semana 6

METEORIZACION Y LOS SUELOS

DEFINICION

Es el proceso de desintegración física y química de los materiales sólidos en o cerca de la superficie de la Tierra. La meteorización física rompe las rocas sin alterar su composición y la meteorización química descompone las rocas alterando lentamente los minerales que las integran. Ambos procesos se desarrollan conjuntamente y producen deshechos que se transportan.

LOS CICLOS GEOLOGICOS

La superficie terrestre cambia continuamente merced a los procesos geológicos. Los que tienen lugar en el exterior o cerca de él y se alimentan de la energía solar se denominan procesos geológicos externos; mientras que los que suceden en el interior y obtienen la energía del calor interno terrestre se denominan procesos geológicos internos.

Ambos procesos actúan de forma opuesta, los internos elevando el terreno y los externos rebajándolo.

Los procesos externos son:

• Meteorización: fragmentación física (desintegración) y alteración química (descomposición) de las rocas de la superficie terrestre.

• Procesos gravitacionales: transferencia de roca y suelo pendiente abajo por la gravedad.
• Erosión: eliminación física del material meteorizado por agentes dinámicos (agua, viento,…).

TIPOS DE METEORIZACION O INTEMPERISMO

Meteorización física:

La roca se fragmenta quedando más superficie expuesta, pero sin variar la composición química. Se debe fundamentalmente a los cambios de Temperatura

Tipos de meteorización física

• Gelifracción o gelivación:

1. Efecto cuña del hielo en zonas templadas o frías.
2. Produce canchales en las laderas montañosas

• Expansión y contracción térmica:

1. Cambios bruscos de temperatura en regiones desérticas.
2. Oscilaciones de más o menos 40ºC.
3. Afecta de forma distinta a los minerales de las rocas según el color (los más afectados por este fenómeno son los minerales oscuros).

• Cristalización de sales:

1. Efecto cuña de las sales al cristalizar en las grietas de las rocas.
2. Son sales transportadas por el agua y posteriormente precipitadas.

• Expansión diferencial.

1. Por descompresión de los materiales al acercarse a la superficie terrestre (menos presión)

Tipos de Meteorización Química

Se produce una variación en la composición de las rocas. Se da en climas cálidos y húmedos.

• Disolución:

1. El agua disuelve determinados componentes de las rocas

• Carbonatación:

1. Se debe al CO2 disuelto en el agua que transforma el CaCO3 (insoluble) en Ca (HCO3)2 (soluble) y que es arrastrado por el agua.

• Oxidación:

1. Reacción de los minerales con el O2 libre. Afecta especialmente a los minerales metálicos. Al oxidarse, aumentan de tamaño, desestructurando la red del mineral. Los hidróxidos y óxidos de hierro dan coloraciones amarillentas y rojizas a las rocas.

• Hidratación.

1. La hidratación afecta a las rocas por minerales cuyos compuestos reaccionan con el agua fijando sus moléculas. Afecta a rocas con un metamorfismo débil (esquistos, pizarras) compuestas por silicatos a lumínicos que al hidratarse se transforman en arcillas, más sensibles a los agentes erosivos. También afecta a algunas evaporitas, como la anhidrita que se transforma en yeso. La hidratación es más eficaz cuanto mayores la humedad y la temperatura, y la existencia de una cobertura vegetal.

• Deshidratación.

1. Proceso contrario. Los ciclos de hidratación deshidratación producen meteorización en los climas estacionales

• Hidrólisis

1. La hidrólisis es el proceso que más transcendencia tiene en la formación del relieve de las rocas metamórficas y el que más profundamente ataca a las rocas.

SUELOS

CONCEPTO:

El suelo es una fina capa de materiales diversos que cubre la mayor parte de la superficie terrestre y es un recurso indispensable. A partir del suelo, con la mediación de las plantas y otros organismos, se mantiene la práctica totalidad de la biosfera terrestre.

El suelo se considera una interface del sistema Tierra, es decir, una frontera, ya que en él confluyen la atmósfera, la hidrosfera, la geosfera y la biosfera. El suelo está en equilibrio con el entorno y, si este cambia, también lo hace el suelo para buscar un nuevo equilibrio.

FORMACIÓN:

La formación del suelo depende de varios factores estrechamente interrelacionados.

LA ROCA MADRE:

La fuente de materia mineral de la que se forma el suelo se denomina roca madre. Ésta puede ser la roca subyacente o una capa de sedimentos no consolidados. En el primer caso se forman suelos residuales, y en el caso de sedimentos, suelos transportados.

La naturaleza de la roca madre influye en la velocidad de formación del suelo y en su fertilidad (tipo y cantidad de vegetación).

Aunque la roca madre es un factor importante en la formación de suelos, parece que otros factores, como el clima, son más determinantes del tipo de suelo formado.

EL TIEMPO:

En general, a mayor tiempo, más grueso es el suelo y menos parecido a la roca madre. El clima y otros factores alteran la composición del suelo si transcurre el tiempo suficiente.

EL CLIMA:

El clima, sobre todo la temperatura y las precipitaciones, es el factor fundamental en la formación del suelo. Influye en el tipo de meteorización y en su velocidad y profundidad. Los climas cálidos y húmedos forman suelos mucho más desarrollados en menos tiempo.

Además, la cantidad y tipo de precipitaciones determinan el grado en que algunos materiales son retirados del suelo por las aguas de infiltración. Este proceso se denomina lixiviación y afecta a la fertilidad. Por último, no hay que olvidar que el clima determina el tipo y abundancia de vida animal y vegetal.

CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS:

La inmensa variedad de suelos existentes hace obligatoria una clasificación para su estudio. Existen numerosas clasificaciones. Las más populares son las clasificaciones naturales, basadas en criterios intrínsecos, de conducta o de génesis. Sin embargo, las clasificaciones modernas utilizan características cuantitativas objetivas, junto a otras sobre la formación o el clima.

Las dos principales clasificaciones son la estadounidense, denominada Taxonomía del suelo y la de la FAO/UNESCO, llamada Base de Referencia para los Suelos del Mundo, que tiene una aceptación cada vez mayor.

EL PERFIL DEL SUELO

Las características de un suelo varían con la profundidad, dividiendo al suelo en capas diferentes llamadas horizontes. El conjunto de todos los horizontes es el perfil del suelo. Este perfil varía con cada tipo de suelo. Desde la superficie hacia el interior, se denominan 0, A, E, B y C, aunque no todos están siempre.

HORIZONTE 0:

Está formado sobre todo de materia orgánica. La capa superior es un mantillo vegetal, con hojarasca y restos orgánicos reconocibles. Su parte inferior, en cambio, es básicamente humus, materia orgánica parcialmente descompuesta. El horizonte 0 contiene la mayoría de la vida del suelo: plantas, hongos, animales, microorganismos, algas, que contribuyen a la formación del suelo.

HORIZONTE A:

Es un horizonte formado por materia mineral junto a materia orgánica (humus). Junto al horizonte 0 forma la capa superficial del suelo.

HORIZONTE E:

Horizonte mineral, claro y con poca materia orgánica. Se forma por elevación, transporte por el agua de partículas finas de las capas superiores que percolan hacia abajo. El agua, además, empobrece de materiales solubles las capas superiores, que sufren lixiviación

HORIZONTE B:

Se suele llamar zona de acumulación o capa subsuperficial del suelo. Aquí se acumulan los materiales de eluviación de las capas superiores, sobre todos materiales arcillosos, por lo que contribuye a la retención de agua.

Los horizontes 0, A, E y B formal el solum, o suelo verdadero, donde se dan los procesos activos de formación del suelo y donde se hallan las raíces y el resto de organismos vivos.

HORIZONTE C:

Se halla bajo el solum y por encima de la roca madre. Es básicamente roca madre parcialmente meteorizada y se parece mucho a dicha roca. Es una capa de transición.

La roca madre a veces se llama horizonte D o R.

Los suelos maduros, presentan todos sus horizontes bien desarrollados y diferenciados, lo que indica mucho tiempo de formación en condiciones estables.

Por el contrario, los suelos inmaduros no muestran una separación clara de horizontes, carecen de algún horizonte o, incluso, no muestran ninguno. Son suelos con poco tiempo o situados en pendientes empinadas.

Suelos en el Perú:

El Perú es un país pobre en buenos suelos, a pesar de su gran extensión. De las 128,521, 560 ha del país, sólo 25,525,000 ha (19,86%) son aptas para la agricultura y la ganadería. En forma general los suelos del Perú se han clasificado en siete regiones de suelos o regiones geoedáficas.

Región yermosólica:

En la Costa desértica, que abarca unas 10, 000,000 ha. Los suelos buenos están en los escasos valles costeros. En los valles irrigados predominan los suelos aluviales (fluvisoles), de alta calidad. En los desiertos predominan los suelos arenosos (regosoles), los salobres (solonchaks), y los aluviales secos en los cauces secos (fluvisoles secos). En los cerros y colinas predominan los suelos rocosos (litosoles). En la Costa norte (Piura y Tumbes) los suelos son arcillosos y alcalinos (vertisoles). En la Costa sur existen suelos volcánicos (andosoles) de reacción neutra.

Región litosólica:

En las vertientes occidentales áridas de los Andes, donde la topografía es muy desfavorable. Predominan los suelos pedregosos y rocosos (litosoles). En las partes bajas hay arenosos (regosoles) y áridos con calcio (yermosoles cálcicos). En las partes medias los hay con arcilla y cal (yermosoles lúvicos); con capa oscura y cal (xerosoles), y suelos pardos (kastanozems).

 Región paramosólica o andosólica:

En las alturas andinas encima de 4,000 msnm, donde existen buenos suelos, pero el uso agrícola está limitado por el frío. Predominan los suelos ricos en materia orgánica y ácidos (paramosoles), y existen suelos rocosos (litosoles), calcáreos (redzinas), arcillosos profundos (chernozems), y orgánicos profundos (histosoles).

Región kastanosólica:

En los valles interandinos entre 2,200 y 4,000 msnm y en la parte superior de la selva alta. Predominan los suelos calcáreos de color rojizo y pardo rojizo (kastanozems cálcicos), arcillosos (kastanozems lúvicos) y profundos y finos (phaeozems). En el sur predominan los suelos de origen lacustre (planosoles), a veces con mal drenaje (gleisoles), y suelos de origen volcánico (andosoles).

 Región líto-cambisólica: En la selva alta entre 2,200 y 3,000 msnm. Lapendiente es extrema y los suelos son pobres y erosionables por las altas precipitaciones. Predominan los suelos superficiales (litosoles) y de formación incipiente o jóvenes (cambisoles). Pueden ser ácidos o calcáreos, y con frecuencia, de color amarillo.

Región acrisólica:

En las partes medias e inferiores de la selva alta entre 500 y 2,800 msnm. Comprende algunos valles con buenos suelos. Predominan suelos profundos, de tonos amarillos y rojizos con buen drenaje (acrisoles) y arcillosos muy profundos (nitosoles). Hacia la selva baja aparecen suelos arcillosos ácidos y con fierro (acrisoles plínticos). En las pendientes los suelos son rocosos (litosoles). En los fondos de los valles los suelos son aluviales (fluvisoles), a veces con mal drenaje (gleisoles), y suelos arcillosos (vertisoles).

 Región acrísólica ondulada:

En la selva baja. Hay suelos rojos y amarillos, ácidos y de baja fertilidad natural (ultisoles), jóvenes de perfil poco diferenciado (entisoles), jóvenes con diferenciación en horizontes (inceptisoles), mal drenados (aguajales), moderadamente fértiles y bien drenados (alfisoles, vertisoles, molisoles), muy infértiles arenosos (spodosoles), de arenas blancas.

SEMANA 5

DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE Y LOS SISMOS

MECANICA  DE  DEFORMACION DE LAS ROCAS

CONCEPTO:

Deformación.- Cambio en forma, tamaño y localización de una roca a causa de la presión aplicada en ella. Las rocas pueden deformarse de dos maneras:

Frágil.- El cuerpo de roca se deforma observándose a simple vista fracturas en la roca.

Dúctil.- El cuerpo rocoso se deforma sin que se aprecien a simple vista fracturas del bloque de roca.

ORIGEN:

La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas porciones y se destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas que acaban por deformarla.

Las fuerzas que producen deformación en la corteza son: verticales (producidas tanto por gravedad como por material ascendente del manto) y tangenciales (producto del movimiento y acomodación de esfuerzos en los bordes de las placas tectónicas).Estas fuerzas que han actuando durante millones de años, hacen que la corteza se ondule y forme pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A veces, estas fuerzas son tan potentes que la elasticidad de los materiales no puede soportarlas y el pliegue se rompe.

No existe un límite neto entre la deformación frágil y dúctil, sino más bien una zona de transición. Generalmente coincide con la escala de observación, encontrándose deformaciones frágiles a escala regional y dúctil a escala local, aunque es una norma que no se puede generalizar.

DIASTROFISMO

Es el conjunto de movimientos orogénicos y epirogénicos que originan grandes transformaciones de la corteza terrestre como: Fallas, plegamientos, fracturas. Se consideran como causas del diastrofismo: la corriente convectiva del manto y la teoría de la isostasia.

PLEGAMIENTOS:

Son las curvaturas en rocas o en los estratos que las contienen.

Se producen bajo esfuerzos compresivos de origen tectónico y consisten en deformaciones dúctiles, sin roturas, de los estratos de las cuencas sedimentarias. Al plegarse los sedimentos se originan zonas elevadas, denominadas anticlinales, y zonas hundidas, denominadas sinclinales.

Tipos de Pliegues:

Pliegue anticlinal.- Se distingue la charnela, zona donde los estratos cambian de manteo y los flancos los cuales divergen. El plano axial viene dado por el plano de simetría del anticlinal, y el eje anticlinal es la línea de intersección del plano axial con la charnela.

Pliegue sinclinal.- Los elementos son los mismos, con la diferencia que el manteo de los flancos son convergentes.

Pliegue monoclinal.- Es el que presenta una simple inflexión de los estratos, con cierta frecuencia, estos pliegues degeneran en fallas al producirse un estiramiento y fractura de la rama monoclinal del pliegue.

Pliegue isoclinal.- Cuando una serie de pliegues sucesivos llegan a presentar sus flancos paralelos, originan una serie isoclinal continua, de estratos con manteo uniforme.

Volcados o acostados.- Cuando los pliegues es más o menos asimétricos, con los planos axiales diversamente inclinados.

FALLAS:

Son la rotura en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento o desplazamiento. Este movimiento produce un plano de falla o una zona de falla.

Las zonas de fallas tienen un ancho que va desde milímetros hasta cientos de metros. Los movimientos o desplazamientos (salto total) pueden ser pequeño (milímetros) hasta muy grandes (cientos de kilómetros). Algunas fallas muestran un relleno de calcita, yeso o sílice. El movimiento en las fallas produce algunas estructuras o rocas especiales: Estrías, arrastres, brecha de falla, milonitas y diaclasas plumosas. Estas estructuras se pueden usar como indicadores directos de fallas.

 Partes de una falla:

Plano de falla.- es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, horizontal, vertical u oblicuo. Si las fracturas son frágiles, tienen superficies lisas y pulidas por efecto de la abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender fragmentos de diferentes tamaños.

Labios de falla.- son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de labio hundido (o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la horizontal relativa. Cuando está inclinado, uno de los bloques se desliza sobre el otro. El bloque que queda por encima del plano de falla se llama "techo" y el que queda por debajo, "muro".

Salto de falla.- es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilómetros. Éste último caso suele ser resultado de un largo proceso geológico en el tiempo.

DIACLASAS:

 Las diaclasas se pueden definir como planos divisorios o superficies que dividen las rocas y a lo largo de las cuales no hubo movimiento visible paralelo al plano o superficie.

MOVIMIENTOS SISMICOS

CONCEPTO:

Un movimiento sísmico es un movimiento vibratorio producido por la pérdida de estabilidad de masas de corteza. Cuando el movimiento llega a la superficie y se propaga por ésta le llamamos terremoto.

CAUSAS:

La causa de un temblor es la liberación súbita de energía dentro del interior de la Tierra por un reacomodo de ésta. Este reacomodo se lleva a cabo mediante el movimiento relativo entre placas tectónicas.

Las zonas en donde se lleva a cabo este tipo de movimiento se conocen como fallas geológicas

Por rupturas de grandes dimensiones en la zona de contacto entre placas tectónicas (sismos interplaca) o bien en zonas internas de éstas (sismos intraplaca).

ESCALAS SISMICAS:

El foco donde se da origen al movimiento sísmico o hipocentro se ubica entre 10 y 60 metros por debajo de la corteza terrestre. A partir de allí, las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones. El lugar de la superficie terrestre que se encuentra justo por encima de él es donde las ondas sísmicas actúan con mayor intensidad y recibe el nombre de epicentro. A medida que se alejan del epicentro, las ondas se hacen menos fuertes.

La duración de los sismos puede ser de algunos segundos hasta unos pocos minutos. Generalmente después de producido el movimiento principal ocurren algunos otros menores llamados remezones.

La intensidad de los sismos se miden con aparatos llamados sismógrafos que registran las vibraciones de la corteza terrestre mediante dos escalas:

Magnitud de Escala Richter

Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor.(El Doctor en física de la Universidad de Barcelona, Sr. Josep Vila, nos aporta que entre magnitud 2 y magnitud 4, lo que aumenta 100 veces sería la amplitud de las ondas y no la energía. La energía aumentaría un factor 33 cada grado de magnitud, con lo cual sería 1000 veces cada dos unidades). 

Magnitud en Escala Richter

Efectos del terremoto

Menos de 3.5

Generalmente no se siente, pero es registrado

 3.5 - 5.4

A menudo se siente, pero sólo causa daños menores

5.5 - 6.0

Ocasiona daños ligeros a edificios

6.1 - 6.9

Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.

7.0 - 7.9

Terremoto mayor. Causa graves daños

8 o mayor

Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

 Intensidad en Escala de Mercalli :(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neumann) Se expresa en números romanos.

Grado I

Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.

Grado II

Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

Grado III

Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable.

Grado IV

Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.

Grado V

Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo. 

Grado VI

Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros. 

Grado VII

Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

Grado VIII

Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.

Grado IX

Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

Grado X

Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

Grado XI

Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.

Grado XII

Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

ESTRUCTURA INTERIOR DE LA TIERRA:

Movimientos orogénicos

La formación de las montañas se produjo por acción de los movimientos orogénicos que son aquellos movimientos relativamente rápidos de la corteza terrestre según dos direcciones:

Horizontal o por plegamiento: Durante millones de años se depositaron sedimentos en fosas marinas estrechas y alargadas llamadas geosinclinales. Cuando sobre ellas actuaron fuerzas horizontales intentando cerrar las fosas, estos sedimentos fueron plegándose formando de este modo las montañas. Las elevaciones reciben el nombre de antisinclinales y las depresiones se llaman sinclinales.

Vertical o por fractura: Cuando masas gaseosas internas de la Tierra fueron comprimidas, empujaron verticalmente hacia arriba parte de una capa continental. Al mismo tiempo otra parte de esa capa descendió por acción de su peso al reducirse la presión de las masas gaseosas que se ubicaban debajo de ella. En la línea intermedia, llamada línea de falla, se produjo una fractura dando lugar a la formación de montañas.

Movimientos epirogénicos

Los movimientos epirogénicos son aquellos movimientos de ascenso y descenso lento de las placas continentales que lentamente producen irregularidades en el terreno. En los de descenso las aguas invaden las superficies continentales y al descender, las aguas se retiran dejando depósitos de sedimentos.

VIDEO DE LA SEMANA 5:

semana 4

              

Definición de Roca Los minerales están presentes en toda corteza terrestre. Son los principales componentes de aquellos materiales que llamamos rocas las cuales, constituyen las porciones externas más sólidas de la Tierra. Las rocas pueden ser definidas como agregados multigranulares de minerales. Algunas rocas, como la cuarcita (100% cuarzo) o el mármol (99% calcita), son agregados monominerales, pero las rocas como el granito están compuestas por gran número de minerales. Las rocas no deben ser necesariamente duras y resistentes. La arena y la arcilla son rocas como lo son para un geólogo, ya que la arena litificada se denominará arenisca y las arcillas de igual modo, lutitas. No todos los agregados de minerales son rocas. La escala es de mucha importancia. Las rocas deben tener una distribución relativamente bien extendida así como, constituir una porción muy apreciable de la corteza terrestre. La presencia ocasional de un grupo de minerales en pequeñas cantidades no constituye una roca. No existe sin embargo, una restricción en cuanto al tamaño de los minerales constituyentes para conformar o constituir una roca. El tamaño puede variar entre 0,001 mm, para los minerales de arcilla hasta varios metros, como en los cristales de pegmatita. Existen tres grupos principales de rocas: sedimentarias; ígneas y metamórficas. Meteorización La superficie terrestre está siendo continuamente esculpida por dos de los más importantes agentes externos: viento y agua. La acción mecánica del viento, la lluvia, los ríos, glaciares y olas a través de tiempos geológicos ha devastado cadenas montañosas y cavado a su vez, grandes valles y cañones profundos en la superficie de la Tierra. En geología las palabras meteorización y erosión no son sinónimas. La meteorización es el proceso por el cual las rocas, y sus componentes minerales son alterados in situ por factores mecánicos como el agua, viento, hielo y/o químicos como el agua rica en iones o dióxido de carbono, que se percola a través de las rocas. La remoción del material meteorizado se conoce como erosión. La meteorización mecánica y química son por lo general fenómenos paralelos o contemporáneos pero, bajo diferentes condiciones climáticas uno de ellos puede predominar sobre el otro. La disolución de grandes volúmenes de calizas debido a las aguas portadoras de dióxido de carbono disuelto, percoladas a través de la roca puede producir sistemas de cavernas, es un ejemplo donde la meteorización química prevalece ante cualquier factor físico relevante. Todas las rocas, independientemente de su génesis, serán de algún modo alteradas por los factores de la meteorización. Los minerales constituyentes en una roca mostrarán variados grados de resistencia a la meteorización. Los minerales ferromagnesianos como anfíboles, piroxenos, olivino y micas se alteran a minerales de arcilla (mayormente a illitas y montmorilonitas), carbonatos y óxidos de hierro. Los feldespatos se alteran a minerales de arcilla (mayormente caolinita), mientras que el cuarzo permanece frecuentemente inalterado bajo estos procesos de alteración. Los materiales meteorizados son transportados luego por el agua o el viento a una distancia de la fuente y son depositados posteriormente como sedimentos. En condiciones especiales, estos materiales permanecen in situ en forma de suelos o niveles lateríticos. Los suelos son depósitos de arena, arcilla y además, materia orgánica producto de la descomposición de seres vivos. Los niveles lateríticos son depósitos ricos en arcillas de aluminio e hidróxidos de hierro con menor proporción de sílice. Exhiben una coloración rojiza, marrón o amarillenta, dependiendo de la presencia de hidróxidos de hierro, y se generan en condiciones de humedad bajo climas tropicales. Las lateritas ricas en hidróxidos de aluminio se conocen con el nombre de bauxitas, y son la mena económica más importante del aluminio. Clasificación de las rocas ígneasLa clasificación y nomenclatura de los grupos más importantes de rocas ígneas están basadas en el tamaño de grano, composición y proporción relativa de especies minerales. Los criterios mineralógicos de importancia corresponden a: Presencia o ausencia de cuarzo El cuarzo es un mineral esencial en las rocas ácidas, Solo un mineral accesorio en las rocas intermedias y básicas, y usualmente ausente en las rocas ultrabásicas. Tipos de feldespatos o feldespatoides presentes Los feldespatos corresponden a un grupo complejo de minerales de sodio, potasio y silicatos cálcicos- alumínicos que muestran considerables variaciones en composición. Existen dos grupos de importancia: 1. Feldespatos potásicos: ortosa, microclina, sanidina. 2. Plagioclasas con un rango en composición que varía desde la anortita, rica en calcio a plagioclasas con cantidades apreciables de calcio y sodio como oligoclasa, andesina, labradorita a plagioclasa rica en sodio como anortita. Las plagioclasas y los feldespatos ricos en sodio son conocidos en conjunto como feldespatos alcalinos. Los feldespatos alcalinos son minerales esenciales en las rocas ácidas, pero están ausentes o en menor proporción en las rocas intermedias, básicas y ultrabásicas. Las plagioclasas ricas en calcio son típicas en rocas básicas y la andesina en rocas intermedias. Por su parte, los feldespatos están normalmente ausentes en las rocas ultrabásicas, mientras que los feldespatoides se hallan en cantidades significativas Solo en las rocas alcalinas, las cuales exhiben feldespatos alcalinos. Tipos y proporciones relativas de minerales ferromagnesianos El olivino es un mineral esencial restringido a rocas básicas y ultrabásicas. Los piroxenos y anfíboles, particularmente hornblenda, son comunes como minerales accesorios en rocas ácidas, alcalinas y rocas intermedias, pero son minerales esenciales en las rocas básicas y ultrabásicas. La biotita en contrate, es un mineral accesorio en la mayoría de las rocas ígneas, especialmente en las rocas con feldespatos alcalinos. El contenido de mineral se refiere a la mayor cantidad de fases típicamente presentes en cada tipo de roca. Las rocas granudas se refieren a rocas plutónicas, asociadas a intrusiones profundas. Las variedades de textura media- fina representan rocas volcánicas e intrusiones menores. Los basaltos por ejemplo, están asociados a diques, filones así como, coladas de lava. Las rocas básicas alcalinas y ácidas son en la mayor parte de los casos, denotadas con una palabra calificativa e.g. granito alcalino, gabro alcalino. Las peridotitas alcalinas ricas en mica e.g. peridotita biotítica. Los lamprófidos son rocas ricas en álcali de composición básica a intermedia. Debe enfatizarse que la clasificación para los distintos grupos de rocas es arbitraria y generalizada. Existen varios tipos de rocas que no se les puede adjudicar una posición preferencial dentro de estos marcos nomenclaturales. Dos ejemplos notables de esta excepción corresponden a las carbonatitas i.e., rocas ígneas compuestas esencialmente de calcita o dolomita, y las kimberlitas i.e., rocas complejas brechadas con alto porcentaje de minerales ferromagnesianos, las cuales son además, la principal fuente de diamantes. Las rocas ultrabásicas granudas como las dunitas, peridotitas y piroxenitas no poseen equivalentes extrusivos de textura fina. Hoy en día, se emplea internacionalmente el diagrama o triángulo doble Q-A-P-F de Streckeisen. La base de esta sistemática es el contenido mineral de los componentes claros Q= Cuarzo, A= Feldespato alcalino (incluyendo la albita hasta un contenido de anortita de 5%), P= Plagioclasa, y F= Feldespatoides. Estos triángulos definen quince campos de clasificación, y de allí que todas las rocas ígneas con un índice de color (Ic) menor de 90% se incluyan en este diagrama doble. En el triángulo superior están ordenadas las rocas ígneas que contienen cuarzo, mientras que en el inferior aquellas que contienen feldespatoides. Esta clasificación es posible debido a que el cuarzo y los feldespatoides nunca están presentes en una misma roca. Se excluyen de estos diagramas a las rocas ultramáficas o bien a las ultrabásicas con un índice de color que indica Solo minerales oscuros (Ic=90 o Ic=100). Para ello, se les identifica en otro triángulo basado en el contenido de olivino, ortopiroxenos y clinopiroxenos. Para obtener un punto proyectado sobre estos triángulos se calcula previamente la suma denotada por Q+A+P=100% o bien F+A+P=100%, por cada vértice se trazan paralelas al lado opuesto para denotar la intersección de un punto triple correspondiente a cada componente. Es importante notar que gran número de rocas corresponden a campos transicionales entre una u otra casilla. Los componentes minerales oscuros no se cuantifican en esta sistemática, y se emplean para describir una subdivisión dentro de un grupo de rocas en especial. Se habla entonces de variedades leucocratas (del gr. leukos, blanco y kratos, fuerza) o melanocratas (del gr. melas, -anos, negro y kratos, fuerza) de un tipo de roca específico, empleándose como prefijos e.g., melanogranito, en los casos en que el índice de color se desvíe grandemente de los casos normales. Metamorfismo El metamorfismo es el proceso por el cual las asociaciones minerales, estructuras y texturas de las rocas prexistentes son modificadas por el efecto del calor y la presión dentro de la corteza terrestre. Estos cambios comprenden generalmente la recristalización y la formación de nuevas fases de minerales i.e., minerales metamórficos, muchos de los cuales están Solo presentes en las rocas metamórficas. Durante el metamorfismo las rocas permanecen esencialmente sólidas, y la recristalización se lleva a efecto en estado sólido mediante la interacción de los fluidos de poros, y de allí, que la meteorización superficial y los cambios que comprenden fusión parcial en las rocas a profundidad sean excluidos del proceso de metamorfismo en este estudio. Las rocas preexistentes pasan a ser metamórficas i.e., bajo metamorfismo, ya que los conjuntos minerales constitutivos de estas, son inestables frente a las temperaturas y presiones que prevalecen en el interior de la corteza terrestre. Consecuentemente, los minerales se recristalizan a una nueva forma con carácter estable a estas nuevas condiciones. Se dice que existe metamorfismo isoquímico cuando la composición de las rocas permanece sin cambios químicos. En el caso de metasomatismo, las rocas pasan por una alteración primaria que resulta de la sustracción o adición de material. Este proceso está afectado directamente por el movimiento de fluidos acuosos a través de las rocas, usualmente a temperaturas y presión moderada. El proceso de metamorfismo conocido como cataclasis comprende trituración, pulverización y deformación debido a presión y tensión causados por los movimientos de la corteza terrestre (plegamiento y fallamiento) donde las temperaturas son moderadamente bajas. Las rocas producidas por este fenómeno se denominan rocas cataclásticas. Las rocas metamorfizadas bajo condiciones de alta presión y baja temperatura corresponden al grupo de rocas producidas por dinamometamorfismo, siendo las pizarras ejemplo característico de este grupo. La mayor parte de las rocas metamórficas son producidas por una combinación de recristalización (isoquímica o metasomática) y rotura mecánica. La temperatura es, quizás, el factor más importante en todos los cambios tanto químicos como físicos que se suceden durante el metamorfismo. En general, la temperatura más alta y los más grandes cambios se suceden entre los 700 y 800°C en la cual las rocas comienzan a fundirse y los procesos ígneos toman lugar. El calor en el metamorfismo es aportado por los magmas intrusivos, en el caso particular del metamorfismo de contacto, por fricción, y como consecuencia del hecho de que el gradiente geotérmico incrementa con la profundidad. En las áreas donde el gradiente geotérmico es elevado, aún las rocas soterradas a niveles someros sufren procesos de metamorfismo, el cual a gran escala denominamos metamorfismo regional. Texturas MetamórficasLas diversas facies metamórficas conferidas por las relaciones de presión y temperatura sobre las rocas confieren a éstas, texturas propias al metamorfismo que les ha dado origen. Las texturas y características cataclásticas se deben a la disgregación mecánica de los granos y agregados minerales. Las rocas cuarzosas o cuarzo-feldespáticas, pueden presentar una textura donde los granos están rodeados por un agregado marginal de granos muchos más finos. Las texturas cristaloblásticas se presentan cuando existe un crecimiento de cristales y agregados minerales en un medio sólido. Cuando los minerales laminares o escamosos están orientados paralela o subparalelamente se dice de una textura lepidoblástica. Si esta misma disposición la desarrollan minerales prismáticos o fibrosos la textura se denominará nematoblástica. Una textura muy frecuente en que los cristales metamórficos relativamente grandes o porfidoblastos, de una o más especies, se presentan en una matriz de granos más pequeños pudiendo estar representada una sola especie, tanto en la matriz como en los porfidoblastos. Con la palabra foliación se designan todas las estructuras paralelas de las rocas metamórficas de origen metamórfico, como resultado de la cual las rocas pueden ser fragmentadas según superficies aproximadamente paralelas. Algunos petrólogos emplean el término esquistocidad como equivalente a foliación y otros subdividen la foliación en varios tipos, con arreglo al grado de perfección de las superficies paralelas que se pueden registrar: La foliación se debe al paralelismo o subparalelismo de minerales tabulares, prismáticos o fibrosos (disposición lepidoblástica o nematoblástica de micas, anfíboles, etc.), a la orientación cristalográfica de minerales xenoblásticos (cuarzo, calcita), y al bandeado mineralógico. Por su parte, el bandeado corresponde a la estratificación de capas sedimentarias o materiales ígneos residuales (estructura fluidal, estratificación primaria en las peridotitas), bandeado resultante de la difusión de la difusión metamórfica (diferenciación metamórfica) y bandeado producido por la inyección, capa a capa, de materiales ígneos en general, graníticos. Granular: Los minerales presentes son regularmente equidimensionales caracterizando a la roca como un todo ópticamente. Hornfélsica o Corneana: La roca carece de exfoliación, esquistocidad o alineamiento paralelo, si bien pueden persistir organizaciones o disposiciones residuales. Pizarrosa: Foliación muy desarrollada en rocas de grano fino a afaníticas característica de las pizarras, y de allí su nombre, en la cual la roca puede ser dividida según superficies relativamente lisas, muy próximas y paralelas entre sí. Filítica: Foliación muy desarrollada e intermedia entre las texturas pizarrosa y esquistosa, característica de las rocas de grano fino y con característico brillo satinado. Esquistosa: Foliación distintivamente marcada en láminas fácilmente exfoliables característica de los esquistos de la cual deriva su denominación. Gnéisica: Foliación bandeada caracterizada por el contraste de color oscuro y claro en rocas de grano medio que denotan a los gneises. Rocas del Metamorfismo de ContactoEl metamorfismo de contacto es consecuencia directa de la intrusión de cuerpos ígneos fundidos. En contraste con las rocas producidas por metamorfismo regional, éstas se forman en ausencia de compresión diferencial y con temperatura como factor imperante. El calor circundante "cocina" las rocas circundantes produciendo un anillo de rocas alteradas o aureola de contacto. La temperatura es menor en la periferia de ésta y por ende las rocas aquí son menormente metamorfizadas con la característica distintiva que la asociación mineralógica difiere en estas zonas. Rocas del Metamorfismo RegionalEstas rocas constituyen el grupo más diverso y numeroso, se forman en la corteza terrestre donde el rango de temperaturas es moderado a alto y los esfuerzos son a escala regional. La formación de éstas rocas está asociada a la formación de montañas y cinturones orogénicos. Las rocas producto de estos fenómenos exhiben diversas texturas y mineralogía. Esto se debe en gran medida a la variedad de protolitos existentes, así como a los rangos variables de temperatura y diversidad de esfuerzos diferenciales a las que éstas están sometidas. Los esquistos, filitas, gneisses, pizarras, anfibolitas y granulitas son algunas de las rocas más comunes en este tipo de metamorfismo. Las areniscas puras y calizas serán metamorfizadas regionalmente y pasarán a ser cuarzitas y mármoles respectivamente. El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo que han afectado a la roca. Rocas genéticamente emparentadas de la misma composición química producirán distintas asociaciones minerales dependiendo del grado del metamorfismo. Las rocas sometidas a alto metamorfismo pasan por una cristalización intensa. En el metamorfismo de bajo grado la recristalización es menor y es más común la presencia de estructuras relícticas. Transporte y sedimentación La sedimentación constituye la acumulación de sedimentos derivados de la meteorización de rocas preexistentes en el lugar de la deposición. Los ríos son en gran parte los mayores agentes de transporte de sedimentos hacia los lagos, mares y océanos. Durante el transporte, el material es escogido de acuerdo al tamaño de las partículas. Las rocas de mayor dimensión y fragmentos de minerales formarán depósitos de gravas. Los minerales resistentes, como el cuarzo formarán en fracción menor depósitos de arena. Finalmente, las partículas más pequeñas como las arcillas constituirán depósitos de lodo. La capacidad que posee el viento para transportar grandes cantidades de arena es notoriamente evidente al considerar los ambientes de extensos desiertos que se desarrollan y migran en la geografía mundial. La depositación o sedimentación constituye una etapa intermedia en la formación de las rocas sedimentarias. Le sigue a la meteorización y prosigue con la litificación. Sin embargo, no todas las rocas sedimentarias han sido formadas por acumulación mecánica. Muchas deben su génesis a la acumulación de restos orgánicos de plantas y animales mientras que otras, se forman directamente como resultado de la precipitación química, las cuales generarán posteriormente niveles de evaporitas. Litificación y diagénesis Los sedimentos con débil compactación son bajo esta consideración, aún rocas sin embargo, es preferible considerar a las rocas sedimentarias como agregados compactos. Su conSolidación se conoce como litificación. Los tres procesos diagenéticos más importantes comprenden compactación, cementación y recristalización. La diagénesis se refiere a todos los cambios físicos y químicos que toman lugar dentro del área de deposición después del enterramiento. Es un fenómeno de baja temperatura, ya que a altas temperaturas grada hacia el metamorfismo. Una cantidad considerable de agua está presente entre los poros de los sedimentos sin conSolidar. La presión causada por los sedimentos suprayacentes o carga litostática causa la sobrepresión del agua intersticial obligándola a abandonar tales espacios y permitiendo un empaquetamiento más apretado de las partículas entre sí. Textura y estructura de las rocas sedimentarias El término textura se refiere a la forma, tamaño y arreglo de los granos en una roca. El tamaño en un factor de importancia en los depósitos de acumulación mecánica i.e., sedimentos clásticos ya que de ello depende la clasificación intrínseca de estas rocas. En las rocas de origen químico o de génesis orgánica, el tamaño de los constituyentes no reviste tanta importancia, ya que los procesos diagenéticos causan la alteración de éstos constituyentes. Las categorías para el tamaño de los constituyentes en una roca sedimentaria corresponden a: Grueso, partículas mayores a 2 mm; Medio, partículas entre 2 y 0,0625 mm; Fino, menores a 0,0625 mm. La forma de las partículas y fragmentos es un factor de importancia en la clasificación de rocas sedimentarias. Se reconocen tres formas principalmente: angular, subangular y redondeada. La estructura se refiere a los caracteres que muestra la roca en escala mesoscópica. La mayor parte de las rocas sedimentarias exhiben estratificación, laminación y estructuras en capas monótonas o alternantes. Una capa representa un episodio en la sedimentación, y está limitada en la base y tope por un plano de estratificación. Estos planos delimitan pausas en el tiempo para cada episodio de sedimentación. Una simple capa puede exhibir laminación paralela, la cual corresponde a pequeñas capas o episodios milimétricos en etapas mucho más pequeñas en el tiempo. Clasificación de las rocas sedimentarias Las rocas sedimentarias pueden englobarse en dos grandes grupos: rocas detríticas o clásticas, formadas por acumulación mecánica de material, y rocas químicas u orgánicas, originadas por precipitación química o acumulación de materia orgánica. Sin embargo, la mayor parte de los sedimentos detríticos contienen elementos de precipitado químico y materia orgánica, así como los sedimentos químico- orgánicos contienen material detrítico. Aproximadamente un 80% de la corteza terrestre está compuesta por rocas formadas a partir de la cristalización de masas de rocas fundidas, entre 700 y 1200°C, y que es conocido con el nombre de magma. Los magmas son esencialmente un conjunto de silicatos fundidos y pequeñas cantidades de agua disuelta y otros componentes volátiles, tales como cloro, boro, flúor y azufre. Las rocas producidas por el enfriamiento o cristalización de estos magmas se conocen como rocas ígneas (del latín ignis: fuego). Estas rocas están compuestas principalmente por cantidades variables de minerales silicatados, principalmente cuarzo, feldespatos, anfíboles, piroxenos y micas. Las rocas de origen ígneo formadas dentro de la corteza terrestre se denominan rocas plutónicas o intrusivas. Los geólogos creen que los magmas se originan a considerables profundidades bajo la superficie de la Tierra y migran hacia niveles superiores a través de planos de debilidad y fisuras dentro de la corteza terrestre. Los magmas que ascienden hasta niveles superficiales y alcanzan el exterior i.e., lava formarán por la conSolidación y enfriamiento rocas extrusivas o volcánicas. Tamaño de grano, textura y estructura de las rocas ígneas Se define textura de una roca como la relación entre los granos de minerales que la forman. Muchos petrólogos emplean los sinónimos textura y estructura, la cual es un criterio importante en la definición de cada roca. El tamaño de los constituyentes minerales o granos en una roca ígnea depende de la tasa de enfriamiento del magma. Los magmas extrusivos o lavas y las intrusiones menores se enfrían con rapidez en contacto con el aire frío o las rocas circundantes. Como resultado de ello, los minerales se desarrollan en una masa de pequeños cristales, usualmente menos de 0,1 mm. En otras ocasiones, el enfriamiento se sucede de manera tan súbita que la roca resultante se compone exclusivamente de vidrio, tal el caso de la obsidiana o taquilita. En contraste, una tasa extremadamente lenta de enfriamiento permite el desarrollo de grandes cristales euhedrales y sub- euhedrales. Las rocas ígneas, excluyendo las vítreas, se dicen de grano fino si los constituyentes son menores de 1 mm, grano medio si se encuentran entre 1 mm y 5 mm y grano grueso si son mayores de 5 mm y reconocibles a simple vista. Si los cristales constituyentes exceden a varios centímetros se dice que la roca es una pegmatita. Las pegmatitas se forman generalmente por las ricas fracciones volátiles en grandes cuerpos de magma intrusivo y contienen frecuentemente grandes cantidades de minerales inusuales como el berilo, tierras raras y lepidolita entre otros. Las rocas que exhiben minerales equidimensionales se dice que poseen textura granular. La textura porfirítica se refiere a grandes cristales embebidos en una matriz más fina, mientras que la textura poiquilítica exhibe grandes cristales de un mineral con inclusiones de otros minerales más pequeños. Los magmas intrusivos y extrusivos pueden incorporar fragmentos provenientes de la roca caja a través del ascenso que estos realizan alcanzando niveles superiores en la corteza terrestre. Algunas veces estos fragmentos son asimilados por el magma sin embargo, en otras el magma cristaliza y atrapa estas rocas como xenolitos, del griego xenos, extraño, ajeno, y lithos, piedra. A escala mayor, las rocas ígneas, como el caso de los gabros pueden exhibir laminación o bandeamiento de diferentes minerales causada por precipitación diferencial y acumulación de minerales del magma. Esta textura de flujo se refiere a la alineación de los primeros cristales tabulares precipitados causado por el flujo dentro del magma.