). (i) Trigonia (Jur.). (J) Gryphaea (Jur)
2.3.6 Cuaternario
bajo la designación de cuaternario fueron agrupados los últimos depósitos que
constan en gran parte de a/uv/ónes3 sin consolidar. Los depósitos del cuaternario
están más extendidos que los de cualquier otro período. Algunos son subaéreos, por ejemplo taludes de pendientes rocosas y las lateritas provenientes de
meteorización tropical de superficies de tierra antiguas. Otros depósitos son
acuáticos como las arenas y las gravas en los valles de los ríos y depósitos de
playa y laguna sobre líneas costeras u orillas. Otros pueden ser volcánicos como
los formados de ceniza y lava y muchos se habrán formado por la acción glacial.
2.3.7 Cesonozoico
Esta era se presenta en los últimos 65 millones de años del tiempo geológico y
está dividida en dos (2) períodos: Terciario y Cuaternario, con las subdivisiones
que se muestran en la tabla 2.1. Los depósitos de esta época comúnmente se
presentan a nivel del terreno, algunas veces formando suelos que cubren rocas
3 Aluvión: depósito de materiales sueltos, gravas, arenas, etc. dejadas por un curso de agua. El fondo de todos los grandes valles está formado de aluviones.
46
profundas más duras y antiguas. Durante esta era los continentes se movieron a
su posición actual.
2.3.7.1 Fósiles del Cenozoico
Los fósiles en los sedimentos del terciario registran una gran diversificación de
vida, como nuevas especies desarrolladas sobre los continentes aislados que
fueron movidas a través de las latitudes. Floreció la vida mamífera y las plantas y
los animales se parecían a las formas actuales. Algunos fósiles del terciario
comúnmente encontrados se enseñan en la Figura 2.5 (D)
)D OVii/oftrrt/ Whwf i'
Figura 2.S: (D) Fósiles del Terciarlo. Microfósiles (x40): (a) Foraminiferos. (b) Globigerma, (c) Radiolarios.
Macrofósíles (xx 1/3) Lamelibranquios: (d) Cardita, (e) Pentunculus (f) Ostrea (una ostra), Gastrópodos : (g) Neptúnea
(h) Cerithium.
Los Microfósiles de los Protozoarios son de especial importancia debido a que
ellos indican la temperatura y salinidad del agua que habitaron. Se pueden
encontrar restos de animales microscópicos en varios estados de preservación en
todos los sedimentos marinos del Fanerozoico que son excelentes para datar y
correlacionar estratos debido a su extensa distribución y su rápida evolución.
Los restos de animales microscópicos son valiosos en la perforación de pozos
petroleros, en donde pueden ser extraídos de núcleos o de los detritos
47
perforados y que son arrastrados por el lodo de la perforación, utilizándose
para identificar los lechos que han sido atravesados por la barrena.
2.4 DATACIÓN A PARTIR DEL CARBONO CATORCE
Hacia 1950 se desarrolló una técnica que utiliza un isótopo del carbono para
hacer determinaciones de edad hasta 60.000 años.
El bióxido de carbono de la atmósfera contiene principalmente carbono ordinario
cuyo número de masa es 12 y una pequeña proporción de un isótopo que tiene
un número de masa de 14. Este isótopo conocido como radiocarbono emite
energía radiante. Se genera continuamente en las capas superiores de la
atmósfera por el bombardeo de nitrógeno debido a rayos cósmicos y es
arrastrado hacia las capas atmosféricas más bajas donde se mantiene en una
relación casi constante respecto al carbono ordinario.
Los tejidos de los organismos vivientes absorben C14 en esa proporción y al morir poseen una actividad específica conocida de radiación.
Esta actividad disminuye a una velocidad constante, que se conoce exactamente, por lo cual, la medida de la energía radiante en el carbón orgánico permite
precisar cuándo ocurrió la muerte.
Una de las investigaciones más notables por medio de esta técnica, utilizó la
madera de los árboles arrastrados por la última glaciación que invadió la región
de los grandes Lagos. Fechas de muchas muestras de maderas indican que el glaciar alcanzó su mayor extensión en la región de Ohio - Indiana - lllionis, hace no más de 18.000 años y se retiró a continuación antes de efectuar un
nuevo avance de menor extensión que culminó hace menos de 11.000 años.
48
CAPITULO 3
PROCESOS DE SUPERFICIE
3.1 METEORIZACIÓN
La meteorización implica la alteración física, y química de las rocas y minerales
que se encuentran en o cerca de la superficie terrestre, en razón de que las
condiciones biológicas, de temperaturas, presiones, humedad, aireación, etc. que
prevalecen en la superficie son muy diferentes a las del medio en que las rocas
se formaron.
Muchas rocas, especialmente ígneas y metamórficas, se formaron originalmente
a elevadas temperaturas y presiones y en completa ausencia de aire y de agua. Por consiguiente, su meteorización es el resultado de las bajas temperaturas y
presiones, y de la presencia del agua y del aire que prevalecen en la superficie
terrestre. Así, las rocas y sus componentes minerales se alteran, y transforman
originando compuestos o formas de mayor estabilidad bajo las condiciones
ambientales que rigen en la interface atmósfera litosfera.
Entendida, en esta forma, la meteorización puede considerarse como el punto de
partida del ciclo geológico. Al meteorizarse una roca, sus productos de
49
meteorización pueden ser removidos mecánicamente o en solución. Estos
materiales o sedimentos son transportados y depositados, comúnmente en el mar, lugar en que progresivamente se acumulan, compactan, y pueden ser objeto
de una diagénesis mineral, o de procesos en general que eventualmente podrían
dar origen a rocas sedimentarias. Por efecto de movimientos tectónicos, estas
rocas pueden se objeto de solevantamientos por encima del nivel del mar, evento
que a su vez podría o suele inducir la reanudación del ciclo discreto.
3.2 TIPOS DE METEORIZACIÓN
La mayoría de los autores reconocen y definen 2 tipos principales de
meteorización:
3.2.1 La meteorización física
Que se define como el conjunto de procesos en virtud de los cuales la roca
original sufre un proceso mecánico de desintegración o fragmentación a
materiales más finos o de menor tamaño, sin que se produzcan cambios
significativos en su composición química o mineralógica. Los procesos que
causan la fragmentación«son muy diversos. En algunos casos son fuerzas que se
originan dentro de la roca; en otros, son fuerzas aplicadas exteriormente. En uno
y otro caso estas fuerzas producen debilitamiento gradual de la roca, y
eventualmente su ruptura, de forma que la roca compacta pasa al estado
inconsolidado.
3.2.1.1 Agentes responsables de la meteorización física
Normalmente se citan los siguientes agentes como responsables de este tipo de
meteorización:
50
1. Las variaciones de la temperatura, efecto que incluye cambios súbitos de
temperatura; el efecto de la congelación del agua en las grietas y fisuras
de las rocas; y la exfoliación de las mismas a través de los planos y
fracturas preexistentes, bien como resultado de cambios térmicos
naturales, o como resultado de las quemas.
2. Los procesos de erosión y deposición (por el agua, el hielo, el viento, las
olas del mar, la gravedad, etc.).
3. La cristalización de soluciones salinas en las grietas de las rocas, o
excepcionalmente, el secamiento de películas coloidales depositadas en la
superficie del material rocoso; y
4. La presión, abrasión y otros efectos producidos por los animales y las
plantas.
En la literatura geomorfológica aparecen descritos con nombres específicos ungran número de estos procesos, nombres que en ocasiones son difíciles detraducir al español. Unos pocos de los más corrientemente citados son:
a) La exfoliación laminar ("Sheeting"): que consiste en la división de la
roca en láminas, a través de planos de unión preexistentes
aproximadamente paralelos a la superficie. En un proceso de común
ocurrencia en zonas periglaciares con basamento cristalino, y en áreas de
tectonismo activo.
b) El descargue ("Unloading"): es un proceso originado por la expansión de
las masas rocosas, como resultado de una reducción de las presiones
internas confinadas en la roca. La reducción de la presión interna es
originada por levantamiento o por la erosión, y da origen al desarrollo de
grietas, este fenómeno ocurre principalmente en masas de granito (Ollier,
50
1. Las variaciones de la temperatura, efecto que incluye cambios súbitos de
temperatura; el efecto de la congelación del agua en las grietas y fisuras
de las rocas; y la exfoliación de las mismas a través de los planos y
fracturas preexistentes, bien como resultado de cambios térmicos
naturales, o como resultado de las quemas.
2. Los procesos de erosión y deposición (por el agua, el hielo, el viento, las
olas del mar, la gravedad, etc.).
3. La cristalización de soluciones salinas en las grietas de las rocas, o
excepcionalmente, el secamiento de películas coloidales depositadas en la
superficie del material rocoso; y
4. La presión, abrasión y otros efectos producidos por los animales y las
plantas.
En la literatura geomorfológica aparecen descritos con nombres específicos ungran número de estos procesos, nombres que en ocasiones son difíciles de
traducir al español. Unos pocos de los más corrientemente citados son:
a) La exfoliación laminar ("Sheeting"): que consiste en la división de la
roca en láminas, a través de planos de unión preexistentes
aproximadamente paralelos a la superficie. En un proceso de común
ocurrencia en zonas periglaciares con basamento cristalino, y en áreas de
tectonismo activo.
b) El descargue ("Unloading"): es un proceso originado por la expansión de
las masas rocosas, como resultado de una reducción de las presiones
internas confinadas en la roca. La reducción de la presión interna es
originada por levantamiento o por la erosión, y da origen al desarrollo de
grietas, este fenómeno ocurre principalmente en masas de granito (Ollier,
51
1975), pero también puede ocurrir en areniscas masivas (Bradley, 1963), en grandes masas de arkosas y conglomerados (Ollier and Tuddenhan, a962), en mantos de areniscas (Currey, 1968) y en masas de calizas
(Kiesch y Asee, 1964).
c. El astillamiento ("Spalling"): a diferencia del fenómeno de exfoliación
laminar en que las rocas se fracturan dando origen a láminas de mayor longitud en dos (2) direcciones en relación con su espesor, en el proceso
de "astillamiento" debido a que las condiciones especiales no favorecen el desarrollo de láminas, las rocas se fragmentan dando especies de
"astillas" de forma aplanada, a veces alargada, o irregular. Estas astillas se
separan de las paredes rocosas como resultado de compresiones que
actúan paralelamente a la superficie "descargada", y de fracturas
originadas por compresiones ejercidas paralelamente a las paredes (Ollier, 1975).
d) Meteorización por congelación del agua: cuando el agua se congela a 0
°C, aumenta su volumen en un 9% aproximadamente. Este cambio de
volumen le confiere al hielo un enorme potencial para desintegrar las
rocas, particularmente si la congelación del agua tiene lugar en un espacio
interno o confinado. Se ha calculado que a temperaturas extremadamente
bajas o por debajo de 0 °C pueden desarrollarse presiones del orden de
varios miles de libras por pulgada cuadrada (ej.: a -22 dC, de 30.000
libras/pulgada2). Estas presiones sin duda superan la resistencia de las
rocas a la compresión. Por esta razón en las regiones de latitudes medias
y altas el poder erosivo del hielo posee una extraordinaria importancia.
e). Meteorización por cristalización de sales: en algunos casos la
cristalización de las sales en las fisuras de las rocas y en los poros de los
suelos puede ser una causa parcial de desintegración de las rocas. En
este caso el crecimiento de los cristales puede ejercer una presión lo
52
suficientemente fuerte como para separar los cristales o granos de las
rocas.
f) Fluctuaciones térmicas extremas: las fluctuaciones extremas de
temperatura son también una causa importante de la desintegración de las
rocas, particularmente en zonas desérticas. Las temperaturas altas
inducen una expansión de las rocas; las temperaturas bajas producen
contracción. Estos cambios repetidos de temperatura pueden ocasionar la
desintegración de las rocas. Cuando la causa del calentamiento es la
radiación solar, a este tipo de meteorización suele dársele el nombre de
"insolación".
g) Efecto de las quemas: el efecto es similar al de la "insolación", si bien
suele ser más drástica. En este caso la expansión y contracción térmica de
las rocas son originadas por las quemas.
h) Hinchamiento por envejecimiento: aunque corrientemente este tipo de
hinchamiento se atribuye casi exclusivamente a rocas arcillosas, diversos
autores han comprobado que muchas rocas densas y duras de naturaleza
no arcillosa pueden también experimentar considerables cambios de
volumen en virtud de la absorción reversible de humedad, cambios que
pueden dar origen a su desintegración. Nepper-Christensen (1965) demostró que rocas tan duras como el flint y el basalto podían
experimentar una expansión lineal de 0,006% y 0,015 a 0,02%
respectivamente al ser humedecidas bajo condiciones especiales.
(i) Desleimiento ("Slaking"): este proceso es originado por procesos
altemos de humedecimiento y secamiento. Este fenómeno que suele ser un importante agente de meteorización, suele atribuirse a la presión
molecular ejercida por el "ordenamiento del agua". El ordenamiento es
originado por el carácter polar de la molécula de agua, que consta de 2
53
átomos de hidrógeno positivamente cargados dispuestos en un extremo, y
un átomo negativamente cargado de oxígeno dispuesto en el otro. El extremo positivamente cargado de la molécula de agua es atraído por la
superficie negativamente cargada de la arcilla o de cualquier material, y
otras moléculas de agua pueden alinearse en forma similar al unirse los
extremos positivos y negativos a manera de diminutos imanes, formando
así lo que se denomina "una capa ordenada de agua". Se estima que
procesos repetidos de humededmiento y secamiento dan como resultado
una superposición ordenada de moléculas de agua, de naturaleza
"cuasicristalina", que ejerce una fuerza expansiva que golpea contra las
paredes que encierran el agua. También demostró Anón (1966) que este
efecto es producido por los líquidos polares pero no por los no polares.
j) Abrasión: la abrasión mecánica de rocas y minerales puede ser
ocasionada por fricción de las rocas entre sí cuando ocurren
deslizamientos de unas rocas contra otras, o cuando los granos minerales
(arenas) transportados por el viento o por el agua, friccionan las rocas que
encuentran a su paso. Este fenómeno es especialmente importante en
zonas periglaciares en donde grandes masas de hielo trituran a su paso
las rocas expuestas. También es importante en áreas de deflación en
donde el transporte de materiales por el viento es un fenómeno activo.
k) Colapso mecánico: este fenómeno se presenta cuando masas o
escarpes rocosos son objeto de cortes profundizantes en su base
(ejemplo: meandros de ríos) quedando por encima grandes masas de
roca colgantes sobre el vacío, sin sustentación o fuera de su centro de
gravedad (Bradley, 1963. Ollier, 1975). Gran número de cavernas
formadas en calizas, deben su crecimiento gradual a fenómenos de
colapso mecánico que se suman al proceso de disolución.
54
I). Entorchamiento superficial de coloides: Aunque es un fenómeno poco
importante como agente de meteorización física, algunos autores reportan
casos en que el secamiento de arcillas u otros coloides sobre la superficie
de las rocas, puede al entorcharse arrancar fragmentos o minerales de la
superficie de la roca que recubre el coloide (Reiche, 1950. Ollier y
Tuddenhman, 1962).
3.2.2 La meteorización química
Se define como un conjunto de procesos que inducen cambios en la composición
química y mineralógica de las rocas y de sus minerales constitutivos. En este
caso se produce un cambio químico y mineralógico sustancial tanto del mineral consolidado, como del incosolidado.
3.2.2.1 Aspectos importantes de la meteorización química
3.2.2.1.1 Oxidación
Proceso químico en virtud del cual un elemento pierde un electrón e incrementa
en un protón su valencia positiva. Tal es el caso del hierro que constituye uno de
los elementos que con mayor frecuencia se oxidan en las rocas y en los suelos
pasando de la forma ferrosa (Fe++) de color azulado, gris o gris verdoso, a la
forma férrica (Fe+++) de color pardo amarillento o rojo, forma que suele
comunicarle el característico color amarillo o rojizo a rocas y suelos.
Fe++- \ e Fe+++(Hierro ferroso) (Hierro férrico)
En los minerales ferromagnesianos que integran las rocas, el hierro está presente
en forma ferrosa. La oxidación ocurre en materiales bien aireados, con un amplio
suministro de oxígeno.
55
3.2.2.1.2 Reducción
Es el proceso inverso de la oxidación. Ocurre en ausencia de oxígeno, en
materiales saturados con agua quieta o carente de oxígeno disuelto (en los
suelos por debajo del nivel freático). Como resultado de estas condiciones
hidromórficas, el hierro férrico gana un electrón ( F e + + ~ l e —> F e + + + )
y cambia a la forma ferrosa extremadamente soluble, y que por lo mismo puede
ser eliminada del perfil por las aguas de drenaje sí estas tienen un movimiento
libre.
Cuando el Fe ferroso permanece en el material o en el perfil debido a
restricciones de drenaje, contribuye a imprimirle a los suelos o a los materiales
coloraciones gris verdosas, azuladas, o grises oliva, que tipifican a los suelos
gleyzados en los que prevalece un ambiente reductor.
3.2.2.1.3 Hidratación y deshidratación
Son procesos en virtud de los cuales las moléculas de agua o grupos hidróxidos
se adicionan o remueven de un mineral dando origen a la formación de uno
nuevo, pero sin producir una descomposición o modificación sustancial del
mineral o compuesto original, excepto por las moléculas de agua que se
adicionan o separan de la estructura cristalina. Este fenómeno ocurre
primordialmente sobre la superficie, o en los extremos de los granos minerales, pero en el caso de algunas sales (ej.: yeso) y de algunos óxidos de hierro, el agua
entra a formar parte de la estructura, originando algunos cambios en sus
propiedades, como sucede con la anhidrita y la hermatita. Estos minerales se
convierten por hidratación en yeso, y en goetita o limonita respectivamente.
56
CüSOa + 2H 10 hidratacion > CaSO/\ 2 H iOdeshitratacion
yeso (agua de hidratación)
2FE20 3 + 3H2Q _ ms^ j¡_> [FeOOH]^ Fe20 33H 20 (hermatita) gotita limonita
j deshitratacion , 1 1 1 \colorRojo (color amarillo)
La hidratación de la anhidrita, y en general de cualquier mineral, es
esencialmente una reacción exotérmica que implica un considerable cambio de
volumen, proceso que cuando ocurre en el interior de las rocas, puede ser muy
importante en términos de meteorización física, produciendo eventualmente
exfoliación o su desintegración granular.
La hidratación es también un proceso coadyuvante de la formación de arcilla. El agua al ser adsorbida en la superficie de los minerales, y en particular la
asociación del agua y de los hidróxidos a los iones Si y Al que ocupan las
posiciones extremas de algunos silicatos laminares (ejemplo: micas) induce
transformaciones substanciales de los mismos. La hidratación de los cationes
(ejemplo: Ca++) ubicados en el borde del paquete de láminas origina una
expansión preliminar del espacio interlaminar, con lo cual queda abierta una
puerta de entrada para los iones hidronio (H+) y para el consiguiente desalojo de
otros cationes (ejemplo: K+) del espacio interlaminar de las micas. Procesos de
esta índole constituyen la etapa preliminar del proceso de hidrólisis.
3.2.2.1.4 Hidrólisis
Es una de las reacciones que en mayor cuantía contribuye a la descomposición
de las rocas y sus minerales componentes. Explicado en la forma más simple el proceso consiste en la reacción del H y el OH del agua con los minerales del suelo o de las rocas (ej.: feldespatos, micas, anfiboles, piroxenos, etc.) con el
57
consiguiente desplazamiento de sus cationes componentes, y la eventual desintegración de su estructura cristalina. Los siguientes son ejemplos de
hidrólisis:
(1) 2KAlS On +2H+ +9H20^H^Al2Si209 +4H4Si04 +2K+(ortoclasc) (caolinita
(2) 3KALS$Os +2H + + \2H2O~>KAl3Si3Ol0(OH)2 +6H4Si04 +2K +(ortoclast) (illita)
(3) 2NaAlSiOz +2H + + 6H20 -^ H 4Al2Si20 9 +4H4Si04 +2Na+{albita) {caolinita
(4) 8NaAlS$0% +6H+ 2$H20 —3Noq A12 33010( )2 4Si04 +6N (ialbita) (montmoritinitá)
Este tipo de reacciones ocurren cuando los minerales entran en contacto con el agua, aún con agua destilada o agua de lluvia, como lo demuestran los datos
reportados por Keller (1957), para el pH de la suspensión resultante de
suspender diferentes minerales pulverizados en agua pura.
Solución: consiste en la acción disolvente del agua y de los iones que ella
transporta (principalmente CO2 y H+) sobre las sales y otros compuestos que
intervienen en la constitución de las rocas y los suelos (ejemplo carbonatas, cloruros, sulfatos, etc.).
El grado de solución dependerá en cada caso de la cantidad de agua que pase
sobre la superficie de las partículas y de la solubilidad del sólido afectado por el proceso.
58
3.3 EROSIÓN Y DEPOSICIÓN
Los ríos, el viento, el movimiento del hielo y las olas son capaces de desprender, desalojar y transportar partículas de suelo, sedimentos y fragmentos grandes de
roca y por lo que se les describe como agentes de erosión.
3.4 ACCIÓN GEOLÓGICA DE LOS RÍOS
Como resultado de la acción erosiva realizada por los ríos, se presenta el ensanchamiento y la profundización de sus valles. El ritmo de erosión se
intensifica mucho en tiempos de inundación. Los ríos también transportan y
cargan mucho material "en suspensión" y parte de este material es depositado a
lo largo de su curso aguas abajo, ó en lagos, ó en períodos de creciente como
diques y sobre áreas de inundación o lechos de crecientes, al final la mayoría del material arrastrado es depositado en el fondo del mar.
Las partículas más finas en suspensión y las gruesas, ruedan por el lecho del río
durante las crecientes desgastando el canal del río.
En todo río se diferencian tres (3) tramos: cursos alto, medio y bajo del río.
Curso alto: la acción geológica es esencialmente erosiva aunque también se
sedimentan los materiales más gruesos. Esta acción erosiva tiende a
profundizar el valle, el cual tiene forma de "V" cerrada que se va abriendo a
medida que el río avanza en su curso. Figura 3.1. En este tramo, el valle fluvial solo tiene cauce y laderas. El río corre por el fondo de profundos vaHes
describiendo curvas pronunciadas que suelen dar origen a cascadas y a
desfiladeros.
59
En la forma más o menos abierta del valle tiene gran importancia la naturaleza
del terreno. Cuando las rocas son blandas, el valle es siempre más abierto que
cuando son duras. Los conglomerados, las calizas y las cuarcitas suelen dar origen a profundos desfiladeros de paredes verticales.
Figura 3.1: Perfiles transversales de un río: A,B, en el curso alto, adopta la forma de “V”, más o menos
abierta, según la naturaleza de las rocas. C, en le curso medio, el cause se ensancha y el río solo ocupa
normalmente una parte del valle. D, valle típico del curso medio, forma de “artesa”, con lecho de avenida y
vega bien desarrollada. E, en le curso bajo, el curso divagante del río se dividen brazos anastomosados, en
la amplia vega, (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
En el curso medio, donde las acciones de erosión, transporte y sedimentación del río están más o menos compensadas, el valle tiende a ensancharse. En el valle
se diferencian: el cauce del "lecho de avenida" y las "vegas".
El cauce del lecho de avenidas es ocupado por el río en los momentos de
crecidas, y seco durante el estiaje.
Las vegas se desarrollan cuando el valle se ensancha aún más; en ellas el río
corre formando amplias curvas.
En el curso bajo, los ríos pierden su acción erosiva y sus cauces divagantes
corren por amplios valles, los cuales pueden inundarse en grandes extensiones
cuando se presentan fuertes avenidas. En general, los ríos son navegables en
60
este tramo debido a la escasa pendiente y amplitud del cauce, como ocurre con
los grandes ríos Europeos (Danubio, Volga, Sena, etc.).
El área drenada por un río y sus tributarios se llama cuenca u hoya del río. En la
historia geológica de un río se distinguen tres (3) fases sucesivas: de juventud, madurez y senilidad.
En la juventud, los ríos tienen marcado carácter torrencial, predominando en ellos
la acción erosiva vertical. En la madurez predomina la acción erosiva lateral, más
ó menos equilibrada con depósitos de aluviones. Los valles se ensanchan, aparecen los meandros y se desarrollan amplias vegas. En la fase de senilidad el río y el conjunto de la red fluvial están próximos a alcanzar el perfil de equilibrio. El relieve que ha sido muy erosionado ha alcanzado un equilibrio casi estable en
todos sus puntos.
3.4.1 Perfil de equilibrio y nivel de base
Para comprender el funcionamiento de un río hay que estudiar su perfil longitudinal (figura 3.2) en el que se pone de manifiesto que la pendiente del cauce disminuye a medida que nos alejamos del nacimiento.
El grado de evolución en el que se encuentra el curso de un río se puede deducir de la forma del perfil y de su regularidad.
Los ríos modifican su cauce por efecto de la erosión y transporte de los
materiales arrancados de tai manera que, las pendientes se van suavizando y los
cambios de rasante, que inicialmente aparecen en su perfil longitudinal van
desapareciendo.
Todo río trata de alcanzar un perfil longitudinal teórico, perfectamente
regularizado, llamado "Perfil de equilibrio" en el cual la pendiente en cada punto
61
de su cauce sería tal que estuviesen equilibradas la capacidad de transporte y la
de sedimentación.
Esta curva es sólo teórica, el río nunca llega a alcanzarla exactamente, debido a
la movilidad de la superficie terrestre que impide que el perfil longitudinal real coincida con el perfil de equilibrio.
Figura 3.2: Perfiles logitudinales (L1 y L2) de un rio, correspondientes a dos ciclos sucesivos de erosión, cuando el nivel de base N.B. desciende de la posición 1 a la posición 2. Los correspondientes “perfiles de
equilibrio” en cada una de las dos faces serían P.E.1 y P.E.2. ( fuente:Geotogia Física. Longwell y Flint)
De la comparación entre el perfil longitudinal de un río y el de equilibrio, se puede
deducir el grado de evolución de un curso. Cuando el perfil longitudinal se aleja
mucho del de equilibrio, se dice que es "joven". Por el contrario, sí ambas curvas
tienden a confundirse, se habla de ríos "seniles".
La curva que representa el perfil de equilibrio de un río es tangente en su extremo
inferior al nivel de base4 y cuando éste se altera repercute en todo el curso del río, siguiendo un proceso de dirección contraria a la corriente. Todo el perfil longitudinal se rebaja y al descender el nivel de base de todos los afluentes,
4 Nivel de base de un río: es ef nivel del mar o del lago del cual el río descarga.
62
repercute en ellos el proceso, resultando en definitiva que toda la red fluvial se va
encajando cada vez más en el terreno.
Las causas que pueden hacer cambiar el nivel de base de un rio que desemboca
en el mar son, principalmente, los movimientos eustáticos del nivel marino y los
movimientos epirogénicos de las masas continentales en la vertical.
3.4.2 Cascadas y gargantas
Cuando una corriente fluye sobre rocas de diferente dureza se forman los rápidos
y las cascadas. Una roca dura es desgastada más lentamente que una roca
blanda, como consecuencia, la pendiente del río es localmente más pendiente
donde se cruza el afloramiento de la banda más dura.
Como el río fluye sobre el material duro, el material de menor resistencia que se
encuentra por debajo del más duro es socavado por el remolino de agua y al
cabo de un tiempo se forma un voladizo del cual cae la corriente.(figura 3.3)
El peso del voladizo se hace más grande de lo que la resistencia de la roca
puede soportar, rompiéndose y así con sucesivas etapas, la cascada retrocede
gradualmente aguas arriba.
El efecto geológico más importante que se produce en una cascada es su
retroceso aguas arriba del accidente y su atenuación, como consecuencia de la
erosión vertical del río y de los desplomes originados al socavar en su base el escalón. Como consecuencia de este proceso, la cascada tiende a desaparecer, transformándose en un rápido, por donde el río se desliza con carácter torrencial.
Las cascadas son frecuentes en los cursos alto y medio del río y se pueden
originar como consecuencia de accidentes tectónicos ó hundimientos locales. Por cambios del nivel de base y por diferencias litológicas del terreno, cuando
63
determinados estratos son más resistentes que otros. La figura 3.4 enseña diversos tipos de estructuras que pueden originar una cascada.
Figura 3.3.cascada formada en una capa dura por debajo de la cual son erodadas las capas más blandas,
(fuente: Physical Geography)
Figura 3.4 diversos tipos de estructuras, que pueden originar una cascada: a. Alternancia de estratos
duros y blandos, en estratificación horizontal; b. Un estrato resistente, intercalado entre otros mas
blandos; c. Un dique de una roca ígnea que atraviesa una formación sedimentaria; d.cuace “colgado"
de un afluente, por ahondamiento de un valle glaciar; e. Cascadas y rápidos en un terreno con fallas
escalonadas.(fuente:Geología Física. Longwel! y Flint)
64
Los cañones en general son cortados por corrientes jóvenes que erodan
rápidamente hacia abajo. En muchos casos un levantamiento suave del área contribuye a la formación del cañón debido a la conservación del poder erosivo descendente del río.
El predominio de grietas ó la existencia de otras líneas de debilidad en las rocas
controlan en gran parte la forma de las laderas. Sí las rocas son lo
suficientemente fuertes, las laderas permanecerán empinadas o verticales. En rocas menos fuertes el cañón se hace muy amplio debido a la meteorización.
3.4.3 Río meàndrico
Un río que serpentea y eventualmente fluye en grandes curvas se dice que es
meàndrico. La figura 3.5. muestra las etapas iniciales de la formación de meandros. El flujo de la corriente cruza de un lado a otro del caudal socavando y
erosionando la margen del lado cóncavo y de este modo se obtienen sedimentos que son arrastrados por el río.
Figura 3.6 Etapas en la ampliación del fondo de un valle y el desarrollo de meandros. Las áreas punteadas
indican aluvión de planicie de inundación.(fuente: A Geology for Engineer)
A medida que el río fluye rodeando la curva, la corriente principal golpea la margen cóncava lo que contribuye a la profundización del cauce. El aluvión se deposita en el lado convexo, en el agua mansa, como en un banco de arenas o
guijarros como se observa en la figura 3.6
La formación de meandros es particularmente sensible en el tramo medio y en el
tramo bajo del cauce del río, donde hay poca pendiente y mayor amplitud del
valle.
65
Figura 3.6: Evolución de un "meandro divagante", por erosión en la parte cóncava del cauce, donde la
velocidad de la corriente es máxima, y sedimentación en la parte convexa. Donde es mínima. Como
consecuencia de la erosión y sedimentación combinadas, en las márgenes opuestas del cauce, el meandro
se desplaza hacia fuera (en el dibujo, hacia arriba), y en el sentido de la corriente (hacia la
izquierda),ensanchando el valle, (fuente: Geología Física. Longweli y Flint)
En toda curva descrita por el río, la velocidad es máxima en la parte cóncava y
mínima en la parte convexa, traduciéndose en un efecto erosivo en la parte
cóncava y de depósitos de sedimentos en la parte convexa, originando el desplazamiento de la curva hacia afuera y en dirección de la corriente. En la
evolución de los meandros se puede llegar al estrangulamiento de uno de ellos, que de esta forma queda abandonado por el río. La figura 3.7 muestra un ejemplo
de meandros y estrangulamientos en el curso inferior del río Mississipi.
La "longitud de onda" de meandros completamente formados está generalmente entre 8 y 12 veces el ancho de la corriente; como valor medio se tiene 11.
Las desviaciones y los cambios que han ocurrido en la forma de un meandro, se
pueden observar al comparar mapas o fotografías aéreas antiguas y recientes.
6 6
Figura 3.7: Meandros y estrangulamientos en el curso inferior de rio Mississippi. A. Segmento de río en
Arkansas y Mississippi que muestra el cause divagante y los tramos cortados. B. El estrangulamiento
Napoleón es un corte ocurrido en 1.863. Antes de ese año el cause seguia el meandro indicado abajo a la
derecha. Las extremidades del corte se rellenaron poco a poco con arena formando un lago de meandro
abandonado. C. Canal de intersección, 24 kilómetros al sur de cairo, lllinios. Originalmente el río seguía el
meandro de Lucas Bend, pero en 1.880 el desbordamiento provocado por una creciente inicio el canal de
intersección. Ya para 1.932 casi toda la corriente se iba por éste y para 1.945 el meandro mencionado
quedó abandonado y su extremo de aguas arriba se rellenó de arena. Cuando el extremo inferior se
azolve, se formará otro lago de meandro abandonado. (Según la Comisión del Río Mississippi). (fuente:
Geología Física. Longwell y Flint)
3.4.4 Depósitos fluviales
Aluviones: este es el término general que se da a los depósitos dejados por el río.
Los aluviones incluyen material fino como limo o lodo y arena gruesa y grava.
Cuando una corriente fluye a través de un valle estrecho que desciende de las tierras altas y llega repentinamente a un valle amplio casi horizontal o a una
planicie, el cambio brusco de la pendiente reduce la energía de la corriente y con
ello su capacidad para transportar la carga. El depósito de aluvión resultante se concentra al pie de la pendiente inclinada formando un abanico o cono aluvial que
se define como un cuerpo de aluvión en forma de abanico depositado en la base de una pendiente abrupta (figura 3.8)
Figura 3.8: Abanico ó Cono Aluvial .(fuente: A Geology for Engineer)
3.4.5 Llanuras de inundación
Las llanuras inundables se originan en las zonas inmediatamente adyacentes a los ríos y corrientes de agua (figura 3.9). Se empiezan a formar cuando se hace
incompatible la relación entre los caudales de inundación de un río y la pendiente de su cauce. En la historia temprana de cada río, durante su juventud,
generalmente la cuenca no tiene tamaño suficiente para acumular una cantidad de escurrimiento superior al que pueda alojar el cauce del río. A medida que el río va madurando el valle se va extendiendo y la cuenca crece. Como resultado,
puede darse que la cantidad de escurrimiento exceda, durante breves períodos de tiempo, la capacidad del cauce; cuando esto sucede, el terreno adyacente al
río se inundará. A medida que el río aumenta en edad, se intensifica ese
desequilibrio y en consecuencia, la inundación pasa a ser un fenómeno que
ocurre con cierta regularidad.
Los períodos de máximo escurrimiento no sólo ocasionan inundaciones, sino
que también aceleran el ritmo de la erosión y por lo tanto, las aguas de crecida generalmente arrastran material de suspensión en cantidad mayor al arrastre
de períodos de bajo caudal. Una vez que las aguas de crecida se retiran, este material se deposita fácilmente en las llanuras inundables, aumentando así su elevación en relación al cauce del río.
6 8
Figura 3.9: Planicie de inundación con diques naturales. A. Durante una gran inundación gran parte del
fondo del valle semeja un lago. El agua con alta velocidad (flechas grandes) fluye por el cause y parte del
agua escurre con velocidad decreciente (flechas más pequeñas) en las amplias áreas someras adyacentes,
depositando sedimento que forma diques naturales. Las porciones más altas de esos diques o bordos, que
crecen solamente durante las avenidas más grandes, forman islas. B. En tiempos de estiaje los diques se
mantienen como camellones bajos a lo largo de los lados del cauce; fuera de ellos hay terrenos
pantanosos. La escala vertical está muy exagerada, (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
En ríos grandes, tales como el Ohio, la deposición de sedimentos tiene como
resultado la formación de estratos adicionales de suelo depositados después
de una crecida, que llegan a tener un espesor de por lo menos seis (6) pulgadas. De esta forma, con el paso del tiempo, la adición de materiales a la llanura inundable tiende a extender y ampliar su superficie, principalmente en
aquellas regiones en donde las paredes del valle son bajas. Las características
Topográficas de la llanura de inundación son la superficie plana y lasa irregularidades menores.
3.4.6 Deltas
Un delta es un cuerpo de sedimento depositado por una corriente que fluye dentro de un cuerpo de agua estancada. La formación de un delta se inicia por
una intensa sedimentación subacuática y solo cuando los sedimentos llegan a flor
de agua empieza a desarrollarse la parte subaérea del delta., q je en. principo,
tiene forma de "pata de gallina" y luego evoluciona hacia la forma típica
69
"triangular" al rellenarse de sedimentos los espacios comprendidos entre los
brazos del río. (Figura 3.10).
Figura 3.10; La evolución de la forma de un “delta”, representada por tres tipos distintos: el del Mississippi, en forma de " pata de gallina”, corresponde a la fase inicial, en que los diferentes brazos del río están aún
separados; el del Nilo es una delta ya muy viejo, en estado muy avanzado de sedimentación, y presenta la
forma típica triangular. El “delta” del Ebro corresponde a una etapa intermedia entre ambos, (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
La sedimentación deltaica se caracteriza por su estratificación irregular y por los
cambios laterales de materiales sedimentarios que pasan de arcillas y limos a
diversos tipos de arenas.
3.5 ACCIÓN GEOLÓGICA DEL MAR
El mar ejerce en las costas una acción destructora mecánica, provocando su
retroceso. Esta acción erosiva, la ejercen todas las olas, que poseen una enorme
energía cinética acumulada como consecuencia de la masa de agua puesta en
movimiento.
70
Ei movimiento de las olas se produce cuando la superficie del agua es golpeada
por el viento. El movimiento de la ola disminuye con la profundidad igual a la
longitud de la ola; el movimiento es casi nulo.
3.5.1 Acción hidráulica de las olas sobre la costa
La presión hidráulica de las olas actúa en forma directa al comprimir violentamente el aire que se encuentra en la fisura de las rocas. El aire
comprimido empuja grandes bloques de roca. Finalmente, la presión hidráulica
concentrada en un punto o en un fragmento de roca a la deriva la impulsa como
ariete contra un acantilado, conociéndose casos en que así se estrella la roca
firme.
3.5.2 Acción abrasiva de las olas sobre las costas
Las partículas de roca empujadas por las olas desgastan las superficies rocosas,
constituyendo así otra forma de erosión muy importante.
Mediante la fricción continua y el rozamiento con dichas partículas, la marejada
desgasta y profundiza el fondo y avanza hacia la tierra al mismo tiempo que
suaviza, redondea y hace más pequeñas las partículas mismas.
3.5.3 Movimiento del sedimento
Las partículas de roca desgastadas son movidas continuamente un poco y
abandonadas en posiciones nuevas. Son arrastradas o rodadas a lo largo del fondo, elevadas en saltos irregulares o transportadas en suspensión de acuerdo
con sus diámetros y con la energía de las olas y corrientes. Los sedimentos más
gruesos son depositados cerca a la costa y los más finos distantes de ella.
71
3.5.4 Perfil de la costa
El perfil de la costa consta de cuatro (4) elementos relacionados entre sí: los
acantilados y los bancos cortados por las olas, y las playas y las terrazas
construidas por las olas.
3.5.4.1 Acantilados
Cantil costero cortado por la rompiente5. El banco cortado por las olas es una
plataforma cortada por la rompiente sobre las rocas del fondo.
3.5.4.2 La playa
Considerada por la mayoría de la gente como la superficie arenosa por encima
del agua a lo largo de la costa. En realidad tiene una acepción más amplia. Se
puede definir la playa como el sedimento deslavado por las olas, a lo largo de una
costa, que se extiende a través de la zona de rompiente. En esta zona el sedimento está en movimiento muy activo.
El sedimento de una playa se deriva en parte de la erosión de los acantilados
adyacentes, la erosión de los cantiles y el aluvión aportado por los ríos.
3.5.4.3 La terraza
Es el cuerpo de sedimento arrastrado por el agua que regresa hacia el mar desde el lugar en que rompen las olas. Hacia la costa la terraza se une con la
playa como se ilustra en la Figura 3.11.
5Rompiente: a medida que las olas de oscilación (características de agua profunda que tienen poco o ningún efecto sobre el fondo) se aproximan a la costa y sienten fondo, se deforman y finalmente rompen formando la rompiente o marejada.
72
Figura 3.11 Rasgos principales (te la costa, el dibujo no esta a escala; la dimensión se ha
exagerado(fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
3.6 ACCION GEOLOGICA DEL VIENTO
La acción geológica del viento es más importante en las regiones áridas que
comúnmente se designan como "desérticas". La definición de "región desértica"
depende de numerosos factores además del climático. Puede decirse que un
desierto es una región en la que concurren las siguientes circunstancias:
- Precipitaciones acuosas escasas (en general menos de 250 mm anuales), irregulares, generalmente tormentosas.
Evaporación notablemente más elevada que la cantidad de precipitaciones, de
tal manera que después de una tormenta el suelo se seca en poco tiempo.
Vegetación escasa o completamente ausente debido a las condiciones
climáticas adversas o por la naturaleza del suelo.
- Fuertes variaciones en la temperatura diurna, causando disgregación
mecánica de las rocas.
- Vientos de gran intensidad y constantes que forman dunas cuando la arena
es abundante.
73
El viento por sí mismo es incapaz de producir desgaste en las rocas con que
tropieza. Sin embargo, cuando el viento debido a su velocidad lleva partículas
sólidas (como arena o polvo) en suspensión, son éstas quienes producen un
desgaste continuo sobre las rocas con las que chocan.
3.6.1 Formaciones eólicas.
3.6.1.1 Las dunas
Las dunas o médanos son acumulaciones de arena producidas por el viento de
dirección constante. Los granos de arena transportados caen ai suelo y se
acumulan delante de cualquier obstáculo -una pendiente es suficiente-, formando
un pequeño montículo, hasta que supera el obstáculo inicial. Así se forma una
acumulación de arena, en dirección perpendicular a la del viento, que puede
considerarse como una duna embrionaria, la cual actúa como nuevo obstáculo, que acumula nuevas cantidades de arena y aumenta progresivamente de
tamaño, hasta un cierto límite, según la velocidad del viento.
La duna tiene una pendiente suave del lado del barlovento, por donde ascienden
los granos de arena impulsados por el viento (Figura 3.12) por lo general de unos
10°, y otra más abrupta del lado de sotavento, donde la arena, empujada por el viento hasta la cúspide, cae por su propio peso en declive de unos 30°
Figura 3.12. Sección esquemática transversal de una duna, y forma de deslizamiento de los granos de
arena, como consecuencia del viento que sopla en una dirección constante. ( las flechas indican los
desplazamiento de los granos de dirección del viento), (fuente: Geología Física. Longwell y Flínt)
74
Las dunas son estructuras esencialmente inestables. Como la velocidad del viento es siempre mayor a barlovento que a sotavento, se produce un transporte
continuo de arena de la vertiente de barlovento a la de sotavento, lo cual da por resultado un avance de toda la duna en el mismo sentido en que sopla el viento,
continuando el desplazamiento en tanto no encuentre un obstáculo de suficiente
altura para detenerla.
Las figuras 3.13 y 3.14 muestran algunos tipos de dunas, como son: dunas
transversales, barján y longitudinales.
3.6.1.2 Depósitos de loess
El loess es un sedimento de polvo impalpable que, arrastrado por el viento se
deposita sobre el suelo en las regiones húmedas, recubriendo de un manto
uniforme cualquier relieve continental preexistente.
Figura 3.13:Formación de dunas: (A) , dunas transversales, que se desarrollan perpendicularmente a la
dirección de viento, cuando sopla en dirección constante; (B), dunas de tipo Barján, con los “cuernos" dirigidos hacia delante, en la dirección del viento, que es la misma de avance de la duna. Los barjanes se
forman por descomposición de una duna transversal en otras parciales. (Según Dapples). (fuente: Geología
Física. Longwell y Flint)
Figura 3.14: Dunas “longitudinal”, que resulta del enlace entre varías de tipo Barján, cuando el viento sopla
alternativamente en dos direcciones, una dominante (horizontal, de izquierda a derecha) y otra oblicua de
menor intensidad.(Según Bagnold en Dapples.) (fuente: Geologia Física. Longwell y Flint)
Su composición es variable, estando formado principalmente por partículas de
cuarzo, asociadas a otras de feldespato, calcita, micas y arcilla; y presenta una
estructura uniforme, pulverulenta sin estratificación, con tendencia a la aparición
de grietas y diaclasas verticales. Su color es gris-amarillento, por la presencia de
hidróxidos de hierro.
En la masa del loess aparecen concreciones calizas de formas redondeadas,
conocidas como "muñequitas del loess", por su vaga semejanza en ciertos casos, con un muñeco; además aparecen conductos verticales, que se suponen debidos
a la presencia de tallos herbáceos posteriormente desaparecidos, y conchas
fósiles de Gasterópodos terrestres, todo lo cual demuestra su origen subaéreo.
El loess forma a veces enormes espesores de más de 100 metros en China, pero
normalmente su espesor oscila entre 5 y 10 metros en Europa Central y Oriental y Estados Unidos. A causa de las grietas y diaclasas verticales da origen a
laderas y escarpes verticales en los cortes naturales o artificiales, y por la misma
causa, la erosión separa de su masa porciones en forma de columna, que reciben
nombre de "chimeneas de loess". La topografía a que da lugar el depósito de
loess no guarda ninguna relación con la existente anteriormente (Figura 3.15), los
barrancos y valles labrados en su masa por la erosión quedan más bien
condicionados por la presencia de las grietas y diaclasas.
76
Loess
s
Figura 3.15: Corte esquemático de una formación de "loess”, depositado sobre la superficie de erosión (s), previamente formada. Obsérvece cómo las superficies topográficas antiguas (anterior al depósito de loess) y actual no guarda ninguna relación, (según Dapples). (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
El loess es, indudablemente, un depósito subaéreo, de origen eólico, relacionado
con las áreas desérticas (en China), que suministran el polvo arrastrado por el viento, luego depositado en regiones periféricos de clima húmedo cubiertas de
vegetación herbácea. El loess de Europa y Estados Unidos parece ser un
depósito periglacial, formado por el polvo muy fino resultante de la erosión glaciar, que durante el período de retroceso del hielo se deposita en áreas periféricas de
clima húmedo. En todos los casos, parece comprobado que el espesor del loess
disminuye a medida que se aleja de su lugar de origen.
El suelo formado sobre el loess es de una gran fertilidad, por lo que se aprovecha
intensamente como tierra de cultivo, especialmente para las Gramíneas, como
es el caso de las Pampas de Argentina, y de las Praderas de Estados Unidos.
3.7 ACCIÓN GEOLÓGICA DE LOS GLACIARES
Un glaciar es simplemente un cuerpo de hielo que fluye sobre la superficie del terreno y que consta principalmente de nieve recristalizada.
Los cambios en las dimensiones de los glaciares a largo plazo están
estrechamente relacionados con variaciones del clima; por lo cual el estudio de
C U
77
los glaciares ha contribuido mucho al conocimiento de la historia climática
reciente de la tierra.
3.7.1 Tipos de Glaciares
3.7.1.1 Glaciares del Valle: son los que fluyen hacia abajo a través de valles
como las corrientes de agua.
3.7.1.2 Glaciar de Pié de Monte: es un glaciar situado sobre una planicie en la
base de una montaña, alimentado por uno ó más glaciares del valle. Tiene la forma de una sartén cuyo angosto brazo inclinado representa a un glaciar de valle alimentador (figura 3.16)
Figura 3:16 Glaciar de pie de monte en la costa de Aiaska, alimentado por glaciares de valle. El glaciar
tiene muchos kilómetros de diámetro, (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
3.7.1.3 Capa o manto de hielo: es un glaciar amplio de forma irregular que
cubre el terreno. Un manto de hielo pequeño es un casquete helado. La capa de hielo más conocida en el mundo es el Manto de Hielo de Groenlandia, cuya área aproximada es de 1.700.000 Km2 y su parte
más alta se encuentra a más de 3.000 metros sobre el nivel del mar.
78
3.7.2 Glaciación
El trabajo geológico de los glaciares se manifiesta por el proceso de glaciación, que es la alteración producida sobre la superficie del terreno por el hielo de
glaciar que pasa sobre él.
3.7.2.1 Erosión glacial
La erosión glacial al igual que la fluvial, incluye abrasión y arranque, y
generalmente está acompañada por desgaste de masa que se manifiesta en la
acción de cuña de las heladas.
3.7.2.2 Abrasión
Es el proceso de raspar y rallar la superficie inferior del glaciar, esta tachonada
con partículas de rocas de muchos tamaños que actúan como herramientas con
las cuales el hielo hace estrías largas y ranuras sobre el fondo rocoso.
3.7.2.3 Arranque glacial
Es el desprendimiento y arrastre de fragmentos del fondo rocoso, efectuado por
un glaciar. El fondo del glaciar rompe bloques de roca del lecho y los apresa, especialmente sobre las superficies sin sustentación situadas en los lados, corriente abajo (Figura 3.17).
3.7.3 Transporte glacial
Un glaciar difiere de una corriente fluvial en la forma de transportar su carga de
partículas de roca, en dos aspectos principales:
1. Su carga puede ser transportada a los lados y aún sobre su cima.
79
2. Puede llevar fragmentos de roca más grandes y puede transportar piezas
grandes y pequeñas una junto a la otra sin segregarías como carga del fondo y carga en suspensión y sin depositarlas según el peso de cada una. Debido a esto, los depósitos hechos directamente por un glaciar no
tienen estratificación.
Figura 3.17: Rasgos principales de un glaciar de valle y sus depósitos. El diagrama muestra una acción
longitudinal de glaciar cortada por el centro, de manera que solamente se vea la mitad izquierda, (fuente:
Geología Física. Longwell y Flint)
En un glaciar la carga está concentrada en la base y a los lados (Figura 3.17), porque éstos son los lugares donde el glaciar y las rocas del lecho están en contacto y donde la abrasión y el arranque son efectivos.
Gran parte de la carga en la base de un glaciar consta de partículas muy finas tales como arena y limo. La arena y el limo producidos por trituración y
pulverización en un glaciar forman el material llamado harina de roca.
80
3.7.4 Depósitos Glaciales
Los sedimentos depositados directamente por los glaciares o indirectamente en
las corrientes glaciales, los lagos y el mar, constituyen los depósitos glaciales
(drift). Los depósitos de transporte glacial consisten en dos (2) tipos extremos: el till y los depósitos estratificados.
El "till" es un depósito cuyas partículas de roca que lo constituyen no están
clasificadas de acuerdo con su tamaño y su peso, sino que yacen tal como
fueron dejadas por el hielo. Muchos depósitos están estratificados, lo cual indica que el agua de fusión del hielo ha movido y clasificado las partículas de
roca acarreadas en él y las ha depositado en contacto inmediato con el hielo o
más allá del glaciar mismo. El depósito de transporte glaciar estratificado, es un
depósito que está clasificado y estratificado.
3.7.5 Geoformas
3.7.5.1 Drumlin
La variedad más conocida de forma debido a la trayectoria del hielo es el drumlin, una colina suave, aerodinámica que consta de materiales de depósito glacial
(drift), generalmente un till.
3.7.5.2 Morrena de fondo y morrenas terminales
La primera es un depósito de transporte glacial ampliamente distribuido con una
superficie constituida por lomas suaves onduladas y depresiones someras. (Figura 3.18)
Probablemente sus irregularidades se deben a la distribución irregular de las
partículas de roca en la base del glaciar. La morrena terminal es el material de
81
transporte glacial que acumula en forma de camellón y que fue depositada por un
glaciar a lo largo de su margen. (Figuras 3.17 y 3.19).
Ffigura 3.18 Colinas en la trayectoria de un glaciar moldeada en los depósitos de glaciar, cerca de
Madison, Wisconsin. Las lomas que presentan esta forma reciben el nombre de drumlins (Charles C. Bradley). (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
D*pó»¡toftuvio-
I* , ’'•A *# '
Roe«
/
Figura 3.19: Secuencia ideal de depósitos formados durante una sola expansión y la subsecuente
contracción de un glaciar. La repetición de las fluctuaciones de los glaciares acumula una secuencia
compleja de depósitos, (fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
82
CAPITULO 4
MINERALES
4.1 Definición
Los minerales son los constituyentes sólidos de todas las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas y se presentan como cristales. Un mineral puede
definirse como una sustancia inorgánica natural que tiene una composición
química particular y una estructura atómica regular.
La tabla 4.1 enseña la composición promedia de elementos geoquímicos en las
rocas.
El último item incluye los óxidos de otros metales y también gases tales como: dióxido de carbono, dióxido de sulfuro, clorine, fluorine y otros elementos que se
presentan en cantidades muy pequeñas.
En la Tabla 4.2 se listan los ocho (8) elementos presentes en las rocas, en su
orden de abundancia,
83
Tabla 4.1. Composición de las rocas corticales(fuente: A geology for Engineer)
PORCENTAJE %
S1O2 Bióxido de Silicio 5926
AI2O3 Oxido de Aluminio 15.35
Fe20 3 Oxido Férrico 3.14
FeO Oxido Ferroso 3.74
MgO Oxido de Magnesio 3.46
CaO Oxido de Calcio 5.08
Na20 Oxido de Sodio 3.81
K20 Oxido de Potasio 3.12
h2o Agua 1.26
P2 Os Pentóxido de Fósforo 0.28
Ti02 Oxido de Titanio 0.73
El resto 0.77
TOTAL 1 0 0 .0 0 %
4.2 CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE LOS MINERALES
Son propiedades el color, el lustre, la forma, la dureza, el clivaje, la fractura, la
tenacidad y la gravedad específica. Para identificar un mineral todas estas
propiedades no son necesarias, dos o tres de ellas tomadas juntas pueden ser suficiente.
Como medio de identificación son útiles las características tales como la
fusibilidad, la fluorescencia, el magnetismo y la conductividad eléctrica.
84
TABLA 4.2. Elementos más abundantes en las rocas.
(fuente: A geology for Engineer)
ELEMENTO PORCENTAJE %
Oxígeno (0) 46.60%
Silicio (Si) 27.72%
Aluminio (Al) 8.13%
Hierro (Fe) 5.00%
Calcio (Ca) 3.63%
Sodio (Na) 2.83%
Potasio (K) 2.59%
Magnesio (Mg) 2.09%
Color. Es una de las propiedades más importantes de los minerales. Se debe a
las radiaciones absorbidas o reflejadas del espectro de la luz solar. Sí absorbe
todas será negro, sí refleja o no absorbe el rojo, será rojo.Debe tenerse en cuenta que el color que aparece externamente en los minerales
es muy pocas veces el verdadero por lo que es preciso acudir a la raya o polvo o
hacer la observación en una superficie fresca.
Lustre: La propiedad que tienen algunos minerales de reflejar la luz y la
intensidad de ésta produce un efecto llamado lustre. Ejemplo: el lustre es metálico
como en la pirita o en la galena. Vitreo como en el cuarzo, resinoso o grasoso
como en el ópalo, períoso como en el talco. Sedoso como en los minerales
fibrosos. Los minerales sin lustre se describen como mate.
85
Dureza: Se entiende por dureza la resistencia que opone un mineral a ser rayado
por otro, por una lima, punta de acero, etc. Se ha elegido una escala formada por diez (10) minerales como término de comparación, conocida como Escala de
Dureza de Mohs.
TABLA 4.3 : Escala de Dureza de Mohs
1. Talco 6. ortosa2. yeso 7. cuarzo3. calcilta 8. topacio4. fluorita 9. corindón5. apatito 10. diamante.
Los minerales listados en la tabla 4.3 se escogieron de tal manera que la dureza
aumenta en el orden ascendente de 1 a 10. La dureza se prueba al tratar de rayar uno de los minerales de la escala con un objeto en particular.
La dureza de la uña es aproximadamente 2, pues el talco y el yeso pueden ser rayados por la uña. La dureza de una moneda de cobre 3, pues podrá rayar a la
calcita. La dureza del acero de una navaja 5, la cual rayará a la apatita, quizá al feldespato (6), más no al cuarzo (7). La dureza del cristal es del orden de 5.5, del
acero de una lima 6.5. El vidrio podrá rayar al cuarzo. La prueba de la dureza es
un medio sencillo de distinguir, por ejemplo, entre el cuarzo y la calcita.
Clivaje: Es la tendencia a separarse a lo largo de planos en una o más
direcciones. Estos planos son paralelos a ciertas caras cristalinas e interceptan a
otras, siempre y cuando se hayan formado esas caras. Aunque un mineral se
presente en granos irregulares, sin caras cristalinas reconocibles, los granos se
romperán a lo largo de planos de clivaje característicos del mineral. En
consecuencia, el clivaje o crucero es una verdadera ayuda para la identificación
de algunos minerales.
86
Fractura. Es la manera que tiene de romperse un mineral cuando no se exfolia o
se parte. Según el aspecto de las superficies de fractura recibe distintos
calificativos por similitud a la forma de quebrarse materiales conocidos, así: fibrosa o astillosa, por su parecido a fibras o madera; coloidal, por sus superficies
lisas, semejantes al interior de una concha; irregular, ganchuda, etc.
Tenaddact. la resistencia que un mineral opone a ser roto, triturado, desgarrado, doblado, etc. es su tenacidad. Cada mineral responde en forma distinta a
diversos modos de investigación y reciben calificativos diferentes.
Frágil : Fácilmente se reduce a polvo (deleznable) o se rompeMaleable : Golpeando se le puede reducir a láminasDúctil : Se puede estirar en hilos.Séctil : Se puede cortar con un cuchilloElástico : Recobra su forma al cesar su fuerza deformante
Flexible : Se dobla pero no recupera la forma anterior por si solo.
Gravedad específica (G)
La gravedad específica de cualquier sustancia se expresa por un número que
indica la relación del peso de esa sustancia con el peso de un volumen igual de
agua pura. La mayor parte de los minerales tienen una gravedad específica que
varía entre 2 y 7, pero algunos pasan de 20 (el platino tiene G =21.46).
Para determinar la gravedad específica en cristales o fragmentos que no sean
demasiado pequeños, se puede utilizar la Balanza de Walker. El mineral (o la
87
roca) se pesa en el aire o en el agua, y la gravedad específica G , se calcula a
partir de la siguiente fórmula:
(w l - w 2)
~ del cristal en el aireDonde:
w2 = d e/ cristal en el agua
La gravedad específica de minerales de granos pequeños se estima usando
líquidos pesados, de los cuales los principales son el broformo (CHBr3), G = 2.80
y el yodo de metileno (CH3I 2),G = 3.33. La tabla 4.4 Indica la gravedad
específica de los minerales más comunes.
TABLA 4.4: Gravedad específica de los minerales más comunes. Fuente: A
Geology for Engineers.Halita 2.16 Moscovita 2 .8 - 3.0 Rutilo 4.2Glauconita 2.3 Apatita 3.2 Circón 4.7Yeso 2.32 Hornblenda 3.2 Hematite 4.72Feldespato 2.56-2.7 Turmalina 3 .0 - 3.2 llmenita 4.8Arcilla 2 5 - 2 .8 Esfeno (a) 3.5 Pirita 5.01Cuarzo 2.65 Topacio 3.6 Monocita 5.2Calcita 2.71 Cianita 3.6 Magnetita 6.9Dolomita 2.85 Estaurolita 3.7 Casiterita 6.9Clorita 2 .6 - 3 3 Granate 3.7- 4.3
4.3 FORMA CRISTALINA
Los minerales existen como cristales, es decir, cuerpos de forma geométrica, los
cuales están limitados por caras dispuestas de una manera regular y
relacionadas con la estructura atómica interna. /
88
Cuando una substancia mineral crece libremente a partir de un estado de fusión ó
liquido (ó fuera de la solución ó mediante sublimación) tiende a tomar su propia
forma cristal característica. Los ángulos entre caras cristales adyacentes son
siempre constantes para cristales similares de cualquier mineral en particular.
Las caras están convenientemente definidas y referenciadas a los ejes
cristalográficos, los cuales interceptan un origen común dentro del cristal y forman
un andamiaje sobre el cual están levantadas las caras de los cristales. Todos los
cristales, con excepción de los que pertenecen al sistema hexagonal, se refieren
a tres (3) ejes cristalográficos designados como a, b ye. (Figuras 4.1. y 4.2).
Los arreglos de las caras en los cristales poseen varios grados de simetría y de
acuerdo al tipo de simetría los cristales pueden estar ordenados en siete (7) sistemas, los cuales se explican más adelante y se aprecian en la Figura 4.1. Un
plano de simetría divide un cristal en mitades exactamente semejantes, cada una
de las cuales es la imagen espejo de la otra. Un plano de simetría contiene uno o
más de los ejes cristalográficos.
El número de los planos de simetría que se presenta en la Figura 4.4
corresponde a la clase más alta de simetría en cada uno de los sistemas.
Existen otras dos formas de simetría llamadas Ejes de Simetría y Centros de
simetría. Un centro de simetría se presenta en un cristal cuando una línea
imaginaria puede pasar desde cualquier punto de su superficie a través de su
centro y un punto semejante se encuentra sobre la línea a una distancia igual más allá del centro. Un centro de simetría se representa por i. En la Figura 4.2
se ilustra un centro de simetría en un cristal
89
io)
Cúbico
EjesPUmosd*simetría(máx)
Tres ejes mutuamente perpendiculares Magnatila Fluorita
(octaedro) ¡cubo)
Ejemplos de minérales
Granale, leucfta, fluorita, sai de roca, blenda de zinc, pirita
íb)al
Hexagonal y trigonal < C > €
4 e)6»: tres iguales y uno horizantal y espa ciados a ¡ntmv«Jos iguales, un eje «6 vertical
Serto, Nefelina, apatita. Turmalina, calcita, cuarzo
Berilio
Tetragona
3 ejes perpendicular«» dos iguales y uno horizontal, e! e e vertical más largo o más codo que los otros
(*> *3 ejes perpendiculares entre si, todos desiguales
Orttwrómbico
Calcita(romboedro)
'" b L , Idocrasa
e£ iE 5Topacio Baritas
Circón, casiterita (piedra de estatto i, ■docrasa
Olivino, enstatita, topacio, barita
(«)/
yMoncdínico
3 ejes desiguales; ot eie vert te »1 tel y aje horizontal ii>) perpendietj. lares entrs *1; »i ttreer eje (a! ¡ncünscfo en elpla no normal a 6
¿71W Onoriate
Feldespato ortodas», hornbtenda. augrta, biotítB, yeso
Hombtsnda
(f )
Trktinteo
y* 3 ejes desiguales no perpendiculares entre sí Ninguno
Aibrta
Feldespato pfegríciasa íxtruta
Axinrta
Figura 4.1 Sistemas de cristales, (fuente: A Geology for Engíneer)
m
> i
i ^ h n
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, ■;/ 'Á
ib) (c:
Figura 4.2. Simetría del cristal: a) plano, b) eje. c) centro, (fuente: A Geology for Engíneer)
4.4 EJES CRISTALOGRÁFICOS
Al descubrir los cristales, se ha encontrado conveniente suponer que ciertas
líneas pasan a través del cristal como ejes de referencia. Estas líneas imaginarias
90
son los ejes cristalográficos y se toman paralelos a las aristas de Intersección de
las caras cristalinas principales.
Las posiciones de los ejes cristalográficos vienen más o menos fijadas por la
simetría dé los cristales, pues en la mayor parte de los cristales son ejes de
simetría o normales a los planos de simetría.
Todos los cristales, con excepción de los que pertenecen al sistema hexagonal, se refieren a 3 ejes cristalográficos designados como a,b y c (Figura 4.3). En el caso general (sistema triclínico) todos los ejes tienen diferentes longitudes y son
oblicuos entre sí.
Convencionalmente los ejes cristalográficos se orientan del siguiente modo: el eje
a es horizontal y está en posición de delante - atrás; el eje b es horizontal y está
en posición derecha - izquierda; el eje c es vertical. Los extremos de cada eje se
designan más ó menos (+ ó -). El extremo frontal de a, el extremo derecho de b y
el extremo superior de c son positivos; los extremos opuestos son negativos. La
Figura 4.3. ilustra el caso general (triclínico).
Figura 4.3. Ejes cristalinos en los sistemas ortorrómbico (a) y triclínico (bX fuente; Rock Ctassification and the
Geologycal enviroment).
91
Los ángulos que forman los extremos positivos de los ejes se designan
convencionalmente con las letras griegas alfa, beta y gamma. Angulo (a)Alfa:
comprendido entre las direcciones b y c. Angulo (0) beta: comprendido entre las
direcciones a y c. Angulo (n) gamma: comprendido entre las direcciones a y b.
Los siete (7) sistemas cristalinos están referidos a las siguientes direcciones
axiales y ángulos axiales:
Triclínico: Tres (3) ejes desiguales que se cortan todos según ángulos oblicuos.
Monoclínico: Tres (3) ejes desiguales, dos (2) de los cuales forman entre sí un
ángulo agudo y el tercero es perpendicular al plano de los otros dos.
Ortorrómbico: Tres (3) ejes mutuamente perpendiculares, todos ellos de diferente
longitud.
Tetragonaí: Tres (3) ejes mutuamente perpendiculares, dos (2) de los cuales (ejes
horizontales) son de igual longitud y a2) pero el eje vertical es más corto ó más
largo que los otros dos (2).
Hexagonal: Cuatro (4) ejes cristalográficos, tres (3) ejes horizontales iguales
(a, +a2 +a3...... ) se cortan bajo ángulos de 120 grados; el cuarto (vertical) es de
longitud diferente y perpendicular al plano de los otros tres (3).
Isométrico o cúbico: Tres (3) ejes mutuamente perpendiculares de longitudes
iguales (al +a2+a3...... ) .
Romboédrico o trigonal: Forma parte del hexagonal sí a = b = c.y a - p * ¡u
92
4.5 IMPORTANCIA DE LOS MINERALES.
La mineralogía de las partículas de tas rocas influye en la resistencia de la roca y del sedimento consolidado.
4.6 MINERALES FORMADORES DE ROCAS
Es conveniente distinguir entre los minerales que son constituyentes
esenciales de las rocas en las cuales ellos se presentan, de aquellos minerales
que son accesorios. Los minerales accesorios se encuentran comúnmente en
pequeñas cantidades.
Los minerales secundarios son aquellos que resultan de la descomposición de
minerales primitivos, algunas veces fomentada por la acción del agua de una u
otra forma, con la adición o resta de otro material y con la formación de
minerales por productos.
Identificación de minerales en muestras de mano.
Es posible identificar los minerales comunes que forman las rocas en una
muestra de mano con una lupa cuando una dimensión del grano del mineral no
sea menor de 1mm. Con la práctica pueden determinarse granos más pequeños. Las características más útiles para la identificación son:
1. Forma general de los granos: dependiendo de la cristalización del mineral, algunas veces se pueden observar las caras de cristales bien formados. Sin embargo, se pueden necesitar otros caracteres cuando los granos han
sido modificados.
2. Color y transparencia.
93
TABLA 4.5: Minerales formadores de rocas ( fuente: Rock classification and the
Geological environmental.)
A) MINERALES DE SIUCATO
1- GRUPO DE LOS OLIVINOS olivano
2-GRUPO DE LOSPIROXENOSEnstatltahiperestenaaugita
3- GRUPO DE LOS ANFIBOLES
4- GRUPO DE LAS MICAS
5- GRUPO DE LOS FELDESPATOS
Hornblenda
moscovita blot Ita
Ortoclasamicroclinaalbitaanortita
«- GRUPO DE LOS FELDESPATOIDES
B) MINERALES ACCESORIOS
C) MINERALES SECUNDARIOS
Andaluc Circón Sphene Granate TurmalinaCordlorita
elofitaepidotoserpentinanatrolitatalcoanalcita
NeflUnaLeucita
Cuarzocalcedoniaopal
{
{
Existencia limitada en la naturaleza
Formas de silica
D) MINERALES DE ARCILLA caolinita montmorlilonita »lita etc.
94
3. Presencia ó ausencia del clivaje.
4. Dureza.
5. Raya
6. Brillo
7. Carácter metálico, o no metálico.
4.7 SILICATOS
4.7.1 Grupo de los OH vinos.
Olivino: Sj 0 4 (m g , F e )2 Ortorrómbico, brillo vitreo color verde amarillo pálido a
verde oliva; verde castaño al aumentar en Fe++, transparente a tránsiucido.
Diagnóstico: Se distingue generalmente por su brillo vitreo, fractura concoidea, color verde y naturaleza granular. Infusible, soluble solamente en ácido clorhídrico
y con productos de sílice gelatinosa al evaporar.
Yacimiento: El olivino es un mineral de roca bastante común , variando su
importancia de tal forma que puede ser constituyente accesorio o principal de la
roca. Se encuentra principalmente en las rocas ígneas ferromagnesianas de color oscuro tales como el gabro, peridotita y basalto. En estos tipos de roca coexiste
con pLagiodasa y piroxenos. La roca conocida con el nombre de dunita está
formada casi en su totalidad por olivino.
95
Alteración: Se altera muy fácilmente, pasa a minerales del tipo serpentina, tales
como la antigorita, mg<,SiO*Om(O H ) i , La magnesita, mgCOi y los óxidos de
hierro se forman simultáneamente como consecuencia de la alteración.
Empleo: La variedad verde claro, peridoto se ha empleado como gema, el olivino
se explota como arena refractaria para la industria de la fundición.
4.7.2 Grupo de la piroxena
Los minerales de este grupo pertenecen a los sistemas de cristalización.
1. Ortorrómbico: (Ejemplo: Enstatita, hiperestena).2. Monoclínico: (Augita y diopsido)
Son silicatos de Fe y de Mg. Su color es oscuro (excepto el diópsido (CaMg). Poseen dos direcciones paralelas de buen clivaje, el ángulo de intersección del
clivaje es del orden de 90 grados . Forman cristales de ocho lados y son silicatos
de Fe y Mg.
Enstatita: MgSi031 Hiperesteno: (Mg, Fe)S i03
Diagnóstico: Generalmente estos minerales se reconocen por su color, exfoliación y brillo peculiar. Las variedades de alto contenido de hierro son negras
y hay dificultad para distinguirlas de la augita si no se emplea el análisis óptico. Casi infusible. Las aristas delgadas quedan ligeramente redondeadas. Funde
más fácilmente aumentando la cantidad de hierro.
96
Propiedades Físicas
Brillo: vitreo o perlado en las superficies de exfoliación. Con el nombre de broncita
se conoce la variedad con un brillo submetálico parecido al bronce.
Color: grisáceo, amarillento, blanco verdoso a verde oliva y castaño. Translúcido.
Yacimiento: El ortopirozeno rico en Mg es un constituyente común de perídotitas, gabros, noritas y basaltos y está asociado comúnmente con los clinopiroxenos de
Ca (ejemplo: augita), olivino y plagioclasa. Puede ser el principal constituyente de
las piroxenitas.
Los ortopiroxenos pueden encontrarse en rocas metamórficas, algunos tipos de
los cuales son origen de alta temperatura y alta presión, como los facies granulita.
Los ortopiroxenos se forman comúnmente a expensas del anfibol (Mg-Fe) en las
rocas metamórficas de alto grado y en las rocas metamórficas retrógadas. Los
ortopiroxenos pueden dar lugar a anfíboles de Mg - Fe.
Etimología: “Enstatita”, derivada de la palabra griega que significa “oponente”, por su naturaleza refractaria.
Hiperestena se deriva de dos palabras griegas que significan “mucho y fuerte” , porque su dureza es mayor que la de la homblenda.
Piroxenos Monoclinicos:
Augita: (CaMgFeA 1)2 (SiA l)2 Oe
Propiedades físicas: la augita es negra, de transparentes a translúcidas.
97
Diagnóstico: se caracterizan por la forma de los cristales y por su imperfecta
exfoliación prismática. Insolubles en los ácidos. Con los fundentes dan las
reacciones de Ca, Mg y Fe.
Yacimiento: La augita es el piroxeno más comente. Se encuentra en las rocas
ígneas oscuras, tales como las lavas basálticas e intrusivas, peridotitas, gabros y
andesitas. Las augitas son comunes por zonas en rocas enfriadas rápidamente
como los basaltos lunares.
La augita es también un constituyente de algunas dioritas y ocasionalmente de
granitos.
Etimología: Augita viene de una palabra griega que significa “brillo”.
4.7.3 Grupo de los anfiboles
Los minerales de este grupo son principalmente monoclínicos. Los cristales son
elongados y usualmente limitados por seis caras verticales, de las cuales las
caras del prisma intersectan en un ángulo de 124 grados (Ver Figura No. 4.4). Este es también el ángulo entre las dos direcciones de clivaje, paralelo a los
prismas.
Figura 4.4. cristal de hornbtenda: vista oblicua y vertical mostrando el clivaje y las caras de cristal principal(fuente : A Geology For Engineer).
98
Homblenda: (CaMgFeNaAL)^ — (A lS i)^O ^ i(O H ) Es monoclínica de
cristales prismáticxjs.
Propiedades Físicas: Exfoliación perfecta, Brillo vitreo. La variedad fibrosa es
frecuentemente sedosa. Color varias tonalidades de verdoso oscuro a negruzco, traslucido. Transmite la luz en los bordes delgados.
Diagnóstico: La forma del cristal y los ángulos de exfoliación sirven para
distinguirla de los piroxenos oscuros y se distingue de los otros anfíboles
precisamente por su color oscuro.
Yacimiento: La homblenda es un mineral petrográfico bastante corriente que
aparece como constituyente tanto en las rocas ígneas como en las metamórficas. Es particularmente característico de las rocas metamórficas de grado medio, conocidas como anfíbolitas, donde la homblenda y la plagioclasa asociadas son
los constituyentes principales. Se altera a piroxeno, tanto en durante el periodo
final magmàtico de cristalización de las rocas ígneas, como durante el metamorfismo. La homblenda es un constituyente común de sienitas y díoritas.
4.7.4 Grupo de las micas
Las micas son un grupo de minerales monoclínicos cuya propiedad de romperse
en capas muy delgadas es característica y fácilmente reconocida.
Los cristales son generalmente tabulares con planos basales bien desarrollados y
tienen forma de rombo, ó hexagonal con ángulos de casi 60 y 120 grados. Por lo
tanto, los cristales parecen ortorrómbicos ó hexagonales. Todos ellos se
caracterizan por una exfoliación basal muy perfecta.(figura 4-5).
99
Moscovita: KAl2 (SíAI)O iq (OH)2
Cristalografía: Monoclínico. Los buenos cristales son relativamente raros. La
presencia de caras del prisma con ángulos de cerca de 60° confiere a algunos
cristales una forma de rombo pareciendo de simetría ortorrómbica. Las caras del
prisma son ásperas por las estriaciones horizontales y frecuentemente afiladas.
Propiedades físicas: exfoliación extremadamente perfecta, lo que permite extraer del mineral hojas muy delgadas. Brillo vitreo a sedoso o perlado, transparente e
incoloro en las hojas delgadas. En los bloques más gruesos, traslúcido con
tonalidades claras de amarillo, pardo, verdoso y rojizo. Algunos cristales son más
transparentes paralelamente a la zona de exfoliación que perpendicularmente.
Figura 4,6: moscovita, cristales de forma de rombo (fuente. Atlas de Geología M. Font )
100
Diagnóstico: caracterizado por su exfoliación muy perfecta y color claro. No se
descompone en el ácido sulfúrico, no da llama de color carmín.
Yacimiento: la moscovita es un mineral petrográfico muy común y comente.
Característico de los granitos y pegmatitas graníticas. Muy común en las rocas
metamórficas; forma el principal constituyente en ciertos esquitas micáceos.
La moscovita se origina también como producto de alteración de otros minerales
como el topacio, cianita, espodúmeno y andalucita. Como illita la moscovita es un
constituyente de algunas pizarras, suelos y sedimentos recientes.
Empleo: Por sus excelentes propiedades dieléctricas y de resistencia al calor, se
emplea como material aislante en la fabricación de aparatos eléctricos. Numerosas piezas pequeñas que se emplean en aislamientos eléctricos se
fabrican con hojas delgadas de mica, cementadas entre sí. Mediante prensado se
les da la forma apropiada. Se emplea como material transparente para puertas de
hornos y estufas. El polvo de la mica se emplea en la fabricación de papeles de
pared, para darles brillo. Como lubricante, mezclada con aceites; como aislante
del calor y como material incombustible.
Etimología: La moscovita recibió este nombre del popular vidrio de Moscovia,
debido a que se empleaba en sustitución del vidrio en la antigua Rusia. Mica
deriva probablemente del latín Micare, que significa brillar.
Biotita: CÁlSi3Ow )K M g3(O H )2
Cristalografía: Monoclinica.
Propiedades físicas : Exfoliación basal perfecta. Hojas flexibles y elásticas. Brillo
reluciente. El color es generalmente verde oscuro, pardo a negro. Raras veces
101
amarillo claro. Las hojas delgadas tienen generalmente, un color ahumado
(diferenciándose de la moscovita, que es casi incolora).(Figura 4-6)Diagnóstico: Se caracteriza por su exfoliación micácea y color oscuro. Se
descompone en el ácido sulfúrico concentrado hirviente, dando una solución
lechosa.
Yacimiento: la biotita se forma bajo una gran variedad de condiciones geológicas. Se encuentra en rocas ígneas que varían desde las pegmatites graníticas a los
granitos, dioritas, gabros y peridotitas. En las rocas metamórficas se presenta
bajo un amplio intervalo de condiciones de temperatura y presión y se presenta
en rocas metamórficas, tanto regionales como de contacto.
Etimología: en honor del físico francés J. B. Biot.
4.7.5 Grupo de tos feldespatos.
Los feldespatos forman un gran grupo de minerales monoclínicos y triclínicos y
son los constituyentes más abundantes de las rocas ígneas. Los miembros
principales de la familia de los feldespatos pueden estar clasificados por su
composición como:
ortoclasa, KAL Si30%
Albita, NaAlSi30 8 y
anorita, CaAl2Si2Os
La dureza de los feldespatos es de aproximadamente 6 y la gravedad específica
varía entre 2,55 y 2,76.
Ortoclasa, KAl Si30%
Cristalografía: Monoclinica.\
102
Propiedades físicas: Exfoliación perfecta. Brillo vitreo. Color Incoloro, blanco, gris, rojo de carne. Raras veces amarillo o verde.
Diagnóstico: Se reconoce generalmente por su color, dureza y exfoliación.
Insoluble en los ácidos, se distingue de los otros feldespatos por las exfoliaciones
normales entre sí y la carencia de estriaciones en la superficie de mejor exfoliación.
Yacimiento: La ortoclasa es una componente importante de los granitos, granodioritas y sienitas que se han enfriado a moderada profundidad y con
bastante rapidez.
Etimología: El nombre de ORTOCLASA, se refiere a las dos exfoliaciones
normales entre sí que posee el mineral.
Microclina ~KAl Si3Os
Diagnóstico: Se distingue de la ortoclasa solamente por la presencia, de las
maclas tríclinicas que deben ser determinadas al microscopio. Sí un feldespato es
de color verde fuerte, con pocas excepciones es microclina.
Yacimiento: La microlina es un constituyente principal de las rocas ígneas como
granitos y sienitas que se enfriaron lentamente y a considerable profundidad. En
las rocas sedimentarias se presenta en las arcosas y en los conglomerados. La
“amazonita”, una microclina de color verde se halla en los Montes Urales y en
diversos lugares de Noruega y Madagascar. Empleo: el feldespato es usado
principalmente en la fabricación de porcelanas. Se muele muy fino y se mezcla
con caolín o arcilla y cuarzo.
Cristalografía: En la anortita lia cristalografía es triclínica, los cristales pueden ser prismáticos y alargados.
103
Propiedades físicas: Exfoliación perfecta y buena G - 2.62 en la albita
(NaAlSi30%) i y g = 2.76 en la anortita CaAl2Si2Os . Incoloro, blanco, gris, con
menos frecuencia verdoso, amarillento y rojo carne. Brillo vitreo a perlado, transparente a translúcido.
Diagnóstico: La albita es insoluble en HCI., pero la anortita se descompone en el ácido clorhídrico.
Yacimiento: Las plagiodasas se encuentran en rocas ígneas, metamórficas y más
raro en rocas sedimentarias. La clasificación de las rocas ígneas está basada
principalmente en la clase y cantidad de feldespatos presente.
Como regla general, a mayor porcentaje de sílice en una roca, menor porcentaje
de minerales oscuros, m^yor cantidad de feldespatos potásicos y más sodio en
las plagiodasas. Por el contrario, a menor porcentaje de SiÜ2 aumento de
minerales oscuros y más calcio en las plagiodasas. Cuando se calienta a
temperaturas altas el feldespato funde y obra como un cemento, aglomerando
todos los materiales.
Fundido sirve para elaborar la mayor parte de los esmaltes para pintar sobre
porcelana. Pequeñas cantidades de feldespato se usan en la fabricación de
vidrios por su contenido de alúmina para el homo. La amazonita se emplea una
vez pulida, como material de adorno.
Etimología: Microclina deriva de dos palabras griegas que significan “pequeño” e
“indinado”. Feldespato procede de la palabra alemana feld que significa campo.
104
4.7.6 Grupo de los feldespatoides
Los feldespatoides son silicatos de estructura anhídrida químicamente semejante
a los feldespatos. La principal diferencia química entre los feldespatoides y los
feldespatos es su contenido en sílice, pues los feldespatoides contienen
aproximadamente un tercio menos de sílice, que los feldespatos alcalinos y por lo
tanto tienden a formarse en soluciones ricas en álcalis (sodio y potasio) y pobres
en sílice.
Los dos principales minerales de este grupo son: Leucita, KAlSi20 6 y Nefelina,
(NaK)AlSi04, los cuales no se discuten en estas notas porque su existencia en la
naturaleza es muy limitada.
Los feldespatoides existen en ciertas lavas poco saturadas, con bajo contenido
de sílice y alto contenido de álcali, tales como las leucitas basálticas del Vesubio.
4.7.7 Formas de la sílice
La Sílice se encuentra sin asociarse con otros elementos en muchas formas
cristalinas, de las cuales el cuarzo es de especial importancia y es uno de los
minerales más comunes en la naturaleza.
Cuarzo, Siü2
En la estructura del cuarzo se acumula el tetraedro silicio-oxígeno en un marco
tridimensional en el cual cada oxígeno está dividido por dos (2) silicios. No hay
sustitución de otros iones en las posiciones del silicio.(figura 4-7)
105
Figura 4.7.a) Estructura en espiral en un marco atómico de cuarzob) Cristal de cuarzo (trigonal) (fuente. Geología para Ingenieros).
Cristalografía: Los cristales son comúnmente prismáticos con las caras del prisma
horizontalmente estriadas. Algunos cristales están deformados, pero la existencia
de estriaciones en las caras del prisma sirve para la orientación del cristal. Los
prismas generalmente terminan en una combinación de romboedros positivos y
negativos que en ciertas ocasiones tienen idéntico desarrollo y producen el efecto
de una bipirámide hexagonal. En algunos cristales se presenta un romboedro, o
bien se presenta solo.
Propiedades físicas: Brillo vitreo, en algunas muestras graso. Generalmente
incoloro o blanco, pero frecuentemente coloreado por diversas impurezas, pudiendo tomar entonces cualquier color. Transparente a translúcido. G = 2,66
Diagnóstico: Se caracterisa por su brillo vitreo, fractura concoidea y forma de
cristal. Se distingue de la Calcita por su mayor dureza y de las variedades
blancas del berilo por su dureza menor. Insoluble, excepto en ácido fluorhídrico.
Yacimiento: El cuarzo es un constituyente esencial del granito y puede
reconocerse en la roca como granos duros y vidriosos de forma irregular y sin
clivaje. Existe en pequeñas cantidades en la granodiorita y cuarzodiorita. La
mayoría de las arenas y de las areniscas tienen cuarzo como su principal
constituyente. Los granos tienen una alta resistencia a la abrasión y de este modo
106
persisten durante largos períodos de erosión y transporte. El cuarzo también se
encuentra en gneises, cuarcitas y en algunos esquistos y otras rocas
metamórficas.
Calcedonia Siü2
Son agregados radiales de fibras de cuarzo, comúnmente sus extremos forman
una superficie curvada. Son de color blanco o castaño y de apariencia cerosa en
la masa. Se encuentran principalmente en lechos que se alinean con las
vesículas de las rocas ígneas.
Calcedonia Impura (flint) Criptocristalino sílice, posiblemente con mezcla de
ópalo que representa un gel desecado. Se presenta en nodulos en la greda. En
superficie fresca su color es casi siempre negro, de fractura conchoide.
Opalo: Sílice hidratada SiO^nH^O.
Amorfa. Presentan colores blanco, gris o amarillo con apariencia perlosa y
exhiben comúnmente reflexiones internas de varios colores, de fractura
conchoide, se presenta rellenando grietas y cavidades en las rocas ígneas. El ópalo es un constituyente indeseable en rocas utilizadas en los concretos, debido
a la posibilidad de que ocurra una reacción entre ella y los álcalis en el cemento.
4.7.8 Minerales accesorios
Son aquellos minerales que existen como cristales pequeños y en cantidades
limitadas. En ciertas circunstancias pueden estar concentrados para convertirse
en constituyentes principales de la roca.
107
Circonio ZrSiO4 Este mineral ocurre en las sienitas y en los granitos como un
constituyente original. Generalmente sus cristales son muy pequeños y en
sección delgada.
Andalusita, Al20Si04 :Ortorrómbico, color rosado o gris. G - 3.2 La andalusita
existe en contacto metamorfoseado de esquistos y pizarras. Los cristales son
prismáticos y tienen una sección transversal casi cuadrada. La variedad
chiastolita contiene inclusiones de carbón. Otras dos formas de Al20Si04 son las
silimanita y cianita.
Esfeno(a) CaTiS04(0 ,0H ,F ) Monoclínico. G =3.5. Él esfeno existe en granito,
diorita y sienita.
Granate. Ca,Mg,Fe2+ M n ^ iA ^F e3* ,Cr)2(Si04)3, de color rosado pálido,G = 3.5 a 4.0. El granate existe en rocas metamórficas tales como en los esquistos de mica. Los cristales son isotrópicos y de sección delgada.
Turmalina: Silicato complejo de Na,Mg,Fe, A l con anillos de Si6On, trigonal,color
negro, rojo, verde, azul.G = 3.0. La turmalina existe en rocas graníticas.
Cordierita: Mg2Al3(AlSi5)On . Ortorrómbico, pero comúnmente parece casi
hexagonal cuando los cristales crecen juntos como gemelos. Existe en rocas
metamórficas tales como en las corneanas.
4.7.9 Minerales secundarlos
La clorita, serpentina, talco, Caolin, epidota(o) y Zeolita, todos ellos resultan de
la alteración de minerales pre-existentes. Estos minerales tienen pequeños
ángulos de fricción y poca resistencia mecánica. La resistencia de un macizo
108
rocoso se puede reducir altamente debido a la presencia de este tipo de
minerales en las fracturas.
Clorita: (MgFe)5Al(SizAl)On{OH\ . Monoclínico, algunas cloritas son tríclinicas.
Brillo vitreo a perlado. Color verde en varias tonalidades. Rara vez amarillo, blanco, rosa - rojo. Transparente a translúcido.
Diagnóstico: caracterizado por el color verde. Se descompone por el ácido
sulfúrico concentrado hirviendo y da una solución lechosa.
Yacimiento: la clorita es un mineral común en rocas metamórficas y se utiliza
como diagnóstico de las facíes de los esquistos verdosos. El color verde de
muchas rocas ígneas se debe a este mineral, cuando los silicatos
ferromagnesianos han sido meteorizados. El color verde de muchos esquistos
y calizas se debe a finas partículas del mineral diseminadas en la masa rocosa.
Etimología: Clorita se deriva de una palabra griega que significa verde, por el color común del mineral.
Serpentina: Mg6Si4Ow(OH\ . La serpentina es un mineral común y corriente,
generalmente es un producto de alteración de ciertos silicatos magnésicos, especialmente olivino, piroxenos y anfíboles. La serpentina se encuentra en
rocas básicas y ultrabásicas y en mármol de serpentina. Puede ser de color rojizo cuando hay óxidos de hierro presente. El color es frecuentemente
jaspeado con motitas de tonalidades verde más claras y más oscuras.
Talco: Mg3Si4Ow(OH)2. Es un mineral suave, de color verde manzana, gris,
blanco o blanco de plata. Existe como un producto secundario en rocas básicas
y ultrabásicas en los esquistos de talco. Algunas veces está asociado con la
serpentina. Las escamas son flexibles, pero no son elásticas y son fácilmente
rayadas con las uñas de los dedos. D=1.
109
Caolín: Es un mineral que se produce por la meteorización o alteración
hidrotérmica de los silicatos de aluminio, particularmente feldespatos. Se halla
mezclado con los feldespatos en rocas meteorizadas. Es de color blanco o gris
suave, con olor a arcilla cuando está húmedo. G = 2 .6 . Otros minerales
secundarios son LaÉpidota (Ca2(A lF e \(S i04)3 (O H )) y las Zeolitas.
Las zeolitas forman un grupo de silicatos aluminosos hidratados de calcio, sodio o potasio. Se presentan como racimos de cristales blancos o vitreos
revistiendo o llenando las cavidades dejadas por el escape de gases en lavas
basálticas o llenando grietas abiertas. Contienen agua molecular la cual fácilmente se disipa con el calor o el calentamiento. Provienen de los
feldespatos o feldespatoides por hidratación. Comúnmente se presentan en la
naturaleza las dos siguientes zeolitas: Analcita: NaAlSi206H20 , G - 2.25 .
Ocurre en las amígdalas de los basaltos. La Natrolita, Na2Al2SizH20 ; G = 2.2,
se presentan generalmente en racimos radiales, son blancas.
4.8 Minerales de arcilla
Son en esencia silicatos alumínicos hidratados, aunque una arcilla puede estar formada por un único mineral de la arcilla. Por lo general, hay varios mezclados
con otros minerales tales como feldespatos, cuarzo, carbonatas y micas. Los
minerales de arcilla pueden formar minerales primarios o secundarios. Tienen
gran importancia económica, están presentes en la mayoría de los perfiles de
meteorización e influyen en las características mecánicas de las rocas y de los
sedimentos no muy bien consolidados.
Los minerales de arcilla se pueden observar solo a través del microscopio, sin
embargo, su presencia puede revelarse colocando en los dientes un poco del material que se sospecha que contiene arcilla. El componente de arcilla, si está
110
presente, se sentirá suave y el componente que no es arcilla será gravilloso. El mineral de arcilla presente y dominante puede identificarse a bajo costo
midiendo su actividad. Los minerales de arcilla más comunes son:
a) Caolinita - Al4Si4Ol0 (O H \ construida de capas alternas de octaedros y
tetraedro, cada par. Si203(0H )2 + Al2(OH)6 con pérdida de agua se
transforma en Al2Si2Os(OH)4. La caolinita existe en escamas hexagonales de
tamaño diminuto y forma la mayoría de los depósitos de caolín (arcilla china). También se encuentra en suelos y arcillosas sedimentarias.
El mineral dickita tiene la misma composición de la caolinita pero las capas en la
estructura tienen un arreglo diferente.
Halloysita - Al2Si20 5(0H)42H20 , puede estar incluido en un grupo con dickita y
caolinita. Ciertas arcillas que contienen un alto contenido de halloysita poseen
propiedades especiales con relación a la porosidad y al contenido de agua.
b) Montmorillonita: Comprende algunos minerales de arcilla compuestos
por capas de silicatos de los tipos dioctaédricos y trioctaédricos y tienen la
fórmula Al4Si6O20(OH)4. La característica más destacada de los miembros de
este grupo es su capacidad para absorber moléculas de agua entre las hojas, produciéndose una marcada dilatación de la estructura. Los miembros
dioctáedricos son: montmorillonita, berdellita y nontronita y los trioctaédricos
son: hectorita y saponita.
La montmorillonita es el mineral de arcilla dominante en la bentonita, que es
una ceniza volcánica alterada y que tiene la propiedad poco común de
aumentar de volumen varias veces cuando es sumergida en agua. Esta
propiedad da lugar a interesantes usos industriales. El más importante es como
barro de perforadora, utilizándose la montmorillonita para dar al fluido una
111
viscosidad varias veces superior a la del agua. Se utiliza también para taponar escapes en suelos, rocas y diques.
c) lllita: Es un término general aplicado a los minerales micáceos de la
arcilla. Las illitas se diferencian de las micas por tener menos silicio sustituido
por aluminio, contener más agua y tener parte del potasio sustituido por calcio y
magnesio. La illita es el principal constituyente de muchas pizarras y poseen
una capacidad de intercambio más baja que la montmorillonita.
4.9 Minerales no silicatizados.
En la tabla No. 6 se listan los materiales no silicatizados más comunes o de
mayor importancia económica, cada uno con sus caracteres que los definen
fácilmente.
112
TABLA 4.6: Ejemplos de materiales importantes no silicatados.(Fuente:
Geology for Engineers).
Ejemplo Clasico D G Color Roya Lustre NotasCobre Cu 2.5 8.9 Rojo Roja Metálico MaleablePlata Ag 2.5 10.5 Gris-blanco Blanca Metálico MaleableOro Au 2.5 19.3 Amarillo Amarilla Metálico MaleableAntimonio Sb 3.5 6.7 Gris blanco Gris Metálico SectilDiamante C 10 3.5 Variable - Graso CentelleanteGrafito C 1 2 2 Negro Negra Metálico Marca del papelAzufre S 2 2.1 Amarillo Amarillo blanco Resinoso Oloroso al arderChalcocita C112S 2.5 5.7 Gris negro Negra Metálico Azul verdoso empañadoBomita CusFeS4 3 5.1 Castaflo Gris Metálico IridiscenteGalena PbS' 2.5 7.5 Gris plomo Gris Metálico Crucero cubicoEsfalerita ZnS 3.5 4 Castaño oscuro Castaño Resinoso TranslúcidoCalcoipita CuFeS2 3.5 4.2 Amarillo latón Negra Metálico IridiscenteCovellita CuS 1.5 4.7 Azul oscuro Negro gris Metálico Purpura empañadoCinabrio HgS 2.5 8.1 Rojo Roja Vitreo SectilPirita FeS2 6.5 5.1 Amarillo latón Negra Metálico Fuego al golpe con el eslabónMolibdenita M0S2 1 4.6 Gris Gris Metálico Marca el papel
Halita NaCl' 2.5 2.2 Variable Blanca Vitreo Gusto saladoFluorita CaF2 4 3.2 Variable Blanca Vitreo Translúcido
Cuprita CU2O 3.5 6.1 Rojo Roja Metálico Soluble en HCICorindon AhOae 9 4 Azul castaño - Vitreo v. durezaHematita FejOa* 6 5.3 Negro castaño Rojo Metálico Se magnetiza cuando se calientallmenita FeTiOj* 5.5 4.7 Negro Negra Metálico No magnéticaMagnetita Fe30 4* 6 5.2 Negro Negra Metálico MagnéticaCromita FeCr20 4* 5.5 4.6 Negro Castaño Metálico Sin cruceroCasiterita SnOj* 6.5 7 Negro castaño Blanco castaño Vitreo T ranslucidoGeothite FeO(OH)' 5 4.4 Castaño Castaño Opaco CristalinoBauxHa A]20 3(2H20 )* 2 2.1 Castaño rojo Castaño Opaco Terroso, concrecionarloLimonita 2Fe20j<3H20 ) 5 3.8 Castaño Castaño manila Opaco Terroso
C ala» Ca^Us* 3 2.7 Incoloro Blanca Vitreo Efervescen HCI frió
Siderita Fe2C 03 3.5 3.9 Castaflo Blanca Vitreo -----Dolomita CaMg(C03)2 3.5 2.9 Castaño blanco Blanca Vitreo Efervescen en HCI calienteAragón ita CaC03 3.5 2 3 Incoloro Blanca Vitreo Manchado con MnS04
Witherita BaCOj 3.5 4.3 Gris blanco Blanca Resinoso Gstríaciones asperas comunesCerussita PbCOj 3 6.6 Gris blanco Blanca Vitreo Efervescen en HNO3 calienteAzurita Cu3(0H )2(C03)2 3.5 3.8 Azul oscuro Azul Vitreo —Malaquita Cu2(OH)2COj 3.5 4 Verde brillante Verde Sedoso opaco —WoKramita (FeMn)W04 4.5 7.3 Negro Roja castaño Submetalico Opaco en las fracturasApatita Ca6(P0 4)3F,Ci,0 H) 5 3.2 Verde Blanca Vitreo T ambien subresinoso
Barita BaS04 3 4.4 Blanco incoloro Blanca Vitreo Cristales tabulares comunes
Celestina SrS04 3.5 4 Azul blanco Blanca Vitreo v. quebradizoAnglesita PbS04 3 6.3 Blanco Blanca Vitreo Comúnmente con galena
Anhidrita CaS04 3 3 Castaño blanco Blanca Perioso Fractura astillosaYeso CaS042H20 2 2.3 Incoloro Blanca Vitreo Flexible, sin elasticidad
ELEMEN
TOS
NATIVOS SU
LFURGS
HALU
ROS__________________________________ÓXIDOS
E H
IDRÓ
XIDO
S_
CARBON
ATOS
TYP SU
LFATO
S
CAPITULO 5
immrnm
ROCAS IGNEAS
5.1 Definición de roca
Roca es una sustancia técnica heterogénea, granular y aelotrópica
(anisotrópica) que se forma naturalmente y está compuesta de granos
policristalinos o no cristalinos que se encuentran unidos por un cementante. En
el interior de los granos actúan fuerzas de atracción que constituyen el cementante mecánico. Las rocas son las sustancias consolidadas, coherentes
y firmes que no pueden normalmente ser excavadas por métodos manuales
solamente.
La presencia o no de minerales en un cierto tipo de rocas obedece al ambiente
físico-químico dado en el sitio donde el proceso se realizó. Según el origen, materia disponible y ambiente de presión y temperatura, se tendrá una roca de
composición mineralógica, cristalinidad, tamaño de cristales o granos,
114
disposición de cristales o granos, porosidad y grado de entrabamiento o
cementación determinada.
Desde el punto de vista mecánico, las propiedades del material rocoso de
interés en ingeniería (físicas, químicas, mecánicas, térmicas y eléctricas) dependen de su composición mineralógica, textura, estructura y humedad, variables que fundamentalmente dependen de su origen.
A continuación definimos algunas de estas propiedades:
• Composición mineralógica: es la propiedad intrínseca que controla la
resistencia de la roca. Aunque existen más de 2000 especies de minerales
conocidos, sólo unos nueve (9) de ellos comparten decisivamente su
participación en la composición de las rocas: cuarzo, feldespato, mica, homblenda, augita, olivino, calcita, caolinita y dolomita. Las rocas que
contienen cuarzo como matriz aglomerante son las más fuertes, seguidas por aquellas que poseen como cementante calcita (detectable por la prueba del HCI diluido) y minerales de hierro; las rocas de matriz arcillosa son las más
débiles.
• Textura: término derivado de una palabra latina que significa entretejer o
trenzar. Es una característica física de todas las rocas que describe el tamaño, forma, enlace y distribución (orden y orientación) de los fragmentos que
componen una roca (cristales, granos, fragmentos Uticos y restos orgánicos). Este término se aplica al aspecto general de las rocas.
• Tamaño de grano: se puede describir de acuerdo a las escalas
granulométricas para suelos y agregados, según el SUCS así: grava gruesa,
de 3" a 3/4”; grava fina, de 3/4” a 4.76 mm.; arena gruesa, de 4.76 mm a 2.00
mm; arena media, de 2.00 a 0.42 mm; arena fina, de 0.42 a 0.074 mm. y
^partículas finas, menores de 0.074 mm, (Tamiz No. 200), limo y arcilla.
115
• Forma de los granos o minerales: los minerales pueden manifestarse
perfectamente cristalizados; si este es el caso, se presentarán en algunos de
los siete (7) sistemas definidos por Bravais: cúbico, hexagonal, romboédrico,
rómbico, tetragonal, monoclínico y triclínico. Cuando no se pueden desarrollar completamente, forman las maclas. En un sentido general se podrán tener rocas holocristalinas, semicristalinas y vitreas.
• Disposición: término que describe la distribución de los minerales en el
volumen de roca considerado. Puede ser al azar o siguiendo un patrón
definido.
• Enlace: puede ser químico o mecánico. El primero entre partículas y el segundo hacia el interior de ellas.
• Humedad: es el contenido de agua normalmente atrapado entre los poros de
una roca y que puede ser extraída mediante calentamiento.
• Estructura: término que describe el esqueleto básico de una roca. Se refiere
a la orientación o disposición preferencial y a la articulación o contactos entre
los granos. Según esto, se tienen cuatro tipos de estructuras: entrabada, entrelazada, cementada y laminada. La entrabada corresponde a texturas
cristalinas, en donde los cristales con formas geométricas perfectas o
parcialmente perfectas se encajan conformando una masa isotrópica, característica de rocas ígneas. La entrelazada está constituida por texturas
cristalinas distribuidas en niveles, capas o planos definidos, en donde los
minerales se disponen a manera de imbricación y desarrollan pizarrosidad o
esquistosidad, propia de las rocas metamórficas, anisotrópicas; la cementada
se refiere a las rocas clásticas en donde los fragmentos Uticos o minerales se
aglutinan con cementos minerales y se disponen a manera estratiforme, comunicando también isotropía a la masa total, y por último la laminada, con
116
fuerte anisotropía y direccionalidad de acuerdo a la disposición paralela o
yuxtaposición de componentes minerales Uticos de grano muy fino.
5.2 Rocas ígneas, (del latín ignis que significa fuego).
Son agregados de minerales formados a partir de un magma tras el enfriamiento, cambio de presión y ausencia o presencia de ciertos elementos
en solución. Por su parte el magma está constituido por la fusión de silicatos
que existen naturalmente, conteniendo o no cristales en suspensión o gases
disueltos. Su gran variedad se debe tanto a las varias composiciones de los
magmas como a las condiciones bajo las cuales cristalizaron o solidificaron. El
producto final depende, por tanto, de la presión, la temperatura y la
composición, las cuales producen determinados minerales o asociaciones así como texturas, estructuras y cristalinidad específica.
Las rocas ígneas están constituidas por lava solidificada e intrusiones. La lava
es un material de roca derretido, el cual se origina en el interior de la corteza
terrestre o debajo de ella, alcanzando la superficie de vez en cuando y fluye
hacia afuera desde los orificios volcánicos. Cuando esta roca fluida alcanza la
superficie y se solidifica por enfriamiento, se continua llamando lava.
Intrusiones: material similar a la lava que puede ser inyectado dentro de las
rocas de la corteza, dando origen a una gran variedad de intrusiones, las
cuales se enfrían lentamente y se solidifican.
Magma: Es el material de roca derretido a partir del cual las rocas ígneas se
han solidificado. Un magma está principalmente formado por: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na y K, pero también contiene cantidades considerables de H20 y C20 y
en menor grado contiene componentes gaseosos como:
117
H 2S = acido sulfhídrico,HCl = acido clorhídrico,CH4 = metano,CO = monoxido de carbono
Cuando un magma se enfría, generalmente hay un orden definido de
cristalización de los diversos constituyentes minerales. Cuando el enfriamiento
es rápido, el magma se solidifica como un vidrio de roca, sin cristales. Cuando
el enfriamiento es lento, los minerales que forman la roca se cristalizan
resultando un tamaño de grano pequeño. Los magmas son cuerpos complejos
y las rocas que se derivan de ellos tienen una amplia variedad en su
composición y pueden ser ácidas o básicas.
Rocas ácidas: Aquellas rocas que contienen mucha sílice.
Rocas básicas: aquellas rocas que contienen menos sílice y en consecuencia
son ricas en minerales ferromagnesianos.
Rocas volcánicas y rocas extrusivas: rocas extrusivas son aquellas rocas
ígneas que han sido expulsadas sobre la superficie terrestre. Las rocas
extrusivas incluyen flujos de lava y material piroclástico (ceniza volcánica).
Un volcán es esencialmente un respiradero dentro de la superficie de la tierra a
través del cual son expulsados el magma, los gases asociados y la ceniza. Morfológicamente, el volcán es un monte formado por el material procedente
de una erupción. La erupción de lava tiene lugar generalmente tras una fuerte
explosión, en la que son levantadas a gran altura y en parte empujados por el viento, bloques rocosos procedentes de las paredes de la chimenea y materialsuelto (partes de lava solidificada: bombas, lapilli, cenizas). La erupción viene
/determinada por desprendimiento de gases en el foco del volcán, causado por
pérdida de presión o temperatura. La lava emitida se solidifica dando origen a
118
las rocas volcánicas (vulcanitas). Con frecuencia, las erupciones están
separadas por largos períodos de inactividad, sólo unos pocos volcanes están periódicamente activos.
La forma exterior de los volcanes es muy diversa. Los hay con un solo cono o con varios conos (cráteres adventicios o parásitos). Si el cráter varía
frecuentemente de lugar, puede originarse toda una montaña de cráteres.
Materiales sólidos que expulsa un volcán
A continuación se enumeran los diversos tipos de material sólido expulsado por un volcán. Figura 5.1
Ceniza volcánica: material en forma de fragmentos pequeños cuyo diámetro está comprendido entre 0,06 mm a 4 mm.
Ceniza
Figura 6 -1 : material sólido expulsado por un volcán (fuente: Logman llustrated Dictionary of Geology)
Lapilli: fragmentos pequeños cuyo diámetro oscila entre 4 y 32 mm
119
Bomba volcánica: bloque de lava redondeada, irregular o largo; de más de 32 mm. de diámetro.
Bloque volcánico: es una masa grande de roca expulsada por un volcán.
Polvo volcánico: es un material muy fino, de partículas menores de 0,06 mm. de diámetro.
Tuff (ó tobas) : son las rocas piroclásticas que resultan de la consolidación de las cenizas volcánicas y lapilli, que se depositan formando capas inclinadas en
las inmediaciones del volcán u horizontales en las zonas mas alejadas.
Aglomerado volcánico: Es un compuesto de fragmentos rocosos gruesos (diámetros de 20 a 30 mm o más grandes) procedentes de erupciones volcánicas solo en parte consolidado.
Componentes de un volcán.
En la figura 5.2 se muestran los componentes de un volcán.
RocaPiroclásQca
Figura 5.2 componentes de un volcán (Fuente: Logman ilústrate Dictionarof Geoiogy)
1. Respiradero u orificio volcánico: Conducto a través del cual un volcán expulsa lava y otros materiales ígneos tales como la ceniza volcánica.
2. Cuello volcánico: es el conducto que une la cámara del magma con un
respiradero volcánico.
120
3. Plug volcánico: magma solidificado en un respiradero volcánico.
4. lava
5. rocas piroclásticas: son los depósitos formados por la consolidación de los
fragmentos expulsados durante una erupción.
Tipos de actividad volcánica
Se distinguen dos tipos de actividad volcánica: (l)Erupciones centrales y (2) Erupciones fisulares
Erupciones centrales: Una erupción central edifica un volcán que tiene un
cono con un cráter en la cima conectado al conducto volcánico, a través del cual son expulsados la lava, los gases y los fragmentos de roca y ceniza
volcánica. En la parte superior de la cámara del magna y por trabajo del volcán
se acumulan gases y se desarrollan presiones en el conducto del volcán. Cuando se presentan la erupción, los gases expandibles revientan la lava en
incontables fragmentos pequeños de polvo, ceniza y pumice, los cuales caen
alrededor del orificio y son lanzados a distancia por el viento. Fragmentos más
grandes como lapilli y bombas volcánicas pueden ser lanzados junto con
bloques de roca por la fuerza de la erupción a partir de las paredes del orificio o
respiradero volcánico (fig. 5.3).
Erupciones fisurales. Son las que se originan a lo largo de una grieta o
fractura de la corteza terrestre, que puede tener varios kilómetros de longitud. Las lavas, en general muy fluidas, se derraman a lo largo de la grieta, formando
coladas casi horizontales de muchos kilómetros de extensión, inundando
poblaciones completas.
1 2 1
Cráter
\
Figura 5.3: Sección transversal idealizada a través de un volcán central.(Fuente: Physical Geography. A
Landscape Appreciation. Tom L. Mcknight fith Edition)
\
Rocas intrusivas y tipos de roca.
Cuando el magna se eleva a altos niveles en el interior de la corteza terrestre y
penetra las roca que están por encima de el, sin alcanzar la superficie, se dice que es una roca ígnea intrusiva.
El contacto de una roca ígnea intrusiva con la roca que la encierra puede ser concordante o discordante (figura 5.4). Si el comportamiento de la roca que encierra la intrusión es frágil (quebradizo) durante la intrusión ígnea, el
emplazamiento del cuerpo ígneo estará acompañado por fracturamiento,
fallamiento y fuerzas, diferentes a las de la roca que encierra el cuerpo ígneo. Esto generalmente conduce a contactos discordantes entre la intrusión ígnea y
la roca que la encierra, los cuales no son paralelos a la foliación o a la estratificación. Este tipo de contactos generalmente se presenta a niveles
superficiales donde el comportamiento frágil de las rocas es la regla.
1 2 2
Figura 5.4 Contacto discordante.(Fuente: Rock Classification and the Geological Enviromental)
Contacto concordante: Cuando el contacto entre la intrusión ígnea y la roca
qüe la encierra, es paralelo a la estratificación o a la foliación de esta última (Figura 5.5) Generalmente el contacto concordante se presenta a grandes profundidades (varios kilómetros) donde las presiones y temperaturas
existentes producen un comportamiento plástico o dúctil de la roca que encierra a la roca intrusiva, permitiendo ser deformada.
Los contactos concordantes también se pueden encontrar a niveles
superficiales de intrusión, donde la fuerza intrusiva del magma sea capaz de modelar la roca que esta siendo intruida.
Figura 5.5. Contactos Concordantes. .(Fuente : Rock Classification and the Geological Enviromental)
Tipos de intrusiones: a continuación se definen algunos de los tipos de
intrusiones:
Mantos: Son intrusiones concordantes menores, tabulares, que son paralelas a
la foliación o estratificación de la roca instruida. (Fig. 5.6).
123
Figura 5-6: Sección transversal de un iacolito idealizado. Generalmente de 1-8 Km. Y el espesor es del
orden de 1000m . .(Fuente: Rock Classification and the Geological Enviromental).
\ /
Los mantos típicamente son delgados y superficiales; están localizados en rocas intruídas poco plegadas. Los espesores de los mantos. Pueden variar
desde pocos metros hasta varios cientos de metros.
Lacolitos:
Son intrusiones concordantes menores y su diámetro puede variar desde 1 Km. Hasta 8 km. con un espesor máximo del orden de 1000 m. Los lacolitos existen en sedimentos poco alterados y a profundidades superficiales. Los lacolitos se
originan cuando el magma se eleva a través de capas esencialmente horizontales, encontrando una capa de mayor resistencia, bajo la cual el
magma se extiende lateralmente, formando un domo en la capa incrustada (
figura. 5.6)
FacolHos:
Es una intrusión concordante menor ( cuerpos ígneos pequeños) en la cresta
de un anticlinal o en el punto mas bajo de un sinclinal (figura 5-7).
124
í bi
Figura 5.7: Facolito colocado en una estructura antiformal existente, (fuente: Physical Geography)
El Anticlinal es un plegamiento en forma de arco, generalmente convexo, cuyo núcleo (o centro) contiene las rocas estratigráficamente más antiguas y las rocas mas jóvenes están hacia fuera. Figura 5.8(a).
El Sinclinal es un plegamiento en forma de U. Es lo opuesto de un anticlinal
Figura 5:8 (b).
Figura 5.8 a) Anticlinal(fuente: A Geology for Engenieer)
b) Sinclinal (fuente: Rock Classification and the Geological Environmental)
125
anticlinal
anticlinal inclinado
sindinal
jinclinal indinado
domo anticlinal con doble inclinación
cuenca sindinal con doble inclinadón
Figura 5.8: c) Diferentes tipos de anticlinales y sinclinales. (Fuente: Rock classification and the Geological
Enviromental.
Diques: Es un cuerpo intrusivo menor de roca ígnea que corta transversal mente la estructura de la roca intruida. Los diques están típicamente
emplazados en el interior de sistemas de juntas preexistentes y pueden existir individualmente o en grupos ( Figura 5.6. y Figura 5.9) muchos diques son más
resistentes a la erosión que la roca intruida y puede formar lomos residuales.
Los diques varían en amplitud desde unos cuantos centímetros a muchos metros sin embargo no tiene mas de tres metros de amplitud. Afloran
126
comúnmente en líneas casi rectas a través de grandes distancias. Un enjambre de diques es un grupo de diques paralelos o radiales.
Figura 5.9 : Diques (fuente: Geotectónica General, parte I y parte II)
a) Más resistentes a la meteorización
b) Menos resistente que la roca intruida.
Batolito: Son intrusiones mayores. Generalmente es una masa plutònica
discordante, grande; que tiene mas de 10 km2 de superficie expuesta y cuya base no se conoce. Comúnmente están compuestas de rocas silícicas (Figura 5.10).
Rocas plutónicas: Son intrusiones mayores y son aquellas rocas ígneas que
se han formado a partir de magma, o por alteración química a gran profundidad en la corteza terrestre.
Plutón: Un cuerpo plutònico, llamado también Plutón o plutolito es una
intrusión mayor en cualquier gran cuerpo ígneo instrusivo profundo, de tamaño y forma variables, solidificado en la corteza terrestre (por debajo de 5 km. ). Los
batolitos y otras grandes masas construidas por roca ígnea granular quedan comprendidas en este término general, que se refiere en sentido figurado a
Plutón; el dios de los infiernos en la mitología romana.
127
*i
Figura 5.10: Corte esquemático de una región de la litosfera indicando las relaciones existentes entre un
Batolito profundo, resultante de la consolidación de un magma, con las apófisis (Ap) y lacolitos periféricos y
con diversos diques que atraviesan las rocas sedimentarias. Los volcanes son simples comunicaciones
que, eventuaimente, se establecen entre el magma fundido y la superficie. Por ellos salen al exterior las
rocas volcánicas que forman coladas de lava.{ fuente : Physical Geography. A landscape appreciation)
Troncos: Son intrusiones ígneas mayores, similares al batolito pero mas
pequeñas (área menor de 100 km2) y con una forma mas o menos circular, casi vertical, de rocas ígneas que cortan las rocas que intrusionan con una sección
transversal que ocupa un área de 100 km2
5.2.1 Composición de las rocas ígneas
La composición mineral y el color de las rocas están relacionadas con su composición química. Cuando se comparan los análisis químicos de una roca ácida como el granito y una roca básica como el basalto, se pueden observar marcadas diferencias tal como la mayor proporción de sílice (Si02) y álcalis
(Na20,K20). en las rocas ácidas y un contenido mas alto de cal, magnesio y óxidos de hierro en las básicas. El contenido de álcalis mas alto en el granito corresponde a una mayor proporción de feldespato en la roca. Inversamente el basalto contiene mas minerales oscuros a base de hierro, magnesio y calcio.
128
Aproximadamente el 99% del total de masa de la mayoría de las rocas ígneas
esta compuesta de solo 8 elementos: oxigeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio. La mayoría de estos elementos se encuentran en la
estructura cristalina de los minerales de silicato formadores de roca y forman
los feldespatos, olivinos, piroxenos, anfíboles, cuarzo y mica. Estos 6 minerales
constituyen mas del 95% del volumen de todas las rocas ígneas comunes y
son de suma importancia cuando se quiere estudiar la clasificación y origen de
las rocas ígneas.
Durante el enfriamiento de un magma sus diferentes minerales se unen para
formar cristales silicatados como las piroxenas las anfibolas y los feldespatos y
óxidos como la magnetita. En un magma básico los minerales como el olivino y
la magmatita a menudo son los primeros en cristalizar consumiendo parte de la
sílice, magnesio y hierro, el restante magnesio y hierro junto con el CaOiAbOs
es consumido posteriormente en la augita (piroxena) homblenda (anfibola) y
mica oscura. De acuerdo a su composición, tales minerales se llaman
ferromaganesiano.
En contraste con estos minerales oscuros o relativamente pesados los alcalis y
el calcio juntos con AI2O3 y SÍO2 forman los minerales felsicos, feldespatos
feldespatoides y cuarzo. Gran parte del calcio en un magma básico contribuye
formando una plagioclasa y poco contribuye a la formación de augita. En las
rocas ácidas predominan los minerales félsicos y dan a la roca un color mas
pálido en contraste con el color mas oscuro en las rocas básicas. Entre los
tipos ácidos y básicos hay rocas de composición intermedia.
ILos magmas ricos en hierro, magnesio y calcio son llamados maficos
(magnesio, y hierro) y producen grandes cantidades de olivino, piroxeno,
anfíbole y plagioclasa càlcica. Estas rocas son de color oscuro debido a la
abundancia de minerales ferromagnecianos oscuros.
129
Los magmas ricos en silice y aluminio son llamados siálicos y tienden a
producir mas cuarzo, feldespato, potasio y plagioclasa sódica, los cuales
generalmente forman rocas de colores claros.
Es posible hacer una aproximación de la composición mineral de las rocas
ígneas por el color (y solo una aproximación puesto que existen muchas
excepciones).
Los tres principales criterios mineralógicos que se usan para reconocer las
rocas ígneas son:
1: la presencia o ausencia de cuarzo: El cuarzo es un mineral esencial en
rocas siálicas y es un mineral accesorio en rocas intermedias y máficas.
2: la composición de los feldespatos: los feldespatos potásicos y la plagioclasa
sódica son minerales esenciales en rocas siálicas pero son escasos o ausentes
en rocas intermedias y máficas, la plagioclasa cálcica es característica de
rocas máficas.
3: la proporción y tipos de minerales ferromagnesianos: Como una regla
general las rocas máficas son ricas en minerales ferromagneasianos mientras
que las rocas siálicas son ricas en cuarzo. El olivino está generalmente
restringido a rocas máficas. Los piroxenos y los anfiboles están en el rango de
las rocas máficas a las intermedias. La biotita es común en rocas intermedias y
siálicas.
La cristalización de minerales provenientes de un magma existe entre 1200 y
600 grados centígrados. Los minerales con punto más alto de enfriamiento
cristalizan primero y tienen una mayor libertad para desarrollar caras de
cristales bien formados. Los minerales que cristalizan a temperaturas inferiores
son forzados a crecer en el interior de los espacios entre cristales formados
130
rápidamente y son de forma irregular con pocas caras cristalinas bien
desarrolladas.
Cristalización en las rocas ígneas
La cristalización en las rocas ígneas esta gobernada por la serie de reacciones
de Bowen figura 5.11 , en donde cada parte del mineral ya formado reacciona
químicamente con el liquido remanente del magma, generando el mineral que
se encuentra por encima.
En la serie ferromagnesiana el olivino es el primero en formarse, siguiendo en
su orden la augita, la hornblenda y la biotíta por tener cada nuevo
ferromagnesiano una estructura cristalina diferente del que le precede, bowen
le dio el nombre de series de reacciones discontinuas.
ultimo en cuarzo Meteorizacióncristalizar t lenta
moscovitaJ ortoclasa
J ? feldespato potásico
/ / \ V
/ 7 a albita % / hornblenda $ \
& / iP ^? / arnotitaaugita (feldespato caldco) '
primero en s Meteorizacióncristalizar olivino rapida
Figura 5-11. Cristalización en las rocas ígneas, (fuente: Geología Física Longwell y Flint)
Entre los feldespatos el primero en formarse es la anortita. Este mineral cristaliza aproximadamente a la misma temperatura del olivino.
131
Como la anortita reacciona con el líquido remanente del magma asimila
gradualmente cantidades cada vez mayores de sodio. Finalmente cuando todo
el calcio característico de la anortita ha sido reemplazado por el sodio, el mineral resultante es la albita.
Bowen consideró la cristalización de los feldespatos plagioclasa como una
serie de reacciones continuas debido a la sustitución continua de iones de
calcio por iones de sodio en la misma estructura del silicato.
Entre la formación de la albita y la ortoclasa no se verifica un cambio gradual y
progresivo, no hay un reemplazo ion por ion de sodio por potasio, porque el radio del ion del potasio es mucho más grande que el radio del ion de sodio.
Orden de cristalización: Existe una temperatura definida a un rango de
temperaturas a la que cristaliza cada mineral.
Los ferromagnesianos se forman comenzando con el olivino, siguiendo
sucesivamente la augita, la hornblenda y la biotita. Al mismo tiempo se forman
los feldespatos plagioclasa comenzando con la anortita y llegando hasta la
albita. Cuando todos estos minerales se han cristalizado, se forman la ortoclasa
la moscovita y el cuarzo.
Interrupciones en la cristalización: Todos los minerales de un magma podrían
llegar eventualmente al cuarzo si estuviesen en condiciones de pasar a través
de la serie completa de reacciones, pero esto sucede rara vez. Por lo común, la
serie de reacciones se interrumpe antes de desarrollar toda la secuencia.
La interrupción se presenta normalmente cuando los volátiles escapan y esta
interrupción explica por qué existen rocas ígneas de diferente composición
mineralógica.
132
Los volátiles son aquellos productos que al estar en solución dan fluidez al magma, permitiendo a los minerales moverse casi en completa libertad y tomar parte en las reacciones químicas.
La interrupción también puede darse por el asentamiento de tos minerales
formados en primer término. Esto ocurre en algunos magmas de baja
viscosidad, removiendo o eliminando minerales del líquido remanente, que
podrían haber reaccionado con ellos. Este proceso se llama separación
fracturada.
Velocidad de cristalización: Cuando el magma se enfría rápidamente, no hay
tiempo para que los minerales se asienten o reaccionen con el líquido
remanente. Esto sucede cuando un magma parcialmente cristalizado es
arrojado a la superficie o inyectado en forma de diques o mantos delgados, pero cuando un gran cuerpo de magma se enfría lentamente y a profundidad
dentro de la corteza, se presenta un alto grado de separación fraccionada o de
reacciones químicas.
Textura.
La textura se refiere al tamaño, forma y relaciones de la frontera entre
minerales adyacentes en un macizo rocoso. En la mayoría de las rocas ígneas
la textura tiene un aspecto de cristales enlazados.
La textura de las rocas ígneas se desarrolla: primeramente en respuesta a la
composición y al promedio de enfriamiento del magma. Los magmas
localizados profundamente en el interior de la corteza terrestre enfrían muy
lentamente. Los cristales individuales son más o menos uniformes en tamaño y
en diámetro y pueden alcanzar una pulgada o más.
133
Un magma lanzado sobre la superficie de la tierra se enfría rápidamente y los
cristales tienen sólo un tiempo muy corto para crecer. Los cristales
provenientes de tal magma son típicamente demasiado pequeños y no podrían
verse sin la ayuda de un microscopio y la roca parece masiva y sin estructura.
Si el enfriamiento toma lugar extremadamente rápido, como resultaría si la lava
fluyera dentro del mar o dentro de un lago, el magma podría estar apagado y
los cristales tendrían poco tiempo para formarse o no tendrían tiempo para ello.
La roca que resulta a partir de un proceso como éste podría ser una solución
super fría o vidrio natural.
El tamaño de los cristales está también influenciado, por la viscosidad del
magma. Estudios experimentales junto con observaciones de campo directo,muestran que magmas ricos en sílice son característicamente viscosos y
idesarrollan cristales pequeños; magmas deficientes en sílice son más fluidos y
se pueden desarrollar cristales más grandes. La viscosidad también está
influenciada por la cantidad de material volátil como vapor de agua contenido
en el magma. Como regla general un magma que contiene un alto porcentaje
de volátiles será mas fluido y permite el crecimiento de cristales grandes.
El enfriamiento del magma determina la textura de las rocas ígneas asi:
- Si el enfriamiento es lento, se tendrán granos grandes; textura fanerítica,
como el granito y la diorita. Son fácilmente identificables a simple vista.
- Si el enfriamiento es rápido, se tendrán granos pequeños; textura afanítica,
como la felsita, y el basalto. Demanda de una lupa para identificar sus
componentes.
- Si el magma es eyectado repentinamente, no da tiempo a la formación de
minerales; textura vitrea como la obsidiana y la retinita y finalmente,
134
- Si la velocidad de enfriamiento es variable, lentamente al principio y con
mayor velocidad al final, se producirá la textura porfiríca. Tal como el pórfido y la andesita.
Rocas ultrabásicas
Picrita y peridotita. Estas rocas ultrabásicas consisten principalmente de
minerales máficos y contienen poco o nada de feldespatos. Estas rocas son de
grano grueso, la mayoría son de color oscuro y tienen una gravedad específica
alta (3.0 a 3.3 ) su contenido de SÍSO2 es del orden del 40 al 42 %, inferior al promedio del gabro.
Las rocas ultrabásicas tienen afloramientos relativamente pequeños en lasuperficie terrestre y algunas veces forman la parte más baja de las intrusiones
ibásicas.
Picrita Contiene un poco de feldespato, alrededor del 10-12 %. Sus
componentes principales son el olivino y la augita o la homblenda.
Peridotita y serpentina. El olivino es el principal constituyente de la peridotita. Otros minerales que la constituyen son: piroxeno, homblenda, biotita, y óxidos
de hierro. La dunita es una variedad compuesta casi totalmente de olivino de
color verde claro. Ha sido usada en pequeña escala como piedra decorativa.
La serpentina, resulta de la alteración de la peridotita debido a la acción del vapor y otros fluidos magmáticos; mientras que la roca aun esté caliente, pueden ser de color rojo y verde.
El crisòtilo: es un mineral de color verde a pardo de la variedad de fibra fina de
la serpentina. Otros cuerpos de roca ultrabàsica consistentes casi totalmente
135
de un tipo de mineral oscuro son piroxenitas, hornblenditas. Las piroxenitas son
un grupo de rocas profundas compuestas principalmente de piroxenos.
Las hornblenditas son rocas ígneas de grano grueso compuestas
esencialmente de homblenda. Las piroxenitas y las hornblenditas son de
volumen pequeño y usualmente son asociadas con rocas plutónicas básicas.
Rocas básicas
Gabro, dolorita y basalto. Estas rocas básicas tiene un gran contenido de
minerales ferromagnesianos los cuales dan a la roca una apariencia oscura. Algunas de ellas son de importancia económica como material de construcción
(para carreteras, como agregados, etc.) los rangos de gravedad específica
fluctúan entre 2.9 a 3.2.
Gabro: Minerales: los minerales esenciales son una plagioclasa.
(Generalmente la labradorita que es un mineral verde o azul de la familia de
las plagioclasas, utilizada como piedra de adorno) y un piroxeno monoclínico
(la augita, o la dialoguita).
La composición plagioclásica refleja el alto contenido de CaO y el bajo
contenido de Na20 en el gabro.
Otros minerales que pueden estar presentes en distintos gabros son: la
hiperestena, el olivino, la hornblenda, la biotita y algunas veces la nefelina. La
ilmenita, magnetita y apatita son accesorios comunes. El cuarzo puede estar presente en pequeñas cantidades en algunos gabros.
Textura: Ordinariamente es cristalina, rara vez porfirítica. Las muestras de
mano presenta color abigarrado (multicolor) del gris oscuro al negro grisáceo
136
debido al gran contenido máfico, bajo el microscopio la textura se presenta
como cristales entrelazados ( figura 5.12).
Variedades: Norita: es una variedad que contiene esencialmente hiperestena a
cambio de augita.
Troctolita: tiene olivino y plagioclasa.
Dótente: La química de esta roca intrusiva corresponde a la del gabro pero su
textura es más fina. La dolerite forma diques, mantos y otras intrusiones. La
roca es de color verde oscuro, excepto donde su contenido de feldespato es
mayor que el promedio. La dolerite es importante como piedra para la
construcción de carreteras debido a su dureza y a su capacidad para retener una capa de bitumen lo que lo hace un buen ligador. En su estado no
meteorizado, la dolerite es una de las piedras de construcción más fuertes y es
usada para construir bóvedas y salones resistentes.
Minerales: plagioclasa cálcica y piroxeno son los minerales esenciales aunque
la plagioclasa se presenta usualmente en forma de listones. Mineralógicamente
son equivalentes al gabro y al basalto.
Figura 5.12: Gabro. (geología Física. Longwell y Flirt)
137
Las doleritas son muy comunes como intrusiones menores. Textura: granos de
medio a fino, algunas doleritas tienen una estructura más gruesa cuando la
forma alistonada del feldespato es menos enfática y la roca tiende hacia un
gabro. Cuando los “listones” de la plagioclasa están parcial o completamente
encerrados en augita, la textura se llama ofílítica.
Variedades:
Diabasa: cuando se tienen dolerites alteradas en las cuales los minerales
feldespáticos y máficos muestran productos alterados.
Basalto: El basalto es oscuro denso, consiste esencialmente de plagioclasa
cálcica y piroxeno, usualmente augita con o sin olivino. El basalto es más o
menos equivalente al gabro. Los basaltos existen primordialmente como lavas. Es la más común de todas las lavas. Se ha estimado que las coladas de
basalto del mundo tienen cinco veces el volumen de todas las otras rocas
extrusivas. El basalto también forma pequeñas intrusiones.
Textura: son de grano fino o parcialmente vidrioso. Bajo el microscopio la
textura es microcristalina a cripto cristalina o parcialmente vitrea.
Variedades:
Son abundantes el basalto y el basalto de olivino. Las variedades que incluyen
feldespatoides son el basalto de nefelina y el basalto de leusita (las lavas del vesubio). Basaltos ricos en sodio en los cuales la plagioclasa es principalmente
albita recibe el nombre de espilitas y a menudo muestran la “estructura en
almohadas” en la masa, semejándose a una pila de costales. Son eruptados
en el fondo marino. Su rápido enfriamiento en el mar evitó que los minerales
cristalizaran antes de lograr el equilibrio químico, son reactivos y se alteran
fácilmente. Entre las almohadas los sedimentos marinos se encuentran cosidos
138
y comúnmente contienen pedernal o jaspe ( SÍO2). Los rasgos de las lavas en
almohadas las hacen inadecuadas para emplearlas en la elaboración de concretos.
Espilitas: rocas basálticas densas de color verde, negro o violeta en las que se
forma de nuevo la albita.
Rocas intermedias
Es una roca ígnea transicional entre roca básica y roca ígnea silícica. Generalmente tienen un contenido de sílice de 54 al 65 %.
Diorita:
Minerales: Los siguientes minerales están presentes en la Diorita: plagioclasa, hornblenda, una pequeña cantidad de biotita o piroxeno, un poco de cuarzo y
ocasionalmente la ortoclasa. Minerales accesorios como óxidos de hierro, apatita y esfena. Las muestras de mano son menos oscuras que el gabro. Textura: de grano grueso a medio en las muestras de mano los minerales se
pueden distinguir con la ayuda de una lupa:
Variedades:
Cuarzo-Diorita: grupo de rocas plutónicas que tienen la misma composición de
la diorita pero con una apreciable cantidad de cuarzo.
Andesita:
Las andesitas son rocas volcánicas de grano fino, de color oscuro. Contienen
plagioclasa, augita, anfíbol, y mica.
139
Variedades ;
Hornblenda - andesita
Augita - andesita.Biotita - andesita
Cuarzo - andesita.
Rocas ácidas: son aquellas rocas ígneas que contienen mucha sílice.
1. Granito: Los minerales esenciales son: cuarzo , feldespato potásico, una
pequeña cantidad de plagioclasa y mica. La mica es la biotita o la moscovita, o
ambas. Los minerales y accesorios son: La apatita, la magnetita, esfena, circón y ocasionalmente el granate.
El granito es de grano grueso, los minerales se pueden distinguir sin la ayuda
de una lupa. Bajo el microscopio los cristales muestran uniones o
entrelazamiento. Esta textura recibe el nombre de textura granulada .
Las variedades del granito reciben el nombre de acuerdo al mineral principal que esté presente, diferente del cuarzo y del feldespato como: granito - biotita, granito - moscovita, granito - moscovita - biotita. , granito - hornblenda. granito - turmalina.
2. Granodiorita: Son rocas graníticas en las cuales la plagioclasa es el feldespato principal. Sus minerales oscuros son mucho más abundantes que el granito y la cantidad de cuarzo es mucho menor.
3. Migmatitas. A medida que se profundice en la corteza terrestre, la proporción
de materia fundida irá aumentando hasta llegar a la fusión total de la roca. Si
luego desciende la temperatura o si el conjunto asciende a niveles
superficiales, los magmas se recristalizarán, originando rocas plutónicas, pero
140
entorno a estas rocas existirá una “aureola” en ocasiones muy extensa, donde podrán diferenciarse dos partes de distinto origen en la misma roca; una de origen magmàtico y otra de origen residual, que aun no ha perdido su carácter
metamòrfico. Estas rocas de carácter mixto reciben el nombre de migmatitas.
Las partes residuales metamórficas suelen ser más oscuras por contener gran cantidad de minerales ferro-magnesianos (micas , principalmente) la fracción formada por consolidación de la parte fundida tiene, en general, tonos claros
por estar formada de cuarzo y feldespatos.
Rocas alcalinas
Son rocas ígneas que contienen feldespatos ricos en sodio o potasio y que
pueden ser explotadas y usadas para la construcción
1. Sienita: Roca profunda parecida al granito, es de color blanco - grisáceo o
gris rojizo, pobre en cuarzo y compuesta de feldespato potásico y de anfíbol,
biotita o piroxeno. Está menos extendida que el granito.
2. Traquita: Roca ígnea joven, terciaria a reciente, pobre en cuarzo o carente de él, es de color gris claro a gris oscuro, amarillo o rojizo. En una pasta porosa áspera ( ortoclasa , piroxeno y magnetita) flotan cristales mayores de sanidina,
feldespato sódico-potásico, anfíbol y mica a los que se añaden apatita, circón
etc. Gravedad específica de 1.8 - 2.6.
Identificación de rocas ígneas
Para identificar las rocas ígneas es conveniente seguir los siguientes pasos
1. Examinar la roca y determinar el tipo de textura. Ésto le permitirá referirse
a la roca como:
141
a) Piroclástica.b) Vidriosa
c) Afániticad) Porfirítica - afaníticae) Fanerítica.
f) Porfirítica - fanerítica.
2. Determinar el porcentaje de minerales oscuros. Esto permitirá referirse a la roca como:
a) Silicic: pocos minerales oscuros en general color claro o gris.
b) Intermedia: cerca del 50 % de minerales oscuros, color gris oscuro.
c) Máfica: mas del 70% de minerales oscuros, muy oscuro a negro.
3. Determinar el porcentaje aproximado y tipo de felpespato.
a) Feldespato rosado es casi invariablemente un feldespato potásico.b) Feldespato blanco o gris puede ser también feldespato potásico o
plagioclasa. Si el feldespato tiene estrías, es definitivamente una plagioclasa.
4. Determinar aproximadamente el porcentaje de cuarzo.
a) 10-40% de cuarzo: familia granito riolita.b) Menos del 10 % de cuarzo: familia diorita - andesita.
c) No hay cuarzo: familia gabro - basalto.
142
ROCAS IGNEAS
clasificación de campo o en ejemplares de mano
(siálico) predominan los minerales
de color claro
Zona de (Simático)Transición predomina los minerales
de color obscuro
DIOklTA GABRO PERIDOTITA
G R A ^ I T O 'G R A y o D i o R U A ,1 ' ¡RIOJLITA [ J i
f ! ANDESITA BASALTO-(FELSITA) d m o m u iu ,
o 100»OCD2.¿r(BCD3
3coo 'O'CLCD
Os
Figura 5.13 La composición general está Indicada por una línea que baja desde el nombre de la roca a
la carta de composición: el granito y la riolita están formados de aproximadamente 50 % de ortoclasa.
25% de cuarzo y 25% dividido entre feldespatos, plagioclasa y minerales ferromagnesianos. La
importancia relativa utilizada en el nombre de las rocas; el granito es la roca de grano grueso más
importante , el basalto es la mas importante de las rocas de grano fino.(fuente: Geología Física .
Longwell y Flint).
5.2.2 Clasificación de las rocas ígneas
Se conocen varios sistemas, todos se basan en ciertas características que no se pueden determinar en el campo o en ejemplares de mano. Las rocas ígneas
son clasificadas o agrupadas la mayoría de las veces sobre la base de su
textura y composición mineral. La gráfica de la figura 5.13 da una idea clara acerca de la progresión continua desde los tipos de rocas en las que predominan los minerales de color claro hasta los tipos de rocas en las que predominan los minerales de color oscuro.
143
los nombres de las rocas son asignados arbitrariamente tomando como base la composición mineralógica media y la textura. Algunas veces los tipos
intermedios se indican con nombres tales como granodiorita cuya composicion se halla entre la del granito y la diorita.
Rocas ígneas de color claro:
Las rocas ígneas del lado claro de la carta de clasificación son de color claro y
tienen un peso específico menor que el de las rocas del lado opuesto. Algunas veces se las menciona como rocas siálicas. El término sial significa: Si - Silicio-, Al = Aluminio. Su composición está dominada por los
granitos y granodioritas y por las rocas afines.
Se ha calculado que los granitos y granodioritas juntos abarcan el 95% de
aquellas rocas que se han solidificado a partir de un magma contenido dentro de los 16 km. exteriores de la superficie terrestre.
El granito es una roca de grano grueso y su composición mineralógica es la siguiente :
s 2 partes de feldespatos ortoclasa
s 1 parte de cuarzo■S 1 parte de feldespatos plagioclasa
■S pequeñas cantidades de ferromagnesianos
Las rocas de igual composición mineralógica que el granito, pero que tienen textura fina en lugar de gruesa, se llaman riolitas.
El equivalente vitreo del granito se llama obsidiana. Aunque esta roca se halla en el lado claro de la figura 5.13, por lo común es de color negro, sin embargo
144
los fragmentos de obsidiana superficialmente delgados para ser translúcidos, se ven contra la luz, de color blanco ahumado.
Rocas ígneas de color oscuro
Las rocas ígneas más pesadas son llamadas, algunas veces con el nombre colectivode SIMA (palabra acuñada de si por el Silicio; y de ma por el magnecio)
y se le usa generalmente al hablar de las rocas pesadas y oscuras que
envuelven a la tierra. El sima yace bajo la costra de los continentes y se cree que forma la capa exterior debajo de las cuencas oceánicas profundas.
Se calcula que el 98% del volumen total de la roca formada por magma que se
ha escurrido sobre la superficie de la tierra está formada por basalto y andesitas.
El basalto es una roca de grano fino y su composición mineralógica es la
siguiente: una parte de feldespato plagioclasa y otra parte de
ferromagnesianos. El gabro es una roca ígnea de grano grueso equivalente al
basalto. La peridotita, llamada así por el peridoto u olivino , es una roca ígnea de grano grueso, constituida principalmente por olivino.
Tipos intermedios - composición
Las composiciones de las rocas ígneas se combinan y gradúan continuamente
de una a otra según se pasa del lado claro al lado oscuro del cuadro de clasificación.
Andesita es el nombre que se le da a las rocas ígneas de grano fino y de
composición intermedia entre el granito y el basalto. La roca de grano grueso equivalente a la andesita es la diorita.
145
Tipos intermedios - textura
Descendiendo de la parte superior a la parte inferior del cuadro de la figura 5.13 Se observa que las texturas de las rocas gradúan continuamente del
grano grueso al grano fino, mientras que la composición permanece igual. Por ejemplo si se lee hacia abajo a lo largo de la primera columna, se observa que el granito, la riolita y la obsidiana son progresivamente de grano cada vez mas fino, aun cuando las tres tienen esencialmente la misma composición. Esto mismo es aplicable al gabro y al basalto.
Además de estas texturas algunas de las rocas pueden tener texturas porfiríticas. Esto significa que una roca dada tiene granos de dos tamaños
claramente diferentes: fenocristales grandes empotrados en una pasta de
grano más fino. Cuando los fenocristales contituyen menos del 26%del total, el adjetivo porfirítico se usa para modificar el nombre de la roca, como en el caso del granito porfirítico o andesitta porfirítica.
Cuando los fenocristales constituyen mas del 25% de la roca, se llama pórfido. La composición de un pórfido y la textura de su pasta se indican usando el
nombre de las rocas y así se dice: pórfido de granito o pórfido granítico y pórfido de andesita o pórfido andesítico y en la tabla 5.1 se resumen estas relaciones para las rocas más comunes.
TABLA 5.1 Rocas porfiríticas y pérfidas de mea
Menos de 25% de fenocristales Mas del 25% de fenocristalesGranito porfirítico Pórfido de granitoRiolita porfirítica Pórfido de riolita
Diorita porfirítica Pórfido de dioritaAndesita porfirítica Pórfido de andesita
146
CAPITULO 6
ROCAS SEDIMENTARIAS
6.1 DEFINICIÓN
Rocas sedimentarias del latín sedimentun, sedimento, se derivan de los procesos de sedimentación de las partículas individuales contenidas en un medio fluido, como en el agua de un lago o en el océano.
Las rocas sedimentarias se hallan frecuentemente dispuestas en capas o estratos.
La estratificación es el rango más característico de las rocas sedimentarias.
Los procesos principales involucrados en el origen de la roca sedimentarias son:
1. Meteorización física y química de material de roca parental.
2. Transporte de material meteorizado por el agua de escorrentía, el viento, la gravedad, o el hielo.
147
3. Deposición del material en una cuenca sedimentaria.
4. Compactación y cementación del sedimento en roca sólida\
Estos procesos están en continua operación y están sujetos a las observaciones del hombre.
6.2 ORIGEN DEL MATERIAL
El material que constituye las rocas sedimentarias se origina de dos maneras:
1. Los depósitos pueden ser acumulaciones de minerales y rocas, derivados de la
erosión de rocas existentes o de los productos meteorizados de estas rocas. Tales depósitos se llaman detríticos (de la palabra latina que significa
“desgastado”). Y las rocas sedimentarias que así se forman se denominan
rocas sedimentarias detríticas.
2. Los depósitos pueden ser producidos por procesos químicos. Estos depósitos
se llaman depósitos químicos y las rocas formadas a partir de estos depósitos se llaman rocas sedimentarias químicas.
La grava, la arena, el limo y la arcilla derivados de la meteorización y erosión de un área terrestre, son modelos de sedimentos detritos. Ejemplos: cuando se meteoriza el granito los granos de cuarzo liberados pueden ser separados por el
agua de un río y llevados hacia el océano donde se asientan en capas, formando un depósito detrítico. Posteriormente éste se asienta y forma una roca dura, se tiene entonces una arenisca o roca detrítica.
Los depósitos formados químicamente se sedimentan generalmente por la precipitación de material disuelto en agua. Ejemplo: la sal que queda después de
148
la evaporación de una masa de agua salada es un depósito producido por proceso químico inorgánico. Cuando los animales mueren, sus esqueletos se acumulan
como un depósito bioquímico y la roca que se forma es una roca bioquímica . Ejemplo : los corales extraen carbonato de calcio del agua de mar y lo usan para construir esqueletos de calcita. La acumulación de estos esqueletos forman la caliza.
La mayor parte de las rocas sedimentarias son una mezcla de las rocas
sedimentarias detríticas y químicas. Así, una roca formada químicamente contiene cierta cantidad de material detrítico y una roca predominantemente detrítica incluye algo de material que ha sido depositado químicamente .
Sedimentación
El proceso general por el que se asienta el material que forma las rocas se denomina sedimentación o depósito.
Fuente del material: las rocas ígneas son la fuente primaria de los sedimentos de
las rocas sedimentarias. Otras fuentes inmediatas son las rocas metamórficas y otras sedimentarias.
Métodos de transporte: el agua es el principal medio de transporte de material
de un lugar a otro. Otros medios de transporte son los deslizamientos de tierra y otros movimientos impelidos por la gravedad y el viento.
Procesos de sedimentación: el material detrítico (material formado por minerales
y fragmentos de roca) se deposita cuando su agente de transporte deja de poseer la energía suficiente para seguir desplazándolo. Las partículas sólidas comenzando por las más pesadas empiezan a posarse en el fondo.
149
El material transportado en solución se deposita por precipitación, proceso químico que convierte en sólido el material disuelto separándolo del líquido solvente.
6.3 CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
El rasgo más característico de las rocas sedimentarias es la estratificación, o
disposición de las rocas sedimentarias en capas. Otras características son: las grietas de desecación, los nodulos, las concreciones, las geodas, los fósiles, y el color.
6.3.1 Estratificación
Las capas o estratos de rocas sedimentarias están separados por planos de estratificación paralelos, a lo largo de los cuales las rocas tienden a separarse o a
romperse. Cada plano de estratificación marca la terminación de un depósito y el principio de otro. Los espesores de las capas de una roca sedimentaria son variables.
6.3.2 Grietas de desecación y rizaduras
Las rizaduras son ondas pequeñas de arena que se desarrollan comúnmente
sobre la superficie de una duna de arena, a lo largo de una playa, o en el fondo de una corriente.
Las grietas de desecación son comunes en la superficie seca del lodo que queda expuesto cuando bajan las aguas de un río. Estos rasgos, con frecuencia, quedan preservados en la roca sólida y proporcionan indicios de la historia de la roca.
150
Las grietas de desecación aparecen cuando un depósito de limo o de arcilla se
seca y se encoge. Las grietas delimitan áreas burdamente poligonales, haciendo que la superficie del depósito tenga la apariencia de una sección cortada a través de un gran panal.
6.3.3 Nódulos, concreciones y geodas.
Estas estructuras se forman solamente después de que el sedimento original se ha depositado.
Un nodulo es un cuerpo irregular, de superficie abultada, formado por materia mineral de composición diferente al de la roca sedimentaria en la cual se formó.
Generalmente yace paralelo a los planos de estratificación de la roca encajonadamente, en ocasiones algunos nódulos se unen para formar una capa continua. Por lo común se les encuentra en la caliza y en la dolomita.
Una concreción es una concentración local del material cementante que ha litificado un depósito, para convertirlo en roca sedimentaria. Las concreciones varían en tamaño desde una fracción de centímetro hasta uno o más metros en su dimensión máxima. La mayoría tienen forma esférica o de disco. Las geodas son
estructuras huecas, toscamente esféricas, que varían en diámetro desde unos cuantos centímetros a más de 30 cm.
6.3.4 Fósiles
Restos de plantas o animales que han estado preservados en el interior de la corteza terrestre desde tiempo prehistórico. Por lo general, los fósiles se
encuentran en las rocas sedimentarias, aunque a veces aparecen en rocas ígneas y metamórficas.
151
6.3.5 Color de las rocas sedimentarías
La mayoría de los colores de las rocas sedimentarias se deben a los óxidos de
hierro. La hematita (Fe203) da a las rocas un color rojo o rosado. La limonita o la
goethita producen tonos de amarillo o café. La materia orgánica da tonos del gris
al negro. Generalmente, pero no siempre cuanto mayor es el contenido de materia
orgánica, más oscura es la roca.
Se ha estimado que las rocas sedimentarias constituyen un poco más del 5% de
todas las rocas de la corteza. ( A una profundidad de 16 km). Dentro de este
porcentaje las proporciones de los tres principales tipos de sedimentos son: pizarras y arcillas = 4%; areniscas = 0.75% y calizas =0.25 % .
6.4 Composición
La mayoría de las rocas sedimentarias están compuestas de cuarzo, calcita, arcilla
y fragmentos de roca.
Cuarzo : es el mineral clástico más abundante en las rocas sedimentarias, ésto
se debe a que el cuarzo es uno de los minerales más abundantes en la corteza
continental granítica y es extremadamente duro, resistente y químicamente
estable. Los procesos sedimentarios descompondrán y desintegrarán los
minerales menos estables y concentrarán el cuarzo como depósitos de arena. La
sílice en solución o en partículas de tamaño coloidal es también un producto de
meteorización de las rocas ígneas y comúnmente es precipitada como un cemento
en ciertos sedimentos de grano grueso.
Calcita: la calcita es el principal constituyente de las calizas. El calcio se deriva
de rocas ígneas ricas en minerales relacionados con el calcio, tales como la
plagioclasa cálcica. El carbonato se deriva del agua y del dióxido de carbono. El
152
calcio se precipita como (CaCo3> o es extraído del agua del mar por organismos y
se concentra como material de concha cuando los organismos mueren. Las
conchas y los fragmentos de conchas comúnmente se acumulan como partículas
clásticas las cuales finalmente forman una variedad de caliza.
Arcilla : los minerales de arcilla se desarrollan de la meteorización de silicatos,
particularmente los feldespatos. Son de grano muy fino y están concentrados en
pizarras y lodo. La abundancia de los feldespatos en la corteza terrestre, junto con
el hecho de que se descompone bajo condiciones atmosféricas, explica la gran
cantidad de minerales de arcilla en rocas sedimentarias.
Fragmentos de rocas: los fragmentos de la roca parental en los cuales los
minerales que las constituyen no están desagregados, son los principales
constituyentes de las rocas clásticas de grano grueso.
Los fragmentos de roca son los más abundantes en depósitos de grava, sin
embargo algunas areniscas están compuestas en su mayoría de basalto slate y
otras rocas de grano fino.
Glauconita: comprende un grupo de minerales verdes de silicato hidratado, de
potasio, hierro y aluminio. La auténtica glauconita es un mineral de arcilla rico en
hierro, con alto contenido de potasio, bien ordenadas, tipo mica enrejado y con
menos del 1 0 % de capas que se expanden o dilatan.
Las grauconitas son particularmente depositadas en areniscas marinas y
ocasionalmente están presentes en cantidades suficientes para impartir un teñido
verde a la roca fresca.
Los depósitos de grauconita antiguos y recientes comúnmente contienen bolitas y
guijarros de fosfato lo cual indica una sedimentación clásica muy lenta durante el tiempo de depositación.
153
6.4.1 Otros materiales en las rocas sedimentarias
Dolomita'. CaMg (0 0 3 )2 mineral que suele aparecer íntimamente asociado con la
calcita aunque es menos abundante. Cuando la dolomita está presente en
grandes cantidades en una roca, ésta se conoce también con el nombre de
dolomita o dolomía. La dolomita se confunde fácilmente con la calcita y como
están juntas con frecuencia es importante distinguirlas.
La calcita efervece libremente en ácido muy lentamente o no efervece, a menos
que esté triturada o pulverizada, en cuyo caso se acelera la actividad química
como consecuencia del aumento de la superficie de contacto.
Feldespatos y micas: son abundantes en ciertas rocas sedimentarias
Hierro: producido por el intemperismo químico de los minerales ferromagnesianos
en las rocas ígneas puede ser tomado otra vez en nuevos minerales e
incorporados en los depósitos sedimentarios. Los minerales de hierro que se
presentan con mayor frecuencia en las rocas sedimentarias son: la hematita, la
goethita y la limonita. Estos minerales predominan en algunos depósitos, pero en
la mayoría de los casos actúan simplemente como materia colorante o como
material cementante.
Halita y Yeso: la halita y el yeso son minerales que se precipitan de una solución
por ia evaporación del agua en la que están disueltos. La salinidad del agua
(proporción del material disuelto en el agua) determina el tipo de mineral que se
precipitará. El yeso comienza a separarse del agua cuando la salinidad (a 30° C) alcanza un valor ligeramente superior a 3 veces el normal. Después, cuando la
salinidad del agua del mar aumenta a unas 10 veces su valor normal, la halita
comienza a precipitarse.
154
Materia orgánica: en la roca sedimentaria puede existir materia orgánica. En la
roca sedimentaria conocida como carbón, los materiales vegetales son casi los
únicos componentes.
6.5 DESARROLLO
Los componentes de los sedimentos se endurecen en las rocas sedimentarias
tales como areniscas, cuarcita, caliza y lutitas, mediante cambios que comienzan
tan pronto se acumulan los sedimentos. El agua se filtra a través de los poros
entre las partículas del sedimento llevando minerales que cubren los granos y
actúan como un cemento que los une. Este proceso se conoce con el nombre de
cementación.
Figura 6.1 Dos rocas sedimentarias en sección delgada, (a) Arenisca con cemento de hierro (negro) que
cubre los granos de arena (g); p poro (*30 ) . (b) Arcilla con fimo compactada. Punteado * cristales más
pequeños de minerales de arcilla y minerales nuevos formados por la precipitación del agua de poro durante
la compactación.(fuente: A Geology for Engineer)
Eventualmente los minerales pueden llenar por completo los poros y ser los
responsables de convertir muchos sedimentos de grano grueso en roca. La
conversión de sedimento lodoso a roca se alcanza debido a que las partículas
muy pequeñas de limo y arcilla de las cuales están compuestos principalmente los
sedimentos lodosos son agolpadas debido al peso del sedimento que está por encima, al agua de los poros que es expulsada y a la materia mineral precipitada
en la red de poros microscópica (Figura 6.1b ).
155
A través del tiempo el lodo se transformará en una masa coherente de arcilla, esquisto de barro, lutita. Este proceso se llama compactación.
El término diagénesis se usa para denotar los procesos de compactación, cementación que existen bajo condiciones de presión y temperaturas que están
normalmente en la parte externa de la corteza terrestre y los cuales convierten los
sedimentos en rocas sedimentarias. Los procesos diagenéticos no solo incluyen
cementación y compactación, si no también la redepositación de material para
producir rocas extremadamente fuertes o rocas muy débiles.
6 .6 TEXTURA
Figura 6-2 textura microscópica de algunos sedimentos comunes. Arcilla, (a) dispersada como una solución coloidal antes
de la sedimentación, (b) borde agregado a la cara como comúnmente se deposita el agua salina; (c) floculada, la forma de
muchas arcillas marinas recientemente depositadas; (d) dispersadas pero con un empaquetamiento paralelo que es la
forma de muchas arcillas de aguas dulces depositadas en épocas recientes. Arenas, (e) granos separados por una matriz
mas fina, (f) granos en contacto; (g) densa y granos íntimamente empaquetados; (h) límites de granos en contacto
(saturado) , como cuando son severamente comprimidos por el profundo sepultamiento. Calizas (i) granos separados por una matriz de lodo calcáreo; (}) calizas conchíferas, (k) calizas oolitlcas, (I) calizas conchífera rota por fracturas en donde
tanto las conchas como las fracturadas son agrandadas por la disolución para crear vacíos, (fuente: A Geology for
Engineer).
156
La textura de una roca sedimentaria refleja el modo en que se depositaron los
sedimentos. La diagénesis durante el sepultamiento y posterior meteorización
cuando son levantadas y expuestas en la superficie de la tierra. En la figura 6.2 se
pueden apreciar algunas de las estructuras microscópicas comunes.
Dos de las características más importantes de los sedimentos son la porosidad y
su disposición o arreglo.
6.7 POROSIDAD
La porosidad, «, está definida como el porcentaje de espacios vacíos en un
depósito ó en una roca.volumen de vados , _
La relación de vacíos, e, es la relación de espacios vacíos al volumen de los
n = X100volumen total
sólidos.volumen de vadose =volumen de solidos
La relación entre n y n está dada por la formula:
n ee =(1- « ) y n =
(1hve)
Las arcillas tiene poros más pequeños que las arenas pero pueden tener una
mayor porosidad.
157
6.8 DISPOSICIÓN O ARREGLO
En los sedimentos de grano gruesos la disposición o arreglos de los granos resulta
principalmente de la variación de los tamaños de los granos depositados. En
muchos depósitos arenosos ( no en todos) los granos se acumulan en una
configuración que puede ser poco alterada por las sobrecargas. Los depósitos de
grano fino, especialmente arcillosos, poseen generalmente una estructura abierta
cuando se acumulan y son susceptibles a cambios considerables en el arreglo a
medida que aumenta la sobrecarga.
6.9 FACIES SEDIMENTARIAS
En cualquier tiempo pueden formarse distintos tipos de depósitos en diferentes
ambientes. Estos depósitos pueden ser marinos, continentales y lacustres.
El análisis de una formación sedimentaria en particular (o grupo de estratos) conduce a informar a cerca de los materiales que la componen, su textura, los
fósiles que la contienen y otras características. Todos estos rasgo juntos
distinguen una roca y son conocidos como su facie y de ellos se obtienen
deducciones acerca del ambiente en que fue formada la roca.
En los sedimentos marinos ocurren facies marinas en los que hay una transición
de un material guijarrazo y arenoso ( facies litoral) cerca de la costa a una facie
lodosa en aguas profundas.
Los sedimentos formados en la tierra constituyen una facie continental tales como
brechas arenas eólicas. Las rocas ígneas eruptadas por los conductos volcánicos
pueden proporcionar una facie volcánica.
158
6.9.1 Ambiente de depósito
La composición y la textura de las rocas sedimentarias son controladas por los
procesos que operan durante su formación, y estos procesos a su vez gobiernan
el ambiente bajo el cual tiene lugar la sedimentación.
Los principales ambientes son: continentales, el de plataforma marina y el de mar abierto profundo.
6.9.1.1 Ambientes continentales
Los ambientes continentales se desarrollan en las áreas terrestres donde se
acumulan depósitos de desierto, piemonte, aluviales, lacustres y glaciáricos.
El carácter de los sedimentos depende fundamentalmente del agente geológico
externo que los ha originado. La forma de erosión y transporte condiciona sus
facies y, en consecuencia habrá que distinguir los sedimentos glaciares, eólicos, fluviales, y lagunares.
Sedimento glaciar. Se caracteriza por el predominio de la erosión mecánica y la
falta de selección en el transporte, ya que los materiales, cualquiera que sea su
tamaño, son arrastrados “empastados” en el hielo, depositándose conjuntamente
en las “morrenas” principalmente en la “morrena frontal”. Por la ausencia de
rodaje, los fragmentos son angulosos, y los de mayor tamaño quedan empastados
por los más finos.
Sedimento desértico. También se caracteriza por el predominio de la erosión
"mecánica”, pero los materiales detríticos se depositan perfectamente calibrados
por la acción selectiva de transporte del viento. La estratificación de los materiales
depositados por acción eólica no es perfectamente horizontal, sino que las
159
variaciones de dirección del viento producen la llamada “estratificación cruzada”, tan característica de las dunas.
Sedimento fluvial. Aunque predomina la erosión de tipo mecánico, también
intervienen los factores de la destrucción química de las rocas superficiales. El río
no sólo arrastra gravas y arena, sino también arcillas y productos en disolución. Estos últimos van a parar al mar o a los lagos, mientras las arcillas se pueden
depositar, junto con las arenas, en zonas donde la velocidad de la corriente sea
más reducida. Los sedimentos fluviales se caracterizan además, por sus
variaciones en sentido vertical, debido a las alternancias estacionales o periódicas
del régimen fluvial, que en un mismo sitio puede originar sedimentos finos o
aluviones gruesos.
Sedimento lacustre y pantanoso: Tienen características especiales junto a
depósitos detríticos, principalmente arenas y arcilla. Se originan también depósitos
de sedimentación química por precipitación de las sales disueltas en el agua,
cuando su concentración pasa de ciertos límites. En las lagunas donde la
evaporación es intensa, se depositan sales minerales (evaporitas), alternando con
arcillas y limos. En las regiones pantanosas se desarrolla una abundante
vegetación lacustre, que da origen a la formación de turbas, y las bacterias
contribuyen al depósito de óxidos de hierro y manganeso. Los organismos
componentes del “plancton” asociados a los sedimentos, pueden dar origen a la
formación de cienos “sapropélicos”, en los que por fermentación anaerobica se
origina metano (gas de los pantanos) y otros hidrocarburos.
6.9.1.2 Sedimentación en las cuencas marinas
La naturaleza de los sedimentos que se depositan en el fondo de las cuencas
oceánicas, depende de su distancia a la costa y de la profundidad del agua. De
una manera general, en los ambientes marinos, tienen lugar simultáneamente los
160
procesos de sedimentación mecánica y química, con intervención de los
organismos (animales o vegetales) que viven en el mar.
En el perfil batimétrico de las zonas oceánicas se diferencian: una región nerítica, entre la costa y la profundidad de 2 0 0 m, donde penetra la luz solar; la región
batial comprende desde los 200 metros hasta los 2.000 m aproximadamente. A
mayor profundidad se encuentran las grandes fosas oceánicas, que corresponden
a la región abisal.
La zona litoral: está sometida alternativamente a las acciones continentales y
marina. Los sedimentos acumulados son en su mayor parte, detríticos gruesos o
finos, que forman graveras de cantos aplanados por la acción del oleaje, o
extensas playas de arena fina en las que se suelen marcar ondulaciones
producidas por las corrientes de marea, llamadas “ripple-marks” o rizaduras. En
parte, estos sedimentos detríticos se originan por acumulación de restos
esqueléticos (conchas, principalmente) de los animales que viven en la costa, en
la zona de balance de marea.
La región donde se deposita mayor cantidad de sedimentos es la zona nerítica, pues la mayor parte de los aportes detríticos continentales quedan depositados
sobre la plataforma continental. Además, en esta zona es donde se desarrollan los
organismos que también contribuyen a la formación de sedimentos. En general, se
puede comprobar una selección de los sedimentos por tamaños de las partículas, de forma que los más gruesos quedan en las zonas más próximas a la costa y los
más finos (arenas finas, limos, arcillas) se depositan a mayor distancia. Figura 6.3
1 6 1
Figura 6.3 Distribución de los sedimentos en la región neritica de una cuenca marina de sedimentación. A
medida que aumenta la profundidad del agua a mayor distancia de la costa, los materiales depositados van
siendo cada vez mas finos. 1. Bloque desprendido del acantilado; 2. Gravas. 3. Arenas. 4. Arcillas. (Fuente:
A Geology for Engineer)
La coloración de estos limos o arcillas depende de circunstancias locales; los azules se forman en aguas donde el ambiente reductor favorece la formación de
sulfuras ferrosos finamente divididos; los rojos deben su coloración a los óxidos
férricos; los amarillos, a los hidróxidos de hierro (limonita); los de color verde, a la presencia de glauconita, un hidrosilicato de hierro que se forma después del proceso de sedimentación. Los cienos de color negro son ricos en materia
carbonosa de origen orgánico, aunque eventualmente pueden contener óxidos de
manganeso.
En la región neritica se forman también sedimentos organógenos, principalmente
calizas coralígenas, por acumulación de esqueletos de corales y algas calcáreas y
en general, calizas de precipitación química. En cuya formación intervienen de diversas formas las bacterias y otros organismos marinos.
La zona batial incluye el talud que separa la plataforma continental de los grandes
fondos oceánicos. Aquí se depositan, junto con los materiales detríticos más finos (cienos, arcillas) los restos esqueléticos de organismos planctónicos (radiolarios, foraminíferos, pterópodos, diatomeas etc. ) dando origen a tipos especiales de
162
sedimentos, como son los cienos o lodos de globigerinas, o los que contienen
pterópodos, radiolarios, etc.
A gran distancia de la costa, donde no llegan los aportes continentales, pueden
depositarse materiales pulverulentos muy finos, llevados por el viento, que
provienen de las zonas desérticas o de las cenizas lanzadas por las erupciones
volcánicas. Estos materiales son los únicos que aparecen en los sedimentos
extraídos por la sonda de las grandes profundidades (más allá de los 2 .0 0 0 mt.),
que ya corresponde a la zona abisal. Allí sólo se encuentran restos de organismos
planctónicos con esqueleto silíceo (radiolarios, diatomeas), pues los esqueletos
calizos, muy tenues se disuelven en el agua del mar antes de alcanzar el fondo.
6.9.1.3 Ambientes de plataforma marina
Estos ambientes existen en la margen marina de la plataforma continental en
donde se forman depósitos de arena junto con lodos y material calcáreo. El agua
agitada debido a la acción de las olas a lo largo de una costa da por resultado el desgaste de los granos de arena más grandes que son principalmente de cuarzo. Los minerales menos duros que el cuarzo no persisten por mucho tiempo ni los
minerales con crucero (como los feldespatos). Las partículas de limo todavía más
finos también consisten principalmente de cuarzo.
Las lutitas son formadas de los lodos depositados en aguas menos turbulentas y
algo menos profundas a cierta distancia de la costa. Las calizas formadas de
materiales derivados de restos esqueléticos calcáreos como detritos de conchas
crinoides algas, etc, comúnmente se asocian con arenas y lodos.
Los depósitos marinos de plataforma son de un espesor relativamente delgado
(de cientos mas que miles de metros). Pero si un hundimiento afecta el área
durante el deposito de los sedimentos puede acumularse un gran espesor de
depósitos de aguas someras. La sucesión de sedimentos que son depositados
163
durante el avance del mar sobre la tierra difiere de la retirada del mar. Una posible
secuencia de los tipos de rocas formadas durante este fenómeno se muestra en la figura 6.4.
La lectura de la figura se hace desde la base hacia arriba y puede imaginarse que
en el tiempo “0 ” existe un mar a la derecha de la posición representada por la
columna de estratos y tierra a la izquierda, localizándose la base de la columna en
los sedimentos de playa.
La figura registra un período inicial de transgresión, avanzando el mar de izquierda
a derecha con la correspondiente profundización del agua donde la arena gruesa
(facie) está cubierta por arena de grano fino y éstas, a su vez están cubiertas por lodos marinos. Por esta época la línea costera se ha movido una distancia
considerable hacia la izquierda de la columna. Durante la retirada del mar de
izquierda a derecha, los lodos son a su vez sucedidos por arenas y éstas a su vez
dan lugar a los depósitos de estuario a medida que emerge la superficie terrestre. Si las condiciones son adecuadas, los depósitos deltaicos pueden acentarse sobre
Lurte marina d* agua profunda
Figura 8A: Sucesión posible de rocas formadas durante una transgresión y una regresión del mar. (Según
Read y Watson, 1971). Sin escala, (fuente: A Geology for Engineer)
164
los anteriores sedimentos y las arenas eólicas se acumulan sobre la nueva
superficie terrestre. La línea costera, por ahora se encuentra a cierta distancia a la
derecha de la columna.
Los mares de plataforma se forman en las márgenes de las trincheras
geosinclinales, en las fajas móviles de las zonas orogénicas. Durante el desarrollo
de un geosinclinal muchos sedimentos de distintos tipos y de diferentes tamaños
contribuyen a la profundización de la depresión. Los sedimentos lodosos
depositados sobre las pendientes de la depresión son afectados por desplomes y
los flujos de lodos descienden hacia los niveles más bajos; y cuando se observan
como rocas muestran estructuras de desplome.
Bajo tales condiciones se forman grauvacas, es decir, sedimentos lodosos muy
mal clasificados con muchos clásticos de tamaño grande. Con las grauvacas se
asocian brechas y lentes de conglomerados pobremente graduados. Si están
presentes las calizas, generalmente son delgadas y representan condiciones
temporales de gran estabilidad que prevalecen durante una época, especialmente
cuando la depresión está casi llena.
6.9.1.4 Ambiente de mares profundos
Los sedimentos de mares profundos abarcan grandes áreas de fondo oceánico y
no contienen fragmentos grandes de roca y ningún rasgo debido a las corrientes
fluviales o a la acción de las olas. Los lodos derivados del continente que se
encuentran sobre las pendientes continentales son de colores azul, rojo o verde y
están conformados por partículas de arcilla muy pequeña. Los lodos azules se
extienden hasta profundidades de unos 2750 metros. A mayores profundidades
se encuentran sedimentos calcáreos y silicosos compuestos de esqueletos de
pequeños organismos flotantes que se hunden y se acumulan lentamente en el
fondo oceánico.
165
6.10 CLASIFICACIÓN
Una clasificación de los sedimentos no consolidados y de las rocas que se derivan
de ellos está dada en la tabla 6 .1 y se agrupan así:
Tabla 6.1: Clasificación de sedimentos no consolidados y las rocas de las cuales se derivan.
I. Detríticas.
(i) Terrigenas Originados a partir de suelos por meteorización y
erosión y clasificado mecánicamente. Ejemplo: grava, arena y lodos, conglomerados, areniscas, lodolitas y lutitas.
(ii) Piroclásticas Derivados de erupciones volcánicas
(iíi) Calcáreas Derivadas principalmente de partículas calcáreas, las cuales han sido clasificado mecánicamente.
II. Químicos y bioquímicos (orgánicos). Son las formadas por transformación
de residuos orgánicos, que se pueden acumular en cantidades
considerables, en condiciones especiales de gran proliferación de vegetales
o animales y constituyen los carbones o petróleos.
6.11 Rocas sedimentarías detríticas
6.11.1 Sedimentos detríticos (terrígenos)
Este grupo está dividido de acuerdo a los tamaños de las partículas que los
componen en depósitos gravosos, depósitos arenosos y depósitos arcillosos.
166
La determinación de los tamaños de partículas presentes en una muestra de
sedimentos se conoce como análisis de tamaño de las partículas. Los resultados
de éste análisis pueden representarse gráficamente en la curva granulométrica en
la cual se plotea el tamaño de las partículas contra el porcentaje en peso de las
fracciones obtenidas.En las arenas no consolidadas, los limos y las arcillas son de considerable
importancia y son conocidos por los ingenieros como ' suelos
El análisis del tamaño de las partículas puede dar información importante y de
gran valor a cerca de las propiedades físicas de los suelos, los cuales reciben el nombre de acuerdo al rango del tamaño de las partículas presentes. Ejemplo: grava arenosa, arcilla limosa, etc.
La proporción de arcilla presente en un sedimento, afecta las propiedades
ingeníenles del material.
6.11.2 Conglomerado
Un conglomerado es una roca detrítica constituida por fragmentos más o menos
redondeados, de los cuales una proporción apreciable son del tamaño de
gránulos (de 2 a 4 mm de diámetro), o más grandes. Suelen presentarse como
intercalaciones de espesor variable, puesto que se forman en condiciones de
erosión intensa y transporte muy rápido de los fragmentos resultantes de la
erosión. En un río por ejemplo, en períodos de sequía las aguas solo pueden
transportar los fragmentos más reducidos y en las partes bajas del valle solo se
podrán depositar arenas. En las épocas de creciente podrá arrastrar fragmentos
de mayor tamaño y formará conglomerados.
Tipos de conglomerados:
Un tipo especial de conglomerados que suele tener gran extensión superficial, aunque poco espesor, son los conglomerados de base, así llamados porque se
167
localizan en la parte inferior de una serie de estratos de un período geológico
determinado. Estos conglomerados de base son muchas veces de origen costero
y se forman cuando, por movimientos de elevación del nivel del mar, o de
descenso de las tierras emergidas, la línea de costa retrocede progresivamente
hacia el interior de los continentes. A medida que el mar penetra, van bajando tras
de sí las gravas que se forman en la zona litoral y éstas después van siendo
recubiertas por los sedimentos más finos que se depositan en las regiones cada
vez más alejadas de la costa.
Los conglomerados de origen fluvial o costero suelen tener tos fragmentos bien
rodados. Cuando están cementados reciben el nombre de pudingas, almendrillas
o almendrones.
Los que tiene cantos angulosos se denominan brechas y son características de
ambientes en los que el transporte ha sido nulo o poco importante como en los
sedimentos torrenciales o de pie de monte o en los formados en la base de los
acantilados costeros.
Una categoría especial de brechas son las lillitas de origen glaciar, formadas por la
fricción de la masa de hielo sobre el fondo y las paredes del cauce. Se
caracterizan por contener mezclados fragmentos de cualquier tamaño desde
bloques de tamaño considerable a partículas microscópicas, y al mismo tiempo
por la forma angulosa de sus elementos que no han sufrido transporte en un
medio fluido.
El término “brecha" se utiliza también en geología para designar otras rocas
fragmentarias de origen no sedimentario. Así, por ejemplo las brechas tectónicas, también denominadas “milonitas” se han formado en las fallas y en la base de los
“mantos de corrimiento”, como consecuencia de la fricción entre los dos labios de
su falla o por el deslizamiento de una masa rocosa sobre el substrato autóctono. En estas brechas, la roca aparece materialmente “triturada” por las fuertes
168
presiones sufridas y sus fragmentos son angulosos, quedando empastados por los
materiales más finos originados en la fricción.
6.11.3 Depósitos arenosos
ARENA: la mayoría de los granos de arena están compuestos de cuarzo y pueden
se redondos, subangulares y angulares de acuerdo al grado de transporte y
desgaste al cual han estado sometidos.
Otros minerales que existen en las arenas son: feldespatos, mica, apatita, granate, circón, turmalina y magnetita. Ellos se encuentran comúnmente en pequeñas cantidades en muchas arenas.
Debido a los diferentes usos que tienen las arenas en las industrias
manufactureras y de construcción, ha sido necesario subdividirlas en categorías. La categoría comúnmente usada por los geólogos es la de Wentworth, la otra
categoría es la escala de Atterberg, la cual es frecuentemente empleada en
estándares ingeníenles y en especificaciones, y utilizada en mecánica de suelos. Tabla 6.2
La porosidad de los depósitos de arena depende de algunos factores como:
• Los tamaños de los granos: un depósito que contiene principalmente granos de
una sola categoría poseerá una porosidad más alta que la del depósito que
contiene granos de diferentes categorías; en este último caso, los granos más
pequeños llenarán pardalmente los poros, reduciéndose los espacios vacíos.
- La cantidad y tipo de ordenamiento que hayan adquirido los granos: la figura
6.5 muestra dos tipos de ordenamiento teórico para granos esféricos. Los
espacios porosos están siendo interconectados. La disposición en (a) se
169
TABLA 6.2: Escala de categorías comúnmente usadas para las arenas.
Wentworth Atterberg
Categoria Tamaño
2 mm
tamaño
2 mm
Categoria
Grano Muy grueso
1 mmGrano Grueso
Grano Grueso
Hmm
0.6 mm
Grano Medio
Grano Medio
% mm
Grano Fino
1/8 mm
0.2 mm
Grano Fino
Grano Muy fino
0.06 mm
conoce como ordenamiento cerrado hexagonal, en el que cada esfera del estrato subyacente descansa sobre tres esferas y los pares sucesivos de estratos repiten
el arreglo. En (b) cada grano del estrato descansa sobre el grano que está debajo y el ordenamiento es más abierto, con espacios más grandes; ésta es una
estructura inestable.
Figura 6.5: (a) Ordenamiento cerrado de las esferas: porosidad = 27%.
(b) Ordenamiento abierto: porosidad = 47%. (Fuente: A Geology for Engineer)
170
• La cantidad de cemento presente: los vacíos pueden estar llenos parcial o
totalmente de materia mineral, la cual une los granos y de ésta manera la
porosidad puede reducirse considerablemente.
Areniscas
Areniscas: las arenas y areniscas son las rocas detríticas más abundantes y a
veces por sí solas, forman series estratigráficas de gran espesor. Pueden ser clasificadas de acuerdo con la composición mineralógica de sus granos y según la
naturaleza del cemento que las traba. Los mas importantes tipos de areniscas son
los siguientes:
1- Ortocuarcitas: comúnmente llamadas “areniscas silíceas”, son las formadas
casi con exclusividad por granos de cuarzo y cemento en general silíceo. En
éstas rocas además de su gran selección mineralógica, existe una gran
selección por tamaño y los granos suelen estar bien rodados. Las areniscas
silíceas se han formado en períodos de erosión lenta y ataque químico
intenso, y muchas veces a partir de anteriores materiales sedimentarios
detríticos. Son las más interesantes, por su pureza, desde el punto de vista
industrial.
2- Grauvacas: son areniscas en donde los granos son fragmentos de rocas
preexistentes (pizarras, rocas volcánicas, etc. ); existen además fragmentos de
feldespatos parcialmente alterados y cuarzo en proporción relativamente
escasa, en comparación con otras areniscas. Su característica principal es la
de poseer un cemento de origen arcilloso y en el que los granos están muy
poco rodados y seleccionados por su tamaño. Las grauvacas son rocas de
tonos oscuros a veces con aspectos de conglomerados de grano fino. Se han
formado en grandes cantidades en la Era Primaria, y se supone que son
areniscas formadas por corrientes de lodo submarino originadas en las zonas
litorales.
171
3- /Arcosas. En las arcosas los granos están formados por cuarzo, felsdespatos
poco alterados y a veces laminillas de mica. Su cemento suele ser calcáreo. La
composición de las arcosas indica que se formaron a partir de materiales
procedentes de regiones graníticas o con rocas análogas, en condiciones de
poca intensidad de la alteración química.
4- Areniscas calcáreas: Tienen un cementante de calcita relativamente débil porque se puede meteorizar fácilmente con los ácidos de la lluvia.
5- Areniscas micáceas: Tienen contenido de mica, usualmente moscovita. Pueden estar dispersas a través de la roca o dispuestas en capas paralelas
espaciadas en intervalos de pocos centímetros. A lo largo de estas capas la
roca se agrieta fácilmente y recibe el nombre de “baldosa o adoquín”.
6 - Areniscas arcillosas: Tienen un contenido de arcillas que actúan como un
cemento débil y la roca tiene una resistencia baja.
6.11.4 Depósitos arcillosos
Umos: Los limos están formados en un 50% por partículas de tamaño
comprendido entre 0.05 y 0.002 mm. Las partículas de limo se acumulan con
depósitos de arcilla en periodos en que el suministro de arcilla en un área de
deposición se ha disminuido o diluido por afluencia de partículas de limo. Cuando
en un limo arcilloso hay minerales de arcilla, las partículas de limo son unidas por una fuerza débil. Sin minerales de arcilla un limo compuesto de fragmentos de
sílice tiene poca resistencia cohesiva hasta ser cementado. El agua subterránea
fluye con mayor facilidad a través de los poros de limo que a través de los poros
de arcilla y puede precipitar mineral cementante convirtiendo el limo en una
limolita.
172
Arcillas: Las arcillas están formadas por partículas de diámetro inferior a 0.002
mm. Desde el punto de vista mineralógico, las arcillas son rocas de gran
complejidad, pues en una misma muestra suelen coexistir varios minerales
arcillosos (Caolin, montmorillonita, illita etc.) por otra parte, el tamaño tan reducido
de sus partículas minerales hace difícil o imposible su diagnóstico por los métodos
microscópicos ordinarios y por ello hay que recurrir, para determinarlos, a técnicas
especializadas; unas veces mediante diagramas de difracción de rayos X; otras
estudiando el proceso de deshidratación a medida que se calientan las muestras; por último, mediante el microscopio electrónico.
Las arcillas, especialmente cuando se han formado hace poco tiempo, pueden
perder parte del agua retenida en las partículas minerales, por desecación y
recuperarlas cuando se humedecen de nuevo. Por esta causa la mayoría de las
arcillas son plásticas.
Tipos principales de rocas arcillas
Cuando las arcillas aparecen concentradas en depósitos de suficiente pureza, constituyen la materia prima fundamental de una serie de productos de necesidad
inmediata y general para el hombre.
Arcillas caolinitas
Estas arcillas se forman fundamentalmente en zonas continentales por alteración
de rocas ricas en feldespatos (granitos, gneis, etc.), unas veces son residuales y
otras transportadas. La principal aplicación de estas arcillas es la elaboración de
productos cerámicos, por lo que suelen ser objeto de explotación industrial en gran
escala allí donde reúnen condiciones adecuadas al uso que se les ha de dar.
173
Las muy puras que se denominan en el comercio “caolín” son las arcillas blancas
que después de la cocción producen materiales porosos blancos o de colores
claros, y que una vez esmaltados forman la porcelana y loza.
Las impuras, con contenidos considerables de productos detríticos y óxidos o
hidróxidos de hierro, sustancia orgánica, etc. se usan para la elaboración de
ladrillos, tejas, conducciones de agua, etc., y en algunos casos, cuando su
resistencia al fuego es muy considerable, para la fabricación de piezas
refractarias.
Arcillas montmorilloníticas
La bentonita: Está compuesta principalmente de montmorillonita. La bentonita es
una arcilla derivada de la alteración de polvo volcánico y de depósitos de ceniza. Debido a la capacidad de este mineral de absorber agua y de adquirir una película
de agua alrededor de cada partícula, las arcillas bentoníticas se expanden
enormemente cuando se les agrega agua, formando una masa viscosa. Esta
propiedad da al material mucha utilidad para varios propósitos.
En ingeniería civil la bentonita se emplea como una capa sellante en zanjas y
diques para prevenir la filtración de agua y como una mezcla acuosa bombeada
en arenas o gravas para llenar los vacíos y dar impermeabilidad a la masa.
Lutitas
Es la roca sedimentaria más abundante en todos los continentes. Es una roca
laminada constituida por partículas tamaño limo y arcilla mediante los procesos de
adhesión, compactación y cementación.
Se clasifican según su estado de meteorización en lutita intacta, masiva y lutita
meteorizada. La masiva es generalmente dura y competente como soporte de
174
fundaciones. La meteorizada puede ser fácilmente rayada y al tacto se manifiesta
suave; su capacidad portante puede variar mucho a causa de los diferentes
grados de meteorización. Por otro lado, en la mayoría de los casos las
formaciones de lutíta están acompañadas de un gran número de discontinuidades. En teoría se acepta que como resultado de los grandes cambios de presión y
temperatura que se han presentado en el tiempo geológico, la lutita presenta
numerosas diaclasas abiertas y zonas de falla.
Las lutitas se degradan a lo largo de planos paralelos a la estratificación original; son usualmente muy compresibles y en especial las meteorizadas. Su
compactación es muy caprichosa para propósitos ingenieriles y por lo tanto deben
investigarse con sumo cuidado antes del diseño y construcción.
Muchos sedimentos clásticos pierden su coherencia cuando se exponen a la
acción alterna de humedecimiento - secado, congelamiento - descongelamiento y
otros agentes meteorizantes los cuales vuelven a su estado arcilloso original. Este
es el caso de las lutitas.
6.11.5 SEDIMENTOS DETRITICOS (piroclásticos)
Ceniza fina y debris grueso expulsados de un volcán activo que caen al terreno
vecino para formar depósitos piroclásticos. Algunos depósitos piroclásticos
presentan partículas gruesas en la base y finas en la cima. Otros presentan
mezclas de tamaños y grandes bloques de roca y bombas volcánicas que pueden
ser encontradas embebidas en cenizas más finas.
6.11.6 SEDIMENTOS DETRITICOS (Calcáreos)
Calizas: Consisten esencialmente de carbonatas de calcio, con algo de carbonato
de magnesio y granos de cuarzo. Las calizas son rocas estratificadas que algunas
175
veces contienen muchos fósiles. Se dejan rayas con un cuchillo y efervecen
cuando se les agrega ácido hidroclórico (excepto la dolomita).
La distancia entre los planos de estratificación en las calizas es comúnmente de
30 a 60 cm y varia desde un par de centímetros o menos en rocas de estratos
delgados hasta más de 6 m en algunas calizas.
El carbonato de calcio está presente en forma de cristales de calata o aragonita, como carbonato de calcio amorfo y también en las partes duras de los organismos
(fósiles) tales como shells y esqueletos calcáreos.
Los constituyentes no calcáreos de la caliza son: arcilla, sílice en forma coloidal o
como granos de cuarzo o como parte de organismos silíceos. La caliza
usualmente es de color gris o blanco pero puede ser teñida por componentes de
hierro o por carbón.
6.11.7 Rocas Sedimentarias Químicas Y Bioquímicas.
Depósitos calcáreos:
Las calizas: las partículas calcáreas de muchas calizas tienen orígenes orgánicoso bioquímicos pero han sido sedimentadas como detritos para dar a la roca
resultante un carácter que es predominantemente detrítico. Otras calizas son
predominantemente orgánicas o químicas en la naturaleza y sus partículas no han
sido muy transportadas aunque puede haber existido alguna clasificación
mecánica.
Depósitos silíceos:
Diatomita: es un depósito formado de algas silíceas llamadas diatomeas, las
cuales se acumulan principalmente en lagos de agua fresca.
176
Depósitos salinos:
Las evaporitas: son sedimentos formados por la evaporación de un cuerpo de
agua que contiene un componente químico en solución: ejemplo depósitos de sal, de yeso.
Depósitos carbonáceos:
El carbón: es una roca compuesta de materia combustible derivada de la
descomposición parcial de plantas.
El proceso de la formación del carbón se inicia con una acumulación de restos de
plantas en un pantano. Esta acumulación se conoce como turba, un depósito
café, suave, esponjoso, en el cual las estructuras vegetales son fáciles de
reconocer. La transformación gradual de la materia orgánica en carbón se realiza
gracias al tiempo y a la presión producida por el sepultamiento profundo y algunas
veces por movimientos de la corteza. Durante este proceso el porcentaje de
carbono aumenta a medida que los hidrocarburos volátiles y el agua son
expulsados del depósito. Los carbones se clasifican de acuerdo al porcentaje de
carbono que contienen. El grado más bajo corresponde a la turba que tiene la
menor cantidad de carbono. Siguen la lignita o carbón café, el carbón bituminoso o
suave y finalmente la antracita o carbón duro, el de mayor contenido de carbono.
Depósitos ferruginosos: Numerosos sedimentos y rocas sedimentarias contienen
hierro, algunos en concentraciones que hacen que los depósitos de minerales de
hierro sean valiosos. El hierro puede estar precipitado como un mineral primario.
Materiales para la construcción: La arena y la grava suministran las fuentes más
importantes de agregado natural. Las calizas forman la base del cemento. La
arcilla es el mineral de la cerámica comercial. La arena sílica es la substancia del vidrio. Estos sedimentos apoyan la industria de la construcción con materiales
necesarios para la construcción.
CAPITULO 7
ROCAS METAMORFICAS.
7.1 DEFINICION
Recibe el nombre de metamorfismo el proceso por el que se producen ciertas
modificaciones EN la composición mineralógica y de la estructura de una roca a
consecuencia de los cambios de presión y temperatura que la roca experimenta
cuando alcanza niveles profundos en la corteza terrestre.
Mediante el metamorfismo las rocas se transforman en nuevos tipos bajo la acción
de la presión y se producen cambios que reducen el espacio ocupado por la masa
de roca. Estos cambios que incluyen la recristalización y la formación de nuevos
minerales con un arreglo atómico más compacto, son fundamentales para el metamorfismo.
La palabra metamorfismo viene del griego meta= "más allá de”, “ por encima de” y morphe= ”forma" de donde se deriva metamorfosis - cambio de forma.
178
Las rocas originales pueden ser ígneas, sedimentarias u otras que ya hayan sido
metamorfoseadas y los cambios que sufren resultan de la adición de calor o de los cambios de presión.
Las rocas de grano fino sufren cambios más fácilmente que otras, debido a que tienen una superficie mayor de granos expuesta a la acción de los fluidos químicamente activos.
7.2 AGENTES DEL METAMORFISMO
El calor y la presión son los agentes del metamorfismo, los cuales imparten la
energía suficiente a las rocas para movilizar los constituyentes minerales y reensamblarlos como nuevos minerales cuya composición y cristalización están en equilibrio con las condiciones existentes. Tales procesos transforman las rocas y pueden imponerles una textura metamòrfica que puede ser completamente
diferente de la textura que originalmente poseían. La superposición de texturas permite definir la historia de las rocas metamórficas, especialmente cuando la composición y orientación de los nuevos minerales reflejan la temperatura de metamorfismo y la dirección dominante de los esfuerzos (Figura 7.1).
Crucero
/Figura 7.1: Crucero en pizarra formado perpendicutarmente a la compresión m{axima durante el
metamorfismo del sedimento original. tc=traza del crucero sobre la estratificación. tee=traza de la
estratificación sobre la superficie del crucero. (Fuente: A Geology for Engineer)
179
Las presiones producidas por el peso del material suprayacente se combinan con
presiones que comprimen, que se producen durante la formación de
geosinclinales. Estas presiones laterales son las que determinan el grado final de
metamorfismo en una región determinada.
7.3 TIPOS DE METAMORFISMO
Dependiendo del control realizado por la temperatura y la presión se pueden
distinguir tres tipos de metamorfismo:
1 - metamorfismo de contacto o termal: donde la elevación de la temperatura
es el factor dominante. Los efectos térmicos se presentan en las zonas de
contacto adyacentes a intrusiones ígneas o cuando los sedimentos están
plegados en regiones muy calientes dentro de la corteza.
2- metamorfismo dinámico o de dislocación: donde el control dominante es el esfuerzo.
3- metamorfismo regional: donde tanto la presión como la temperatura han
operado sobre una extensa área. El metamorfismo regional involucra miles
de km2 de roca con un espesor de miles de metros.
7.3.1 Metamorfismo de contacto
La intrusión de una masa ígnea caliente, como un granito o un gabro, produce un
aumento de temperatura en la roca que lo rodea (o intruida). Este aumento de
temperatura promueve la recristalización de algunos o de todos los componentes
de las rocas afectadas. La mayoría de los cambios marcados existen cerca al contacto con el cuerpo ígneo. Cuando la recristalización se desarrolla sin
impedimento mediante un esfuerzo externo que actúa sobre las rocas, los nuevos
180
minerales crecen fortuitamente en todas las direcciones y la roca metamorfoseada
adquiere un tejido granular, conocido con el nombre de textura corneana.
Durante el metamorfismo también puede presentarse una transferencia del material en el contacto, cuando los gases calientes de la masa ígnea penetran la
roca intruída, este proceso se conoce como neumatólisis. Las rocas intruidas no
son derretidas, sin embargo las emanaciones calientes tales como ácido
carbónico,SO2 , vapor de agua y componentes volátiles de boro y flúor se filtran en
ellas y resultan en la formación de nuevos minerales. Las temperaturas pueden
tener un rango de 500°C a 800°C durante la neumatólisis y las emanaciones
hidrotermales asociadas pueden llevar metales preciosos como: Sn, Zn y Fe
(hierro) los cuales se depositan como vetas de minerales en las rocas intruidas.
7.3.2 Metamorfismo por dislocación
Donde el esfuerzo es el control principal y la temperatura está subordinada, como
en las zonas afectadas por fuertes movimientos de esfuerzos cortantes.
7.3.3 Metamorfismo regional
En el metamorfismo regional, la presión y la temperatura han actuado sobre una
gran área. La acción de los esfuerzos como también la elevación de la
temperatura dan como resultado la recristalización, con la formación de nuevos
minerales, muchos de los cuales crecen en su longitud o en superficies de clivaje
en ángulos perpendiculares a la dirección del esfuerzo compresivo máximo. Las
altas temperaturas y los esfuerzos se producen en cinturones orogénicos de la
corteza y las rocas metamórficas regionales se encuentran en estos grandes
cinturones plegados en donde son expuestas después de la denudación.
181
Figura 7.2: a) Orientación paralela de cristales de mica en una mica esquisto, b) Prismas de hornblenda
orientados en una hornblenda esquistosa c). Roca foliada (Fuente: Geología Física. Longwell y Flint)
La disposición de minerales en capas que son paralelas o casi paralelas en rocas
metamórficas de grano grueso se denomina esquistocidad (figura 7.2).
Foliación: es la disposición de los granos de minerales en capas paralelas.
7.4 FORMA Y FABRICA DE LOS CRISTALES
Forma: La forma cristalina de un mineral metamòrfico determina parcialmente la
facilidad de su crecimiento durante el metamorfismo. Por eso las micas y las
cloritas, con un ángulo de clivaje simple, crecen como platos delgados con
orientación perpendicular al esfuerzo máximo, y los anfíboles tales como la
hornblenda crecen en forma prismática con longitud en ángulos rectos al esfuerzo
máximo. Algunos minerales de alta resistencia a la cristalización, como por ejemplo el granate y la andalusita, crecen a un tamaño relativamente grande en
las rocas metamórficas y son entonces llamados porfíroblastos. Los feldespatos y
el cuarzo tienen baja resistencia de cristalización y las rocas metamórficas
compuestas de cuarzo y feldespato muestran una textura granular.
Fábrica: El término fábrica se usa para denotar la disposición de los constituyentes
minerales y de los elementos texturales en una roca, en tres dimensiones.
182
Los términos muy comúnmente usados para describir la forma y el tamaño de los
minerales metamórficos y su fábrica se encuentran en la tabla 7.1
TABLA 7.1: Términos comúnmente usados para describir las texturas de las rocas metamórficas que pueden emplearse como término de campo.
1. Bandeamiento:
Foliación = serie de superficies paralelas.Lineación =serie de líneas paralelas producidas por la traza de la foliación
en una roca superficial ejemplo: el muro de un túnel.2 . Cristalinidad visible.
Fanerítica = cristales individuales que pueden observarse.Afanítica = granularidad debida a la presencia de cristales que pueden
verse pero los cristales individuales no.3. Tamaño del cristal: .
Grueso = mayor 2.00 mmMedio= 2.0 a 0.06 mm Fanerítico ^Fino = menor de 0.06 mm
4. Tamaño relativo del cristal.
Granoblástico = todos los cristales son aproximadamente del mismo
tamaño.
Porfiroblástico = cristales más grandes rodeados por cristales mucho mas
pequeños.
7.5 TEXTURA DE LAS ROCAS METAMORFICAS
Las texturas más utilizadas en la clasificación de las rocas metamórficas son: (1) Foliada, ya sea densa o granular y (2) No foliada.
183
1 . Textura no foliada: en las rocas de textura densa no se pueden distinguir a
simple vista los granos individuales y estas rocas no muestran clivaje de roca
(recuerdese que se usa clivaje para describir la relativa facilidad con que se
rompe un mineral a lo largo de planos paralelos. Se utiliza término clivaje de
roca para distinguirlos de los clivajes de los minerales). En las rocas de textura
granular los granos individuales son claramente visibles, sin embargo tampoco
es evidente la presencia del clivaje de roca.
2. Textura foliada: las rocas de textura foliada muestran invariablemente clivaje
de roca. Hay tres grados de clivaje de roca:
a) Apizarrado: en el cual el clivaje se presenta a lo largo de planos separados
por distancias de dimensiones microscópicas.
b) Filítico: (del griego phyllom = hojas) en el que el clivaje produce láminas
apenas visibles a simple vista. El clivaje filítico produce hojuelas más
gruesas que el apizarrado.
c) Esquistoso: (del griego schistos = divido, divisible), en este clivaje se
producen láminas claramente visibles. Las superficies del clivaje esquistoso
son más rugosas que las del apizarrado o filítico.
7.6 CLASIFICACIÓN
La presencia o ausencia de foliación es la característica más útil para clasificar las
rocas metamórficas. En la tabla 7.2 las rocas metamórficas más comunes están
clasificadas bajo tres títulos que describen la anisotropía creada por la foliación.
184
Tabla 7.2: Clasificación de las rocas metamórficas. (Fuente: A Geology for Engineers).
--------- — MATERIAL ORIGINAL ---------
0.002 mrti 006m m 2 mm 60 mm
Arcillas y limos Ceniza volcánica
Rocas Igneas básicas.
Terrígenos detríticos mezclados /■ Rocas Igneas ácidas J
Todos los tipos de roca de todos 10$ tamaños de granos
EQUIVALENTE METAMORFICO -
0.002 mm 0.06 mm 2 mm 60 mm
Arena • Caliza -
ñocas Igneas básicas
Todo tipo de rocas ----------------
Arcilla I limo
Rocas volcánicasArena
Diques y mantos
Pizarra, Fitttag EsquistoIFig. 7 - l ) _ <Figs.7-2a,7-4¿)
______ ^ Esquisto(Fig. 7-261 =
BIENFOLIADA
Mil ori ta
Mgmatita, Gneis(Flgs. 7 - 9 ,7 - 10 1
Qiwiutte(Fig.7-66i
MODERADAMENTEFOLIADA
Cuarcita-*■ Mármol (Fig. 7 .4c)
Amf&oNta Serpentina
Com earas l Eclogita¡Fig. 7-4al
LA FOLIACIÓN NO ES NOTABLE
Grava j I Qyjg pafa iaS divisiones del tamaño del grano en rocas ígneas Rocas ptatónícasf y sedimentarias.
Los nombres de la mayoría de las rocas metamórficas tienen los prefijos de los
nombres de los minerales que contienen. Ejemplo: esquisto de cuarzo y biotita.
El prefijo meta se puede usar cuando se conoce el tipo de roca original. Ejemplo: meta-arenisca o meta-gabro.
7.6.1 Algunos tipos de rocas metamórficas
Pizarra: La pizarra es una roca metamòrfica producida a través de una lutita. Es de
grano fino y presenta el clivaje de roca apizarrado, producido por el alineamiento
de minerales laminados bajo la presión del metamorfismo. La pizarra está
compuesta predominantemente por pequeñas hojuelas incoloras de mica con
cantidades menores de clorita. La pizarra se presenta en una gran variedad de
colores. La pizarra de color oscuro debe su color a la presencia de material carbonáceo o a sulfuro de hierro.
185
Filita: La filita es, en realidad, una pizarra que ha sufrido un grado superior de
metamorfismo. Cuando la pizarra ha quedado sujeta a temperaturas que
sobrepasan los 250 °C. - 300 °C la clorita y los minerales de mica que la
componen se desarrollan en hojuelas de mayor tamaño, dando a la roca su
característico clivaje filítico y un brillo sedoso en la superficie de las fracturas
recientes. Los minerales predominantes de la filita son la clorita y la moscovita. A
veces se presenta en la filita algún mineral metamòrfico nuevo, como la turmalina
o el granate de magnesio.
Esquisto: El esquisto es la roca metamòrfica más abundante de las formadas por metamorfismo regional. El esquisto se puede derivar de muchas rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas de bajo grado, razón por la cual hay gran variedad
de ellos.
El esquisto es una roca cristalina de una textura de grano medio principalmente
cuyos constituyentes minerales pueden distinguirse a simple vista o con una lupa.
En todos los esquistos domina la presencia claramente visible de hojuelas de
algún mineral laminado, como mica, talco, crorita o hematita. Igualmente comunes
son los minerales fibrosos. El esquisto tiende a romperse entre los minerales
laminados o fibrosos, a causa de la orientación paralela de sus minerales, imprimiéndole a la roca el característico clivaje esquistoso.
Los esquistos contienen frecuentemente grandes cantidades de cuarzo y
feldespatos, así como cantidades menores de augita, hornblenda, granate, epidota, y magnetita. El esquisto verde debe su color a la presencia de los
minerales clorita y epidota.
186
Esquisto de mica: Los esquistos de mica están formados a partir de sedimentos
arcillosos tales como lutita o arcilla y compuestos de moscovita y biotita junto con
cuarzo en cantidades variables.
Esquisto de cuarzo: Estos esquistos se derivan de sedimentos arenosos, con un
contenido más pequeño de arcilla con relación a los sedimentos formados por los
esquistos de mica. Los esquistos formados a partir de las rocas ígneas, son
originalmente los siguientes: esquistos de homblenda y esquistos de clorita.
Anfibolita: Está compuesta principalmente por homblenda y plagioclasa. Las
anfibolitas pueden ser verdes, grises o negras y en algunas ocasiones contienen
minerales como epidota, augita verde, biotita y almandita.
Las anfibolitas son el producto del metamorfismo regional de grado medio a alto, sufrido por rocas ígneas ferromagnesianas y algunos sedimentos calcáreos
impuros.
Gnesis: El gneis es una roca metamòrfica, de grano grueso que se forma
generalmente por el metamorfismo regional de alto grado. Tiene clivaje de roca.
El gneis tiene un bandeamiento burdo o foliación en el cual las bandas de cuarzo y
feldespato de colores pálidos se encuentran paralelas a bandas o lechos de
minerales que pueden ser biotita, homblenda o en algunos casos piroxena.
Un gneis no se rompe tan fácil como el esquisto, y se separa a través de la
foliación y su textura comúnmente es más gruesa que la de los esquistos, aunque
algunos gneises son relativamente de grano fino.
En los gnesis derivados de roca ígnea como el granito, el gabro o la diorita, los
minerales componentes están dispuestos en capas paralelas; el cuarzo y los
feldespatos alternan con los ferromagnesianos.
187
En los gneis formados por el metamorfismo de rocas sedimentarias arcillosas
como las grauvacas, las bandas de cuarzo y feldespato alternan generalmente con
capas de minerales laminados o fibrosos como la clorita, la mica, el grafito, hornblenda, la kianita, la estaurolita, la silimanita o la wolastonita.
Mármol: Está compuesto esencialmente de calcita o dolomita. El mármol es de
grano grueso y se deriva del metamorfismo de contacto o regional de la caliza o la
dolomita. No presenta clivaje de roca. El mármol difiere de la roca original en que
tiene granos minerales más grandes.
La gran variedad de colores de los mármoles se debe a porcentajes pequeños de
otros minerales que se formaron durante el metamorfismo a partir de las
impurezas de la roca sedimentaria original. El mármol negro debe su color a
materia bituminosa. Los mármoles verdes están coloreados por diópsidos, hornblenda, serpentina o talco; los mármoles rojos por óxidos de hierro, limonita.
El mármol se encuentra más abundantemente en áreas que han sufrido
metamorfismo regional. Allí aparece interestratificado entre esquistos de mica o
filitas.
Cuarcita: El metamorfismo de areniscas ricas en cuarzo forma la roca cuarcita 6
La cuarcita no presenta foliación y se distingue de la arenisca de dos maneras:
1. La cuarcita no contiene espacios porosos y al romperse lo hace a través de
los granos de arena que la componen, en lugar de alrededor de ellos.2. La cuarcita pura es blanca aunque el hierro y algunas otras impurezas le
imparten un color rojizo u oscuro.
Los granos de cuarzo de la arenisca original se ligan firmemente entre sí devido a la entrada de sílice en sus espacios porosos. La estructura de la cuarcita no puede reconocerse sin el microscopio. Sin embargo, al laminar la cuarcita en secciones delgadas, podemos identificar tanto los granos redondos de las arenas como la sílice que ha rellenado los poros.
188
Los minerales secundarios que se presentan en la calcita son; feldespato, moscovita, clorita, circón, turmalina, granate, biotita, epidotita, homblenda y silímanita.
7.7 ROCAS Y MINERALES ECONÓMICOS
Importantes industrias se han desarrollado para extraer pizarras para techar,
mármol como piedra ornamental, migmatita para revestimiento de edificios y
revestimiento de interiores y las corneanas de buena calidad para balasto.
La silimanita, la cianita y la andalusita son minerales metamórficos de gran valor en la industria de los refractarios. La porcelana que contenga estos minerales
puede resistir temperaturas muy altas con un mínimo de expansión. Las
concentraciones comerciales de estos minerales se presentan en Kenya, los
Montes Apalaches, California, India, Africa del sur y Australia Occidental. Todas
están asociadas con esquistos.
El gránate es un abrasivo importante y se explota de los gneis en Nueva York, Nueva Hampshire y Carolina del Norte.
189
CAPITULO 8
ESTRUCTURAS GEOLOGICAS
Las rocas sedimentarias ocupan ia mayor parte de la superficie terrestre. Ellas
existen esencialmente como capas o estratos y son parte de la secuencia
estratigráfica de las rocas discutidas en el capítulo correspondiente a “Historia
Geológica”.
Un estrato puede ser de cualquier espesor, desde unos pocos milímetros hasta un
metro o más y las superficies que lo separan del siguiente estrato, sea por encima
o por debajo, son llamadas planos de estratificación.
En este capítulo se estudiarán las disposiciones de las rocas sedimentarias como
unidades estructurales en la parte externa de la corteza terrestre.
190
8.1 BUZAMIENTO Y RUMBO O DIRECCIÓN
Considérese un estrato uniforme y plano el cual está inclinado con respecto a la
horizontal. Sobre su superficie inclinada hay una dirección sobre la cual se puede
dibujar una línea horizontal llamada Rumbo o Dirección, el cual se define como la
dirección de la línea de intersección de la superficie inclinada con un plano
horizontal (Figura 8.1). Se determina mediante una brújula, midiéndose en grados
y referenciado con el norte magnético. (Figura 8.2).
PUMBC \ \
(a)
(b)
Figura 8.1: (a) Buzamiento y rumbo o dirección, (b) orientación y buzamiento de un plano, ab: orientación piano abcde.
be: dirección de buzamiento, : ángulo de buzamiento, (fuentes: A Geology for Engíneer y Geología Física longwell y
Flint).
191
Para medir el buzamiento se utiliza un clinómetro del que van provistas las
brújulas del geólogo, colocando la brújula en un plano vertical sobre la línea de máxima pendiente del estrato, como se indica en la figura (8.2), y midiendo directamente el ángulo marcado por el clinómetro.
Figura 8-2: Brújula Bumitom (Fuentes: Geología Física Longwell y Flint, Geología Física . Longwell y Flint.)
Como se dijo anteriormente, siempre se toma el ángulo agudo del buzamiento y se expresa su dirección que será perpendicular al rumbo del estrato.
8.2 PLIEGUES
Los pliegues son cuerpos de tres dimensiones producto de distorsiones u
ondulaciones de las rocas. Alcanzan su mayor desarrollo en rocas estratiformes, tales como rocas sedimentarias y volcánicas, o sus equivalentes metamorfizadas. Pero cualquier roca estratificada o foliada, tal como un gabro bandeado o un gneis granítico, pueden mostrar pliegues. (Figura 8.3).
192
Figura 8.3: Pliegues en la sección de Tumpique en la parte central de Pensilvania. Adviértase que ia
mayoría de los valles quedan sobre anticlinales, mientras que las cordilleras corresponden a sinclinales,
excepto en el extremo derecho donde una lutita débil descansa sobre capas de areniscas
resistentes.(Modificado de A. B. Cleaves and G. H. Ashley, Penn. Geol. Survey. Guidebook of Pennsylvania
Turnpike, 1942) (Fuente: Physical Geography. A Landscape Appreciation).
Las capas pueden doblarse de dos maneras para producir pliegues. Estas son porflexión longitudinal y por flexión transversal.
1) Por flexión longitudinal: Por fuerzas de compresión en dirección paralela a los planos de las capas. (Figura. 8.4).
2) Por flexión transversal: En este caso las fuerzas actúan en dirección perpendicular a los planos de las capas. (Figura. 8.5).
Elementos de un pliegue: En un anticlinal se distinguen los siguientes elementos:(Figuras 8.6 y 8.7).
Flancos: son los lados de un pliegue. Presentan buzamientos encontrados ydivergentes.
La charnela: es la zona donde los estratos cambian de buzamiento.
Eje del pliegue: es la línea media entre los flancos a lo largo de la cima de un anticlinal.
193
Figura. 8.4: Desarrollo de un pliegue por flexión longitudinal (Fuente: Physical Geography. A Landscape
Appreciation).
194
transversal.(Fuente: Logman llustrated Dictionary ofFigura. 8.5 Formación de pliegues por flexión
Geology)
Figura. 8.6 : Elementos de los pliegues verticales simples. Nótese que la cara superior de la capa más
joven (6) ve hacia el eje del sinclinal, al contrario de lo que ocurre en el eje del anticlinal, (Fuente: Geología
Física Longwell y Flint).
AfvíTICUMAL.
Figura. 8.7 Bloque-diagrama que representa la asociación de un anticlinal con un sinclinal, donde se han indicado sus principales elementos: charneta, flancos, plano axial y eje del pliegue. El ángulo a que forma el plano axial con eí horizontal es recto en los pliegues simétricos y agudo en los asimétricos. En el eje del anticlinal afloran los terrenos más antiguos, que forman el núcleo del pliegue y a ambos lados se disponen en bandas mas o menos paralelas los afloramientos de estratos cada vez más modernos, con buzamientos contrarios y divergentes. En un sinclinal, la disposición es contraría en el eje afloran los terrenos más modernos y en sus flancos se disponen los estratos cada vez más antiguos con buzamientos convergentes. ( Las flechas indican la dirección de los buzamientos) (Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
195
Plano axial: el piano axial de un pliegue es un plano imaginario que pasa por la mitad del pliegue e incluye su eje. En un pliegue regular este plano es el de
simetría. Cada punto a la izquierda del plano es cual la imagen en el espejo de un punto correspondiente a la derecha de él. En un pliegue vertical, el plano es
esencialmente vertical. Muchos pliegues han sufrido empuje de manera que sus planos axiales están muy inclinados y deformados en superficies curvas (Figura 8 .8 ) .
Figura 8.8 Sinclinal recostado. El plano axial está muy comprimido y ya en el extremo superior derecho es
casi horizontal. (Fuente: Geología Física Longwell y Flínt).
En un sinclinal los elementos son los mismos, con las siguientes diferencias:
- En los flancos los buzamientos de los estratos son convergentes .- El eje del pliegue es la línea media entre los flancos a lo largo de la parte más
baja de un sinclinal.
Principales clases de pliegues o flexiones: Las principales formas de capas inclinadas y plegadas son : sinclinal, anticlinal, homoclinal y monoclinal.
Sinclinal: El sinclinal es un pliegue de flancos descendentes, abierto hacia arriba. Las rocas más jóvenes se hallarán hacia el centro de la estructura.
196
Anticlinal: El anticlinal es un pliegue de flancos ascendentes, abierto hacia abajo. Las rocas más jóvenes se hallarán hacia los bordes de la estructura. Ver figura (8.9).
Figura 8-9 a.b.c.d pliegue anticlinal simétrico, b.c.d.e pliegue sindinal asimétrico (f,g,h,i planos axiales)
(Fuente: Engineering Geology T.U. Delft).
Homoclinal: es un grupo de estratos que presentan buzamiento bastante regular con la misma dirección general. Figura 8.10
Figura 8.10 homoclinal .(Fuente: Logman llustrated Dictionary of Geology)
197
Monoclinal: es un plegamiento, a la manera de escalón, de capas horizontales o
con suave buzamiento. Consiste en un cambio en la calidad de buzamiento, de un tramo con suave inclinación a otro con mayor buzamiento y de nuevo a otro con inclinación suave. (Figura 8.11).
Figura 8-11 monoclinal .(Fuente: Logman llustrated Dictionary of Geology)
Los pliegues observados en conjunto, pueden presentar los siguientes arreglos: agudos, redondeados, isoclinales, en abanicos y en arqueta. (Figura 8.12).
Figura 8-12 pliegue de formas diferentes en lado transversal, a) agudos . b) redondeados, c)
isoclinales d) en abanicos e) en arqueta . (fuente: Engineering Geology T.U. Delft).
198
8.3 DIACLASAS Y FALLAS
Las fracturas y dislocaciones existentes en los macizos rocosos, junto con los
planos de estratificación y foliación, discordancias y diques son planos de
discontinuidad mecánica que determinan la geometría del macizo. Las
discontinuidades de origen estructural se dividen en dos grupos principales:
Díaclasas: Son grietas o fracturas en las cuales no ha habido desplazamiento de
una de sus paredes con relación a la otra. Cuando su origen es tectónico, son el resultado de un comportamiento frágil de las rocas. Las diadasas son de difusión
extraordinariamente amplia en la corteza terrestre. En un área determinada, allí pueden estar revelando diferendas en la posidón de los sistemas de
discontinuidades en la charnela y en los flancos en grandes pliegues, o a
diferentes distandas de grandes fallas.
Las grietas pueden también ser de origen no tectónico, debido a la disminución del
volumen. Las causas principales para que el volumen de cualquier roca disminuya, pueden ser: enfriamiento para las rocas ígneas, secamiento para las rocas
sedimentarias.
Cuando el volumen se disminuye, se forman grietas cuya hendidura total
corresponde a la disminución del volumen. La frecuenda de las grietas está en
dependencia de las propiedades mecánicas de la roca y del espesor de la capa.
Para caracterizar las diadasas se deben tener en cuenta las siguientes
características: azimut o rumbo del buzamiento y buzamiento de los planos para
cuantificar familias de diadasas, continuidad de los planos en el rumbo y
buzamiento, condidón del agua subterránea y rasgos propios de cada
discontinuidad.
Entre los rasgos propios de cada diaclasa, se deben tener en cuenta: rugosidad de
las paredes, abertura entre las paredes, relleno y resistenda a la compresión
199
inconfinada en las caras de la discontinuidad. La resistencia a la tracción, para fines prácticos, se considera nula.
Las diaclasas pueden ser abiertas, cerradas y ocultas de acuerdo con su dimensión.
Familias de diaclasas: se refieren al sistema de discontinuidades que tienen aproximadamente la misma orientación e inclinación como un resultado de los
procesos involucrados en su formación (Figura 8.13); muchas diaclasas se presentan en familias fácilmente identificables, pero en otros casos es difícil definirlas.
Figura 8.13: Familias de diaclasas encontradas comunmente en rocas plegadas, (fuente: A Geology for
Engineer).
Cuando una masa de roca no es bastante fuerte para resistir los esfuerzos de
compresión o tracción que tienden a comprimirla o estirarla, la roca sufre una deformación por ruptura (s) o fractura (s) originándose uno o varios planos de
discontinuidad a lo largo de los cuales se ha producido el desplazamiento de un bloque de roca con respecto al otro. Puntos que inicialmente estaban en contacto
han quedado dislocados o separados a lo largo de la fractura o fracturas.(Figuras 8.14 y 8.15).
a o
fe
2 0 0
Figura 8.14: Falla Normal, (fuente: Physical Geography. A Landscape Appreciation)
Figura 8.15: Fallas de Rumbo o Falla Lateral, (fuente: Physical Geography. A Landscape Appreciation)
Elementos de una falla:
Plano o superficie de falla: Es el plano de ruptura por el que se desarrolla el
desplazamiento o desligamiento de un bloque con relación al otro. Este plano normalmente presenta variaciones en su orientación e inclinación, de un sitio a otro(Figura 8.16).
Paredes o muros de la falla: Son las dos superficies contiguas de los dos cuerpos de roca que se han deslizado uno sobre el otro al producirse la falla. Aunque de ordinario las paredes de la falla son irregulares en sus menores detalles, cuando
se miran desde un punto de vista amplio pueden aparecer relativamente planas u onduladas.
Espejo de falla: En las paredes de la falla se observan superficies pulimentadas, en algunas ocasiones pudiendo presentar estrías y rayas paralelas a la dirección
2 0 1
de movimiento de los bloques fallados. Esta clase de estructuras pueden se de
gran ayuda en la determinación del movimiento relativo de los bloques.
Traza de falla o línea de falla; es la línea de intersección del plano de falla con la superficie del terreno. (Figuras 8.16 y 8.17).
Bloques fallados o labios de la falla: Si el plano de falla posee un buzamiento
inferior a 90 grados, se distinguen el bloque superior, colgante o techo y el bloque
inferior, yacente o piso. El bloque que esta encima del plano de falla se denomina superior y el que esta debajo, inferior.(Figura 8.16).
areniscas ,imó|itas
Figura 8-16: Fallas y algunos de sus elementos(fuente: Geo.logia Física Longwell y Flint)
a.b.c. plano de falla, b.c linea de falla, bloque colgante, A , bloque yacente, b.c.d.e escarpa de falla.
Figura 8.17: Perfil geológico que muestra el comportamiento plástico de las rocas y estructuras de ruptura,
(fuente: Geología Física Longwell y Flint)
2 0 2
Desplazamiento neto: Es la línea que une puntos contiguos originalmente en los
bloques colgante y yacente. Las componentes del desplazamiento neto paralelas a la orientación y al buzamiento del plano de falla, son las componentes en el rumbo y en el buzamiento, respectivamente.(Figura 8.18).
Figura 8.18: Componentes del movimiento neto, a-c: desplazamiento neto, a-b: componente paralela a la
orientación del plano de falla, b-c: componente en el buzamiento. (Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
Zona de falla: En la mayoría de los casos el desplazamiento de los bloques no está confinado a un único plano de fractura, sino que está distribuido a través de
varias fallas vecinas unas de otras (Figura 8.19) o puede ser una zona confusa de brecha o milonita con desarrollo de metamorfismo cataclástico.
Figura 8.19: Aspecto de una zona de falla en perfil. (Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
203
Fallas de tendencia traslacional: Cuando el movimiento es de tendencia traslacional, toda las líneas que eran paralelas en el bloque total antes de producirse el movimiento continúan siendo aproximadamente paralelas entre los dos o más bloques en que se seccionó la corteza una vez producido el fallamiento (Figura 8.20).
Figura 8.20: FaHa de tendencia traslacional. (Fuente: logman llustrated Dictionary of Geology)
Cuando el movimiento traslacional de una falla es predominante en el rumbo, es llamada una falla de rumbo . Estas fallas normalmente tienen un buzamiento fuerte
o vertical y son relacionadas en algunas ocasiones a las fallas de transformación
(tectónica de placas).
Si el movimiento traslacional es preferencialmente en el buzamiento del plano de falla, es llamada una falla de desplazamiento en el buzamiento. Las fallas con
buzamiento mayor o menor de 45 grados son llamadas respectivamente, fallas de alto ángulo y de bajo ángulo. Una falla normal es una falla de alto ángulo en la cual el bloque colgante se ha movido hacia abajo, relativamente con respecto al
bloque yacente.
Una falla de tipo similar pero con un buzamiento menor de 45 grados, es llamada algunas veces una “secundaria”.
204
Una falla inversa es una falla con desplazamiento en el buzamiento, puede ser de
bajo o alto ángulo. En ella el bloque colgante se ha movido hacia arriba, relativamente con respecto al bloque yacente. (Figura 8.21).
Inversa
Figura 8.21: Falla Inversa (Fuente: Physical Geography. A Landscape Appreciation)
Una falla de cabalgamiento es una falla inversa de bajo ángulo, de acuerdo con el uso general. (Figuras 8.22 y 8.23).
Figura 8.22: Fallas Inversas y de Cabalgamiento. Estructura imbricada en una falla de corrimiento.
(Fuente: Geología Física Longwell y Flint)
Figura 8.23: Sección transversal geológica y generalizada de Bristol, Virginia a Mountaín city, Tennesse en
la que se ilustra una falla de cabalgadura cuya placa que cabalga ha sido desplazada de este a oeste.
(Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
205
Terminología en el caso de bloques limitados por fallas :
Cuando el límite entre dos o más bloques de roca está constituido por fallas, pueden presentarse cualquiera de las siguientes situaciones :
Cuña de falla: es un bloque en forma de cuña, limitado por dos fallas. (Figura
8.24).
Figura 8.24: Cuña de Falla - vista de perfil (Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
Horst o meseta: es un bloque levantado entre dos bloques hundidos.(Figura 8.25).
Figura 8.25: Un Horst, vista en perfil. (Fuente: Geología Física Longwell y Flint).
206
Fosa tectónica o graben: es un bloque hundido entre dos bloques levantados. (Figura 8.26).
Grabar»
Figura 8.26 Fosa tectónica o graben, vista de perfil. (Fuente: Physical Geography. A Landscape
Appreciation).
En las definiciones de horst y graben el movimiento de los bloques es relativo. Así,
en el caso de la fosa tectónica, el bloque central ha podido ser hundido con respecto a los laterales, o éstos haberse elevado con respecto al primero o los tres han podido haber bajado, pero el bloque central ha bajado más que los laterales.
Fallas de tendencia rotacional. Cuando el movimiento es de tendencia rotacional,
al producirse el movimiento, las líneas que eran paralelas en el bloque total, ya no lo son, entre los dos o más bloques en que se seccionó. (Figura 8.27).
Figura 8.27: Falla Rotacional o en tijera. (Fuente: A Geolgy for Engíneer.).
207
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