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INTRODUCCION
En las páginas que siguen se exponen pensando en el ángulo agronómico, algunos temas
geológicos haciendo énfasis en la descripción de rocas, minerales y estructuras más que en su
génesis. Esto no siempre es posible ya que muchos de los términos empleados en las
clasificaciones están relacionados con aspectos genéticos y no puramente descriptivos. En todos
los casos en la caracterización de los elementos de estudio de la geología se optará por
ejemplificar con materiales de nuestro territorio y sólo con aquellos que por su abundancia relativa
tienen interés para el agrónomo.
PARA SITUARNOS...
Estructura de la Tierra:
En la estructura de la tierra pueden distinguirse una serie de capas aproximadamente concéntricas
diferenciables por su composición mineral y propiedades físicas, el esquema que se presenta
expone sus nombres y dimensiones
relativas.
Es interesante observar que el hombre
sólo tiene acceso directo para su estudio
a una mínima parte de los casi 6400 km
necesarios para alcanzar el centro de
nuestro planeta. La perforación más
profunda efectuada hasta la fecha es de
unos 8000m y en la enorme mayoría de
los casos las observaciones directas para
inferir el comportamiento y los procesos
que operan en el interior de nuestro
planeta son de profundidad mucho
menor.
Las rocas que hoy vemos en superficie,
directamente debajo de los suelos
pueden haberse formado en posiciones
muy diferentes de aquellas en las que
hoy se encuentran. De hecho, su
naturaleza, propiedades, respuesta a la
meteorización, incidencia en la química
del suelo, y aún la incidencia en la
topografía son temas íntimamente relacionados, que solo pueden entenderse conociendo los
mecanismos generales en la evolución de nuestro planeta: un sistema "vivo" en equilibrio inestable,
en el que cada observación es únicamente una fotografía instantánea de procesos relativamente
lentos cuando se les observa a escala temporal humana.
De todas las familias de procesos que conducen a la transformación química y física de los
materiales de la corteza terrestre a través del tiempo, solamente una pequeña parte -aquellos que
ocurren en la superficie de nuestro planeta- son directamente observables. Meteorización, erosión,
transporte y sedimentación son procesos de este tipo (exógenos), y en su conjunto caracterizarán
el producto final: las rocas sedimentarias.
Otro grupo de procesos (endógenos) ocurren a distintos niveles de profundidad en la corteza. Las
condiciones de temperatura, presión y composición química en cada lugar son incógnitas que debe
inferir el geólogo a partir de datos indirectos. Dos grupos de rocas son las que se generan en estas
condiciones: rocas ígneas y rocas metamórficas.
Los procesos endógenos ocurren en el interior de nuestro planeta, y
las variables son la presión, temperatura y composición química. Los
procesos exógenos son exclusivos de la superficie de la Tierra, y
resultan de la interacción entre las rocas de la corteza terrestre y la
atmósfera, hidrósfera y biósfera.
Como vemos, la primera gran clasificación del universo de las rocas se realiza teniendo en cuenta
aspectos genéticos y no descriptivos, no las clasificamos por su color, densidad o cualesquiera de
sus propiedades físicas, sino por el mecanismo que dio lugar a esa agrupación de minerales. La
ventaja relativa de una clasificación genética, y del reconocimiento de que por ejemplo una roca
pertenece a la categoría de las "rocas sedimentarias" es que nos permite realizar inmediatamente
inferencias acerca de lo que ocurre más allá de nuestro punto de observación.
A continuación enfocaremos entonces el problema de la clasificación de las rocas, para lo cual
deberemos primeramente definir los elementos constituyentes de todas ellas, no importa su origen:
los minerales.
MINERALES
Definiciones básicas:
MINERAL: Compuesto químico, homogéneo, de origen natural, dotado de una composición
química determinada -dentro de ciertos límites- y con una estructura interna específica (constantes
cristalográficas). Todas las demás características y comportamientos fisicoquímicos del mineral se
derivan de su composición química y estructura, estando frecuentemente supeditados cualitativa y
cuantitativamente a las contaminaciones, mezclas isomorfas, defectos estructurales, radiactividad,
etc., que posea cada individuo en concreto.
SOLIDO: Sustancia cuyos constitutivos se agrupan formando una red cristalina.
RED CRISTALINA: Conjunto de todos los nodos que forman una estructura cristalina. Está definida
para cada especie mineral por seis constantes cristalográficas: a0, b0, c0, a, b, g.
ESTRUCTURA CRISTALINA: Ordenación tridimensional, periódica, anisótropa y simétrica de los
átomos, iones o moléculas que constituyen un mineral.
CRISTAL: Materia cristalina, natural o artificial, delimitada por superficies planas, paralelas a
planos reticulares de su estructura interna.
Todo mineral puede concebirse además como un sistema en equilibrio
con el medio que lo rodea en el momento de su cristalización. Todo
cambio en la temperatura, presión, o composición del entorno (P,T,X) lo
transforma en un sistema relativamente inestable. La alterabilidad en
condiciones superficiales de un mineral en particular depende entre
otros factores de la diferencia entre las condiciones reinantes durante
su cristalización y las condiciones a las que se encuentra sometido en el
ciclo superficial. Otro de los factores que inciden fuertemente es la
naturaleza de los enlaces entre los elementos constituyentes de cada
cristal, la energía de esas uniones que son destruídas en la alteración
condiciona la estabilidad de cada mineral frente a un cambio de
condiciones P,T,X.
Las propiedades físicas y químicas de las rocas dependen entre otros parámetros, de las
propiedades físicas y químicas de los minerales constituyentes.
El reconocimiento de los minerales es el conjunto de técnicas que podemos utilizar para inferir la
especie en función de propiedades observables o medibles. Para el agrónomo, en la amplia
mayoría de los casos, las herramientas de observación y análisis son muy limitadas. Será limitado
entonces la capacidad de reconocer un número importante de diferentes especies minerales.
Afortunadamente una clasificación razonable y útil de las rocas más abundantes del subsuelo
puede llevarse a cabo sabiendo reconocer unos pocos minerales, que por su frecuencia de
aparición y volumen relativo en la corteza permiten definirlas. Han sido reconocidas en la corteza
unas 3000 especies minerales, su clasificación compete a la mineralogía y los criterios utilizados
en estas clasificaciones son o bien químicos (silicatos, sulfatos, óxidos, etc.), o bien estructurales
(filosilicatos, tectosilicatos, inosilicatos, etc.). No debe pues confundirse el reconocimiento que será
el fruto de la observación de unas pocas propiedades físicas, con la clasificación en si: resultado
de un análisis de laboratorio detallado y extenso donde se aplican sofisticadas técnicas para el
reconocimiento de la estructura cristalina y composición química.
Clasificación de los minerales:
Una de las clasificaciones más utilizadas en mineralogía fue elaborada por H. Strunz, quién la
propuso en 1938. Con algunas modificaciones, se encuentra en uso y es universalmente aceptada.
Divide a los minerales en 9 clases:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
Elementos
Sulfuros
Halogenuros
Oxidos e hidróxidos
Nitratos, carbonatos, boratos
Sulfatos
Fosfatos
Silicatos
Sustancias orgánicas
No. de
Clase especies
aprox
I
50
II
300
III
100
Ejemplos
Oro, Azufre
Pirita, Galena
Fluorita, Sal gema
IV
250
V
200
VI
200
VII
350
VIII
500
IX
20
Cuarzo, Hematita, Rubí
Calcita, Dolomita
Yeso, Baritina
Apatito, Monazita
Feldespatos, Micas
Ambar
Dentro de cada una de estas clases se contemplan una serie de divisiones denominadas "tipos",
"grupos", "series", "familias" y por último la unidad
fundamental: la "especie".
Los silicatos constituyen el grupo más importante, ya que
en su conjunto conforman el 90% de la corteza terrestre.
La subdivisión interna de este grupo se hace en base a
criterios estructurales y no químicos, suponiendo una
unidad fundamental [SiO4]4-, esencialmente un tetraedro
con un átomo de silicio ocupando la posición central y
cuatro átomos de oxígeno dispuestos de manera de
compartir un electrón de valencia con otros cationes
dando lugar a una estructura cristalina, en base a cuya
geometría se realiza la clasificación.
Se reconocen entonces seis grupos fundamentales:
1) Nesosilicatos: con grupos tetraédricos aislados
unidos a otros similares con un catión distinto del silicio
(v.g.: olivino).
2) Sorosilicatos: dos tetraedros unidos por un vértice formando un grupo [Si2O6]2- relacionados
entre sí con cationes distintos al silicio (v.g.: epidoto).
3) Ciclosilicatos: donde 3, 4 o 6 tetraedros se unen para formar un anillo (v.g.: turmalina).
4) Inosilicatos: formados por cadenas de longitud indefinida de tetraedros (v.g.: piroxenos y
anfíboles).
5) Filosilicatos: los tetraedros conforman una malla plana de arreglo hexagonal (v.g.: micas y
arcillas).
6) Tectosilicatos: donde los tetraedros conforman una malla compleja con presencia de aluminio
en lugar de silicio en algunos de los tetraedros dando lugar a la presencia de cationes diversos
(Na+, Ca2+, K+) incluidos en el edificio cristalino (v.g.: feldespatos y cuarzo).
Reconocimiento de minerales:
El reconocimiento de las diferentes especies minerales puede llevarse a cabo basándose en sus
propiedades físicas solo en unas pocas especies. Pero en definitiva el objetivo que perseguimos es
justamente ese: aprender a reconocer aquellas especies más comunes que conforman las rocas
más frecuentes en el subsuelo de nuestro país.
El análisis de un grupo particular de propiedades físicas -las propiedades ópticas- constituye una
herramienta poderosa para la determinación de especies minerales, y da lugar a una especialidad
conocida como "mineralogía óptica". Su instrumento fundamental es el microscopio petrográfico, y
la técnica de reconocimiento de minerales por este método se ha aplicado en la Facultad de
Agronomía desde su fundación a principios de siglo por el Prof. Karl Walther.
A continuación pasaremos revista a aquellas propiedades físicas de los minerales que auxilian a su
reconocimiento cuando no disponemos de instrumental específico para un análisis de laboratorio.
La práctica de Rocas y Minerales del Taller de Recursos Naturales de Interés Agronómico, supone
que para la determinación de las especies planteadas como problemas Ud. dispone de los
siguientes elementos: una lupa de mano, un objeto de bronce (llave) y un objeto de acero
(cortaplumas, trincheta).
Propiedades físicas de los minerales:
Como fue mencionado antes, las propiedades físicas de los minerales son una función de su
composición química y estructura cristalina. De esta manera se podrán definir propiedades físicas
escalares y vectoriales, si son dependientes o independientes -respectivamente- de la dirección
cristalográfica de observación.
Las propiedades físicas de una especie mineral varían entre ciertos
parámetros como resultado de que distintos individuos de una misma
especie no son necesariamente idénticos. Por ejemplo: diferentes
cristales de cuarzo pueden presentar coloraciones diversas (incoloro,
gris, azulado, violeta, rosado, blanco, negro, etc.). De allí deducimos
que el color no es una propiedad útil para diferenciar el cuarzo del resto
de los minerales. La biotita (mineral ferro-magnesiano del grupo de las
micas) es sistemáticamente de color negro o marrón muy oscuro. En
ese caso el color es un buen criterio para diferenciarla de otras especies
similares. El reconocimiento de un mineral será entonces el resultado de
la observación de un conjunto de propiedades, siendo una buena
costumbre el seguir una "marcha sistemática".
De esta manera podremos separar:
a) Propiedades
escalares:
a.1) Densidad
b) Propiedades
vectoriales:
b.1) Velocidad de
crecimiento (forma)
b.2) Cohesión (tipo de
fragmentación)
b.3) Tenacidad (fragilidad,
ductilidad, flexibilidad,
dureza)
b.4) Propiedades eléctricas
b.5) Propiedades
magnéticas
b.6) Propiedades
radiactivas
b.7) Propiedades ópticas
b.7.1) Brillo
b.7.2) Color
b.7.3) Indice de
refracción
b.7.4)
Luminiscencia
b.7.5)
Fluorescencia
b.7.6)
Fosforescencia
b.8) Propiedades
organolépticas
b.8.1) Olor
b.8.2) Sabor
b.8.3) Tacto
Las propiedades en negrita serán empleadas para el reconocimiento de los minerales en la
práctica antes mencionada.
Forma: la forma externa de un cristal correspondiente a una especie mineral cualquiera queda
determinada por su velocidad de crecimiento. Las caras de crecimiento más rápido son las que
presentan un desarrollo menor. En cambio, las más lentas se desarrollan más y muestran
tendencia a hacer desaparecer a las
otras.
Cuando un mineral forma parte de una
roca, la forma que desarrolla un
determinado cristal es función de
diversos factores, algunos propios de su
especie y otros que resultan del
condicionamiento que determinan las
especies minerales vecinas. Así un
cristal de cuarzo que creciera a partir de
la cristalización de un líquido silíceo en
completa libertad desarrollará caras
cristalinas como la que puede
observarse en la figura. La misma
especie cristalina (cuarzo) cristalizando
en último lugar en una roca granítica
ocupará los intersticios entre los
cristales de otras especies (feldespatos
y mica) que cristalizaron antes que el, y
su forma no estará determinada por su estructura cristalina sino que se verá condicionada por los
espacios vacantes.
Llamamos hábito al desarrollo relativo del conjunto de caras de un cristal bajo la influencia de los
factores fisicoquímicos del medio (temperatura, presión, radiactividad, concentración, viscosidad,
etc.), que actúan durante su génesis. De manera simplificada distinguiremos entre los siguientes
tipos de hábito:
Hábito
hojoso: es
el que
presentan
aquellos
minerales
en que sus
cristales se
desarrollan
preferencial
mente en
dos
direcciones
y
pobremente
en la
perpendicul
ar al plano
que los contiene, típicamente las micas y arcillas.


Hábito fibroso: es el que presentan aquellos minerales en que sus cristales se desarrollan
preferencialmente en una sola dirección y pobremente en las demás, el mineral adquiere
aspecto de fibras (algunos anfíboles, asbesto).
Hábito prismático: lo presentan los minerales en los que sus cristales se desarrollan
moderadamente en dos direcciones y fuertemente en la otra. Adquieren formas prismáticas
de base rectangular, triangular o hexagonal. El hábito tabular es un caso particular del
prismático en el que las caras del cristal se desarrollan en forma de prisma muy corto o
aplastado, el cristal adquiere forma de tabla o tableta.
Cohesión: la resistencia
a la ruptura es
obviamente diferente en
distintos minerales, y la
forma de los trozos
obtenidos al romperlos es
una consecuencia de su
organización interna. Hay
minerales que se rompen
dando lugar a superficies
planas: en ese caso
diremos que el mineral se
cliva o que muestra
clivajeo exfoliación.
Un mineral puede tener más de un plano de debilidad por los que se rompe más fácilmente y en
ese caso tendrá más de un plano de clivaje. Las micas constituyen el ejemplo más evidente de
mineral con un plano de clivaje perfecto, por el que se separa en hojas extremadamente delgadas.
Clivaje o exfoliación: rotura de un mineral paralelamente a una cara
real o posible del cristal. Tal cara corresponde a planos reticulares de
mayor densidad de nodos, mientras que el conjunto de esos planos
están unidos entre sí por enlaces más débiles. Según el grado de
facilidad y perfección con que se manifiesta el clivaje, recibe calificativos
como: excelente, muy bueno, bueno, manifiesto, pobre o imperfecto,
etc.
Esta particularidad es la que condiciona el uso desde la antigüedad de la muscovita, una mica
transparente en diversos usos industriales, por ejemplo como sustituto flexible del vidrio.
Otros minerales como el cuarzo tienen una estructura sin planos de debilidad preferente y se
rompen tal como lo haría un trozo de vidrio. A este tipo de fractura se la conoce como fractura
concoide.
Fractura: rotura totalmente desordenada, sin ninguna dirección
preferente de los enlaces estructurales de un cristal como consecuencia
de un golpe. Se definen 4 tipos: irregular, concoidea (superficies
curvas), astillosa (entrantes y salientes puntiagudos) y ganchosa
(propia de los metales nativos).
Nótese que el vidrio a pesar de su aspecto no es en realidad un sólido pues no posee estructura
cristalina sino que es un líquido sobre-enfriado de alta viscosidad.
Tenacidad (fragilidad, ductilidad, flexibilidad, dureza)
La tenacidad de un mineral es un buen indicador para su determinación. No es posible definirla
únicamente con un parámetro de dureza pues otros aspectos son también importantes. Un mineral
es frágil cuando se rompe fácilmente por efecto de un golpe. El diamante, el mineral de más
dureza conocido es sin embargo frágil.
La ductilidad es la propiedad de poder moldearse en hojas delgadas y es la propiedad
característica de algunos metales nativos tales como oro plata y cobre. La flexibilidad es la
propiedad de poder deformarse sin romperse y volver al estado inicial cuando suprimimos el
esfuerzo, las hojas de mica son altamente flexibles.
La dureza puede ser cuantificada utilizando escalas más o menos precisas de las cuales la más
sencilla y popular es la escala de Mohs, que clasifica los minerales tomando como referencia diez
especies a las cuales les asigna un número entero. La dureza del mineral problema se estima
entonces por comparación con los minerales standard según quién raye a quién.
Escala de
dureza de Mohs
Mineral Dureza
Talco
Yeso
Calcita
Fluorita
Apatito
Ortoclasa
Cuarzo
Topacio
Corindón
Diamante
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
En la práctica de Taller II emplearemos algunos elementos comunes para comparar durezas cuya
posición en la escala de Mohs: uña (dureza = 2.5 - 3); Llave de bronce (3.5 - 4); acero (5.5); vidrio
(5.5 - 6).
Propiedades ópticas:
De las diversas propiedades ópticas de los minerales describiremos aquí brevemente aquellas que
auxilian a la determinación sin instrumental específico: el brillo y el color.
En el lenguaje común, la palabra opaco suele usarse con un sentido diferente para aquellos
materiales no reflectantes. En sentido estricto, los cuerpos opacos no permiten el pasaje de la luz,
los cuerpos transparentes permiten la observación de objetos a través de ellos, y los cuerpos
translúcidos permiten el pasaje de la luz, pero con reflexiones internas que imposibilitan distinguir
una imagen cuando se les interpone en su camino.
El brillo es una propiedad compleja que describe la manera como la luz se refleja en la superficie
del mismo. Depende de varios factores como el índice de refracción y el grado de pulimento de la
superficie observada. El brillo metálico lo presentan algunos minerales que como los metales no
permiten el pasaje de la luz (sustancias opacas) y su nombre es suficientemente explícito. Las
diversas variedades de brillo no metálico son características de las sustancias transparentes o
translúcidas y podemos distinguir diversas variedades: brillo adamantino, típico del diamante y de
las sustancias con alto índice de refracción, brillo vítreo (el de la mayoría de los minerales)
semejante al del vidrio, con variedades como el brillo graso (típico de las superficies de rotura del
cuarzo) semejante al de un objeto engrasado, brillo nacarado en que se observa iridiscencia por
difracción en las microfisuras de la superficie (la que muestra el Nácar); brillo mate es el típico de
las sustancias terrosas o de las superficies que dispersan la luz en todas direcciones.
El color de un mineral es una propiedad que aunque muy aparente posee un potencial de
diagnóstico limitado. Muchos minerales muestran colores diversos dependiendo de mínimas
proporciones de impurezas en su estructura, el cuarzo por ejemplo, aunque frecuentemente
incoloro o gris puede ser rojo, blanco, celeste, violeta (amatista), amarillo (citrino) verde o aún
negro. Minerales de este tipo sin una coloración típica se llaman alocromáticos mientras que
aquellos en que se verifica una cierta constancia en el color se denominan idiocromáticos (la biotita
es normalmente negra).
A continuación se presentarán una serie de tablas con las propiedades más importantes de los
minerales de interés para el ingeniero agrónomo.
Fórmula
Hábito
Dureza
Peso Esp.
Clivaje
Fractura
Brillo
Color
Maclas
CUARZO
FELDESPATO
POTASICO
SiO2
KalSi3O8
Prismático hexagonal
Prismático corto
7
6
2,65 g/cm3
2,57 g/cm3
No
No
Concoide
No
Vítreo a graso
Vítreo
Alocromático.
Generalmente gris
incoloro, transparente a
translúcido
No
Alocromático. Rosado, blanco,
incoloro, gris, negro, etc.
Si, de compenetración
(Carlsbad), que divide al
cristal en 2 a lo largo.
Cristal de Roca (incoloro Ortosa, microclina, adularia.
en cristales bien
definidos); amatista
(violeta en cristales bien
definidos); rosado
(impurezas de titanio);
Variedades citrino (amarillo);
lechoso (blanco debido a
múltiples inclusiones
fluidas); calcedonia ópalo (variedad criptocristalina, cemento de las
RS).
Usos
Material de adorno,
Producción de porcelana y
construcción (arena),
vidrio.
fabricación de vidrio,
ladrillos de sílice,
porcelanas, pinturas, papel
de esmeril y como relleno
de madera. Como rocas
ornamentales (cuarcitas y
areniscas). Debido a sus
cualidades ópticas se
utiliza en instrumental
científico, tallado de lentes
y prismas y en la
producción de luz
monocromática. Se lo
utiliza en radio-osciladores
y relojes de precisión
debido a sus propiedades
piezoeléctricas.
PLAGIOCLASAS
Fórmula
Albita
Anortita
NaSi3AlO8
CaSi2Al2O8
Hábito
Prismático tabular
Dureza
Peso Esp.
6
2,62 g/cm3
Clivaje
2,76 g/cm3
3: dos buenos y uno malo
Fractura
No
Brillo
Vítreo a perlado
Color
Incoloras, blancas, grises, transparentes a
translúcidas.
Maclas
Si: polisintéticas. Como resultado se ven estrías en
el plano de clivaje.
Existe una serie isomorfa entre la albita y la
anortita:
Albita
Oligoclasa
Variedades
Andesina
Labradorita
Bytownita
Anortita
Usos
% albita
% anortita
100 - 90
0 - 10
90 - 70
10 - 30
70 - 50
30 - 50
50 - 30
50 - 70
30 - 10
70 - 90
10 - 0
90 - 100
Poco uso en porcelanas. Las variedades
transparentes se utilizan como gemas
CALCITA
MUSCOVITA
BIOTITA
CaCO3
(AlSi3O10)KAl2(OH)2
(AlSi3O10)K(Mg,Fe)3(OH)2
Prismático
Hojoso hexagonal
Hojoso pseudo-hexagonal
3
2 - 2 1/2
2 1/2 - 3
2,71 g/cm3
2,76 - 2,88 g/cm3
2,8 - 3,2 g/cm3
3 excelentes
1 excelente
1 excelente
No
No
No
Fórmula
Hábito
Dureza
Peso esp.
Clivaje
Fractura
Brillo
Vítreo perlado a
terroso
Vítreo sedoso a perlado
Vítreo metálico
Transparente a incolora
en hojas delgadas. En
bloques gruesos puede
ser amarillento a rojizo.
Negro o pardo oscuro.
Color
Blanco a incoloro.
Si es impura
puede ser pardo
a negro.
Maclas
No
No
No
Espato de
Islandia:
variedad
Variedades químicamente
pura,
transparente e
incolora.
Usos
Fabricación de
Material aislante de
La vermiculita se usa como
cementos y cal. aparatos eléctricos. Como aislante y como sustrato para
Se la utiliza como carga en papel, goma y
compost.
fertilizante, cal de pinturas. Lubricante
blanquear y tiza. (mezclada con aceites).
Material incombusti-ble.
PIROXENO
Fórmula
Hábito
Dureza
Peso esp.
Clivaje
ANFIBOL
Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2
(Al,Si)8O22Ca2Na(Mg,Fe2)4(Al,Fe3+,Ti)(O,OH)2
O6
HEMATITA
Fe2O3
Prismático
cuadrado
Prismático rómbico
Tabular u
hojoso
5-6
5-6
5 1/2 - 6 1/2
3,2 - 3,3 g/cm3
3,0 - 3,4 g/cm3
5,26 g/cm3
2 buenos a 90º
2 buenos a 56º y 124º
1 bueno
No
No
No
Fractura
Brillo
Vermiculita: se forma por
alteración de la biotita (hojas
de biotita con moléculas de
agua intercaladas).
Metálico
Metálico a submetálico
Metálico
Negro a verde
Verde oscuro a negro
Castaño rojizo
a negro, o rojo
sangre oscuro.
No
No
No
Enorme familia de
minerales.
Seguramente es la familia de minerales más Oligisto:
grande que existe.
variedad de
hematita bien
cristalizada.
Color
Maclas
Variedades
Variedades
transparentes como
gemas.
Mena más
importante de
hierro.
Utilizada como
pigmento (ocre
rojo) y como
polvo para
pulir.
Usos
LIMONITA
ILLITA
MONTMORILLONITA
HFeO2
K1-1.5Al4[Si76.5Al11.5O20](OH)4
(*Ca,Na)0.7(Al,Mg,Fe)4[(Si,Al)8O20](OH)4
· nH2O
Terroso
Terroso
Terroso
5 - 51/2
1-2
1-2
4,37 g/cm3
2,6 - 2,9 g/cm3
Variable entre 2 y 3 g/cm3
1 bueno (no
visible)
1 excelente
1 excelente
No
No
No
Mate
Mate
Mate
Fórmula
Hábito
Dureza
Peso esp.
Clivaje
Fractura
Brillo
Color
Pardo
amarillento a
pardo
negruzco
Blanco a colores Por lo general blanco, amarillo o verde.
muy pálidos.
Maclas
No
No
No
Goethita:
limonita bien
cristalizada.
Existen illitas
dioctaédricas
como la
muscovita y
trioctaedricas
como la biotita.
La montmorillonita pertenece a un grupo
(grupo de la montmorillonita o
esmectitas), que contiene los principales
miembros siguientes: montmorillonita,
beidellita, nontronita, saponita, hectorita
y saconita.
Variedades
Usos
Cuando pura
Arcilla formadora Arcilla formadora de suelos. Utilizada en
como mena de de suelos.
cerámicas, papel, pinturas, gomas, etc.
hierro.
Utilizada en
Y como lodo de perforación.
cerámicas,
papel, pinturas,
gomas, etc.
ROCAS GENERADAS EN EL CICLO ENDOGENO
ROCAS IGNEAS
Consideramos rocas ígneas aquellas que resultan de la cristalización de un magma. Por magma
puede entenderse una mezcla silicatada parcial o totalmente líquida, generalmente como resultado
de la fusión de rocas preexistentes.
La composición química de los magmas es muy diversa y por lo tanto lo es también el conjunto de
rocas que se obtienen luego de su cristalización por enfriamiento. El proceso en si que lleva a la
consolidación de un magma es también un factor que incide en el producto resultante, iguales
composiciones químicas, pero diferentes condiciones de solidificación dan como producto rocas de
aspecto muy diverso.
El estudio de las rocas se basa en métodos propios de la mineralogía, geología, química y de la
física, y requiere la identificación precisa de los minerales presentes. La mayoría de las veces las
rocas son heterogéneas, es decir, están compuestas por más de una fase mineral, y además de su
identificación precisa es necesario describir o cuantificar las relaciones entre las especies que
integran la roca (su textura).
Existen diferentes criterios para clasificar una roca ígnea, algunos se basan en su quimismo, otros
en su composición mineral y todos ellos de alguna manera tienen en cuenta la textura. Aunque
nuestro objetivo es aprender a reconocer las rocas ígneas más frecuentes en nuestro país,
debemos además prestar alguna atención a criterios de clasificación química a los efectos de
conocer el significado de algunos términos comúnmente empleados en la bibliografía geológica.
Clasificación textural de las rocas ígneas:
Este criterio de clasificación atiende a la forma, disposición y tamaño relativo de los cristales
constituyentes de una roca, pasando por alto las especies minerales involucradas. En este sentido,
el cuadro se considera suficientemente explícito como para reconocer a que categoría textural
pertenece una roca dada.
La textura de la roca es directamente dependiente del ambiente geológico (profundidad) de
cristalización del magma, es así que se pueden distinguir:
a) rocas intrusivas (o plutónicas): cristalizadas lentamente en profundidad. El descenso muy
gradual de la temperatura permite que los minerales se desarrollen, obteniéndose texturas
granudas.
b) rocas hipabisales (o filonianas):
cristalizadas a profundidad intermedia,
en filones, diques, sills, apófisis, etc.
Suelen "heredar" algunos cristales de
mayor tamaño de la cámara
magmática, los que quedan inmersos
en una matriz de grano fino. La textura
resultante es la porfírica.
c) rocas efusivas (o volcánicas):
cristalizadas en superficie, bajo
condiciones de presión atmosférica.
Las bajas temperaturas impiden el
desarrollo de cristales de tamaño
visible, y las condiciones de presión
habilitan la desgasificación,
responsable en el caso de los basaltos
de los niveles vesiculares o vacuolares superiores.
Clasificación mineral de las rocas ígneas:
Esta clasificación estrictamente llamada "modal", divide las diversas rocas ígneas en grupos o
clases estableciendo rangos en que diferentes especies minerales pueden aparecer en la roca en
cuestión. Presentaremos aquí una simplificación suficiente para los fines perseguidos, de la
universalmente aceptada clasificación del IUGS.
Es interesante notar que la misma permite identificar la pertenencia a una clase u otra basándose
únicamente en la proporción de cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasa y eventualmente la
cantidad de minerales ferromagnesianos presente. El tipo de diagrama utilizado -diagrama
triangular- permite la representación de un sistema ternario como un punto con posición definida en
un triángulo equilátero.
La condición que ha de cumplir el sistema ternario para ser representado como un punto es
justamente que la suma de los porcentajes relativos de cada uno de los componentes sea 100%.
De ello se deriva que en principio no tendremos en cuenta para clasificar una roca nada más que
los porcentajes relativos de cuarzo, feldespatos alcalinos y plagioclasa.
Por ejemplo, consideremos una roca
formada por 33% de cuarzo, 22% de
plagioclasa (oligoclasa), 37% de
feldespato potásico (ortosa), 6% de biotita, 1% de
epidoto y 1% de circón. A los efectos de la clasificación
modal llevamos las proporciones de cuarzo, plagioclasa
y feldespato potásico al 100%: Qz = (33x100)/92 =
36% Pg = (22x100)/92 = 24% Kf = (37x100)/92 =
40% De esta manera, el análisis modal de la roca se
plotea en un diagrama triangular de vértices Q - A - P
y queda representado por un punto dentro del campo
de los granitos. Clasificamos la roca entonces como un
granito a biotita, dejando en claro cual es la fase
mineral accesoria más importante.
Clasificación química de las Rocas Igneas:
Todas las rocas ígneas pueden ser clasificadas en base a su quimismo, aunque este criterio es
especialmente apto para aquellas de grano muy fino (afaníticas) o vítreas, para las cuales la
mineralogía es imposible de definir.
Una vez analizada, los resultados composicionales son expresados -por lo general- en porcentaje
en peso de los óxidos de los elementos mayoritarios: sílice (SiO 2), aluminio (Al2O3), hierro (FeO Fe2O3), magnesio (MgO), manganeso (MnO), titanio (TiO 2), calcio (CaO), sodio (Na2O) y potasio
(K2O). A estos valores suele agregárseles los del fósforo (P2O5) y pérdida de agua por ignición
(H2O-).
Si construyésemos un gráfico de frecuencia respecto al porcentaje de sílice en el total de la corteza
terrestre, veríamos que la distribución es bimodal, con dos máximos: uno en el entorno del 50%
(rocas de afinidad basáltica) y otro en el entorno del 70% (rocas graníticas). Esto significa que en la
naturaleza hay una gran escasez, en volumen, de rocas con contenido de sílice entre 54 y 66%.
Tradicionalmente las rocas con bajo contenido de sílice se han denominado rocas básicas y
aquellas con alto contenido se llamaron rocas ácidas. Esta clasificación sigue en uso, y es
necesario aclarar que se basa exclusivamente en el contenido en sílice de la roca, sin
connotaciones respecto al "pH" de la misma.
El resto de los óxidos que componen la roca presentan un comportamiento particular respecto al
porcentaje de sílice, y sus tendencias pueden ser referidas al mismo. Esto se ejemplifica en la
figura siguiente:
Las conclusiones más relevantes son:
1) el porcentaje de los óxidos de sodio y potasio aumentan proporcionalmente con el óxido de
silicio. Esto se ve reflejado en la mineralogía de las rocas ácidas, ricas en feldespatos potásicos y
plagioclasas sódicas.
2) Inversamente, los óxidos de hierro, calcio y magnesio disminuyen proporcionalmente con el
tenor de sílice. De allí que en las rocas básicas dominen minerales ferromagnesianos como el
piroxeno, anfíboles, olivinos, etc.; y las plagioclasas sean más cálcicas.
3) El aluminio, sin embargo, permanece aproxi-madamente constante en ambos grupos de rocas,
en alrededor de 14% en peso de las mismas.
La relación entre la composición química y la mineralogía resultante se intenta ejemplificar con la
figura siguiente. Esta es una pauta general para relacionar la composición química, y
específicamente el contenido en sílice, con la mineralogía.
Se grafica en el eje horizontal el tanto por ciento del óxido de silicio y en el eje vertical el porcentaje
en volumen de los minerales.
Ejemplo: una roca con 65% de sílice en peso tendría una mineralogía compuesta por 10% de
cuarzo, casi 30% de feldespato potásico, aproximadamente 35% de plagioclasa (60% molécula
anortítica y 40% de molécula albítica), 15% de hornblenda y un 10% de biotita.
El orden de cristalización de los minerales en la roca está condicionado por la composición química
del magma y la tasa de enfriamiento. N. L. Bowen estudió por primera vez el orden de cristalización
para las rocas basálticas, definiendo dos series: una continua, representada por los feldespatos de
la familia de las plagioclasas, y otra discontinua, en la que los minerales formados son
reabsorbidos totalmente por el líquido a medida que la temperatura desciende.
La serie de cristalización de Bowen se discutirá más adelante sus implicancias con la
susceptibilidad de meteorización de las rocas ígneas.
Petrogénesis de Rocas Igneas:
Como ya ha sido establecido, las rocas ígneas son el resultado de la cristalización de un fundido
silicatado llamado magma. El magma, a su vez, es la consecuencia de la fusión parcial de una roca
preexistente.
La composición química del magma (y por ello, la de la roca formada a sus expensas) será función
de la composición química de la roca de partida, el grado de fusión parcial (dependiente de la
temperatura y presencia o ausencia de volátiles), y de la duración del fenómeno.
La fusión parcial puede ser concebida como un proceso de destilación fraccionada, en la que una
roca se ve sometida a un aumento gradual de la temperatura circundante hasta que se alcanza el
punto de fusión de uno o más de sus componentes. De esta manera se logra un "líquido" con la
composición química de la/las fases minerales de menor punto de fusión y un residuo refractario
(restita). El líquido formado (magma) podrá moverse hacia otra posición distinta a la de su área
fuente (deslocalizarse) si las condiciones de presión confinante, permeabilidad del medio y grado
de fusión se lo permiten.
La forma de ascenso del magma desde su área fuente (por lo general la base de la corteza o la
interface corteza - manto) hasta su lugar de emplazamiento ha sido sujeto de discusión, llegando a
varios modelos conceptuales. Sin embargo, todas tienen en común la presencia de estructuras
profundas (cámaras magmáticas) de diverso tamaño y geometría; estructuras subsuperficiales en
forma de diques, filones o sills; y estructuras superficiales o volcánicas (derrames de lava, coladas,
conos volcánicos, domos, etc.).De esta manera un mismo magma podrá emplazarse en distintos
"ambientes geológicos" o profundidades.
El resultado serán rocas con igual composición química e idéntica mineralogía, pero con texturas
diferentes. El cuadro siguiente ejemplifica este hecho:
Plutónica
Granito
Sienita
Granodiorita
Tonalita
Gabro
Hipabisal
Microgranito
Microsienita
Diabasa
Extrusiva
Riolita
Sienita
Riodacita
Dacita
Basalto
Recordemos nuevamente que la separación de las rocas ígneas en básicas y
ácidas se basa exclusivamente en el porcentaje de óxido de sílice. De esta
manera, serán rocas básicas aquellas con menos de 55% de SiO2, y ácidas las
que posean más del 60% en peso de SiO2. Otra característica distintiva de las
rocas ácidas respecto a las básicas es la presencia de "cuarzo libre" o cristales
de cuarzo visibles a simple vista (como en un granito).
Las rocas ígneas se distribuyen inhomogéneamente en la corteza terrestre. Las rocas ácidas y
básicas se mantienen separadas no solamente en su ambiente de generación: magmas basálticos
en dorsales meso-oceánicas y magmas graníticos en zonas de subducción; sino también en su
forma de yacencia.
Los basaltos -equivalente extrusivo de los gabros- son las rocas básicas más comunes en la
superficie de nuestro planeta, mientras que los granitos -equivalentes plutónicos de las riolitas- son
las rocas ácidas que predominan en la Tierra. Estrictamente, la composición química promedio de
la corteza continental se sitúa en el entorno a la granodiorita. Esta roca es el equivalente intrusivo
de las andesitas, principal lava eruptada en los volcanes de las zonas de subducción.
Obsérvese la etimología de andesita, que significa "roca de los Andes", en clara referencia a su
lugar de origen.
La frase "mucho granito y poco gabro - mucho basalto y poca riolita" es bien conocida entre los
petrólogos y geólogos desde principio de siglo.
Para terminar con esta pequeña y somera reseña sobre petrogénesis de rocas ígneas se presenta
el siguiente esquema, donde se señalan los ambientes geotectónicos de generación de magmas
en la Tierra.
Las rocas basálticas resultan de la fusión parcial (anatexis) del manto superior, que posee una
composición ultrabásica. Es posible observar que en las zonas de formación de corteza oceánica
(ridges meso-oceánicos) y en las islas oceánicas (como Hawaii) la roca que está sufriendo los
procesos de anatexis es el manto terrestre. Por el contrario, en las zonas de subducción la corteza
oceánica se sumerge por debajo de la continental; como resultado de este proceso se introduce
agua en el manto, que actúa como fundente, permitiendo la fusión parcial de la base de la corteza
continental y de los sedimentos acarreados sobre la corteza oceánica.
ROCAS METAMÓRFICAS
Como ya ha sido mencionado en la introducción de este cuadernillo, existen tres categorías de
rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las rocas ígneas se forman mediante la solidificación
de un fundido silicatado denominado magma; las rocas sedimentarias se forman por una variedad
de procesos a bajas temperaturas cercanas o en la superficie. La tercera categoría -las rocas
metamórficas- fueron originalmente ígneas, sedimentarias o incluso metamórficas, pero su carácter
ha sido cambiado por procesos operantes por debajo de la superficie de la Tierra.
Uno de los factores que controlan el proceso metamórfico es la temperatura. Debe tenerse
presente que la fuente de calor para estas transformaciones proviene de la desintegración
radiactiva de isótopos que ocurre en el interior de nuestro planeta. Ya que la superficie del mismo
está sometida a un continuo enfriamiento (calor irradiado por la Tierra) existe un aumento gradual
de la temperatura con la profundidad, al que usualmente se llama gradiente geotérmico. Este varía
de una zona a otra de la corteza siendo su valor medio de 1ºC cada 33 m. De ello surge que una
roca a medida que se ve sometida a condiciones mas profundas se ve inmersa en un medio de
mayor temperatura y de mayor presión.
Cuando las temperaturas son bajas -en las cercanías de la superficie- los procesos se asignan al
ciclo exógeno o sedimentario, y más precisamente a la diagénesis o litificación. En cambio, cuando
las temperaturas alcanzan el punto de fusión de las rocas envueltas en un evento metamórfico,
generándose un fundido (fusión anatéctica o anatexis), los procesos pasan al campo de las rocas
ígneas. Entre estas dos temperaturas, que definen los limites superior e inferior del metamorfismo,
se desarrolla el proceso metamórfico.
Es importante dejar bien en claro que el metamorfismo tiene lugar mientras las fases minerales
integrantes de una roca determinada están en estado sólido. Es así que los procesos del
metamorfismo son "procesos en estado sólido" con pocas o mínimas fases volátiles
involucradas (agua y dióxido de carbono), además el sistema es isoquímico: la composición
química volumétrica de la roca es invariante y las nuevas especies minerales (especies
neoformadas) estarán condicionadas por la química original.
La forma en que aumentan la temperatura y la presión no es la misma en diferentes puntos de la
corteza. Existen zonas anómalamente calientes con abundante magmatismo donde la temperatura
se incrementa muy rápido con la profundidad, especialmente cerca de los bolsones de magma que
están próximos a la superficie. Por el contrario nuestro planeta muestra zonas anómalamente frías
en que aún a profundidades importantes la temperatura es relativamente baja. De todo ello surge
que en las rocas que han sufrido transformación metamórfica habrá algunas en que los cambios en
la mineralogía y textura se deben fundamentalmente al aumento de temperatura mientras que
habrá otras en que la presión y la deformación son los factores más importantes que condicionan
el cambio mineral.
De allí que podamos de manera sintética decir que existen tres grandes familias de procesos
metamórficos según el predominio relativo de la temperatura y la presión:
a. El metamorfismo de contacto: producido
en salbandas o aureolas alrededor de cuerpos
intrusivos en vías de enfriamiento. En estos
casos T>>P permitiendo la recristalización y
transformación de las rocas que están
próximas al contacto. Este es el origen más
común para los mármoles uruguayos,
especialmente en la zona de Polanco donde un
granito entra en contacto con rocas calcáreas
de unos
600 Ma
de
antigüed
ad.
b.
metamor
fismo dinámico: en estos casos la presión dirigida, y por
consiguiente la deformación predomina netamente sobre la
temperatura. Las rocas involucradas están sujetas a varios
tipos de "molienda mineral" y recristalización de algunas
especies minerales. Las rocas resultantes de este tipo de
metamorfismo se desarrollan siguiendo zonas donde la
deformación fue máxima. Un ejemplo notable lo constituyen
las rocas alineadas sobre la Sierra de la Ballena, Sierra de
los Caracoles y Cerro Largo que forman una enorme
estructura que atraviesa Uruguay (y se continúa en Brasil)
indicando que a lo largo de ese "lineamiento" se produjo una deformación extrema producto del
resbalamiento relativo entre dos porciones de la corteza terrestre.
c. metamorfismo regional: el metamorfismo esta determinado por el par presión - temperatura,
definiéndose de esta manera una serie de "grados" y "facies" metamórficas. Es el caso mas común
del metamorfismo y también el mas complejo, y para su estudio es necesario un conocimiento
profundo de la cartografía geológica y estructural de la zona relevada, así como de la petrografía
de cada tipo litológico involucrado.
Es interesante prestar atención a las variaciones de P y fundamentalmente la temperatura a lo
largo del "evento metamórfico". A medida que la roca original -llamada protolito- se ve sometida a
aumentos progresivos de T y eventualmente P, las fases minerales originales comienzan a sufrir
los cambios necesarios para "adaptarse" al medio.
En algún momento determinado, la T alcanzara su máximo y la roca desarrollara una asociación
mineral que definirá un cierto grado metamórfico o facies metamórfica. La asociación mineral
recristalizada estable para ese par [P-T] se denomina
paragénesis mineral metamórfica.
Los grados y facies metamórficas son definidas para cada
protolito en particular por una cierta paragénesis, y mas
específicamente por los limites de estabilidad termodinámica de
los minerales recristalizados. Esta es la causa por la que se
establece que si una roca metamórfica presenta hornblenda
(anfíbol), pertenece al "grado medio de metamorfismo"; o lo que
es lo mismo, la hornblenda define al grado medio de
metamorfismo (o facies anfibolita).
La mayoría de los minerales índices del metamorfismo no
poseen interés particular ni singular para el ingeniero agrónomo,
pero se creyó conveniente presentar un esbozo general de la
problemática petrográfica de las rocas metamórficas.
Para entender cómo se forman estas rocas es necesario revisar
algunos conceptos fundamentales de la evolución continua que
se verifica en nuestro planeta. En primer lugar nos referiremos a
las rocas metamórficas que resultan de la transformación de una
roca sedimentaria. Como veremos en el capítulo de rocas
sedimentarias éstas tienen composición química diversa según
el proceso que les diera origen y el grupo más importante en nuestro país es el de las rocas
detríticas.
Por su implicancia en la agronomía, consideraremos también como punto de partida para el
metamorfismo, entre las rocas de precipitación química a las rocas carbonatadas (calizas y
dolomías). La transformación que sufren estas rocas está normalmente asociada a fenómenos de
compresión y desorden que ocurren en aquellas zonas de la tierra en que colisionan dos trozos de
corteza que se desplazan con direcciones opuestas. En estas zonas los fenómenos compresivos
tienden a apilar porciones de los segmentos de corteza implicados de manera que algunos de ellos
quedan debajo de enormes masas de roca cambiando sustancialmente las condiciones de presión
y temperatura.
Los minerales constituyentes de las rocas sedimentarias se desestabilizan, especialmente aquellos
que fueron generados en el ciclo exógeno como las arcillas, ocurren reacciones de deshidratación,
disolución, cambio de estructura cristalina y cristalización de nuevas especies minerales. Notemos
que todo ello ocurre sin que se produzca una verdadera fusión de los materiales originales y que
en estos ambientes es normal que exista una dirección de presión dominante que no es vertical
sino lateral.
Pensando en lo expuesto será fácil comprender que la transformación gradual que se va
produciendo dará como producto una roca nueva que tiene generalmente una composición
química muy similar a la original pero con una composición mineral y aspecto totalmente diferente.
Pueden definirse de una manera arbitraria "Grados de Metamorfismo", esto es como escalonar las
condiciones de temperatura y presión a las que ocurre el proceso de transformación.
Aunque la definición del grado metamórfico no interesa específicamente al Agrónomo podemos
ejemplificar lo que le ocurre a una pelita cuando se ve sometida a condiciones de temperatura y
presión crecientes:
Roca
Bajo
Pelita
Basalto
Caliza
Grado metamórfico
Medio
Alto
Filita
Micaesquisto
Gneiss
Metabasalto
Anfibolita
Anfibolita
Caliza marmórea
Mármol
Mármol
Asimismo la forma geométrica que adoptarán los diversos estratos de rocas sedimentarias,
originalmente de desarrollo tabular horizontal es totalmente distinta.
La figura muestra algunos ejemplos de estructuras comunes de las rocas metamórficas. Una de las
características más comunes de las rocas metamórficas que auxilia a su reconocimiento, es la
orientación preferencial de sus minerales debido a que estos se han desarrollado en un medio en
que existe presión dirigida. La orientación resultante define la foliación o la esquistosidad de la
roca metamórfica.
Esquistosidad (foliación): estructura típica de
las rocas metamórficas, consistente en
conjuntos de superficies paralelas de mayor o
menor espaciado, que proporciona a estos
materiales un determinado grado de fisilidad.
Así las hojas de las micas que recristalizan durante el metamorfismo tienden a alinearse según
superficies más o menos definidas dándole a la roca un aspecto particular. Las texturas resultantes
dependen de la intensidad de los procesos de transformación y de los minerales que componen la
nueva roca resultante.
Las texturas más comunes entre las rocas metamórficas se esquematizan en el cuadro siguiente.
Para los fines perseguidos en el Taller II es suficiente con saber distinguir entre las rocas
metamórficas más frecuentes por lo que aquí se brinda una descripción de las mismas que
auxiliará a su identificación.
Gneiss: roca de textura granoblástica, cuyo componente esencial y siempre presente es un
feldespato. El tamaño de grano puede variar entre 1 y 15mm para los feldespatos; el cuarzo casi
siempre está presente en granos de magnitud similar o más pequeños que el feldespato. Los
accesorios comunes son muscovita (gneiss muscovítico), biotita (gneiss biotítico), ambas micas
(gneiss a dos micas), o anfíbol (gneiss anfibólico). Los ferromagnesianos están orientados de
forma más o menos notoria. Las micas normalmente contornean los granos mayores de feldespato
que adquieren el aspecto de "ojos". Cuando se describe un gneiss debe indicarse cual es el
accesorio ferromagnesiano presente, su tamaño de grano (fino, medio o grueso), y si es posible
distinguir el tipo de feldespato.
Micaesquisto: roca normalmente muy esquistosa, compuesta fundamentalmente por muscovita,
biotita o ambas; el cuarzo es un componente esencial. Las micas suelen disponerse siguiendo
estructuras planares o curvas de pequeño radio (textura plegada). Muchos otros minerales suelen
aparecer en el micaesquisto en calidad de accesorio, por ejemplo granate, estaurolita, andalucita,
etc. El tamaño de las micas varía entre 0,5mm y 1cm, y siempre son visibles a ojo desnudo. La
textura de la roca se denomina lepidoblástica.
Anfibolita: se designa con este nombre a un grupo amplio de rocas metamórficas cuyo
componente esencial es un anfíbol. Las anfibolitas más comunes tienen como minerales
integrantes hornblenda, plagioclasa y cuarzo; la hornblenda suele presentarse en bastoncitos cuyo
eje se orienta paralelo a un plano preferencial, confiriéndole a la roca una textura algo esquistosa
(nematoblástica). La roca puede mostrar un bandeado alternado de capas verde oscuro, casi
negras, muy ricas en anfíbol y otras más claras donde domina la plagioclasa y el cuarzo. Algunas
anfibolitas en muestra de mano tienen pobre esquistosidad, siendo su textura prácticamente
masiva.
Filita: roca muy esquistosa, cuyo nombre popular es "piedra laja". Los componentes esenciales
son sericita y cuarzo. Ocasionalmente pueden contener calcita (filitas calcáreas). Los colores
varían entre el beige y el negro, el grano es tan fino que es prácticamente imposible distinguir
minerales individuales a ojo desnudo. La sericita es un nombre que se aplica a la muscovita muy
finamente cristalizada, constituyendo una transición entre la illita y la muscovita propiamente dicha.
La abundancia de filosilicatos de grano fino le da a la roca un tacto untuoso, y el ordenamiento
interno planar le confiere la propiedad de partirse fácilmente en lajas delgadas.
Caliza metamórfica: las calizas metamórficas son rocas fundamentalmente constituidas por calcita
y/o dolomita. Tienen colores muy variables desde el blanco hasta el negro, siendo comunes los
grises y los rosados. El tamaño de grano varía entre submilimétrico y 5mm, siendo en los casos
más frecuentes de entre 0,5 y 2mm. La roca puede ser bandeada con alternancias de color y de
tamaño de grano o maciza con textura sacaroide (similar a granos de azúcar); en este último caso
la roca puede ser clasificada como un mármol. La principal característica para su reconocimiento
es su reacción con el ácido clorhídrico y que se rayan fácilmente con cualquier objeto metálico, lo
que permite distinguirlas de las cuarcitas, que son rocas fundamentalmente constituidas por
cuarzo.
ROCAS GENERADAS EN EL CICLO EXÓGENO
ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias provienen de la litificación de los sedimentos. Para su clasificación y
reconocimiento es necesario pues revisar algunos conceptos relacionados con el ciclo exógeno y
el origen de los sedimentos.
Todas las rocas que quedan expuestas en la superficie de la Tierra interactúan con la atmósfera y
la hidrósfera. Como resultado de esta interacción las diferentes especies minerales que conforman
las rocas expuestas se desestabilizan produciéndose un conjunto de cambios físicos y químicos
que agrupamos bajo el nombre de meteorización. FORD (1984) plantea la diferencia entre
meteorización e intemperismo en función a la ausencia o presencia, respectivamente, de vida y sus
procesos relacionados actuando en la descomposición de los minerales, el término intemperismo
plantea además no solamente el proceso de destrucción de los minerales, sino el de neoformación
de otras especies y movilización de sus resultantes.
Es muy importante diferenciar claramente el metamorfismo (procesos
de transformación mineral acaecidos en el interior de la corteza por
variaciones de la presión y temperatura) de la meteorización, que son
los procesos de desagregación física y química de las rocas de la corteza
cuando son sometidas a las condiciones superficiales (interacción con el
agua, aire, bacterias, etc.).
Estas reacciones de alteración (intemperismo) son de equilibrio y pueden expresarse de la
siguiente forma:
Residuos Sólidos: minerales arcillosos, óxidos, hidróxidos y/o materiales amorfos que pueden
abandonar el ambiente si existe algún agente de transporte.
Coloides: poseen cierta facilidad para abandonar el ambiente.
Iones: son los más móviles (en agua), aunque algunos de ellos pueden permanecer retenidos por
fuerzas electrostáticas de las arcillas y otros compuestos. Los agentes de intemperismo son
aquellos que actúan sobre los minerales primarios para dar lugar a los productos, sin embargo
estos agentes no desaparecen de la reacción y continúan actuando sobre estos últimos
movilizando o inmovilizando alguna de las fases creadas.
Tradicionalmente se han diferenciado los agentes de meteorización en físicos (encargados de
fragmentar y aumentar la superficie específica del mineral primario, así como de la eventual
dispersión de los fragmentos); químicos (aquellos que disgregan la estructura cristalina por
solubilización y pérdida de constituyentes de las mismas) y bióticos (desempeñan papeles físicos
y químicos: cuñas de raíces, ácidos húmicos, etc.).
Todos ellos funcionan en conjunto, complementándose, condicionándose y determinándose
mutuamente. De las condiciones generales del ambiente y de las características propias de los
minerales o rocas dependerá que uno u otro mecanismo tenga mayor incidencia relativa.
De una manera general la meteorización conlleva una pérdida de consistencia en la mayoría de las
rocas ya sea por la transformación parcial o total de algunos minerales en arcillas o por la
subdivisión física que ocurre en las rocas expuestas a los agentes atmosféricos.
La meteorización (o intemperismo) es uno de los temas más
importantes para el agrónomo, su dinámica es compleja y existen
numerosas variables en juego que definen la naturaleza y velocidad de
los cambios producidos en la roca original que conducen a la roca
meteorizada. Es altamente recomendable para quien quiera analizar con
mínima profundidad la relación suelo - roca madre, una profundización
en estos temas, que está fuera del objetivo de este cuadernillo.
En la siguiente tabla se resumen los agentes de meteorización o intemperismo, sin entrar en
detalles de su mecanismo de acción:
FISICOS
variaciones de presión y
temperatura
acción del agua (líquida y
sólida)
acción de sales precipitadas
acción del viento
acción de las raíces
acción de la tectónica frágil
acción de los animales
QUIMICOS
agua
oxígeno
hidrógeno
dióxido de carbono
BIOTICOS
bacterias y microorganismos
raíces
etc.
Varios mecanismos entran en juego a nivel superficial que producen
fracturación de las rocas. Entre los más importantes destacaremos: Las
rocas que se han formado a niveles profundos de la corteza donde
imperan grandes presiones cuando llegan a la superficie en ausencia de
presiones confinantes se fracturan subdividiéndose en poliedros de
formas variadas. Las superficies de subdivisión se llaman diaclasas de
descompresión, en la práctica de estructura de las rocas ígneas
volveremos sobre este concepto. Cuando las microfracturas y fracturas
de la roca son ocupadas por agua proveniente del ciclo superficial
pueden ocurrir fenómenos físicos de aumento de volumen tales como el
congelamiento que ayudan a propagar y aumentar el número de fisuras
así como su tamaño. La hidratación química de algunas sustancias
minerales va acompañada de aumento de volumen y por consiguiente
se generan tensiones internas que fracturan el macizo rocoso
La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales en la superficie terrestre
dependerá de dos tipos de factores: los factores de capacidad e intensidad.
Factores de Capacidad: son factores propios y específicos de cada mineral (intrínsecos), los más
importantes son los estructurales y los químicos:
A) factores estructurales: tipo estructural, densidad de empaque de la red cristalina, clivajes
B) factores químicos: movilidad relativa de cationes, grado de hidratación, estado de oxidación de
los iones.
Los factores estructurales dependen de la temperatura de formación de los minerales implicados, y
más específicamente de la fuerza de enlace entre los diferentes iones que componen la red
cristalina. La relación entre el tipo estructural y la alterabilidad relativa queda expresada por la serie
de GOLDICH (1938).
Factores de Intensidad: son característicos del ambiente en el que se produce la alteración,
controlando el proceso de meteorización y el grado e intensidad del mismo:
Drenaje: teniendo en cuenta que casi todos los procesos de intemperismo ocurren en medio
acuoso, el tiempo que el agua está en contacto con los minerales regula la alterabilidad de éstos.
El agua transportará en solución variadas sustancias y desalojará los productos generados por la
alteración, manteniendo en funcionamiento la meteorización y bajando el pH del agua. Las
condiciones ideales para la alteración de minerales es cuando el agua es abundante y el drenaje
es moderadamente bueno. Una vez que el agua va penetrando en el subsuelo se carga de
cationes y su pH se vuelve más alcalino, por lo que las reacciones de alteración se hacen menos
importantes. Por otro lado, el drenaje está estrechamente vinculado con la topografía.
Clima: incide sobre las características e intensidad del proceso intempérico por dos parámetros:
precipitación y temperatura. La velocidad de las reacciones químicas se multiplica por 2 ó 3 cada
10º de aumento de temperatura (ley de VAN'T HOFF), siendo esta una de las razones de la alta
agresividad de los climas tropicales, en los que casi todos los silicatos son inestables. Junto con la
topografía puede enunciarse:
- En zonas bajas, bajo la acción de clima cálido y húmedo, la descomposición química es el
proceso dominante.
- En zonas quebradas, frías y secas domina la desintegración. Esto es: a climas más cálidos y
húmedos más rápidamente progresa la meteorización.
Topografía: actúa condicionando al clima y el drenaje.
Naturaleza de las rocas: fundamentalmente mineralogía y textura.
Vegetación: acción mecánica de las raíces, acción química en proximidades de las raíces
(descenso de pH y suministro de CO2), productos resultantes de la degradación de la materia
orgánica en el suelo, regulación sobre la precipitación y regulación sobre la erosión.
La pérdida de consistencia facilita la acción de los agentes de transporte que pueden entonces
remover parcial o totalmente la roca meteorizada.
Los principales agentes de transporte son la gravedad, el agua, aire y hielo.
En climas desérticos el transporte por el viento (eólico) es uno de los
factores predominantes, así como lo es el movimiento de los glaciares
en las zonas más frías del planeta. En nuestro país y en las condiciones
actuales, gravedad y corrientes de agua superficiales son los agentes
principales de transporte, aunque el viento juega asmismo un papel
importante, especialmente en las arenas costeras. El transporte por
hielo es inexistente en nuestro país en las condiciones actuales. Sin
embargo existe registro geológico abundante de sedimentos
transportados por glaciares en otros momentos de la historia geológica.
Las condiciones climáticas en las diferentes zonas de la Tierra cambian el balance entre los
factores predominantes de transporte. La gravedad es sin duda el principal factor que condiciona la
ubicación última de las sustancias transportadas por los diversos agentes, de hecho es la gravedad
quien condiciona el movimiento del agua y del hielo en la superficie emergida de nuestro planeta.
Es lógico pensar entonces que el destino final de los sedimentos en un momento determinado
serán las superficies topográficamente deprimidas de nuestro planeta, donde pueden acumulares
importantes espesores de materiales sedimentarios.
Cuando las zonas de depositación ocupan extensiones areales regionales, se denominan cuencas
sedimentarias. Es frecuente que en nuestro planeta se desarrollen condiciones para la
depositación continuada o discontinuada de espesores importantes de sedimentos, que pueden
alcanzar varios miles de metros. A medida que se van depositando nuevas capas de sedimentos,
los que quedan por debajo se encuentran sometidos a presiones crecientes que tienden a
compactarlos y a expulsar el agua contenida en los mismos.
Asimismo tengamos en cuenta que el agua que circula por la superficie de nuestro planeta (y que
proviene íntegramente de las precipitaciones) no solo arrastra partículas (detritos), sino que
también contiene iones en solución que son removidos de ciertas zonas y se recombinan en otras
para dar lugar a especies minerales formadas como consecuencia de la precipitación química.
Estas especies minerales pueden actuar como cementantes entre los granos de las rocas
detríticas, o bien constituir espesores importantes de rocas de precipitación química tales como las
calizas.
Al conjunto de procesos de compactación y cementación de los sedimentos, incluyendo la
generación de algunas especies minerales estables en el ciclo exógeno (neoformación), se les
engloba bajo el nombre de diagénesis. Las rocas sedimentarias, producto de la litificación de los
sedimentos, se clasificarán entonces siguiendo criterios similares a los empleados para la
clasificación de estos últimos. Por ejemplo, si el sedimento es una arena, la familia de rocas a que
da lugar será la de las areniscas.
Una primera gran subdivisión que surge de lo expresado líneas más arriba es que existen dos
grandes grupos de rocas sedimentarias: las detríticas y las de precipitación química. Otro grupo
importante lo constituyen aquellas masas rocosas en las que sus constituyentes son
fundamentalmente restos de organismos; por ejemplo, la acumulación local de conchillas y restos
de organismos marinos puede dar lugar a rocas llamadas lumaquelas.
Los organismos vivos juegan a veces papeles menos evidentes, pero no por ello menos
importantes en la generación de rocas sedimentarias, muchas veces condicionando factores como
el pH y eH en cuerpos de agua, y regulando entonces la precipitación química de una u otra
especie mineral.
Dentro del grupo de rocas detríticas el criterio de clasificación fundamental es el tamaño de grano
de las partículas que la constituyen. El cuadro que se presenta se considera suficientemente
explícito al respecto.
Otros elementos que han de tenerse en cuenta para la clasificación de las rocas sedimentarias
detríticas normalmente considerados en segundo lugar, incluyen aspectos tales como forma de los
granos (especialmente en psamitas y psefitas), selección, mineralogía y cemento. El color es
una propiedad utilizada en la descripción pero no es un criterio de clasificación.
Debe tenerse presente que la asignación de un nombre particular a una
roca específica, sea esta sedimentaria, ígnea o metamórfica, es un
objetivo secundario frente al de realizar una minuciosa descripción de la
misma. Resulta mucho más valioso aprender a observar y describir
cuidadosamente una roca, que conocer su nombre en un criterio de
clasificación arbitrario cualquiera. La correcta descripción de una
litología solo puede realizarse cuando se tiene la oportunidad de verla
en el campo y de observar además su relación con las rocas vecinas. La
muestra de mano -obtenida con la herramienta apropiada- puede
permitir en algunos casos una descripción aceptable, pero tiene
enormes limitaciones. Por ello debe entenderse que los ejercicios
propuestos en las clases de taller suponen la dificultad accesoria de no
estar observando directamente el afloramiento, sino una porción
relativamente pequeña y no siempre representativa del total. En este
caso mas que en ningún otro, repetimos que el objetivo fundamental es
una exhaustiva descripción de lo que vemos mas que la asignación de
un nombre particular a cada muestra.
La selección es la propiedad que describe la variabilidad del tamaño de grano en una roca
sedimentaria detrítica. Aquellas rocas que muestran solo una clase granulométrica bien definida,
siendo el tamaño de todas las partículas similar, se dicen bien seleccionadas. Por oposición,
aquellas en que sus constituyentes presentan una gran diversidad de tamaños se denominan mal
seleccionadas. La selección de una roca es una propiedad que condiciona fuertemente su
porosidad, y por lo tanto su comportamiento frente a la circulación de agua, subsuperficial o
subterránea.
Otro criterio a tener en cuenta
en la clasificación de las rocas
sedimentarias es la morfología
de los clastos, denominada en
sedimentología redondez. La
redondez es eldato morfológico
de mayor interés en la
tipificación del ambiente de
sedimentación de algunas
rocas sedimentarias,
especialmente las psamitas y
las psefitas. Por otro lado, la
esfericidad está relacionada
con las diferencias existentes
entre los distintos diámetros o
longitudes de los ejes de la
partícula.
Se dice que una roca
sedimentaria es más madura
cuanto más redondeados y seleccionados estén los clastos que la integran. La madurez textural
es un índice que refleja el tiempo transcurrido entre la erosión del material detrítico original y su
depositación final.
En las rocas sedimentarias detríticas es común que las partículas constituyentes se encuentren
más o menos fuertemente adheridas por sustancias minerales a las que llamamos cementos.
Estas sustancias llenan los vacíos que existen entre las partículas eliminando parcial o totalmente
la porosidad inicial.
Los cementos pueden ser precipitados químicos que cristalizan a partir de aguas cargadas de
sales circulando por los poros originales del sedimento o precipitados en forma simultánea con las
partículas. Una roca sedimentaria detrítica cementada es más densa, más tenaz, y menos porosa
que su equivalente no cementado.
La tenacidad depende en gran medida del tipo de cemento siendo las cementadas con SiO 2 las
más resistentes no sólo mecánicamente sino también a ulteriores transformaciones por
meteorización.
Como ya ha sido comentado, el proceso sedimentario comprende varios estadios, iniciándose con
la alteración del material madre por parte de los agentes de meteorización o intemperismo. La
segunda etapa es el transporte de los detritos e iones formados durante la meteorización, el cual
puede viabilizarse a través del agua (arroyos, ríos, mar, etc.), el viento, hielo, gravedad, etc. La
última etapa del ciclo sedimentario es la depositación y es la más importante, ya que le conferirá al
sedimento las características estructurales definitivas.
En base al ambiente de depositación, los sedimentos se distinguen en continentales y marinos. Los
sedimentos continentales pueden ser subaéreos, como en el caso de las areniscas eólicas
desérticas o el loess periglacial, o subacuáticos, que a su vez pueden clasificarse en fluviales
(depositados en ríos o arroyos), lacustres (depositados en lagos o lagunas), deltaicos, etc. Los
sedimentos marinos se distinguen según la profundidad a la que fueron depositados y según la
distancia a la costa.
No es el objetivo de este documento adentrarse en la clasificación ambiental de los sedimentos y
las estructuras asociadas a cada uno de ellos (campo de estudio de la sedimentología y
estratigrafía), sin embargo pude ser útil conocer someramente las estructuras más comunes de las
rocas sedimentarias, a los efectos de ser utilizadas en la descripción de campo de las rocas
sedimentarias. En ese sentido se cree que la figura es lo suficientemente explícita para su
interpretación.
Principales estructuras sedimentarias:
1- estratificación plano-paralela;
2- estratificación cruzada;
3- ondulitas y
4- estructuras de canal.