Geologia General

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMÓN FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGÍA CARRERA DE INGENIERÍA CIVIL

“MODERNIZACIÓN DE LA ENSEÑANZA APRENDIZAJE EN LA ASIGNATURA DE GEOLOGÍA GENERAL GLG – 100”

TRABAJO DIRIGIDO, POR ADSCRIPCIÓN, PRESENTADO PARA OPTAR AL DIPLOMA ACADÉMICO DE LICENCIATURA EN INGENIERÍA CIVIL.

PRESENTADO POR: RONALD BALDELLON ALVAREZ SANDY ROCHA BARRIONUEVO

TUTOR:

Ing. Julio Torrez Navarro

Cochabamba – Bolivia Marzo - 2006

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GEOLOGÍA GENERAL

ÍNDICE GENERAL Página CAPÍTULO I : CIENCIAS DELA TIERRA 1.1 INTRODUCCIÓN

Pág. 2

1.2 GEOLOGÍA E INGENIERÍA

Pág. 3

1.3 ESPECIALIDADES DE LA GEOLIGÍA

Pág. 3

1.4 RELACIÓN DE LA GEOLOGÍA CON OTRAS CIENCIAS

Pág. 4

1.5 LAS FERAS

Pág. 5

1.6 EL UNIVERSO

Pág. 6

1.7 EL SISTEMA SOLAR

Pág. 8

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág. 11

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág. 12

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág. 12

CAPÍTULO II : LOS MATERIALES DE LA TIERRA 2.1 INTRODUCCIÓN 2.1.1 DATOS GENERALES DE LA TIERRA 2.1.2 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA 2.1.3 GRADIENTE DE TEMPERATURA 2.1.4 ISOSTASIA 2.1.5 MÉTODOS DE INVESTIGACIÓN 2.1.6 CORTEZA 2.1.6.1 COMPOSICIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE 2.1.6.2 TIPOS DE CORTEZA

Pág. Pág. Pág. Pág. Pág. Pág. Pág. Pág. Pág.

2.2 MINERALOGÍA 2.2.1 DEFINICIONES 2.2.2 CAMPOS DE LA MINERALOGÍA

Pág. 22 Pág. 23 Pág. 24

2.3 CRISTALOGRAFÍA 2.3.1 FORMAS EXTERIORES 2.3.2 CLASES Y SISTEMAS 2.3.3 MACLAS

Pág. Pág. Pág. Pág.

2.4 MINERALOGÍA QUÍIMICA

Pág. 29

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

14 14 15 18 18 19 20 21 21

25 25 26 28

FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA

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GEOLOGÍA GENERAL

2.5 MINERALOGÍA FÍSICA 2.5.1 PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MINERALES 2.5.1.1 PROPIEDADES QUE DEPENDEN DE LA ESTRUCTURA 2.5.1.2 PROPIEDADES DEPENDIENTES DE LA LUZ

Pág. Pág. Pág. Pág.

29 29 29 33

2.6 MINERALOGÍA DESCRIPTIVA 2.6.1 MINERALES FORMADORES DE ROCA 2.6.2 SILICATOS 2.6.3 MINERALES NO SILICATADOS

Pág. Pág. Pág. Pág.

35 35 35 40

2.7 MINERALES EN BOLIVIA 2.7.1 DESCRIPCION DE YACIMIENTOS MINERALES 2.7.1.1 ESCUDO PRECÁMBRICO 2.7.1.2 SISTEMA ANDINO

Pág. Pág. Pág. Pág.

42 43 44 45

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág. 50

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág. 51

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág. 51

CAPÍTULO III : ROCAS IGNEAS 3.1 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

Pág. 53

3.2 ROCAS ÍGNEAS

Pág. 58

3.3 ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Pág. 60

3.4 TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS Y SU RECONOCIMIENTO

Pág. 61

3.5 TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Pág. 62

3.6 NOMENCLATURA Y CLASIFICACION DE LAS ROCAS ÍGNEAS 3.6.1 CLASIFICACIONES QUÍMICAS 3.6.2 CLASIFICACIONES CASI QUÍMICAS 3.6.2 CLASIFICACIONES POR CARACTERISTICAS FÍSICAS

Pág. Pág. Pág. Pág.

3.7 FAMILIA DE LAS ROCAS ULTRABÁSICAS

Pág. 68

3.8 FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS CALCO ALCALINAS

Pág. 68

3.9 FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS ALCALINAS

Pág. 69

3.10 FAMILIA DE LOS LAMPROFIDOS

Pág. 69

3.11 FAMILIA DE LAS ROCAS INTERMEDIAS

Pág. 70

3.12 FAMILIA DE LAS ACIDAS

Pág. 70

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA

65 65 66 68

iii

GEOLOGÍA GENERAL

3.13 FAMILIA DE LAS ROCAS PIROCLASTICAS

Pág. 71

3.14 ACTIVIDAD ÍGNEA EN BOLIVIA 3.7.1 ROCAS PLUTONICAS 3.7.2 ROCAS HIPABISALES Y VOLCÁNICAS

Pág. 72 Pág. 72 Pág. 72

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág. 75

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág. 76

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág. 76

CAPÍTULO IV: ROCAS SEDIMENTARIAS 4.1 INTRODUCCIÓN

Pág. 78

4.2 SEDIMENTOS Y EL CICLO DE LA ROCA

Pág. 79

4.3 SEDIMENTOLOGÍA

Pág. 80

4.4 METEORIZACIÓN 4.2.1 METEORIZACIÓN MECÁNICA 4.2.2 METEORIZACIÓN QUÍMICA 4.2.3 METEORIZACIÓN ORGANICO-BIOLÓGICA

Pág. 81 Pág. 81 Pág. 82 Pág. 84

4.5 SUELOS (EDAFOLOGIA) 4.3.1 HORIZONTE “A” 4.3.2 HORIZONTE “B” 4.3.3 HORIZONTE “C”

Pág. 85 Pág. 85 Pág. 85 Pág. 85

4.6 PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN 4.6.1 LITIFICACIÓN 4.6.2 RECRISTALIZACIÓN 4.6.3 DIAGÉNESIS

Pág. 87 Pág. 87 Pág. 88 Pág. 88

4.7 AMBIENTES DE DEPOSITACIÓN DE SEDIMENTOS 4.7.1 CUENCA SEDIMENTARIA 4.7.2 FACIES

Pág. 88 Pág. 89 Pág. 89

4.8 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS 4.8.1 ROCAS CLÁSTICAS 4.8.1.1 TEXTURA DE LAS ROCAS CLÁSTICAS 4.8.1.2 PROPIEDADES DE LOS CLASTOS 4.8.1.3 ROCAS DE ORIGEN CLASTICO

Pág. 89 Pág. 90 Pág. 91 Pág. 92 Pág. 94

4.8.2 ROCAS DE ORIGEN QUÍMICO 4.8.2.1 ROCAS DE SÍLICE 4.8.2.2 ROCAS CARBONÁTICAS 4.8.2.3 EVAPORITAS UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág. 97 Pág. 98 Pág. 98 Pág.100 FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA

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GEOLOGÍA GENERAL

4.8.3 ROCAS ORGANOGENAS 4.8.3.1 ROCAS CARBONÁCEAS 4.8.3.2 ROCAS DE KEROGENO

Pág.100 Pág.100 Pág.102

4.9 RASGOS COMUNES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS 4.9.1 ESTRATIFICACIÓN 4.9.2 CONTENIDO DE FÓSILES 4.9.3 ESTRUCTURAS PRIMARIAS SINGENÉTICAS 4.9.4 ESTRUCTURAS PRIMARIAS EPIGENÉTICAS 4.9.5 FORMACION DE CAVERNAS

Pág.102 Pág.102 Pág.102 Pág.103 Pág.103 Pág.103

4.10 ROCAS SEDIMENTARIAS EN BOLIVIA

Pág.104

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.108

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.109

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.109

CAPÍTULO V : ROCAS METAMÓRFICAS 5.1 INTRODUCCIÓN

Pág.111

5.2 FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL METAMÓRFISMO 5.2.1 LA TEMPERATURA 5.2.2 LA PRESIÓN DE CARGA 5.2.3 LA FUERZA ELÁSTICA 5.2.4 EL QUIMISMO TOTAL

Pág.113 Pág.113 Pág.113 Pág.113 Pág.114

5.3 TIPOS DE METAMÓRFISMO 5.3.1 METAMORFISMO DE CONTACTO 5.3.2 METAMORFISMO POR DISLOCACIÓN 5.3.3 METAMORFISMO REGIONAL

Pág.114 Pág.115 Pág.116 Pág.116

5.4 DESCRIPCIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS 5.4.1 ROCAS DERIVADAS DE SEDIMENTOS PELÍTICOS 5.4.2 ROCAS DE DISLOCACIÓN

Pág.116 Pág.117 Pág.119

5.5 ROCAS METAMÓRFICAS EN BOLIVIA

Pág.119

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.120

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.121

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.121

CAPÍTULO VI : GEOLOGÍA HISTÓRICA 6.1 LA VIDA SOBRE LA TIERRA UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág.123 FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA

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GEOLOGÍA GENERAL

6.2 CICLO GEOQUÍMICO

Pág.124

6.3 LA VIDA DEL PASADO

Pág.124

6.4 PROCESOS DE FOSILIZACIÓN 6.4.1 MOLDES Y VACIADOS 6.4.2 PETRIFICACIÓN 6.4.3 RESIDUOS CARBONIZADOS 6.4.4 RASTROS, HUELLAS Y SURCOS 6.4.5 RESTO HELAOS Y MOMIFICADOS 6.4.6 TESTIMONIOS INDIRECTOS

Pág.125 Pág.125 Pág.126 Pág.126 Pág.126 Pág.127 Pág.127

6.5 GEOLOGÍA HISTÓRICA 6.5.1 COLUMNA GEOLOGICA 6.5.2 HISTORIA DEL PRECÁMBRICO 6.5.3 ERA PALEOZOICA 6.5.4 ERA MESOZOICA 6.5.5 ERA CENOZOICA

Pág.127 Pág.128 Pág.130 Pág.132 Pág.144 Pág.149

6.6 ESTRATIGRAFÍA 6.6.1 COLUMNA ESTRATIGRÁFICA

Pág.152 Pág.153

6.7 INTERPRETACIÓN DE MAPAS GEOLÓGICOS 6.7.1 ELEMENTOS GENERALES DEL MAPA GEOLÓGICO 6.7.2 LECTURA INTERPRETATIVA DEL MAPA GEOLÓGICO 6.7.3 MAPAS GEOLÓGICOS DE BOLIVIA

Pág.155 Pág.155 Pág.157 Pág.157

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.159

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.160

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.160

CAPÍTULO VII: GEOMORFOLOGÍA 7.1 INTRODUCCIÓN

Pág.162

7.2 MODELADO DE LA SUPERFICIE TERRESTRE 7.2.1 FACTORES ESTRUCTURALES 7.2.2 FACTORES CLIMATOLÓGICOS

Pág.163 Pág.163 Pág.164

7.3 METEORIZACIÓN

Pág.164

7.4 REMOCIÓN EN MASA 7.4.1 TIPOS DE REMOCIÓN EN MASA 7.4.2 FACTORES QUE INFLUYEN EN LA REMOCIÓN EN MASA

Pág.165 Pág.166 Pág.170

7.5 EROSIÓN

Pág.171

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GEOLOGÍA GENERAL

7.5.1 EROSIÓN ANTROPICA 7.5.1.1 PRINCIPALES FORMAS DE EROSIÓN ANTROPICA 7.5.2 LOS FACTORES DE LA EROSIÓN DEL SUELO

Pág.171 Pág.171 Pág.176

7.6 CICLO GEOMORFICO FLUVIAL 7.6.1 RÍOS Y VALLES 7.6.2 DESARROLLO DE UN VALLE 7.6.3 NIVEL DE BASE Y SUS VARIACIONES

Pág.177 Pág.177 Pág.177 Pág.178

7.7 CLASIFICACIÓN DE VALLES

Pág.179

7.8 DISEÑO DE DRENAJE Y SU SIGNIFICACIÓN

Pág.179

7.9 DEPOSICIONES ALUVIALES 7.9.1 LA LLANURA DE DESBORDE Y SU MORFOLOGÍA 7.9.2 ABANICOS ALUVIALES 7.9.3 TERRAZAS

Pág.183 Pág.183 Pág.184 Pág.185

7.10 PROCESOS GEOMORFICOS ESPECIALES 7.10.1 GLACIACIÓN

Pág.186 Pág.186

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.191

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.192

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.192

CAPÍTULO VIII: GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 8.1 INTRODUCCIÓN

Pág.194

8.2 TEORÍA DE PLACAS 8.2.1 TIPOS DE LÍMITES ENTRE PLACAS

Pág.194 Pág.198

8.3 GEOSINCLINALES Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS 83.1 GEOSINCLINALES 8.3.2 FORMACIÓN DE MONTAÑAS

Pág.200 Pág.200 Pág.201

8.4 TRANSGRECIONES Y REGRESIONES MARINAS

Pág.205

8.5 ESTRUCTURAS GEOLOGICAS 8.5.1 ESTRUCTURAS PRIMARIAS 8.5.2 ESTRUCTURAS SECUNDARIAS A) DEFORMACIÓN DÚCTIL - PLIEGUES B) DEFORMACIÓN FRÁGIL - DIACLASAS - FALLAS

Pág.205 Pág.206 Pág.209 Pág.209 Pág.210 Pág.215 Pág.215 Pág.217

8.6 TRANSCENDENCIA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLOGÍCAS EN INGENIERIA Pág.222

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vii

GEOLOGÍA GENERAL

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.223

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.224

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.224

CAPÍTULO IX : GEOFÍSICA- SISMOLOGÍA 9.1 GEOFÍSICA

Pág.226

9.2 GRAVIMETRÍA

Pág.226

9.3 MAGNETOMETRÍA

Pág.228

9.3.1 INSTRUMENTOS 9.3.2 APLICACIONES

Pág.230 Pág.231

9.4 GEOELECTRICIDAD 9.4.1 GEOELÉCTRICA 9.4.2 METODO GEOELECTRICO DE RESISTENCIA 9.4.3 DIAGRAFÍA GEOFÍSICA 9.4.3.1 DIAGRAFIA GEOLÓGICA 9.4.3.2 DIAGRAFIA GEOTÉCNICA

Pág.231 Pág.232 Pág.232 Pág. 236 Pág.236 Pág.236

9.5 INTRODUCCIÓN A LAS SISMOLOGÍA

Pág.237

9.6 SISMOLOGÍA 6.5.1 MÉTODOS SÍSMICOS DE EXPLORACIÓN 6.5.2 TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS 6.5.3 COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN LAS ROCAS

Pág.238 Pág.238 Pág.238 Pág.241

9.7 TERREMOTOS 9.7.1 CAUSAS DE LOS TERREMOTOS 9.7.2 ESCALAS SÍSMICAS

Pág.243 Pág.243 Pág.245

9.8 EL SISMÓGRAFO

Pág.248

9.9 DISTRIBUCIÓN DE ZONAS SISMICAS 9.9.1 TERREMOTOS DEL MUNDO

Pág.250 Pág.251

9.10 SISMICIDAD EN BOLIVIA 9.10.1 SISMOS HISTORICOS REGISTRADOS EN BOLIVIA

Pág.253 Pág.254

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.258

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.259

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.259

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GEOLOGÍA GENERAL

CAPÍTULO X : NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS 10.1 INTRODUCCIÓN

Pág.261

10.2 CICLO HIDROLÓGICO 10.2.1 ECUACIÓN BÁSICA DE LA HIDROLÓGIA

Pág.261 Pág.262

10.3 EL AGUA DEL SUBSUELO 10.3.1 AGUAS METEÓRICAS / AGUAS DEL INTERCAMBIO 10.3.2 AGUAS DE RESERVA 10.3.3 AGUAS PROFUNDAS AGUAS DE FORMACIÓN 10.3.4 ZONA DE AIREACIÓN 10.3.5 ZONA SATURADA

Pág.263 Pág.263 Pág.263 Pág.264 Pág.264 Pág.264

10.4 DESCARGA DEL AGUA SUBTERRÁNEA

Pág.265

10.5 ACUÍFEROS POROSOS 10.5.1 CRITERIOS DE POROSIDAD 10.5.2 CRITERIOS FÍSICOS 10.5.2.1 CLASIFICACIÓN EN FUNCIÓN A LA TRANSMISIVIDAD 10.5.2.2 CLASIFICACIÓN EN FUNCIÓN A PRESIÓN DEL AGUA

Pág.265 Pág.265 Pág.267 Pág.267 Pág.269

10.6 ACÚIFEROS DE FISURA

Pág.272

10.7 EXPLOTACIÓN 10.7.1 POZOS EXCAVADOS 10.7.2 POZOS PERFORADOS A MÁQUINA

Pág.274 Pág.275 Pág.276

PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.282

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.283

BIBLIOTECA VIRTUAL

Pág.282

CAPÍTULO XI : SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA 11.1 INTRODUCCIÓN

Pág.285

11.2 DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO DE SUD AMÉRICA

Pág.285

11.3 GEOLOGÍA DE BOLIVIA

Pág.286

11.3.1 FISIOGRAFÍA DE BOLIVIA 11.3.1.1 LA CORDILLERA OCCIDENTAL 11.3.1.2 EL ALTIPLANO 11.3.1.3 LA CORDILLERA CENTRAL Y ORIENTAL (BLOQUE PALEOZOICO) 11.3.1.4 LA FAJA SUB-ANDINA 11.3.1.5 LA LLANURA CHACO – BENIANA UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág.287 Pág.288 Pág.289 Pág.290 Pág.290 Pág.291

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GEOLOGÍA GENERAL

11.3.1.6 LAS SERRANIAS CHIQUITANAS 11.3.1.7 EL ESCUDO BRASILEÑO

Pág.292 Pág.292

11.4 ESTRATIGRAFÍA

Pág.292

11.5 ESTRATIGRAFÍA BOLIVIANA

Pág.293

11.5.1 11.5.2 11.5.3 11.5.4 11.5.5 11.5.6 11.5.7 11.5.8 11.5.9 11.5.10 11.5.11 11.5.12

PRE-CAMBRICO CAMBRICO ORDOVICICO SILURICO DEVONICO CARBONIFERO PERMICO TRIASICO JURASICO CRETACICO TERCIARIO CUATERNARIO

Pág.294 Pág.295 Pág.295 Pág.296 Pág.296 Pág.297 Pág.297 Pág.298 Pág.298 Pág.298 Pág.298 Pág.299

11.6 YACIMIENTOS PALEONTOLOGICOS Y AREAS PROTEGIDAS

Pág.299

11.6.1 METODOLOGÍA PARA LA DETERMINACIÓN DE YACIMIENTOS PALEONTOLÓGICOS Y ÁREAS PROTEGIDAS Pág.300 11.6.2 RESULTADOS OBTENIDOS SEGÚN INDAGACION PALEONTOLÓGICA Y NATURALEZA GEOMORFOLÓGICA Pág.301 11.6.3 CONCLUSIONES ACERCA DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS Pág.304 PREGUNTAS DE CONTROL

Pág.306

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Pág.307

CONCLUSIONES

Pág.308

RECOMENDACIONES

Pág.309

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GEOLOGÍA GENERAL

ÍNDICE FIGURAS Página 1.1 Esquema de la relación de la Geología 1.2 Esquema de la cuatro Feras que presenta la tierra 1.3 Big Bang (gran explosión) ocurrió hace 20 Mil Millones atrás 1.4 Composición química del universo 2.1 Estructura interna de la Tierra 2.2 Corte a travez de la tierra 2.3 Equilibrio Isostático 2.4 La corteza terrestre 2.5 Composición de la corteza terrestre 2.6 Diversidad de minerales existentes en la corteza terrestre 2.7 Composición de minerales y de rocas 2.8 Formas exteriores: planos de simetría, ejes de simetría, centro de simetría 2.9 Tipos de maclas 2.10 Escala de Mohs 2.11 Tipos de clivaje que se presentan en los minerales 2.12 Tipos de fractura que se presentan en los minerales 2.13 Propiedades dependientes de la luz en los minerales 2.14 Series de cristalización de Bowen 2.15 Potencial Geológico – Minero de Bolivia 3.1 Ciclo Geológico 3.2 Métodos de reconocimiento de rocas 3.3 Esquema de las intrusiones ígneas 3.4 Esquema de los lugares de formación de las rocas ígneas 3.5 Basalto cantera Chilla 3.6 Bomba volcánica Sur Lipez 3.7 Granito Taxara 3.8 Andesita Colquechaca 4.1 El ciclo de la roca 4.2 Rocas sedimentarias generadas por el ciclo exógeno 4.3 Formación de las rocas sedimentarias 4.4 Meteorización mecánica y química 4.5 Cambios de la roca durante la meteorización 4.6 Los horizontes del suelo 4.7 Los suelos más conocidos del mundo 4.8 Clastos, matriz y cemento ferruginoso 4.9 Redondez de los clastos de una roca 4.10 Clasificación de las rocas sedimentarias por el tamaño de los clastos 4.11 Clasificación de clastos 4.12 Clasificación textural de las rocas carbonaticas 4.13 Rocas sedimentarias de origen químico 4.14 Estalactitas y estalagmitas 4.15 Rocas sedimentarias combustibles 4.16 Formación de Cavernas 4.17 Rocas sedimentarias en nuestro país 4.18 Conglomerado Sipe Sipe 4.19 Caliza Morochata UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág. 5 Pág. 5 Pág. 7 Pág. 7 Pág. 17 Pág. 18 Pág. 19 Pág. 20 Pág. 21 Pág. 23 Pág. 24 Pág. 26 Pág. 28 Pág. 30 Pág. 31 Pág. 31 Pág. 33 Pág. 40 Pág. 44 Pág. 53 Pág. 57 Pág. 60 Pág. 62 Pág. 73 Pág. 73 Pág. 73 Pág. 74 Pág. 79 Pág. 80 Pág. 81 Pág. 83 Pág. 84 Pág. 86 Pág. 87 Pág. 91 Pág. 91 Pág. 93 Pág. 94 Pág. 98 Pág. 99 Pág. 99 Pág.101 Pág.103 Pág.105 Pág.106 Pág.106

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GEOLOGÍA GENERAL

4.20 Arenisca Sipe Sipe 4.21 Lutitas Camino a Morochata 5.1 Esquema de un ciclo metamórfico 5.2 Esquema de las facies metamórficas 5.3 Esquema de los tres tipos de metamorfismos 5.4 Cuarcita Mizque 5.5 Pizarra Huyna Potosí 5.6 Filita Las Petas 5.7 Esquisto Escudo Brasileño 5.8 Gneis Escudo Brasileño 6.1 Cadena alimenticia 6.2 Ciclo del carbono en la naturaleza 6.3 Dignomia Boliviensis 6.4 Ofiuroideo 6.5 Leonaspis Chacaltayano 6.6 Loxonema 6.7 Coral inde.t 6.8 Nuculites Sharpei 6.9 Metacryphaeus caffer 6.10 Ciathophyllum Bolivianun 6.11 Australospirifer Antarcticus 6.12 Helecho fósil 6.13 Spirifer Cyclopterus 6.14 Neospirifer condor 6.15 Linoproductus cora 6.16 Restos vegetales 6.17 Melania Potosinensis 6.18 Huellas de Dinosaurios 6.19 Huellas de Iguanodontido 6.20 Piña fósil 6.21 Columna crono estratigráfica del Chapare 6.22 Formato de un mapa geológico 7.1 Formación de una montaña 7.2 Roca meteorizada in situ 7.3 Esquema de reptación 7.4 Deslizamiento rotacional 7.5 Deslizamiento a causa de la deformación de arcillas margas 7.6 Zona con solifluxión en el suelo 7.7 Apreciación del hielo en el suelo 7.8 Erosión laminar en la cima de una montaña 7.9 Erosión en surcos 7.10 Erosión en barrancos 7.11 Suelo expuesto a la erosión eolica 7.12 Depósitos Eólicos 7.13 Patrones de drenaje 7.14 Desarrollo de meandros 7.15 Desarrollo del trenzado de un rió 7.16 Llanuras de desborde en un rió 7.17 Depósitos aluviales UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág.107 Pág.107 Pág.111 Pág.112 Pág.115 Pág.117 Pág.117 Pág.118 Pág.118 Pág.119 Pág.123 Pág.124 Pág.134 Pág.135 Pág.135 Pág.136 Pág.136 Pág.136 Pág.139 Pág.139 Pág.139 Pág.141 Pág.143 Pág.143 Pág.144 Pág.145 Pág.148 Pág.149 Pág.149 Pág.151 Pág.154 Pág.158 Pág.163 Pág.164 Pág.167 Pág.168 Pág.169 Pág.170 Pág.170 Pág.172 Pág.173 Pág.173 Pág.174 Pág.176 Pág.181 Pág.182 Pág.182 Pág.183 Pág.185

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GEOLOGÍA GENERAL

7.18 Formación de terrazas 7.19 Glaciares 7.20 Formación del hielo glaciar 7.21 Esquema de los glaciares 7.22 Esquema de la glaciación 7.23 Glaciación en alta montaña 7.24 Glaciación continental 7.25 Formación de morrena 8.1 Origen de los lomos oceánicos 8.2 Trincheras oceánicas 8.3 Diagrama de relación entre las placas litosféricas 8.4 Mapa geotectónico de la tierra 8.5 Tipos de límites entre placas 8.6 Relación entre mares epirogénicos y geosinclinales 8.7 Cadenas montañosas del Himalaya 8.8 Formación de una meseta 8.9 Cuenca de los Yungas 8.10 Bloques levantados y fosas tectonicas 8.11 Rumbo y Buzamiento de un estrato inclinado 8.12 Tipos de discordancia 8.13 Agentes orogénicos 8.14 Partes de un Pliegue 8.15 Nomenclatura de los tipos de pliegues 8.16 Monoclinal 8.17 Nomenclatura de pliegues de acuerdo al plano axial 8.18 Pliegues parásitos 8.19 Estructuras menores 8.20 Sistema de diaclasas ortogonales 8.21 Agrietamiento y patrones de juntas dentro de los cuerpos plutonicos 8.22 Elementos de una falla 8.23 Falla normal 8.24 Falla inversa 8.25 Falla lateral o de desgarre 8.26 Desarrollo de una cabalgadura 8.27 Resumen (Tensión / deformación) en fallas 9.1Gravímetro de HARTLEY 9.2 Campo Magnético de la tierra 9.3 Sondeo eléctrico vertical 9.4 Ondas longitudinales “P” 9.5 Ondas transversales “s” 9.6 Ondas superficiales “R” 9.7 Ondas superficiales “L” 9.8 Camino que siguen las ondas sísmicas 9.9 Reflexión – Refracción de ondas sísmicas 9.10 Principales causas del origen de un terremoto 9.11 Foco y epicentro de un terremoto 9.12 Escala de Mercalli y Richter 9.13 El sismógrafo 9.14 Sismo en Chile 9.15 Sismogramas UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

Pág.186 Pág.187 Pág.187 Pág.188 Pág.188 Pág.189 Pág.190 Pág.190 Pág.195 Pág.195 Pág.196 Pág.197 Pág.200 Pág.201 Pág.202 Pág.204 Pág.204 Pág.205 Pág.207 Pág.209 Pág.209 Pág.211 Pág.212 Pág.212 Pág.214 Pág.214 Pág.215 Pág.216 Pág.216 Pág.218 Pág.218 Pág.219 Pág.219 Pág.220 Pág.220 Pág.227 Pág.229 Pág.234 Pág.239 Pág.239 Pág.240 Pág.240 Pág.241 Pág.242 Pág.244 Pág.244 Pág.248 Pág.249 Pág.249 Pág.249

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9.16 Cinturones sísmicos en el mundo 9.17 Mapa de intensidades sísmicas de Bolivia 9.18 Sismos históricos registrados en Bolivia 10.1 Cantidades aproximadas de escorrentía, precipitación y evaporación 10.2 Ciclo hidrológico 10.3 Agua en el subsuelo 10.4 Esquema de manantiales tipo vertedero 10.5 Esquema de un acuífero – acuifugo 10.6 Esquema de agua confinada 10.7 Esquema de un sistema artesiano 10.8 Clasificación de los acuíferos en función a la presión del agua 10.9 Proceso de recarga de los acuíferos 10.10 Curso efluente – influente 10.11 Esquema de un acuífero Figurado 10.12 Esquema de un pozo perforado 10.13 Rejilla del tipo de ranura continúa 10.14 Esquema de la pared del acuífero – encamisado 10.15 Niveles piezometricos 11.1 Unidades estructurales de Bolivia 11.2 Mapa geológico de Bolivia 11.3 Determinación de un área protegida 11.4 Áreas protegidas y unidades geomorfologicas de Bolivia

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Pág.250 Pág.254 Pág.257 Pág.262 Pág.263 Pág.264 Pág.265 Pág.268 Pág.268 Pág.269 Pág.270 Pág.271 Pág.271 Pág.274 Pág.276 Pág.278 Pág.278 Pág.280 Pág.288 Pág.294 Pág.301 Pág.304

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ÍNDICE DE TABLAS Página 1.1 Comparación de elementos químicos 1.2 Planetas del sistema solar 2.1 Datos generales de la tierra 2.2 Distribución de superficies en el planeta tierra 2.3 Características de la corteza terrestre 2.4 Sistemas cristalográficos 2.5 Escala de Mohs 2.6 Clasificación de minerales 2.7 Principales minerales hallados en Bolivia 3.1 Descripción de rocas 3.2 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento 3.3 Clasificación por el contenido de SO 2 3.4 Clasificación por el contenido de Al 2 O 3 3.5 Clasificación por el contenido de Cuarzo 3.6 Criterio de Ellis 3.7 Criterio de Shand 3.8 Clasificación de los clastos solidificados 4.1 Clasificación de las rocas sedimentarias 4.2 Clasificación de rocas sedimentarias 4.3 Cuadro de clasificación de las rocas de origen clástico 4.4 Rocas de origen clástico 6.1 Columna geológica 7.1 Estabilidad contra la meteorización 7.2 Características de las partículas transportadas por el viento 8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo 8.2 Separación en discontinuidades 8.3 Persistencia en discontinuidades 8.4 Abertura en discontinuidades 9.1 Descripción del material a través de su resistividad 9.2 Resultados obtenidos mediante el SEV. 9.3 Velocidad de onda en los materiales 9.4 Formaciones geológicas en una prospección sísmica 9.5 Sismos según la profundidad 9.6 Escala de Rossi – Forel 9.7 Cantidad de terremotos por año 9.8 Terremotos clasificados según magnitud y número de victimas 10.1 Distribución del volumen de agua en el planeta 10.2 Propiedades hidrogeológicas de las rocas 11.1 Áreas protegidas según indagación paleontológica 11.2 Potencial paleontológico por área protegida

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Pág. 8 Pág. 10 Pág. 15 Pág. 15 Pág. 22 Pág. 27 Pág. 30 Pág. 34 Pág. 49 Pág. 57 Pág. 61 Pág. 66 Pág. 66 Pág. 67 Pág. 67 Pág. 67 Pág. 72 Pág. 89 Pág. 90 Pág. 94 Pág. 97 Pág.129 Pág.165 Pág.175 Pág.203 Pág.221 Pág.221 Pág.221 Pág.233 Pág.235 Pág.241 Pág.243 Pág.245 Pág.246 Pág.252 Pág.252 Pág.262 Pág.266 Pág.302 Pág.203

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

CAPÍTULO I CIENCIAS DE LA TIERRA 1.1

INTRODUCCIÓN

La geología es la ciencia que concierne a la tierra y las rocas de las que esta constituida, los procesos que las formaron durante el tiempo geológico y el modelado de la superficie en el pasado y en el presente. La tierra no es un cuerpo estático sino que continuamente esta sujeta a cambios, tanto en su superficie como a niveles más profundos. Los cambios superficiales pueden ser observados igualmente por los ingenieros y por los geólogos, entre esos cambios, la erosión es un proceso dominante que destruye los alcantarillados costeros, reduce la altura de los continentes y transporta el material así removido, ya sea al mar o a las cuencas continentales de depositación. Los cambios que se originan bajo la superficie no son fáciles de observar directamente. Algunos de ellos, son la causa de los lentos movimientos de los continentes que cruzan la superficie del globo; otros causan cambios más rápidos, los cuales están asociados con las erupciones volcánicas y los terremotos. Como ejemplo de estos cambios que resultan de la acción de la energía podemos citar:  La pérdida de calor geotérmico proveniente del interior de la tierra.  Perdida de energía al disminuir la rotación de la tierra.  La energía liberada por los terremotos. Estos explican los cambios que se originan bajo la superficie e indican la importancia de los procesos internos que controlan el comportamiento del planeta. Se cree que estos procesos han operado a través de millones de años, y los geólogos suponen que los que actualmente se encuentran en operación son fundamentalmente similares a los que han operado en el pasado. Los efectos producidos por los procesos geológicos pueden parecer muy lentos para que tengan alguna importancia en la ingeniería, aunque muchos de ellos operan a ritmos similares a los que se encuentran en la práctica de la ingeniería. Por ejemplo, los continentes derivan lateralmente a un ritmo que oscila entre 1 y 3 cm./año, o sea, 10-7 cm./s que es un valor aproximado a la conductividad hidráulica de un buen concreto que se utiliza en las presas. Los procesos geológicos, como los que operan actualmente, han dejado su registro en las rocas durante los enormes espacios del tiempo geológico, algunas veces con toda claridad y en otras parcialmente borrados por eventos posteriores por tanto, las rocas registran eventos acaecidos en la larga historia de la tierra, como lo atestiguan los restos y marcas de organismos vivientes, como animales o plantas, cuando son conservados. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Todas las rocas contribuyen a formar el registro y en cierto sentido la geología es la historia de la tierra, se incluye no solo su composición química elemental, sino también su constitución mineralógica y litológica, las estructuras internas de los minerales y las rocas y las relaciones estructurales que existen entre unas y otras, es decir, los rasgos arquitectónicos y ornamentales de la tierra. 1.2

GEOLOGÍA E INGENIERÍA

El hombre, desde las épocas más remotas, en que empezó a practicar las artes de la ingeniería, se ha enfrentado con problemas relativos a los materiales y los procesos; ya había empezado a construir estructuras, había llegado a ser un ingeniero. La experiencia le enseñó mucho y la ingeniería empírica se adelanto muchas generaciones a la ciencia teórica. Sin embargo, en los tiempos modernos, el ingeniero civil confía menos en los conocimientos empíricos y recurre cada día más a las ciencias. En la ingeniería moderna se han reducido los factores de seguridad, se han introducido innovaciones de todo tipo, en los materiales, en los métodos, en las funciones; y las escalas de tamaño, peso y uso se han multiplicado notablemente. Ninguna estructura, sin embargo, es mejor que sus cimientos o que el material de que estos están constituidos; es más, la mayor parte de los fracasos de nuestros tiempos se deben en cierto grado a causas geológicas subyacentes. El Ingeniero civil se enfrenta a una gran variedad de problemas, en los que el conocimiento de la geología le es necesario, cuyas ventajas son:  Le dará un conocimiento sistematizado de los materiales, su existencia o localización y sus propiedades.  Los problemas de cimentaciones, estabilidad de taludes son esencialmente geológicos, por ejemplo los puentes, las presas, las carreteras y otras construcciones, se establecen sobre algún material natural.  El conocimiento de la existencia de aguas subterráneas, y los elementos de la hidrología subterránea, son excelentes auxiliares en muchas ramas de la ingeniería práctica. Ingeniería sanitaria, abastecimiento de aguas, drenaje de terrenos, riego, excavaciones, defensa contra deslaves y otros muchos trabajos.  El conocimiento de las aguas superficiales, sus efectos de erosión, su transporte y sus sedimentaciones, es esencial para el control de las corrientes, los trabajos de defensa de márgenes y costas, los de conservación de suelos y otras actividades.  La capacidad para leer e interpretar informes geológicos, mapas, planos geológicos y topográficos y fotografías aéreas, es de gran utilidad para la planeación de muchas obras. 1.3

ESPECIALIDADES DE LA GEOLOGÍA

La geología presenta una diversidad de especialidades entre las que podemos mencionar:  Geofísica: Estudio de la física de la tierra: gravimetría, sismología, magnetometría, Sondeo Eléctrico Vertical (SEV). UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

 Mineralogía: Estudio de los minerales: (estructura interna, composición química, clasificación).  Petrología: Estudio de las rocas, su origen, los procesos de su formación, su composición.  Petrografía: Es un rama de la petrología, que se ocupa de la descripción de las rocas.  Geoquímica: Es estudia la distribución y la abundancia de los elementos en las distintas partes de la tierra y se trata de explicar la distribución de los elementos en las rocas.  Geología estructural: Análisis e interpretación de las estructuras tectónicas en la corteza terrestre. (fracturamiento, plegamiento y montañas).  Geología Histórica: Estudio de las épocas geológicas desde la formación de la tierra aproximadamente 4600 Millones de años atrás hasta hoy día.  Paleontología: Estudio de la vida de épocas geológicas pasadas; estudio de los fósiles.  Estratigrafía: Estudio de las rocas estratificadas, por su naturaleza, su existencia, sus relaciones entre si y su clasificación.  Sedimentología: Estudio de los sedimentos y su formación. Análisis del ambiente de deposición como las propiedades físicas en el agua de un río.  Mecánica de suelos: Estudio de las propiedades de los suelos para encontrar terreno apto para la construcción, para calcular y evitar riesgos geológicos, Ej. deslizamientos.  Hidrogeología: Investigaciones de la cantidad y calidad del agua subterránea, cual es el agua presente debajo de la tierra. Se trata de la interacción entre roca, suelo y agua.  Geología Económica: Exploración de yacimientos metálicos y no-metálicos. Evaluación de la economía de un yacimiento o producto mineralico.  Exploración Prospección: Búsqueda de yacimientos geológicos con valor económico. Por medio de la geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas e imágenes satelitales.  Geología Ambiental: Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de contaminación, del agua superficial, subterránea y suelos. Investigación/calidad de agua y suelo. 1.4

RELACIÓN DE LA GEOLOGÍA CON OTRAS CIENCIAS

Para entender los procesos geológicos es necesario conocer algunos principios físicos, químicos, biológicos y matemáticos. Los principios físicos permiten entender la destrucción física de rocas en un río, la acumulación de arena y bloques; la química ayuda entender la formación de minerales y de algunas rocas; la biología actual permite entender la vida de las épocas pasadas. En la figura 1.1 podemos apreciar la relación intima que tiene la geología con las otras ciencias.

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Fig. 1.1 Esquema de la relación de la Geología Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

1.5

LAS – FERAS

En la tierra se presentan cuatro "- Feras": La Atmósfera (Gases que envuelven la tierra), la Hidrosfera (Toda el agua que esta por encima de la superficie terrestre: océanos, ríos, lagos, agua subterránea, lluvia), la Biosfera (Parte del mundo en la cual están presentes los seres vivos: La superficie de la tierra, el suelo, los mares, el aire) y la Litosfera (Parte sólida exterior de la tierra). La figura 1.2 muestra las cuatro feras que tenemos en nuestro planeta. La geología es la ciencia de la litosfera y sus relaciones con las otras "Feras". La intersección de Litosfera-Atmósfera presenta todos los procesos como erosión y meteorización. La intersección de Hidrosfera-Litosfera trata del agua subterránea transporte en el agua, ambiente de río. El conjunto de biosferalitosfera se trata de la vida en las épocas pasadas, la evolución, los fósiles y en general la paleontología.

Fig. 1.2 Esquema de la cuatro Feras que presenta la tierra Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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1.6

CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

EL UNIVERSO

El universo es el conjunto de todas las galaxias existentes y del espacio en que se mueven a su vez, en una galaxia hay estrellas, planetas, nebulosas y partículas interestelares; todos estos componentes se encuentran organizados, confiriendo a la galaxia una forma concreta: elíptica, espiral o irregular. En el universo conocido hay millones de galaxias, situadas unas de otras a distancias enormes, de hasta 12.000 millones de años luz. El año luz es la unidad de longitud que se emplea en astronomía: un año luz equivale a 9,46 billones de kilómetros, es decir la distancia que recorre la luz en un año (la luz viaja a 300.000 kilómetros por segundo). Un estrella es en acumulo enorme de gases incandescentes que emiten energía al exterior gracias a las reacciones termonucleares que se producen en su interior. Los planetas son cuerpos sólidos que giran alrededor de las estrellas. Las nebulosas son inmensas nubes de gas sin forma específica y en su interior se forman nuevas estrellas. Las partículas interestelares son moléculas que se hallan entre las estrellas; se han descubierto hasta cincuenta tipos de moléculas diferentes, algunas de ellas, como el alcohol etílico, de naturaleza orgánica. Datos generales:  El universo contiene: 1080 átomos - 1050 ton. Métricas.  Edad: 20 mil millones de años.  Número de Galaxias: 75 Millones.  Estrellas en la vía láctea: 75 Millones.  Estrella más grande: VV Cephei (2400 diámetros del sol). En la figura 1.3 podemos apreciar la edad de la tierra, como también los eventos más relevantes que ocurrieron en el tiempo.

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Edad del universo: 20 mil millones de años 10 en mil millones de años

Big Bang

5

4

3

2

1

hoy

15

20

Formación de la via lactea Formación de la tierra Las rocas más antigua Los primeros unicelulares Los primeros multicelulares

Fig. 1.3 Big Bang (gran explosión) ocurrió hace 20 Mil Millones atrás Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

La composición química predominante en el universo es esta expresada a continuación e ilustrada en la figura 1.4:  hidrógeno (75%).  helio (20%).  Demás elementos (5%). H

924.000

He

74.000

O

830

C

470

N

84

Ne

82

Si

33

Fe

32

S

18

Ar

8

Al

3

Ca

3

otros

2

H He

o

Ne Si Fe S N c Otros

Fig. 1.4 Composición química del universo Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Rango de elementos químicos no inertes: En comparación al Universo - Ser vivo - La tierra, se nota que el universo y los seres vivos muestran una composición bien parecido: Los cuatro elementos (no inertes) más importantes en ambos son H, O, C y N. Solo los rangos son diferentes. La Tierra tiene una composición totalmente diferente: Hierro, Oxígeno, Sílice y Magnesio marcan la mayor abundancia, la tabla 1.1 es una ilustración de los elementos químicos más importantes en comparación del Universo, el Ser vivo y la tierra . Tabla 1.1 Comparación de elementos químicos

Universo H

O

C

Ser vivo N

C

O

H

La Tierra N

Fe

O

Si

Mg

Fuente: elaboración propia

1.7

EL SISTEMA SOLAR Y LOS PLANETAS

El Sistema Solar nació hace como 4,6 billones de años, cuando algo perturbó una vasta nube de gas y polvo. Esta perturbación pudo haber sido una colisión con otra nube, o una onda de choque producida por una estrella que explotó. La nube se dividió en aglomerados de materia más pequeños y densos, los cuales se colapsaron hacia el centro bajo el peso de su propia gravedad. Tal vez en 100.000 años, uno de estos aglomerados, llamada nebulosa, se condensó dentro de un volumen de espacio como del tamaño del sistema solar actual. Protones individuales, núcleos de átomos de hidrógeno, fueron unidos para formar el núcleo de helio más pesado. Al chocar también se produjo energía y en un instante cósmico, nació el Sol. Con el tiempo se formaron los planetas rocosos del interior: Mercurio, la Tierra, Venus y Marte. En las afueras el sistema solar, las temperaturas eran lo suficientemente frías para que los hielos permanecieran intactos. Pero estos también se unieron para formar cuerpos aún más grandes, llamados planetesimales, los cuales a su vez se unieron para formar los núcleos de los planetas gigantes: Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno. La mayoría de las lunas probablemente se formaron a la misma vez que sus planetas progenitores. A distancias más grandes del Sol, las lunas se formaron de roca y hielo. La Luna terrestre se formó un poco después, cuando un cuerpo tan grande como Marte chocó contra nuestro planeta. La colisión lanzó un geiser de roca derretida en órbita alrededor de la Tierra; el material se enfrió rápidamente y se unió para formar la Luna. Plutón, el planeta más lejano, quizás es un cometa gigante. El cambio de mayor importancia desde el nacimiento del sistema solar es el desarrollo de la vida. La Tierra es el único planeta con las condiciones necesarias para albergar la UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

vida. Los primeros organismos unicelulares aparecieron en la Tierra por lo menos hace 3,5 billones de años. La vida pudo haber evolucionado en alguna otra parte del sistema solar. Pudo haber existido en Marte hace como 3,6 billones de años. Agua líquida fluyó sobre la superficie marciana, manteniendo la esperanza de que Marte pueda aún estar habitado por organismos sencillos. A continuación podemos observar los diferentes planetas de nuestro sistema solar, como también en la tabla 1.2 podemos ver las diferentes características de cada uno de ellos.

SOL

MARTE

MERCURIO

VENUS

JÚPITER

SATURNO

NEPTUNO

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TIERRA

URANO

PLUTON

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Tabla 1.2 Planetas del Sistema Solar

Nombre

Distancia Diámetro Tierra (Km.) Mill. Km.

El sol

Densidad g/cm3 (Pe.)

Numero de Satélites

1.392.000

1,41

--------

Duración del Año

Grav. Composición Con resp. de la Tierra = 1 atmósfera 28.0

?

Mercurio

77,2

4.835

5,69

--------

88 días

0,36

no tiene

Venus

38,6

12.194

5,16

--------

244,7 días

0,87

CO 2

Tierra

-------

12.756

5,52

1

365,26 días

Marte

54,7

6.760

3,89

2

686 días

0,38

CO 2 , N 2 , Ar

Júpiter

589

141.600

1,25

12

11,86 años

2,64

H 2 , He

Saturno

1105,7

120.800

0,62

10

29,46 años

1,13

H 2 , He

.Urano

2570

47.100

1,60

5

84,01 años

1,07

H 2 , He, CH 4

Neptuno

4209

44.600

2,21

2

164,8 años

1,41

H 2 , He, CH 4

Plutón

4264

14.000

4,2

?

247,7 años

0,3

?

1,00

N2, O2

Fuente: Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Preguntas de control: 1.- ¿Por qué la geología es importante para la ingeniería civil? 2.- ¿De las especialidades de la geología cuales son las más importantes para la ingeniería civil? 3.- ¿Explique con sus palabras que es el universo y que datos importantes tiene? 4.- ¿Cuál de los elementos químicos es el más predominante en el Universo? 5.- ¿Cuál es el elemento químico común entre el universo, la tierra y el ser vivo? 6.- ¿Los primeros unicelulares hace cuantos billones de años aparecieron? 7.- ¿Cuál es la densidad aproximada de la tierra en g/cm3? 8.- ¿Según la tabla 1.2 después del sol cual es el sexto planeta y cual es la composición de su atmósfera? 9.- ¿Júpiter cuantos satélites tiene? 10.- ¿Cuáles son las características más importantes de la tierra?

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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA

Referencias bibliográficas: - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S

Biblioteca virtual: - Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991 - http://usuario.tiscali.es/solyplanetas

- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html - http://usuario.tiscali.es/solyplanetas/galeriafotos.htm - www.portalciencia.net/ geoloroc.html - http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

CAPÍTULO II LOS MATERIALES DE LA TIERRA 2.1

INTRODUCCIÓN 1

La tierra forma parte del sistema solar y por lo tanto debe tener una estructura y composición similar a otros planetas y estar sometida a las mismas leyes generales. De esta manera el estudio de otros planetas, especialmente los más próximos, necesariamente ha de proporcionar datos importantes sobre el nuestro, especialmente sobre su pasado y sobre su futuro. La tierra es uno de los 9 planetas que dan vueltas alrededor del sol, que es solo una entre los 100.000 millones de estrellas que existen aproximadamente, en nuestra Vía Láctea. La Tierra no es una esfera perfecta, sino que entonces la forma de la tierra es un elipsoide de rotación. Cálculos basados en las perturbaciones de las órbitas de los satélites artificiales revelan que la Tierra es una esfera imperfecta porque el ecuador se engrosa 21 Km.; el polo norte está dilatado 10 m y el polo sur está hundido unos 31 metros. La tierra es el único planeta habitado por los seres vivos que conocemos, hecho que es posible gracias a que se encuentra a una correcta distancia del sol. La tierra es el tercer planeta desde el Sol y quinto en cuanto a tamaño de los nueve planetas principales. La distancia media de la Tierra al Sol es de 149.503.000 km. Es el único planeta conocido que tiene vida, aunque algunos de los otros planetas tienen atmósferas y contienen agua. 2.1.1

Datos generales de la tierra

El radio ecuatorial de la tierra es de 6370 km y el radio polar es de 22 km mas corto. De esta manera la tierra no es una esfera perfecta. Su superficie es de 510 x 106 km2, de los cuales un 29% corresponde a los continentes, si a este se le añade el área de los mares someros de la plataforma que rodea a los continentes, el área terrestre representa un 35% del total de la superficie. En otras palabras casi las dos terceras partes de la superficie esta cubierta por el océano profundo. En las tablas 2.1 y 2.2, podemos apreciar los datos generales de la Tierra que se presentan de forma goblal y resumida.

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F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

Tabla 2.1 Datos generales de la Tierra Datos Generales de la Tierra Radio ecuatorial Km.

Radio polo/polo Km.

Volumen km3

Masa ton.

Peso específico promedio g/cm3

Edad millones de años

Rocas más antiguas millones de años

6378

6357

1,083 X 1012

6 X 1021

5,517

4650

3750

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”) Tabla 2.2 Distribución de superficies en el Planeta Tierra Océanos y Continentes Superficie de los continentes 15 X 107 km2

Altura promedia de la tierra firme

Superficie de los océanos (total) Mar de baja profundidad

Mar de alta profundidad

9 X 107 km2

27 X 107 km2

623 m

18 %

53 %

29%

Profundidad promedia de los océanos

3800 m

71%

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)

Las edades absolutas de la formación de rocas, se llegó a determinar por el método de descomposición radioactiva (permanente), de algunos isótopos (U, Rb, C). La datación radiométrica ha permitido a los científicos calcular la edad de la Tierra en 4.650 millones de años. Aunque las rocas más antiguas de la Tierra datadas de esta forma, no tienen más de 4.000 millones de años, los meteoritos, que se corresponden geológicamente con el núcleo de la Tierra, dan fechas de unos 4.500 millones de años, y la cristalización del núcleo y de los cuerpos precursores de los meteoritos, se cree que ha ocurrido al mismo tiempo, unos 150 millones de años después de formarse la Tierra y el Sistema Solar. 2.1.2

Estructura interna de la Tierra

2

El conocimiento que se tiene actualmente del interior de la tierra esta basado en las investigaciones directas que pueden hacerse a profundidades de unos cuantos kilómetros respecto a la superficie, junto con extrapolaciones hechas a niveles mas bajos. Los estudios del flujo del calor, presión geoestática, terremotos y estimaciones de equilibrio isostático revelan mucho acerca del interior de la tierra. La tierra joven probablemente era una mezcla homogénea sin continentes y sin océanos. Mediante el proceso de diferenciación el Fe y el Ni bajaron hacia al centro de la tierra y los elementos más livianos subieron hacia la superficie y formaron la corteza. 2

W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

Se puede considerar que la Tierra se divide en cinco partes: la primera, la atmósfera, es gaseosa; la segunda, la hidrosfera, es líquida; la tercera, cuarta y quinta, la litosfera, el manto y el núcleo son sólidas.  La atmósfera: Es la cubierta gaseosa que rodea el cuerpo sólido del planeta. Aunque tiene un grosor de más de 1.100 km, aproximadamente la mitad de su masa se concentra en los 5,6 km más bajos.  La litosfera: Esta compuesta sobre todo por la fría, rígida y rocosa corteza terrestre, se extiende a profundidades de 100 km. Las rocas de la litosfera tienen una densidad media de 2,7 veces la del agua y se componen casi por completo de 11 elementos, que juntos forman el 99,5% de su masa. La litosfera comprende dos capas (la corteza y el manto superior) que se dividen en unas doce placas tectónicas rígidas (véase Tectónica de placas). La corteza misma se divide en dos partes. La corteza siálica o superior, de la que forman parte los continentes, está constituida por rocas cuya composición química media es similar a la del granito y cuya densidad relativa es de 2,7. La corteza simática o inferior, que forma la base de las cuencas oceánicas, está compuesta por rocas ígneas más oscuras y más pesadas como el gabro y el basalto, con una densidad relativa media aproximada de 3. La litosfera también incluye el manto superior. Las rocas a estas profundidades tienen una densidad de 3,3. El manto superior está separado de la corteza por una discontinuidad sísmica, la discontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por una zona débil conocida como astenósfera. Las rocas plásticas y parcialmente fundidas de la astenósfera, de 100 km de grosor, permiten a los continentes trasladarse por la superficie terrestre y a los océanos abrirse y cerrarse.  La hidrosfera: Es la capa de agua que, en forma de océanos, cubre el 70,8% de la superficie de la Tierra. La hidrosfera se compone principalmente de océanos, pero en sentido estricto comprende todas las superficies acuáticas del mundo, como mares interiores, lagos, ríos y aguas subterráneas.  El manto y el núcleo: Son el pesado interior de la Tierra y constituyen la mayor parte de su masa. El denso y pesado interior de la Tierra se divide en una capa gruesa, el manto, que rodea un núcleo esférico más profundo. El manto se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de unos 2.900 km. Excepto en la zona conocida como astenosfera, es sólido y su densidad, que aumenta con la profundidad, oscila de 3,3 a 6. El manto superior se compone de hierro y silicatos de magnesio como el olivino y la parte inferior de una mezcla de óxidos de magnesio, hierro y silicio. La investigación sismológica ha demostrado que el núcleo tiene una capa exterior de unos 2.225 km de grosor con una densidad relativa media de 10. Esta capa es probablemente rígida y los estudios demuestran que su superficie exterior tiene depresiones y picos, y estos últimos se forman donde surge la materia caliente. Por el contrario, el núcleo interior, cuyo radio es de unos 1.275 km, es sólido. Se cree que

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ambas capas del núcleo se componen en gran parte de hierro con un pequeño porcentaje de níquel y de otros elementos. Las temperaturas del núcleo interior pueden llegar a los 6.650 °C y se considera que su densidad media es de 13. La tierra esta construida por zonas:  0-40km: corteza continental : en parte está dividida por la discontinuidad de Conrad, en una zona superior, generalmente se constituye de rocas metamórficas de grado medio y alto, su composición media es probablemente granodiorítica; y una zona inferior tiene probablemente una composición similar de los gabros y basaltos, es decir los elementos Si, Al y Mg, son los principales. Esta discontinuidad no está desarrollada en todas las partes de la corteza terrestre, normalmente se ubica en una profundidad de 15 - 25km. En montañas altas la corteza continental es más ancha y en los Alpes llega hasta una profundidad de 55km.  Discontinuidad de Mohorovicic: Es la división entre corteza y manto, y hasta los 900km forma el manto superior que esta compuesto por una litosfera sólida y rígida, y de una astenósfera parcialmente fundida subyacente, plástica; de los 900 – 2900km forma el manto inferior.  Discontinuidad de Gutenberg: Es la división entre el manto y núcleo. Entre los 2900 – 5100 Km. esta el núcleo exterior líquido de Fe.; desde los 5100 – 6370km esta el núcleo interior que es sólido y denso de Fe. En la figura 2.1 podemos apreciar gráficamente lo desarrollado acerca de la estructruta interna de la tierra.

Fig.2.1 Estructura interna de la Tierra Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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2.1.3

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Gradiente de temperatura y densidad 3

Por medio de los laboreos mineros profundos se ha obtenido la información de que la temperatura aumenta hacia abajo a un ritmo promedio de 30°C por kilómetro. Este ritmo se eleva cerca de la fuente de calor, que puede ser un centro volcánico. Suponiendo que el gradiente de temperatura continúa el ritmo promedio, el cálculo demuestra que a una profundidad de unos 30km la temperatura estaría tan elevada que muchas rocas comenzarían a fundirse. Resulta que el material rocoso se encuentra en una condición relativamente sólida; pero habrá una profundidad a la cual se encuentre un fluido viscoso, y esto define la base de la litosfera. La densidad media de la tierra, que se estima de la masa y volumen calculados, es de 5.527 (g /cm3). Esta densidad es mucho mayor que la de muchas de las rocas que se encuentran en la superficie, y raramente exceden la de 3. El promedio de densidad de las rocas sedimentarias es de 2.3 y las abundantes rocas graníticas tienen una densidad promedio de 2.7. Para explicar el promedio de 5.5 de densidad, se supone que en los niveles más profundos de la tierra debe haber material más denso (ver fig. 2.2).

Fig.2.2 Corte a través de la Tierra – fuente (Elaboración propia)

2.1.4

Isostasia 4

Termino que proviene del griego y que quiere decir “igual modo de estar”. Se utiliza para indicar un estado ideal de equilibrio entre las diferentes partes de la corteza. Las masas continentales pueden visualizarse como bloques extensos semejantes a “balsas” de una composición esencialmente granítica soportadas por material subcortical. La diferencia en densidad de estos dos materiales implica que los continentes están sumergidos en su mayor parte en un material subcortical más denso, como si fueran bloques de hielo que flotan en el agua. Tiende a mantenerse en estado de equilibrio 3 4

F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros” F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”

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arriba de cierto nivel llamado nivel de compensación. De esta manera en la fig.2.3 el peso de una columna de materia en una región montañosa como en A, de igual al de la columna B, donde la corteza más ligera es más delgada por lo que desplaza menos material del lecho subyacente más denso. Las columnas están en equilibrio a cierta profundidad donde sus pesos son iguales. El concepto de equilibrio isostático ha sido comprobado por los levantamientos gravimétricos que han revelado un exceso o deficiencia de densidad de la corteza que se encuentra debajo del área levantada. De toda la evidencia reunida es probable que todos los grandes rasgos topográficos de la superficie de la tierra, están isostaticamente compensadas a escala regional y probablemente limitadas por fallas. La isostasia requiere que debajo de la concha exterior, la litosfera, hay una capa débil que tenga la capacidad de ceder a esfuerzos aplicados a largo plazo. Esta zona de debilidad se llama astenósfera. Se localiza en la parte mas alta del manto y el rasgo característico es su debilidad. La isostasia implica que para que un área terrestre sufra denudación debe haber una lenta elevación de la superficie a medida que es aligerada con un influjo de material más denso abajo del área.

i)

ii)

Fig.2.3 i) Sección diagramática que atraviesa parte de un continente. Densidad en (103 kg/m3), ii)Equilibrio isostático ; columnas ideales de corteza de diferentes longitudes que están sumergidas en un material subcortical mas pesado, el cual es desplazado a una mayor profundidad por las columnas mas altas que se corresponden con las “raíces” de las montañas.

2.1.5

Métodos de investigación 5 Se puede encontrar informaciones del interior de la tierra a través de los siguientes métodos de investigación los cuales son:

a) Perforaciones: Investigación por medio de la perforación, cuya ventaja es la posibilidad de tomar muestras a distintas profundidades. La perforación más

5

W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”

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profunda del mundo lo realizó la ex-Unión Soviética hasta una profundidad de 12km. b) Métodos geofísicos: se los realiza a través de:  Sismología: Por medio de ondas sísmicas se puede detectar discontinuidades, cambios petrográficos, diferenciar entre rocas sólidas y rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación de la geología del interior de la tierra.  Gravimetría: Detecta anomalías de la gravedad, los cuales permiten calcular la densidad y el espesor de la corteza terrestre. c) Volcanología: Algunos volcanes tienen su cámara de magma en altas profundidades (manto superior), cuyo análisis de las rocas volcánicas da información. 2.1.6

Corteza 6

Corteza terrestre, capa superficial de la geósfera, que está en contacto con la atmósfera, y que limita con el manto mediante la discontinuidad de Mohorovicic. Presenta una estructura muy compleja derivada de los procesos dinámicos a los que se ve sometida. Además, su composición geoquímica es muy diversa. Junto con la zona superficial del manto forma la litosfera. La corteza terrestre tiene un espesor variable (ver fig.2.4): puede medir 5 km bajo los océanos y hasta 70 km en las cordilleras. Se divide en dos grandes unidades: la corteza continental, granítica, y la corteza oceánica, basáltica.

Fig.2.4 La corteza terrestre Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”) 6

Dorling Kindersley : “ The visual dictionary of the human body ”

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2.1.6.1 Composición de la corteza terrestre Es esencial entender que la costra a través de los continentes es muy diferente en composición y espesor a la costra a través del fondo de los océanos. Aproximadamente 1/3 del globo esta cubierto por costra continental y 2/3 por costra oceánica. Es fácil establecer como difieren estos tipos de costra. Un simple razonamiento nos conducirá a concluir que si los silicatos minerales formadores de rocas podrían libremente acomodarse bajo la fuerza de atracción de la gravedad terrestre encontraríamos rocas félsicas en las capas más superficiales, seguidas a profundidad por rocas máficas y rocas ultramáficas en el fondo. En realidad este arreglo general es aceptado como el modelo más razonable para la costra y manto de la tierra. Los cuerpos celestes, así como la tierra están formadas por elementos, que hallan constituidos por átomos y forman las moléculas, que su vez constituyen los minerales y las rocas. Muchos análisis químicos han demostrado que las rocas que constituyen la corteza terrestre, están formados por (ver fig. 2.5):  En un 98.5 % por 8 elementos: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg.  Y el 1.5% de elementos restantes: Ti, H 2 , P, Mn, F, S, Sr, Ba, C, CL, Cr, Zr, Rb, V, Ni.

Fig.2.5 Composición de la corteza terrestre – fuente (elaboración propia)

2.1.6.2 Tipos de Corteza: 7 La corteza presenta la siguiente composición química: SiO 2 , Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 , FeO, MgO, CaO, Na 2 O K 2 O, y se divide en:

7

F. G. H. Blyth and M. H. freitas : “ Geología para ingenieros ”

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 Corteza Continental.- Incluye los continentes y los sectores del mar de baja profundidad, y tiene una composición química diferente al de la corteza oceánica. La corteza continental se encuentra en las zonas emergidas del planeta pero también bajo los océanos, cerca de las costas. Está formada por rocas plutónicas, volcánicas, sedimentarias y metamórficas. Es más gruesa y menos densa que la oceánica. En ella se encuentran las rocas más antiguas. Éstas son parte de los cratones o núcleos continentales, constituidos por granitos y gneises; son zonas consolidadas desde hace más de dos mil millones de años. Las áreas más complejas de la corteza continental son los orógenos o cordilleras. Pueden presentar una capa superficial, la cobertura, constituida por rocas sedimentarias, aunque éstas han podido ser erosionadas; en este caso, aparece el zócalo formado por rocas metamórficas y plutónicas. Los orógenos se forman como consecuencia de la convergencia de placas litosféricas en una zona de subducción o al colisionar dos masas continentales.  Corteza Oceánica.- Se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad, y una mayor cantidad en aluminio, hierro, magnesio, calcio y potasio. La corteza oceánica es delgada y está formada por rocas volcánicas básicas, los basaltos, que se forman en las dorsales oceánicas. Éstas también se denominan bordes constructivos porque su actividad volcánica permite la formación de corteza nueva. La capa superficial de la corteza oceánica es sedimentaria y su espesor medio es de 300 m, pero cerca de las dorsales no aparece porque no se ha podido formar aún sobre los basaltos recién consolidados. En la tabla 2.3 podemos observar las diferentes características entre la corteza continental y la corteza oceánica. Tabla 2.3 Características de la corteza terrestre

Características Peso especifico Espesor Altura Edad Rocas

Corteza continental menor (más liviano) grueso (30-70km) entre -200m hasta 8849m tal vez antigua rico de Si

Corteza oceánica mayor (más pesado) Delgado (6-8km) Fondo del mar Más joven (jurasico) pobre de Si

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)

2.2

MINERALOGÍA 8

“Mineralogía es una ciencia que tiene por objeto el estudio físico, químico y cristalográfico de las sustancias de origen inorgánico de origen natural”. La mineralogía, es una parte de las ciencias geológicas que estudia la identificación y la génesis de los minerales su practica data desde hace unos 5.000 años.

8

Frederic H. Lahee : “ Geología practica”

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Los minerales son elementos o compuestos inorgánicos, sólidos, naturales, simples, homogéneos, en su composición química. Poseen propiedades físicas y químicas únicas; pertenecientes a la corteza terrestre. Normalmente los minerales presentan una estructura cristalina. Los minerales pueden formarse en cualquier parte de la superficie o en el interior de la tierra, los que están constituidos por uno o más elementos, que se unen para formar una multitud de minerales, algunos de composición sencilla como el cuarzo o composiciones como los piroxenos y los anfíboles, donde intervienen en su formación, el hierro, magnesio. En la fig. 2.6 podemos apreciar la diversidad de minerales que podemos encontrar en la corteza terrestre.

Fig. 2.6 Diversidad de minerales existentes en la corteza terrestre – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

2.2.1

Definiciones 9

 Mineral.- Es una sustancia de origen inorgánico que tiene una composición química definida, y un arreglo atómico también definido, propiedades que le dan características físicas definidas. Un mineral es un conjunto de elementos químicos, como: Si, Al, K, Na, Fe, Ca, Mg, Cl, O, (entre otros) forman el mineral, cuyos nombres dependen de su formula y de su estructura atómica. Los minerales en general sólidos; materialmente homogéneos; cristalinos o amorfos (sin estructura cristalina, por ejmp. Los vidrios naturales); la mayoría de los minerales son cristales. Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la colaboración de organismos p. ej. Azufre elemental, pirita y otros sulfuros pueden ser formados por reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales forman parte de organismos como por ej. La calcita, ópalo, pueden formar esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados.

9

W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geologia General”

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 Roca.- Es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural (obsidiana), el nombre de la roca depende de su génesis y del contenido en minerales. Una roca compuesta de un solo tipo de mineral es Monomineral, por ej.: la piedra caliza compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo; y otra roca compuesta de varios tipos de minerales es Polimineral, por ej. El granito compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad.  Suelo.- cubierta superficial de la mayoría de la superficie continental de la Tierra. Es un agregado de minerales no consolidados y de partículas orgánicas producidas por la acción combinada del viento, el agua y los procesos de desintegración orgánica.  Mena.- Mineral a partir del cual se extrae un metal, tal como se encuentra en el yacimiento, Ejemplos de menas son la calcopirita para el cobre, la galena para el plomo o la magnetita para el hierro. En la fig. 2.7 se observa la composición de los minerales como el de las rocas en su diversidad. ELEMENTO QUÍMICO

MINERAL

ROCA

Si Fe Al

Mg

O Na

Conjunto de elementos químicos

Conjunto de minerales

Fig. 2.7 Composición de minerales y de rocas – fuente (Elaboración propia)

2.2.2

Campos de la mineralogía

Los campos principales de la mineralogía son: la cristalografía, la mineralogía química, la mineralogía Física y la mineralogía Descriptiva.

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2.3

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CRISTALOGRAFÍA

La cristalografía es una ciencia que estudia las propiedades de los cristales que se refieren a sus estructura interna, como ser las relaciones matemáticas de sus caras, ángulos, ejes, etc. así como las relaciones de cristal a cristal. También la cristalografía mediante estas relaciones divide y clasifica a los cristales en clases y sistemas.  Cristal.- El término cristal se emplea en ele sentido tradicional de una forma geométrica poliédrica limitada por caras lisas, que adquiere un compuesto bajo las influencias Interatómicas, cuando pasa del estado líquido o gaseoso al estado sólido. Los cristales muchas veces se los reconocen por su belleza y simetría.  Cristalino.- Cuando en un mineral, los diferentes componentes químicos se encuentran en lugares definidos y se ordenan regularmente, formando un cristal con estructura atómica regular o con arreglo atómico ordenado. Cuando un mineral no presenta formas externas bien definidas de modo que no se puedan considerarse como cristales, se dice que tiene formas externas macizas.  Amorfo.- Es cuando un mineral no tiene una estructura interna bien definida (sin estructura cristalina) por ejm. Los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de gel (ópalo). Los minerales en un 98 % son de constitución cristalina.

2.3.1 Formas exteriores Un cristal esta limitado por superficies planas llamadas caras, las mismas que muestran una simetría matemática, que es la base de la división de los cristales. Esta simetría puede definirse en relación a los elementos de simetría que son:  Planos de simetría.- Si consideramos una mesa cuadrada, y hacemos pasar un plano de tal manera que queda dividido en dos partes iguales, se considera a este como un plano de simetría, es decir que las dos partes son exactamente iguales, siendo la mitad del sólido igual a la otra como la imagen de un espejo. Un cubo puede tener hasta 9 planos de simetría (ver fig. 2.8 a).  Eje de simetría.- Si hacemos girar un cuerpo alrededor de una línea recta llamada eje y en una rotación de 360º coincide en su posición original por lo menos dos veces, se dice que el cuerpo tiene simetría, y esta puede ser binaria si se repite dos veces, ternaria si se repite 3 veces, cuaternaria 4 veces, etc. (ver fig. 2.8 b).  Centro de simetría.- Es el punto que se encuentra en el interior del cuerpo, y cualquier característica exterior del cuerpo se repetirá a la misma distancia en dirección opuesta. si cruzamos una línea del centro del prisma a una esquina, y si esa línea extendida en dirección opuesta desde el centro encontramos otra

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esquina a la misma distancia, este punto central tendrá que ser el centro de simetría de dicho cuerpo (ver fig. 2.8 c).

a)

b)

c)

Fig.2.8 a) planos de simetría, b) ejes de simetría, c) centro de simetría – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

2.3.2 Clases y Sistemas De acuerdo a los elementos de simetría, ha establecido que existen 32 clases de simetrías posibles para los cristales, estas están agrupadas por sus características en 6 sistemas cristalográficos, los cuales podemos apreciarlos en la tabla 2.4. Conocidos los elementos de simetría podemos hablar de ejes cristalográficos y de la cruz axial. Los ejes cristalográficos son líneas imaginarias que se cruzan en el centro de simetría y sirven para ubicar las distintas caras del cristal en el espacio .Generalmente coinciden con los ejes de simetría y en su intersección forman la cruz axial. La cruz axial responde a una relación angular y de longitud entre los ejes cristalográficos. En la cruz axial los ejes cristalográficos se denominan, convencionalmente, “a”, “b” y “c” y los ángulos que forman entre sí: α , ß y δ .

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Tabla 2.4 Sistemas cristalográficos GRUPO

ISOMETRICO

SISTEMA

REL. DE LONG.

FIGURA

RELA. ANG.

CUBICO

a=b=c

α = β = γ = 90°

TETRAGONAL

a=b≠c

α = β = γ = 90°

EJEMPLO

Diamante Halita Pirita Galena Blenda Casiterita calcopirita Pirolucita

DIMETRICO

HEXAGONAL

a=b =d≠c

α = β = δ = 90° γ= 120°

ROMBICO

a≠b ≠c

α = β = γ = 90°

a≠b ≠c

α = γ = 90° β= 120°

TRIMETRICO MONOCLINICO

Cuarzo Soladita Magnecita Berilio Amatista Antimonita Azufre Aragonita Baritina Anhidrita Yeso Talco Alabastro Biotita Muscovita Andesita

a≠b ≠c

TRICLINICO

α≠β≠γ Albita

Fuente (elaboración propia)

 Sistema isométrico.- Cúbico o regular, los tres ejes tienen la misma longitud y son perpendiculares entre sí. Ej. Halita NaCl, Pirita FeS 2 , Diamante C. Su cruz axial responde a la siguiente relación: a=b=c

α = ß = δ = 90°

 Sistema tetragonal.- Presenta dos ejes iguales y un tercero desigual. Dos ejes iguales (horizontal) y un tercero (vertical) de longitud diferente, todos perpendiculares entre sí. Ej. Casiterita SnO 2 . Su cruz axial responde a la siguiente relación: a=b≠c

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α = ß = δ = 90°

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 Sistema hexagonal.- En este sistema intervienen cuatro ejes cristalográficos en lugar de tres. Los tres horizontales son iguales entre sí y se cortan a 120°. Ej. Apatito y grafito C. Su cruz axial responde a la siguiente relación: a=b=d≠c

α = ß = δ = 90°, γ= 120°

 Sistema rómbico.- Posee tres ejes perpendiculares, todos de distinta longitud. Los elementos de simetría característicos de este sistema son tres ejes diagonales o un eje diagonal y dos planos perpendiculares entre sí, que pasan por él. Ej.: Olivino. Su cruz axial responde a la siguiente relación: a ≠ b ≠c

α = ß = δ = 90°

 Sistema monoclínico.- Los cristales se refieren a tres ejes desiguales, dos de los cuales se cortan según un ángulo oblicuo y el tercero es perpendicular al plano de los otros dos. Los ángulos son iguales mayor de 90°. Sus elementos de simetría característicos son un eje diagonal y un plano.. Ej.: Mica Su cruz axial responde a la siguiente relación: a≠b≠c α = δ = β > 90°  Sistema triclínico.- Tres ejes desiguales y tres ángulos desiguales entre sí y diferente de 90°. Ej.: Albita. Su cruz axial responde a la siguiente relación: a≠b≠c

α ≠ ß ≠ δ ≠ 90°

2.3.3 Maclas Cuando dos o mas cristales crecen conjuntamente de acuerdo a alguna ley, a este Intercrecimiento se conoce con el nombre de macla o cristal geminado (ver fig. 2.9). Las superficies según las cuales están unidos los cristales se conocen como superficies de unión, y puede haber maclas de contacto o maclas de penetración. También llamada Hemitropia, que es la agrupación de cristales unidos por una superficie plana de tal forma que las caras y aristas correspondientes queden dispuestas en sentido contrario.

Fig.2.9 Diferentes tipos de maclas: de izquierda a derecha (macla de pirita, macla en forma de cruz, macla de ortosa)

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2.4

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MINERALOGÍA QUÍMICA 10

La mineralogía química, “Estudia las propiedades químicas de los minerales, así como los diferentes métodos químicos para la identificación”. Las propiedades de los minerales dependen en gran manera de la composición química que estos posean, las mismas que estos tengan relación íntima con la constitución interna. 

Polimorfismo.- Se llama polimorfismo cuando existen minerales con la misma composición química pero con diferente estructura interna. Por. Ej.



Isomorfismo.- Cuando un mineral reemplaza dentro de su estructura parcial o totalmente sus cationes, para que ocurra este fenómeno el catión reemplazante tendrá que tener las mismas dimensiones que el catión a ser reemplazado, como en el caso: Calcita Magnesita Albita



2.5

CaCO 3 MgCO 3 NaAlSi 3 O 8

Magnesita Siderita Anortita

MgCO 3 FeCO 3 CaAl

Seudomorfismo.- Cuando un mineral se altera cambiando completamente su estructura cristalina, así como su composición química, pero manteniendo sin embargo su forma exterior, como por ejemplo: Pirita S 2 Fe en Hematita Fe 2 O 3 Aragonita CaCO 3 en Calcita CaCO 3

MINERALOGÍA FÍSICA

Estudia las Propiedades físicas de los minerales, como cohesión, elasticidad, densidad, propiedades que dependen de la luz, color, etc. 2.5.1 Propiedades físicas de los minerales A efecto de reconocimiento de un mineral, la primera observación es la determinación de sus propiedades físicas. No todas tienen la misma importancia y a veces por sí solas alcanzan para determinar una especie mineral. De tal manera que la dureza, la raya y el peso específico, podríamos asignarle mayor importancia que el color, por ejemplo, que puede sufrir variaciones debido a trazas de elementos extraños. 2.5.1.1 Propiedades que dependen de la estructura  Dureza.- La dureza se define como la resistencia al rayado de la superficie lisa de un mineral. Una superficie blanda se raya con más facilidad que una dura; 10

Julio Torrez Navarro: “ Apuntes de geología general ”

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de esta forma un mineral duro, como el diamante, rayará uno blando, como el grafito, mientras que la situación inversa nunca se producirá. La dureza relativa de los minerales se determina gracias a la escala de dureza de Mohs, nombre del mineralogista alemán Friedrich Mohs que la ideó en el año 1822. En esta escala, diez minerales comunes (ver fig. 2.10) están clasificados en orden de creciente dureza recibiendo un índice: talco, 1; yeso, 2; calcita, 3; fluorita, 4; apatito, 5; ortosa (feldespato), 6; cuarzo, 7; topacio, 8; corindón, 9, y diamante, 10, (ver tabla 2.5) La dureza de una muestra se obtiene determinando qué mineral de la escala de Mohs lo raya. Así, la galena, que tiene una dureza de 2,5, puede rayar el yeso y es rayado por la calcita. La dureza de un mineral determina en gran medida su durabilidad. La dureza está relacionada con la solidez, la durabilidad y la resistencia de sustancias sólidas, y, en sentido amplio, este término suele extenderse para incluir todas estas propiedades. Tabla 2.5 Escala de Mohs (Según dureza de los minerales) ESCALA DE MOHS Dureza

Mineral

Comparación

SISTEMA

1

Talco

MUY BLANDOS ( rayado con facilidad )

Monoclínico

2

Yeso

MUY BLANDOS

Monoclínico

3

Calcita

BLANDOS ( rayado con facilidad )

4

Fluorita

BLANDOS

5

Apatito

SEMIDUROS

6

Feldespato

SEMIDUROS ( rayado con dificultad )

7

Cuarzo

DUROS ( despide chispas )

Hexagonal

8

Topacio

DUROS ( despide chispas )

Rombico

9

Corindón

MUY DUROS ( despide chispas )

Rombico

10

Diamante

MUY DUROS ( despide chispas )

Cúbico

Hexagonal Cúbico Hexagonal Monoclínico

RAYA

Rayados por la uña Rayados por la navaja Rayados por el vidrio

Rayan al vidrio

Fuente (elaboración propia)

Fig. 2.10 Escala de Mohs Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)

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 Clivaje.- (Exfoliación): Es la propiedad que tienen algunos minerales que al aplicarles una fuerza (golpe) se parten según ciertos plano dejando superficies planas y paralelas entre si. Pueden ser: muy perfectos (micas), perfectos (la calcita), buena (feldespatos), imperfectos.

Fig.2.11 Tipos de clivaje que se presentan en los minerales. Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)

 Fractura.- Los minerales al ser sometidos a presión se rompen dejando formas irregulares sin seguir las caras planas que presenta, lo cual se observa en la fig. 2.12. Pueden ser: -

Exfoliación: Se presenta dos superficies planas y paralelas a las caras reales o posibles del cristal. Terrosa: En forma de tierra, como el yeso. Ganchuda: En forma de ganchos, como el Cobre. Concoidal: Cuando la fractura es lisa y curva como el cuarzo. Astilllosa: Laminar o acicular, cuando es completamente irregular.

Fig.2.12 Tipos de fractura que se presentan en los minerales Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)

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 Tenacidad.- Es la resistencia que ofrece un mineral a la ruptura, trituración, curvatura o desgarre (seccionado), en resumen es su cohesión. Pueden ser: elásticos (cuando un mineral recupera su forma original tras ser deformado : Las micas ) , flexibles (Cuando un mineral puede ser doblado y pero no tiene la capacidad de recuperar su forma original, manteniendo la deformación de forma permanente : Talco , Clorita ), frágiles ( Cuando se rompe o reduce a polvo fácilmente ) , maleables (cuando puede ser conformado en hojas delgadas por percusión : plata, cobre), sectil (minerales blandos se pueden cortar con cuchillo: grafito, yeso) , Dúctil ( Cuando un mineral puede estirarse fácilmente hasta formar un hilo ) .  Peso específico.- Se llama peso específico de un cuerpo a la relación entre el peso del mineral y el peso de un volumen igual de agua destilada a 4°C, ver ecuación. Por ejemplo, si un mineral tiene un pe.= 2, significa que dicho mineral pesa dos veces mas que un volumen igual de agua destilada. El peso depende de la composición química y la estructura cristalina (minerales que cristalizan en formas diferentes tienen distinto peso específico, aunque su composición química sea idéntica: diamante - grafito.) PE =

P1 P1 − P2

Donde P1; es el peso del mineral medido en el aire y , P2; es el peso del mineral medido en el agua destilada a una temperatura de 4° C.

El peso específico de los minerales en g/cm3, varían entre 1,96 la Ulexita hasta 19,3 el oro nativo - minerales no metálicos (rocas) 2,6 a 2,8 - minerales metálicos (medio) 5,0 – cuarzo 2,65 – feldespato 2,5 – plagioclasa 2,6 a 2,8 – baritina 4,47 – magnetita 4,9 – Pirita 5,0 a 5,2 g/cm3

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2.5.1.2 Propiedades dependientes de la luz 11  Brillo.- El brillo es debido a la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente sobre su superficie. Pueden ser: metálico, semimetálico y no metálico (Diamantino, vítreo, graso, nacarado, sedoso).  Color.- Respecto al color se distinguen dos grupos de minerales: a) Minerales idiocromáticos, los que tienen colores característicos relacionados con su composición. En este caso el color es útil como medio de identificación; así la magnetita es negra, hematina es rojo, epidota verde, clorita es verde, la turquesa es azul, la malaquita es verde brillante, el cobre nativo es rojo cobrizo, el oro es amarillo, la plata es blanca. b) Minerales alocromáticos, presentan un rango de colores dependiendo de la presencia de impurezas o de inclusiones. Así los feldespato K varía desde Incoloro hasta carne, rojo y verde, el cuarzo puro es incoloro, con inclusiones blanco lechoso, amatista es púrpura por las impureza de Fe y Ti, el corindón puro es incoloro, el zafiro es una variedad transparente del corindón de varios colores. De lo anteriormente mencionado podemos ilustrarnos con la fig. 2.13 a).

a) b) Fig. 2.13 Propiedades dependientes de la luz: a) De izquierda a derecha, los minerales son: hematita (también llamado rojo de joyero), malaquita (compuesto verde cobre), azurita (azul real), cinabrio (rojo bermellón), lapislázuli (azul marino), rejalgar (compuesto de arsénico) y oropimente (mostrada en el centro, es un tipo de oropel u "oro de los locos"). b) Color de los minerales de acuerdo a la raya. – fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)

11

W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”

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 Raya.- (El color de la raya) Es el color del polvo de trozos de cristal molido muy fino que se desprenden de un mineral, al frotar el mineral sobre una porcelana blanca. Ej. feldespato potásico siempre será blanco (si es incoloro, color carne o verde); la magnetita es negro, la hematita es rojo cereza, de goethita es de color café. (ver fig. 2.13 b)).  Fluorescencia.- Es la propiedad que tienen algunos minerales de emitir luz "mientras" estén bajo la influencia de ciertos influjos, como la fluorita bajo influjos eléctricos o ciertos minerales como uranio bajo luz ultravioleta.  Luminiscencia.- Es la emisión simultanea de luz de longitud de onda superior.  Fosforescencia.- Se presenta cuando la emisión de luz de la Fluorescencia continúa. Con todas las propiedades ya desarrollados anteriormente podemos realizar la tabla 2.6 que es una clasificación de los minerales de acuerdo con su uso y propiedades. Tabla 2.6 Clasificación de los minerales

CLASIFICACION DE LOS MINERALES METALICOS

NO METALICOS

Hierro Cobre MATERIALES DE BASICOS Plomo CONSTRUCCION Estaño Zinc Oro PRECIOSOS Plata FERTILIZANTES Platino Aluminio LIGEROS Magnesio Cromo Tungsteno Molibdeno DE Vanadio ALEACION OTROS Cobalto Manganeso Tantalio Radio OTROS Uranio Mercurio

Caliza Mármol Yeso Arena Arcillas Potasa Fosfatos Nitratos Caolín Sal Azufre Asbesto talco

PETROGENETICOS COMBUSTIBLES

Cuarzo

Carbones:

Feldespato

Turba Lignito Hulla Antracita

Feldespatoides Plagioclasas

Petróleos Micas Gas Natural Piroxenos

Asfalto

Anfíboles

Bitumenes

Piedras preciosas Piedras semipreciosas

Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de Geología y geotecnia para ingenieros”)

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2.6 MINERALOGÍA DESCRIPTIVA 12 Es la que clasifica, a los minerales, los describe de acuerdo a sus características químicas, físicas y cristalográficas. Existen en la actualidad unos 2000 minerales descritos, sin embargo solo 200 son los más corrientes. Los minerales formadores de rocas son: 2.6.1

Minerales formadores de rocas

13

Es conveniente distinguir entre los minerales que con constituyentes esenciales en los cuales ocurren, y cuya presencia está implicada para dar nombre a la misma y otros que son accesorios. Los últimos, comúnmente se encuentran en pequeñas cantidades pero su presencia o ausencia no influye en el nombre de la roca. Los secundarios son aquellos que resultan de la descomposición de los primeros minerales comúnmente estimulada por la acción del agua de alguna forma, con la adición o sustracción de otro material, y con la formación de subproductos del mineral.  Identificación de minerales en especimenes de mano.- Es posible identificar los minerales formadores de roca comunes en un espécimen de mano, con la ayuda de una lente de mano, donde la dimensión de un grano mineral es menor de un milímetro. Con la práctica, granos mucho más pequeños pueden determinarse. Las características más útiles para este propósito son los siguientes : 1) Forma general de los granos que depende de la cristalización del mineral: las caras de cristales bien formados comúnmente pueden observarse. 2) Color y transparencia. 3) Dureza. En las siguientes descripciones de minerales se incluyen algunas notas para ayudar a la identificación en el espécimen de mano, de acuerdo con lo que ya se ha dicho antes utilizándose algunas abreviaciones, como G para la gravedad especifica y D para la dureza. 2.6.2

Silicatos

2.6.2.1 Grupo del Olivino  Olivino: El Olivino común tiene la composición (MgFe) 2 SiO 4 , en el cual Fe2+ reemplaza parte del Mg2+. Cristales: Ortorrómbico; verde olivo pálido o amarillo; lustre vítreo, Fractura concoidal, D= 6.5, G= 3.2 – 3.6.

12

R. Brauns – Karl F. Chudoba : “ Mineralogía especial ” - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases” 13 F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “ Geología para ingenieros ”

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El olivino ocurre principalmente en rocas básicas y ultrabásicas. Puesto que cristaliza a altas temperaturas, más de 1000°C, es uno de los primeros minerales en formarse de muchos magmas básicos. Es común la alteración a serpentina verde. Color: Ninguno cuando esta fresco, la alteración a serpentina verdosa es muy característica. Este mineral se desarrolla comúnmente a lo largo de grietas y alrededor de las márgenes de los cristales de olivino. Algunos olivinos han sido convertidos completamente a serpentina, o las reliquias del olivino pueden ser conservadas como áreas incoloras aisladas en la serpentina. La magnetita (Fe 3 O 4 ), puede formarse durante la alteración del hierro en el olivino original y aparece como pequeñas manchas negras en la serpentina. 2.6.2.2 Grupo de la Piroxena Los minerales de este grupo pertenecen a dos sistemas de cristalización: 1) Ortorrómbico, como la Enstatita y la Hiperstena. 2) Monoclínico, como la Augita y la Diopsida. Forman cristales de 8 lados y como son silicatos de Fe y Mg su color es oscuro. 1) Piroxenas Ortorrómbicas:  Enstatita (MgSiO 3 ), Hiperstena ((MgFe)SiO 3 ): Estos nombres tienen raíces griegas que se refieren a los cambios de color al pleocroismo: enstantes (débil), stena (fuerte). Cristales: Generalmente castaño oscuro o verde, de 8 lados y prismática; lustre vítreo a metálico, D= 5 – 6, G= 3.2 (enstatita), aumentando con el contenido de hierro a 3.5 (hiperstena). Los minerales ocurren también en algunas rocas básicas, tales como la Norita, también en algunas Andesitas y en ciertas rocas Ultrabasicas. 2) Piroxenas Monoclínicas:  Augita (CaMgFeAl) 2 (SiAl) 2 O 6 : Un silicato aluminoso cuya formula puede ser escrita como se indica al principio del párrafo en conformidad con el patrón Si 2 O 6 de la estructura de la cadena atómica. Las proporciones relativas de los iones metálicos (Ca, Mg, Fe, Al) son variables dentro de ciertos limites, dando una variedad de composición y variedades diferentes del mineral. Algo de Al3+ es sustituido por Si4+. Cristales: Prismáticos y por lo general de 8 lados, terminados en dos caras piramidales en cada extremo, color castaño a negro, lustre vítreo a resinoso. D= 5 – 6, G= 3.3 – 3.5. La Augita ocurre principalmente en rocas ultrabasicas, como el gabro. En las rocas básicas de grano fino no se distingue los especimenes de mano. La Augita también es constituyente de algunas andesitas y dioritas y ocasionalmente del granito. Color: Castaño pálido a incoloro.

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2.6.2.3 Grupo de la Anfibola Los minerales de este grupo son principalmente monoclínicos. Los cristales están alargados en una dirección y generalmente están limitados por 6 caras verticales.  Hornblenda ((CaMgFeNaAl) 3 -(AlSi) 4 O 11 (OH)): Silicato aluminoso cuyas proporciones relativas de los iones metálicos varían dentro de los limites mostrados, dando un rango de composición; el radical (OH) se encuentra en todas las anfibolas. Cristales: Monoclínicos, castaño oscuro o negro grisáceo; generalmente de 6 lados. Lustre vítreo, D= 5 – 6, G=3 – 3.4. La hornblenda común se encuentra en las dioritas y en algunas andesitas como el constituyente oscuro. También se encuentra en algunas sienitas y granidioritas y en las rocas metamórficas como en el esquisto de hornblenda. Color: Verde a castaño.  Asbestos: La forma fibrosa de la Anfibola en la cual crecen cristales muy largos y que son flexibles. Estos minerales son útiles a causa de su resistencia al calor y a su naturaleza fibrosa, la cual los capacita por tener una trama que les da una textura a prueba del fuego. 2.6.2.4 Grupo de la Mica Las micas son un grupo de minerales monoclínicos cuya propiedad de separarse en hojuelas muy delgadas es característico y fácilmente reconocible. Las micas que comúnmente ocurren como la moscovita y la biotita se describen los cristales de mica son de 6 lados con simetría seudohexagonal.  Muscovita (KAl 2 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 ): De color blanco , a menos que las impurezas estén presentes para darle un tinte al mineral; lustre perloso. D= 2 – 2.5, G= alrededor de 2.9 (variable). La muscovita ocurre en los granitos y otras rocas acidas como cristales plateados de los cuales pueden separarse fácilmente las hojuelas con un cortaplumas; también se encuentra en algunos gneises y esquistos de mica. Es un mineral muy estable y persiste como pequeñas hojuelas en las rocas sedimentarias tales como las areniscas micáceas.  Biotita (K(MgFe) 3 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 ): Los cristales son castaños a casi negros en espécimen de mano; las simples hojuelas son castaño pálidas y tienen un lustre perloso o submetalico. D= 2.5 – 3, G= 2.8 -3.1. Esta mica ocurre en muchas rocas ígneas, como los granitos, sienitas, dioritas y en sus lavas. Es también constituyente de ciertos gneises y esquistos. 2.6.2.5 Grupo del Feldespato Los feldespatos forman un grupo grande de minerales monoclínicos y triclínicos y son los constituyentes más abundantes de las rocas ígneas. Los miembros principales de la

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familia del feldespato pueden clasificarse por la composición como en la ortoclasa, KAlSi 3 O 8 .  Ortoclasa (KAlSi 3 O 8 ): Feldespato de potasio. Cristales: Monoclínicos; color blanco o rosado, lustre vítreo; limitado por caras del prisma, pinacoides lateral y domos. D= 6, G= 2.56. La variedad vítrea incolora, es una forma de alta temperatura encontrada en lavas que han sufrido un enfriamiento rápido. La ortoclasa ocurre en granitos y sienitas, como cristales blancos duros. También se encuentra en algunos gneises y areniscas feldespáticas. Color: Ninguno cuando esta fresco, pero muestra frecuente alteración a caolín cuando aparece el mineral.  Plagioclasas: Los feldespatos de esta serie son formados de mezclas (soluciones sólidas) de albita y anortita en todas proporciones. NaAlSi3O8 + CaAl2O8 Cristales: Triclínico; blanco incoloro a gris limitado por prismas, pinacoides lateral, lustre vítreo. Los feldespatos plagioclasa ocurren en muchas rocas ígneas y en algunas sedimentarias y metamórficas. 2.6.2.6 Grupo del feldespatoide Los minerales de este grupo se asemejan a los feldespatos químicamente y tienen un armazón de estructuras tridimensionales; difieren de los feldespatos en su bajo contenido de sílice. Los 2 principales minerales del grupo son: Leucita K(AlSi 2 )O 6 , Nefelina Na(AlSi)O 4 . Los feldespatoides ocurren en lavas no saturadas las cuales son bajas en sílice y altas en contenido de álcali, como los basaltos. 2.6.2.7 Formas de Sílice La sílice se encuentra sin combinar con otros elementos en varias formas cristalinas de las cuales el cuarzo, es de especial importancia. Cuando el contenido de cuarzo de una roca aumenta, también lo hace su resistencia Otras formas de Sílice incluye la tridimita de alta temperatura, calcedonia que es agregado de fibras de cuarzo y las formas criptocristalinas, variedad de calcedonia impura, ópalo y pedernal.  Cuarzo (SiO 2 ): Sus cristales son trigonales con prismas de 6 lados. Lustre vítreo, fracturada concoidal. Incoloro cuando esta puro (“Cristal de roca”), pero pueden ocurrir muchas variedades coloreadas, el color es debido a impurezas como el cuarzo rosado, cuarzo ahumado (gris), cuarzo lechoso (blanco), amatista (violeta). D= 7, G= 2.66. Es un constituyente esencial de los granitos, ocurre en cantidades pequeñas en las granidioritas y las dioritas con cuarzo. Muchas arenas y areniscas tienen el cuarzo como principal constituyente; el mineral se encuentra en forma abundante en los esquistos y rocas metamórficas.

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2.6.2.8 Minerales Secundarios Estos minerales son: Clorita, serpentina, talco, caolín, epidota y zeolita. Los cuales resultan de la alteración de minerales preexistentes; tienen baja resistencia mecánica.  Clorita (MgFe) 5 Al(Si 3 Al)O 10 (OH) 8 : Es de color verde azuloso, verde amarillento , se encuentra en las rocas ígneas y en las rocas metamórficas , tales como esquisto de clorita y en algunas arcillas. La clorita proviene de la alteración de la biotita, Augita y la hornblenda.  Serpentina Mg 6 Si 4 O 10 (OH) 10 : Proviene de la alteración del olivino, enstatita, hornblenda; esta alteración tiene lugar en la roca ígnea cuando esta moderadamente caliente. Se encuentra en rocas básicas y ultrabasicas y en los mármoles.  Talco Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 : Es un mineral hojoso, suave, de color blanco o verdoso, que ocurre como un producto secundario en rocas básicas y ultrabásicas . 2.6.2.9 Minerales Arcillosos Las arcillas pueden formarse ya sea como minerales primarios o secundarios, pueden ser vistos solamente utilizando un microscopio electrónico. Los minerales arcillosos están construidos de lechos o capas atómicas bidimensionales, las cuales son: Capa de siliciooxigeno (Cada una formada por el ligamiento de grupos tetraédricos SiO 4 ) y Capa Octaédrico (en el cual un ion metálico Al o Mg yace dentro de un grupo de 6 hidroxilos).  Caolinita Al 4 Si 4 O 10 (OH) 10 : Formado de lechos alternantes tetraédricos y octaédricos , se encuentra en los suelos y arcillas sedimentarias de las cuales forma una proporción variable pero pequeña. Principal constituyente de las arcillas refractarias.  Montmorillonita (bentonita): Esta constituida por 3 lechos que comprenden 2 tetraédricos separadas por 1 octaédrico. El mineral rara vez ocurre en los suelos junto con la caolinita; es el principal componente de las arcillas.  Illita: Esta constituida de 3 lechos que comprenden 2 lechos tetraédricos separados por 1 octaédrico. Las arcillas sedimentarias son principalmente mezclas de Illita y caolinita, con algo de montmorillonita y las lutitas tienen a la illita como el mineral arcilloso dominante. 2.6.2.10

Serie de cristalización de Bowen

La cristalización es el proceso de solidificación del magma y se efectúa en dos series, una continua y otra discontinua, estudiadas por Bowen. Ver fig. 2.14. La significación petrológica del principio de reacción se puede aclarar al considerar en forma breve y resumida la cristalización de un magma de composición basáltica, de manera que el olivino y la anortita son los primeros minerales en formarse a modo de

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cristales aislados dentro la masa ígnea fundida. A medida que la temperatura va disminuyendo estos primeros cristales reaccionan con la masa aun fundidas y se convierten en piroxeno y bitownita respectivamente, y así sucesivamente hasta que al final queda un líquido residual muy rico en Sílice. De acuerdo con este principio de reacción, la cristalización fraccionada de un magma de composición basáltica, en condiciones apropiadas puede dar origen a la formación sucesiva de rocas cada vez más silíceas, hasta llegar por ultimo a uno de composición granítica.

Fig. 2.14 Serie de cristalización de Bowen Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para ingenieros”)

2.6.3

Minerales no Silicatados

2.6.3.1 Elementos Son elementos químicos puros que se encuentran sólidos o líquidos, a temperatura ordinaria, y sus mezclas homogéneas (aleaciones), en la naturaleza en estado libre sin combinar. En la corteza terrestre se presentan unos treinta elementos en estado nativo, en primer termino los metales y luego los gases; el mercurio es un metal liquido. Ejemplo: metálicos Au (oro), Pt (platino); no metálicos el S (Azufre) , C (diamante) . 2.6.3.2 Sulfuros y sulfosales Los minerales Sulfuros son combinaciones naturales de Asufre con metales (Fe, Ni, Co, Cu, Pb, Ag, Zn, etc.) y metaloides (As, Sb, Bi, Se, Te). Como en muchos casos los

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arseniuros, antimoniuros, seleniuros y telururos, son análogos a los sulfuros, aquellos minerales se describen también en este lugar, como combinaciones afines. Los minerales Sulfosales son combinaciones de sulfobases con sulfoacidos. Muchas combinaciones forman entre ellas soluciones sólidas. Conviene clasificar a los sulfuros y sulfosales en cuatro grupos clásicos: grupo de la pirita, grupo de la galena, grupo de la tetraedrita y de la blenda. Ejemplo: Sulfuros son: galena PbS, esfalerita ZnS, pirita Fe 2 S, calcopirita CuFeS2, Sulfosales son: combinaciones de S, Ar, Sb con Cu, Ag, Pb. 2.6.3.3 Óxidos e hidróxidos Esta clase comprende las combinaciones oxigenadas del reino mineral que no tienen carácter salino. En ella se incluyen también los hidróxidos. Los Óxidos Pueden ser producto de la alteración de otros minerales o bien de la descomposición de rocas del tipo sedimentario, e incluso tener un origen metamórfico o magmático. Los óxidos (metal + oxígeno). Ej. SnO 2 casiterita, cuprita Cu 2 O, corindón Al 2 O3, hematita Fe 2 O3, cuarzo SiO 2 , magnetita Fe 3 O 4 . Los hidróxidos forman un grupo de minerales dispares de hierro y aluminio. Los hidróxidos (iones (OH-) o H 2 O-) Ej. Limonita (FeOOH): goethita (*-FeOOH). 2.6.3.4 Haluros Esta clase comprende los cloruros, fluoruros, bromuros y yoduros de los elementos con red iónica típica. Su brillo varía de vítreo a adamantino, en general son incoloros o de colores muy claros y de poca dureza, muchos son solubles en agua. Generalmente son los productos de la cristalización del agua de mar o de aguas saladas. Los aniones son F, Cl, Br, I; Ej. CaF 2 (fluorita), NaCL (halita), silvinita (KCL), etc. 2.6.3.5 Carbonatos Son sales resultantes de la combinación del acido carbónico con un metal y son muy abundantes en estado natural, su dureza no pasa de 5, se reconocen fácilmente por que al ser tratadas con acido desprenden (dióxido de carbono, anhídrido carbonico). El anión es el radical carbonato CO 3 =, Ej. Calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO 3 ) 2 , malaquita Cu 2 [(OH) 2 /CO 3 ]. 2.6.3.6 Nitratos Son sales derivadas del acido nítrico, que forman un grupo mas bien escaso de minerales, caracterizados físicamente por su solubilidad y blandura, lo que hace que sean difíciles de hallar concentrados en la naturaleza. Minerales que incluyen radicales NO 3 , Ej. K NO 3 (salitre).

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2.6.3.7 Boratos Constituidos por sales minerales del acido bórico lo componen minerales que difieren tanto en su apariencia como en sus propiedades fisicas, estan poco difundidos en la naturaleza. Comprenden grupos de BO 3 como Na 2 B 4 O 7 10 H 2 O (borax). 2.6.3.8 Sulfatos, wolframatos, molibdatos y cromatos.  Sulfatos.- Son las sales del acido sulfurico, anhidras o hidratadas, que se presentan en la naturaleza Ej. baritina BaSO 4 , yeso CaSO 4 *2H 2 O.  Wolframatos y Molibdatos.- Sales anhidras de los acidos molibdico y wolframico , caracterizadas por tener densidad alta . Ej. scheelita CaWO 4 , (FeMg)WO 4 wolframita.  Cromatos.- Ejemplo la Crocoita.

2.6.3.9 Fosfatos, arseniatos y vanadatos Los minerales de esta clase son compuestos derivados del acido fosforito tribasico, del acido arsénico y del acido vanádico, son en su mayoría hidratados. La estructura esta determinada predominantemente por tetraedros. Los fosfatos son numerosísimos en la naturaleza; sin embargo, en su mayoría son minerales raros. Fosfatos: el apatito Ca 5 [(F, Cl, OH)/P O 4 ) 3 ], Arseniatos: contienen (AsO 4 ) 3 - y los Vanadatos: contienen (VO 4 ) 3 -. 2.7 LOS MINERALES EN BOLIVIA 14 Bolivia es un país que vive de su potencial mineral, recurso de característica no renovable y parte de su economía está basada en esta riqueza. En nuestro país, la minería se remonta a épocas de los tiawanacotas y los incas que fueron conocidos por sus riquezas en oro y plata, que se deduce por las piezas arqueológicas encontradas. Ya que fue a partir de la colonia que se realizo una explotación masiva de los minerales, como la Plata en los departamentos de Oruro y de Potosí. En su tiempo la Plata y el Estaño colocaron a Bolivia como uno de los mayores productores de estos minerales. Y es así que existe una gran variedad de minerales, habiéndose reconocido unas 250 especies, siendo algunas de importancia por su interés económico y otras por su rareza, teniéndose algunos como minerales únicos en el mundo. El sector minero metalúrgico tiene como ente rector al Ministerio de Minería e Hidrocarburos.

14

Ismael Montes de Oca : “Enciclopedia geográfica de Bolivia”

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Una descripción ordenada de los yacimientos minerales de Bolivia debe comprender dos grandes grupos: los yacimientos metálicos incluyendo los ferrosos y los yacimientos de minerales no metálicos.  Yacimientos de minerales metálicos.- En Bolivia existen 120 especies diferentes de minerales metálicos de los cuales solo una docena tienen una importancia económica, los demás constituyen rarezas mineralógicas. Los yacimientos ferrosos sin ninguna importancia en el pasado, hoy adquieren con el depósito del Mutun, una desiciva y estratégica significación para el país, por la posible utilización de gas y por la construcción de carreteras dentro de los corredores bioceanicos. Se puede establecer el siguiente orden de ubicación de los minerales según el valor de su exportación: 1)Zinc, 2)Plata , 3) Estaño, 4) Plomo, 5) Antimonio, 6) Wólfram, 7) Oro, 8) otros(Sal, yeso, cadmio, mármol, baritina, bórax, etc.) . Oscar Kempff en su libro Minerales de Bolivia describe 153 minerales aceptados por la Asociación Internacional de Mineralogía.  Yacimientos de minerales no metálicos.- Estos yacimientos son poco conocidos y menos explotados por su bajo valor de comercialización, sin embargo, algunos adquieren relativa importancia como materia prima de industrias importantes, tal es el caso de los yacimientos de caliza, yeso y arcilla, para la fabricación de cemento, magnesita para la fabricación de refractarios, arcilla para la cerámica roja. Minerales de litio empiezan a tener significado para nuevos tipos de batería, En otro 2.7.1

Descripción de los yacimientos de minerales metálicos

Para una descripción de los yacimientos minerales metálicos se tomara en cuenta la ubicación territorial (escudo precámbrico y el sistema andino).En el sistema andino se hará una descripción por especie. La ubicación territorial mencionada se la puede observar en el siguiente mapa (ver fig. 2.15). En el que podremos visualizar muy bien las dos provincias metalogenéticas, ya que en el país son los dos grandes sectores mineralizados: el Oriental relacionado al escudo precámbrico y el Occidental ligado al sistema andino.

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Fig. 2.15 Potencial geológico – minero de Bolivia (los principales yacimientos son descritos a continuación). Fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”)

2.7.1.1 Escudo Precámbrico  Yacimiento de Pando.- La mineralización de oro y estaño que se presenta, a lo largo del río madera, esta asociada a cuerpos graníticos precámbricos, que en Brasil muestran una alineación en dirección mas o menos NE, constituyendo una faja relativamente continua. Los yacimientos primarios de estaño y oro parecen de poca importancia. El tamaño del grano de casiterita, la presencia de columbita, tantalita de Cachuela Carmen (Pando), indica que esta mineralización corresponde a la fase pegmatica.

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 Ascensión de Guarayos.- Zona donde se determino una extensa anomalía geoquímica de estaño y concentraciones de casiterita, a la cual la acompañan topacio, turmalina y scheelita.  Don Mario.- Es un yacimiento de Oro y Cobre, localizada en la población de San Juan, provincia Chiquitos, departamento Santa Cruz. Las rocas de mineralización cobre-oro, incluyen anfibolitas esquistos micáceos verdes, meta-arenitas y esquistos. El cuerpo metalífero de Don Mario contiene sulfuros de metales de base auríferos y levemente argentíferos, Calcopirita, pirita, galena, hematita, magnetita, carbonatos y silicatos magnesianos y cálcicos.  Rincón del Tigre.- Ubicada en Santa Cruz (German Busch - Chiquitos), los primeros resultados de los trabajos geológicos de esta área, han mostrado valores anómalos de: níquel, cobre, cobalto y platino. Constituye una pauta suficiente para realizar una mayor exploración para ubicar depósitos platíferos y otros.  Cerro Manomó.- Se trata de un complejo carbonatitico, donde se ha encontrado roca fosfática que contiene Uranio, tierras raras y mineralización de thorio.  Concepción.- Fajas de esquistos se han constituido en rocas huéspedes de una mineralización de Cu, Pb, Zn, Ag, Au. Las vetas de cuarzo asociadas, son auríferas y el complejo pegmatítico contiene minerales de estaño, caolín, wólfram, berilio y además mica.  Serranía San Simón.- Situada en la provincia Itenéz (Beni), en ella se presentan yacimientos auríferos. La mena de cuarzo aurífero son sulfuros de hierro y especularita. Las acumulaciones metálicas más importantes se encuentran a lo largo de los denominados Arroyos del oro, Las Abras, Colorado, Desviado y Manganeso.  Cerro Mutún.- Constituye el yacimiento de hierro manganeso mas grande de Bolivia, con mas de 200 millones de toneladas de reservas probadas. Sin embargo, el potencial de este recurso puede ser diez veces mayor que la cantidad mencionada.  Provincia aurífera de San Ramón - San Javier.- Situada en Santa Cruz, incluye rocas volcánicas, volcanoclasticas, sedimentarias y metamórficas. La mineralización aurífera presenta tres clases de menas primarias y presencia de oro en un conglomerado cuarzoso. 2.7.1.2 Sistema Andino  Yacimientos de Estaño.- Constituyen uno de los principales recursos no renovables del país, por las reservas existentes y por el significado económico que representa su explotación. El estaño se explota en vetas de casiterita y wolframita asociadas con los batolitos graníticos de la Cordillera Real y de Tres Cruces; en el sur del país se explota en vetas de estaño-plata y estaño-zinc. En todo el mundo no existe otra provincia estañífera comparable a la boliviana por la extensión e intensidad de su mineralización.

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Los minerales de estaño existentes en el país son: Casiterita, estaño madera, souxita e hidrocasiterita, estanina, tealita, cilindrita y otros. Entre las principales yacimientos de Estaño tenemos: Mina Viloco (Loayza-La Paz), Mina Caracoles (Inquisivi–La Paz), Mina Colquiri (Inquisivi–La Paz), Provincia polimetálica de Colquiri – La Serena (Inquisivi–La Paz), Mina San José (Oruro), Mina Llallagua siglo XX (Bustillos-Potosí), Mina Huanuni (Dalence-Oruro), Minas Avicaya Totoral (Poopo-Oruro) y entre otras tenemos Bolívar, Colavi, Chorolque, Chocaya, Tasna, Chojlla, Fabulosa, Milluni, Kelluani.

Casiterita

Estaño madera

 Yacimientos de Plomo y Zinc.- Se hallan distribuidos por toda la cordillera Real, desde la frontera con el Perú por el N, hasta la frontera con la Argentina por el S. Algunos yacimientos se presentan generalmente en la periferia de la faja estañífera y pertenecen a la misma época. Entre los minerales de Plomo tenemos: Galena (fuente importante de plomo de Bolivia), cerusita, anglesita. Entre los minerales de Zinc tenemos: la más importante es la blenda, marmatita, wurtzita, willenita, franklinita, smithsonita. Entre las principales yacimientos de Plomo y Zinc tenemos: Provincia polimetálica de Cascabel-Muñecas (La Paz), Mina Matilde (Camacho–La Paz), Mina Tatasi (Sud Chichas-Potosí), Provincia plumbo-argentífera de Independencia (IndependenciaCochabamba), Distrito polimetálico de Asientos (Mizque-Cochabamba), Mina Toldos (Nor Lípez-Potosí), Mina Bolívar (Poopo-Oruro), mina Huari Huari (Frías-Potosí) y entre otras tenemos : Colquiri, Cascabel, San Vicente, San Lucas, Animas, Cerro rico de Potosí.

Blenda

Galena

 Yacimientos de Cobre.- Los minerales de Cobre en el país tienen amplia distribución geográfica. Entre los minerales de cobre tenemos: cobre nativo, cuprita, tenorita, malaquita, azurita, calcopirita, bornita, enargita, calcosina, covelina, atacamita, brocantita.

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Las principales minas de cobre tenemos: mina Corocoro (Pacajes-La Paz), Chacarilla, Laurani, Cuprita.

Cobre Nativo

Calcopirita

Malaquita

 Yacimientos de Antimonio.- En Bolivia se presenta casi exclusivamente en forma de vetas alojadas en sedimentos paleozoicos. Los principales minerales de Antimonio son: antimonita, cervantina, jamesonita, bournonita, calco estibina. Las principales yacimientos de antimonio tenemos: Distrito Caracota (GuijarroPotosí), mina Churquini (Nor Chichas-Potosí), mina Chilcobija (Sud ChichasPotosí), Distrito antimono-aurífero de Amayapampa (Bustillos-Potosí), Faja auroantimonifera (Potosí).

Calco estibina

 Yacimientos de Wólfram.- Están ampliamente distribuidos a lo largo de la cordillera de Los Andes, los cuales se pueden clasificar según su origen y características geológicas. Entre los minerales de wólfram tenemos: wolframita, ferberita, huebnerita, scheelita, tungstita, hidrotungstita. Entre las principales minas de wólfram tenemos: minas Ucumani-San AntonioMercedes (Larecaja-La Paz), mina Reconquistada (Sud Yungas-La Paz), mina Chojlla (Sud Yungas-La Paz), mina Bolsa Negra (Sud Yungas-La Paz), mina Chambilaya (Inquisivi-La Paz), mina Kami (Ayopaya-Cochabamba).

Scheelita

Wolframita

 Yacimientos de Bismuto.- En Bolivia existe una relación entre el estaño y el bismuto. Minerales de bismuto acompañan a los de estaño en toda la extensión de la

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

faja estañífera y se limitan estrictamente a ella. Entre los minerales de bismuto tenemos: bismutina, tetradimita, matildita, cosalita, aramayoita, pavonita, wittichenita. Las principales yacimientos son: Hucumarini, Mercedes del Illampu, Carmen, Caracoles, Santa Maria, Condor, Esmoraca, Bolívar, cerro Bonete, cerro Turquí.

Bismutina

 Yacimientos de Plata.- En Bolivia se han explotado minerales de plata desde hace mas de 500 años, actualmente ya no hay minas que exploten plata nativa o minerales nobles de plata que fueron completamente agotados, aunque todavía se recupera la plata como un subproducto de minerales de plomo, zinc y estaño. Entre los principales minerales de plata tenemos: plata nativa, pirargirita, andorita, querargirita, miargyrita, polibasita. Entre las principales yacimientos tenemos: Distrito polimetálico de Colquechaca (Chayanta-Potosí), Provincia polimetálica de San Antonio de Lípez-Esmoraca (Potosí), distrito Argentífero de San Cristóbal (Uyuni), distrito polimetálico de Salinas de Garci Mendoza (Potosí), distrito Argentífero de Carangas (Oruro), Provincia polimetálica de Potosí.

Plata Nativa

 Yacimientos de Oro.- Los yacimientos auríferos primarios se ubican en el bloque paleozoico de los Andes, desde Apolobamba hasta Lípez. La mineralización se presenta en mantos o vetas de cuarzo gris azulado en areniscas y pizarras del Ordovícico. Entre los principales yacimientos de oro tenemos: Provincia Aurífera de Apolobamba (La Paz), Provincia Auro-Antimonifera de Cajuata-Catavi (La Paz), Faja polimetálica de Oruro-Patacamaya (Oruro), Provincia Aurífera de Cocapata (Ayopaya-Cochabamba). Entre los yacimientos Aluviales tenemos: departamentos de Pando-Beni-La Paz, Cuenca Aurífera de Mojos (F.Tamayo-La Paz), cuenca Aurífera de Tipuani-Mapiri (La Paz).  Yacimientos de Hierro.- El hierro es uno de los elementos mas abundantes en la corteza terrestre y ocupa por esta razón el cuarto lugar después del oxigeno, silicio y aluminio en la escala de la abundancia. En Bolivia existen depósitos sedimentarios

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(Mutún) y pequeños depósitos hidrotermales. Los minerales de hierro mas importantes son: hematita, limonita, magnetita, siderita, oligisto. Los principales yacimientos son: el Mutún (económicamente explotable), Vilaque, Challapata, Uspa Uspa, Changolla, Villazon, Challa, Ravelo y Lípez.

Magnetita

Limonita

Siderita

Tabla 2.6. Principales minerales hallados en el territorio nacional Principales Minerales hallados en Bolivia Minerales

Ubicación

Utilidad

Minas

Estaño

En las vetas de chisteria y wolfranita

Fabrica de Hojalata , químicos y otros

Colquiri,la Serena, Viloco, San Jose, Llallagua, Huanuni, Morocacala, Avicaya, Totoral.

Antimonio

Departamento de Potosí y Oruro

Uso Industrial

Chilcobija, Amayapampa, Caracota , Churiquini .

Cobre

Centro minero de Coro Coro prov. Pacajes - La Paz

Industrias electrónicas , ferroviarias , equipamientos industriales y de comunicación

Corocoro Chacarilla.

Casacabel, Matilde, en la industria , Fabricación de Independencia, Bolivar, Toldos, baterías, cables , placas , Huari huari, Candelaria, San Luis, pintura , etc. Porco, Chorolque.

Plomo y Zinc

Cordillera Oriental o Real

Hierro

En Santa Cruz (zona del Mutún )

En la construcción de ferrocarriles, industria pesada y otros.

Challapata, Poopo, Chayanta, Tapacari, Mutun ( Oruro,Potosi, Cochabamaba, Santa Cruz ).

Plata

En el departamento de Potosí

En acuñación de monedas y medallas, industria química.

Porco, Chayanta, Colcha, Lipez, San Cristobal, Chorolque, Cerro rico de Potosi .

Oro

En Oruro y La Paz

Joyería, aviación, entre otros.

Catarata, Manuripi, Moxos, Tipuani, Cangalli ,Mapiri.

Wólfram

Cordillera de los Andes

En aleación de plata, acero, cobre, en la industria textil, química y eléctrica.

Chicote Grande, Chokilla, San Antonio,Bolsa negra, Chambillaya .

Bismuto

Ubicado en la zona volcánica del país

En la industria cosmetología, farmacéutica y a su vez en materiales odontológicos.

Mercedes en Chojlla , Tasna , Caracoles , Jucumarini .

Fuente (Julio Fuentes Royo: “Reservas de minerales en Bolivia y manual de mineralogía”)

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

Preguntas de control: 1.- ¿En cuantas partes se divide la tierra y cuales son? 2.- ¿Qué es la Atmósfera? 3.- ¿Qué es la Litosfera? 4.- ¿Qué es la hidrosfera? 5.- ¿Cuáles son las principales discontinuidades que se presentan en el interior de la tierra? 6.- ¿Cuál es la densidad media de la tierra? 7.- ¿En que consiste el principio de Isostasia? 8.- ¿Qué es la corteza terrestre, como esta compuesta y que tipos de corteza se conocen? 9.- ¿Qué es la mineralogía? 10.- ¿Describir que es un mineral y una roca? 11.- ¿Cuáles son los principales campos que abarca la mineralogía? 12.- ¿Qué es la cristalografía? 13.- ¿Qué es un plano, eje y centro de simetría? 14.- ¿Qué es una macla? 15.- ¿Cuáles son las propiedades físicas de los minerales? 16.- ¿Desarrollar en forma ordenada la escala de dureza de Mohs? 17.- ¿Cuáles son los minerales formadores de rocas? 18.- ¿Explique la serie de cristalización de Bowen? 19.- ¿Cómo están constituidos los silicatos y los minerales no silicatados? 20.- ¿Cuáles son los yacimientos mas importantes de Plomo y Zinc?

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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA

Referencias Bibliográficas: - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” Chile - (1999, 2003), Universidad de Atacama. - F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “Geología para ingenieros” – Segunda Edición, México 1995. - Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases (Ingeniería Civil)” – Geología General, 2005. - Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991. - R. Brauns – Karl F. Chudoba: “Mineralogía especial”, México – 1963, Primera Edición. - Julio Fuentes Royo: “Reservas de minerales en Bolivia y manual de mineralogía”, Bolivia – 1981, Primera Edición. - Frederic H. Lahee: “Geología practica”, Barcelona – 1975, Cuarta Edición. - Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”,La Paz (Bolivia) – 2005, Primera Edición.

Biblioteca virtual: -

www.adlerplanetarium.org

-

www.cielosur.com/ tierra.htm

-

www.geociencias.unam.mx

-

http://www.uam.es/cultura/museos/mineralogia/especifica/

-

http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/geology/mohs.sp.html

-

www.uned.es/.../mineral/ prop_fis/dureza.htm

-

www.uned.es/cristamine/ cristal/crist_intr.htm

-

www.estrucplan.com.ar/ Producciones/entrega.as...

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

CAPÍTULO III ROCAS ÍGNEAS 3.1

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

3.1.1 Ciclo geológico En la naturaleza en general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas. Cada grupo principal tiene sus subdivisiones. Una roca puede transferirse a un otro tipo de rocas a causa de cambios físicos y/o químicos como la meteorización/erosión que puede afectar una roca ígnea para formar un sedimento, como se puede observar en la fig. 3.1.

Fig.3.1 El ciclo geológico Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

 El ciclo de las rocas.- Aproximadamente 200 años atrás James Hutton propuso el ciclo geológico considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior de la Tierra como un proceso cíclico. El esquema del ciclo geológico ilustra la interacción entre sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, levantamiento y meteorización. Los magmas, de las que se derivan las rocas ígneas o magmáticas (como las rocas plutónicas, volcánicas y subvolcánicas), se forman en el manto superior y en la corteza terrestre profunda. Emplazándose en secuencias en la corteza terrestre, el magma enfría paulatinamente dando lugar a las rocas plutónicas. Cuando el magma

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

sube hacia la superficie terrestre se enfría repentinamente resultando en rocas volcánicas. Por levantamiento las rocas plutónicas también pueden llegar a la superficie terrestre. En la superficie terrestre todas las rocas están expuestas a los procesos de meteorización y erosión. En consecuencia las rocas son trituradas en fragmentos de rocas y minerales y/o son disueltas por reacciones químicas por soluciones acuosas a cierto pH (= potencial de hidrógeno), potencial redox (Eh), temperatura y presión. Los componentes disueltos como iones, moléculas y complejos químicos son transportados en solución y se depositan en sitios con condiciones ambientales que favorecen su precipitación. Las componentes disueltos pueden precipitarse formando minerales distintos con respecto de los que se derivan. Por ejemplo la componente 'calcio' de una labradorita, que es una plagioclasa básica con un alto contenido en calcio, se disuelve y precipita en otro lugar formando calcita. Los componentes detríticos como los fragmentos de rocas y minerales pueden ser transportados por el agua, viento y hielo, y depositados en otro lugar. Cuando se depositan los componentes detríticos y químicos primeramente forman sedimentos blandos como la arena, un lodo de minerales arcillosos o un lodo de caliza. Por hundimiento, compactación y cementación los sedimentos se convierten en rocas sedimentarias sólidas. Los procesos responsables para la transformación de una roca sedimentaria blanda a una roca sedimentaria compacta son los procesos diagenéticos. Por tales procesos de diagénesis una arena se convierte en una arenisca por ejemplo. Cuando el hundimiento continúa, las rocas se calientan y su temperatura sobrepasa la temperatura T = 200 ºC, que es el límite superior de temperatura para los procesos sedimentarios, a temperaturas más altas los procesos que actúan en una roca (sea sedimentaria, magmática o ya metamórfica) la transforman en rocas metamórficas. En el límite superior del metamorfismo las rocas metamórficas empiezan a fundirse, que depende de las condiciones de temperatura y presión presentes y de la composición de la roca. La fundición de las rocas metamórficas los convierte en magma. Las rocas podemos agruparlas en 3 (tres) grandes grupos:  Rocas Ígneas.- (Magmáticas), son aquellas que tienen su origen en la solidificación, cristalización de un material viscoso caliente y móvil que se llama magma (fundición).  Rocas Sedimentarias.- Son aquellas que se han formado en la superficie de la tierra o en los fondos del agua y que resultan de la acción de los agentes de erosión y transporte o de actividad de deposición de seres vivientes. Sedimentos.- Son el producto de la Meteorización – Erosión y Transporte. Todas las rocas que afloran superficialmente (puede ser una roca magmática o metamórfica o sedimentaria), sufren la acción de las fuerzas atmosféricas como

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

temperatura, viento, flujo de agua, oxidación. De la destrucción de una roca sólida, mas el transporte y la deposición (sedimentación) de estas partículas se forma un sedimento. Ej. Rocas blandas como arena y grava.  Rocas Metamórficas.- Son rocas sedimentarias o ígneas que han sido transformados por presión y/o temperatura. 3.1.2 Textura de las rocas La textura es la relación de tamaño, forma y arreglo de los minerales. Significa el modo de construcción de la roca y describe las relaciones entre las componentes constituyendo la roca. Los parámetros principales de textura, pueden observarse a continuación, de igual manera expresados en la tabla 3.1. a) Forma de los cristales:  Idiomorfa (panidimórfica): Todos los cristales presentan caras propias (euhedrales).  Hipidoforma: Los cristales presentan algunas caras propias (subhedrales).  Xenomorfa (alotromórfica): Todos los cristales no presentan caras propias (anhedrales). b) Granularidad (tamaño de grano):  Grano muy grueso: >30 mm.  Grano grueso: 5-30 mm.  Grano medio: 2-5 mm.  Grano fino: < 2 mm. (reconocibles). c) Tamaño absoluto de cristales (granularidad):  Macrocristalino: cristales visibles a simple vista.  Afanítico (microscopio), Microcristalino (microscopio), Criptocristalino (rayos X).  Porfírica: Fenocristales situados en una masa básica de grano mas fino.  Amorfo, vítrea: Sin estructura cristalina. d) Tamaño relativo de cristales:  Equigranular: Todos los cristales son de tamaño similar.  Inequigranular: El tamaño de los cristales varía. e) Grado de cristalinidad: Proporción de cristales y vidrio en la roca.  Holocristalino: Compuesta totalmente por cristales (>90% en vol. de cristales).  Hipocristalino: Compuesta por vidrio y cristales.  Hialino: Compuesta totalmente por vidrio (amorfos). (>90% en vol. de vidrio). f) Estructura:  Distribución y orden de los cristales dentro de la roca. Ej. Homogéna, masiva, bandeada, nodulosa, etc.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

g) Morfologías especiales:  Vesículas: cavidades irregulares.  Amígdalas: cavidades rellenas con uno o más minerales.  Inclusiones o enclaves: elementos que se distinguen de la roca albergante por su mineralogía, forma, color, etc. h) Índice de color: % de minerales máficos (ferro-magnesianos).  Leucocrático: 0-30%  Melanocrático: 60-90%  Mesocrático: 30-60%  Ultramáfico: >90% 3.1.3 Métodos de reconocimiento de minerales y rocas Generalmente existen tres maneras de investigar un mineral o una roca:  Métodos Macroscópicos.- El reconocimiento macroscópico es el método más simple y más económico. Solo con los ojos y algunas herramientas se describe una roca. Las herramientas son: lupa, martillo, ácido clorhídrico, y un trozo de vidrio.  Métodos Microscópicos.- Para el reconocimiento de minerales y cristales microscópicos, se utilizan microscopios especiales, y se deben preparar muestras de secciones pulidas y secciones delgadas obligatoriamente.  Análisis Químicos.- Análisis químicos se realizan en laboratorios especiales. Existen varios tipos de análisis geoquímicos, los más importantes son la fluorescencia de rayos x y la difractometría, en ambos casos se usan equipos especiales y se preparan las muestras.  La fluorescencia de rayos x.- Permite un análisis por elementos químicos. Como resultado sale un listado de los elementos químicos principales (SiO2, Al2O3, FeO, MgO,..), los elementos de traza (Ba, Sr, U, Cu,...) y las tierras raras (Y, Nb,). Los elementos químicos principales salen en %, los otros en ppm (partes por millones).  La difractometría.- Como resultado salen listados de los contenidos en minerales de la muestra. Algunas veces se puede hacer un análisis semi-quantitiva. Se puede detectar con este método todos los minerales con estructura cristalina, especialmente se aplica la difractometría para los minerales arcillosos. En la fig. 3.2 se puede apreciar los métodos de reconocimientos explicados anteriormente.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Tabla 3.1 Descripción de rocas 1.- Generalidades Color

Color general

Café, amarillo, bicolor, blanco –negro

Peso

El peso específico general

Liviano, normal, pesado

Fracturamiento

Manera como se rompe la roca

Irregular, regular, laminar, cúbico superficie lisa, áspera

Dureza

Dureza general

Blando, normal, duro

2. Textura / estructura Cristalinidad Tamaño absoluto de los granos Distribución del los tamaños Forma de los cristales / de los granos Magnitud de la cristalización Orientación de los componentes

Tamaño, visibilidad de los cristales (componentes) Tamaño en mm Todos iguales o existen diferentes diámetros Magnitud de la forma "original" cristalina de los componentes Cristal o vidrio? Con / sin orientación preferida

Ocupación del espacio

Porosidad

Límites de los componentes

Análisis del conjunto

Tipos de granos

Cristales o fragmentos

Minerales

Componentes: contenido modal

Macrocristalino / fanerítico microcristalino / afaneritico criptocristalino amorfo hialino Grano muy grande, grande, mediano, fino, compacto Equigranular, heterogranular (textura porfídica) irregular Idiomorfo hipidiomorfo xenomorfo Holocristalino hemicristalino amorfo – hialino Isotropo (sin orientación) anisotropo: estratiforme, fluidal, esquistosa, plegada, Compacto poroso: pumítica, espumosa, esferolítica Normal, regular alterado soldados Cristales fragmentos: minerales, rocas: textura clástica Componente principal componente secundaria Minerales especiales

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)

Fig.3.2 Métodos de reconocimiento de minerales y rocas - fuente (W.Griem & S.Griem-Klee (1999,2003), Universidad de Atacama)

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3.2

ROCAS ÍGNEAS

CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

1

Existen procesos geológicos debido a agentes naturales que se originan debajo de la superficie e incluye la acción de los volcanes, o sea la vulcanidad. El material rocoso fundido que es generado dentro o debajo de la corteza terrestre alcanza la superficie de vez en cuando y fluye de los orificios volcánicos como lava. Material similar puede ser inyectado en las rocas de la corteza dando lugar a una variedad de intrusiones ígneas, las cuales se enfrían lentamente y se solidifican, muchas de las cuales fueron formadas durante pasadas épocas geológicas y ahora son expuestas en la superficie después de haber sido eliminada su cubierta rocosa debido a la denudación. Las lavas y las intrusiones solidificadas constituyen las rocas ígneas. El material fundido del cual han solidificado las rocas ígneas se llama magma. Los magmas naturales son fundidos calientes, viscosos y silicosos, en los que los elementos principales presentes son el silicio y el oxígeno y los metales potasio, sodio, calcio, magnesio, aluminio y hierro (citados en el orden de su actividad química). Junto con estos constituyentes se encuentran pequeñas cantidades de otros elementos, además de gases como CO 2 , SO 2 y H 2 O. De esta manera los magmas son cuerpos complejos y las rocas que se derivan de ellos tienen una gran variedad en su composición. Un magma rápidamente enfriado solidifica como una roca de vidrio es decir que no contiene cristales; el que se enfría lentamente los minerales formadores de rocas cristalizan a partir de él. El contenido de sílice (como SiO 2 ) en las rocas ígneas varía desde más de 80% hasta un 40%; por lo que resulta en algunas rocas, como el granito, el contenido de cuarzo resulte visible, en tanto que en otras, como el gabro, no lo tienen. El SiO 2 es un oxido no metálico y es el componente básico de los silicatos. Estos se consideraban como “sales” de los ácidos silícicos y las rocas que contenían mucha sílice fueron llamadas ácidas y aquellas con menos sílice, y por tanto con más óxidos metálicos, fueron llamadas básicas. Los magmas básicos son menos viscosos que los ácidos. La temperatura que alcanzan en la corteza no son completamente conocidas, pero las mediciones hechas en los volcanes, cuando menos en sus cercanías, es de unos 100 ºC para las lavas básicas, cifra que puede ser considerablemente si están presentes los hiperfusibles. (Un hiperfusible disminuye el punto de fusión de las sustancias con las cuales esta mezclado; por ejemplo los gases en el magma actúan como hiperfusibles.) Para comprender el mecanismo de la actividad ígnea, es importante tener en cuenta los siguientes conceptos:  Magma.- El magma se puede definir como una mezcla silicatada fundida de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del 1

F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. Los compuestos expresados en sólidos son: SiO 2 ; Al 2 O 3 ; Fe 2 O 3 y FeO; CaO; Na 2 O; K 2 O. El compuesto predominante es la sílice, que combinada con estos y otros elementos van a formar los silicatos que constituyen el 95% del material que forma la corteza terrestre. Esta mezcla fundida magma, se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto, donde los iones metálicos se mueven más o menos libremente. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas, y enfría lentamente; de este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido.  Lava.- Se denomina Lava la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente.  Volátiles.- Son sustancias químicas líquidas y gaseosas, que se mantienen en estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas. Los componentes volátiles del magma son: el Agua como gas disuelto es el 0,5 - 8% del magma y es el 90% de todos los volátiles, Carbono en forma de CO 2 , Cloruro Cl 2 , Azufre S 2 , Nitrógeno N 2 , Argón Ar, Flúor F 2 , Hidrógeno H 2 . Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma a consecuencia de su temperatura de fusión o condensación que es mucho más baja que la de los silicatos. En un volcán por ejemplo, los volátiles se liberan junto con el magma emitido. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de la hidrosfera.  Gradiente Geotérmico.- El gradiente geotérmico en la corteza es el aumento de la temperatura con la profundidad, se produce con un promedio 1°/30 m o 30°/1km. En una zona de subdución a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.

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3.3

CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

2

La mezcla fundida magma, se ubica en profundidades entre 100 y 200 Km., es decir en el manto, donde los iones metálicos se mueven más o menos libremente. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas, y enfría lentamente; de este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido. Un magma que tiene un peso específico menor que una roca sólida, puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se solidifica da lugar a las rocas volcánicas extrusivas. Pero algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques, stocks o lacolitos los cuales pertenecen a las rocas hipabisales. Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolitos. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma cuales no se funden, estos trozos extraños se llaman xenolitos. A continuación presentamos en la fig. 3.3 un esquema ilustrativo de las intrusiones ígneas:

Fig. 3.3 Esquema de las intrusiones ígneas Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee (1999,2003), Universidad de Atacama) 2

W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”

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3.4

CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS Y SU RECONOCIMIENTO 3

Se puede subdividir en 4 subgrupos:  Rocas Ígneas Intrusivas o Plutónicas.- Son las que han consolidado en altas profundidades adentro de la tierra, generalmente tienen el aspecto macizo y están constituidas por cristales que se pueden ver a simple vista, Ej. Batolito de Kari – Kari al oeste de Potosí.  Rocas Ígneas Extrusivas o Volcánicas.- Son formadas (cristalización) en la superficie terrestre, fueron consolidados al contacto con el aire; forman grandes coladas de lavas, se caracterizan por estar formadas por minerales micro a criptocristalinos, Ej. La serie de coladas en el altiplano ó interestratificaciones como ser la Formación Frailes del Terciario.  Rocas Subvolcánicas o Hipabisales.- Cristalizan adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie, Ej. Los intrusivos de la Cordillera Real en el Norte de Bolivia.  Rocas Piroclásticas.- Se forman del material expulsado violentamente por los

conductos volcánicos en forma explosiva, este material después de haber tenido una trayectoria larga o corta se precipita a tierra y puede ser cementado, material de este tipo se encuentra al sudoeste del departamento de Potosí. Como se puede apreciar en la tabla 3.2 presentamos los tipos de rocas ígneas y reconocimiento. Tabla 3.2 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento

Intrusivas o plutónicas Cristalización en altas profundidades Enfriamiento lento Cristales grandes Sin minerales amorfos Sin porosidad Textura equigranular

Cristales hipidiomórfico

ROCAS ÍGNEAS O MAGMÁTICAS Subvolcanicas o Extrusivas o hipabisales volcánicas Cristalización en baja Cristalización a la profundidades superficie Enfriamiento mediano enfriamiento rápido Cristales grandes o Cristales pequeños y pequeños tal vez fenocristales Casi sin minerales Con minerales amorfos amorfos Casi sin porosidad Con porosidad Textura equigranular o Grano fino o textura porfídica porfídica Cristales hipidiomórficos o/y Fenocristales fenocristales idiomorficos idiomorfos

Piroclásticas Cristalización superficial o en la atmósfera enfriamiento muy rápido Cristales pequeños Con minerales amorfos Tal vez textura espumosa Grano fino con bombas o clastos Cristales con contornos fundidas

Fuente: W.Griem & S.Griem-Klee (1999,2003), Universidad de Atacama 3

Jorge Sánchez O.: “Tratado de Petrografia Ígnea”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

A continuación en la fig. 3.4 presentamos los lugares de formación de las distintas rocas ígneas.

Fig. 3.4 Esquema de los lugares de formación de las rocas ígneas – Fuente (http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm)

3.5

TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS 4

La textura es el ordenamiento y distribución espacial de minerales en una roca, es decir su disposición tridimensional. En este sentido, analizamos a la roca como agregado mineral ordenado ó sin ordenamiento. La estructura se refiere a cada uno de los componentes de la roca y su forma ó tipo de presentación, definiéndose en consecuencia:

4

Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

“La textura de una roca, es el tamaño del grano, el grado de cristalinidad, la forma de sus granos y el engrane de los mismos.”

3.5.1 Tipos de Estructuras  Por el tamaño del grano.- Existen 2 alternativas para clasificar las estructuras por el tamaño del grano.  Clasificación por tamaños de grano absoluto.  Clasificación por tamaños de grano relativo. Para el primer caso, se tiene la alternativa de asignar a la roca un rango específico de tamaño de grano, pero se requiere de mayor tiempo de trabajo para lograr un promedio de tamaños por mediciones y dimensionamiento directos. En la segunda alternativa, se designan solamente rangos amplios y aproximativos, con términos metafóricos que refieren si la roca es de grano fino ó de grano grueso.  Por su grado de cristalinidad.- Por su grado de cristalinidad se clasifican en:  Holocristalinas.  Hipocristalinas.  Holohilialinas. Se dice que una roca tiene estructura Holocristalina, cuando los materiales que la conforman son en su totalidad cristales (Biotitas, Ortoclasas, Plagioclasas, Anfíboles), faltando el material vítreo. La estructura Hipocristalina, corresponderá a rocas en las que junto al material cristalino se presenta vidrio, en cualquiera de sus variedades. A esta estructura también se la conoce con el nombre de MESOCRISTALINAS y es frecuente en las rocas extrusivas. La estructura Holohilialina, es aquella en que el material pétreo esta formado enteramente de vidrio; en consecuencia, faltan cristales. Existen varios tipos de vidrios, como por ejemplo: Palagonita, Sideromelano, Obsidiana, etc. Los mismos que son amorfos y de fractura concoidal.  Por la forma de sus granos.- Se basan en la configuración externa de los granos y su desarrollo de caras. Las estructuras en este caso pueden ser:  Idiomorfas.  Hipidiomorfas.  Alotriomorfas. Las estructuras de grano idiomorfos conforma rocas en las que los minerales, individualmente observados, presentan clara delimitación de caras, es decir, cada

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

“Individuo” está bien formado y tiene todos sus elementos de simetría. A esta estructura también se la conoce con el nombre de AUTOMORFA ó EUHEDRAL. Las estructuras de grano Hipidiomorfos, se presentan en rocas con cristales parcialmente delimitados por caras, mientras que el resto del cristal adopta formas caprichosas irregulares. También se la conoce con el nombre de estructura de grano subhedrales. Las estructuras de grano alotriomorfos, conocidas también con el nombre de estructura XENOMORFA y es propia de las rocas con minerales de forma caprichosa, sin delimitación por caras en sus cristales. Generalmente, los minerales últimos en cristalizar y que se acomodan rellenando espacios intergranulares adoptando esta estructura.  Por su engrane.- En relación al engrane, granularidad ó “mosaico” que se forma en el entrecrecimiento de minerales, las estructuras de principio pueden dividirse en dos grandes grupos:  Estructuras equigranulares.  Estructuras inequigranulares. La primera se caracteriza por presentar granos de tamaño relativo semejante, conformado todos ellos un verdadero “mosaico”. La segunda se caracteriza por presentar minerales que conforman la roca en diferentes tamaños. 3.5.2 Tipos de Texturas  Textura masiva.- Dícese cuando los minerales se acomodan uno a lado del otro y se engranan perfectamente, sin tomar una orientación preferente. La roca da apariencia de ser bastante compacta y resistente.  Textura fluidal.- Corresponden a rocas que muestran orientación preferente de los cristales, presentando ordenamiento paralelo a subparalelo de sus minerales; este ordenamiento tiene relación con flujos laminares del magma.  Textura lenticular.- Se caracteriza por presentar una serie de agregados minerales que forman cuerpos acuñantes lateralmente, es decir, cuerpos lenticulares.  Textura bandeada.- la roca con este tipo de textura presenta fajas alternantes de coloración clara y oscura; en algunos casos, este bandeamiento presenta diferente granularidad en cada faja o banda.

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3.6

CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

NOMENCLATURA Y CLASIFICACION DE LAS ROCAS ÍGNEAS 5

Dentro de la sistemática de las rocas ígneas es necesario anotar, que hasta la fecha no se ha logrado establecer una nomenclatura válida para todos los países; siendo también evidente la existencia de muchos nombres y limites establecidos que llegan a concordar. El número de rocas conocidos hasta la fecha es bastante grande, pudiendo llegarse incluso a más de 800 variedades; esta situación, está fundamentalmente determinada por la falta de unidad de criterios y la duplicación. De todas formas en la actualidad se tiene unos 170 nombres de rocas ígneas más frecuentes, numero que puede ir en aumento o disminución, de acuerdo a cuan grandes establezcamos las diferencias entre ejemplar y ejemplar. Las rocas pueden ser clasificadas de acuerdo a diferentes criterios, que se resumen en:  Clasificaciones Químicas.  Clasificaciones Casi-Químicas.  Clasificaciones por Características Físicas. 3.6.1 Clasificaciones químicas Generalmente se logran por un análisis de rutina en laboratorio, existiendo diferentes posibilidades para clasificar las rocas dentro este principio; solo nos referiremos algunas de ellas para dar una idea al estudiante.  Clasificación por el contenido de sílice.- Para clasificar una roca ígnea de acuerdo a este principio, se toma en cuenta el porcentaje total de SiO 2 contenido en ellas, siendo necesario aclarar, que el contenido de sílice no es igual al contenido de de Cuarzo. El Cuarzo, solamente es la forma “Pura” del Dióxido de silicio cristalizada; en cambio, cuando nos referimos al sílice, el dióxido de silicio también puede formar parte de otros silicatos, tales como los feldespatos, piroxemos, olivino, etc. En este sentido, podrán existir rocas que tienen un 30% de cuarzo, pero llevan más de 66% de sílice; también otras, que teniendo 40% de sílice, solo tienen cuarzo accesorio por debajo de 5%; y así sucesivamente. La clasificación más usual, en la que divide las rocas ígneas de acuerdo al contenido de sílice en: ULTRABASICAS, BASICAS, INTERMEDIAS y ACIDAS, como se puede ver en la tabla 3.3.

5

Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Tabla 3.3 Clasificación por el contenido de SiO2 Ultrabásica Básica Intermedia Acida

Menor a 45% de SiO 2 45 - 52 % de SiO2 52 – 66 % de SiO2 Mayor a 66% de SiO 2

Fuente: Elaboración propia

El estudiante no deberá arriesgarse a dar valores del contenido de sílice de una roca, si es que previamente no se hubieran realizado los correspondientes análisis químicos.  Clasificación por el contenido de alúmina.- Otro óxido formador de minerales en rocas, y segundo en abundancia, es el Al 2 O 3 ó alumina, que forma parte de moléculas minerales alumo-silicáticas, y también el mineral independiente ó “puro” de Al 2 O 3 , el Corindón, como un resumen de lo presentado podemos observar la tabla 3.4, donde muestra la clasificación por el contenido de Al 2 O 3 con sus respectivos ejemplos. Tabla 3.4 Clasificación por el contenido de Al 2 O 3 Rocas Peraluminosas Ej.: Biotita, Muscovita, Almandina, Turmalina. Rocas Metaluminosas Ej.: Anfíboles Rocas Sub-Aluminosas Ej.: Feldespatos Rocas Peralcalinas Ej.: Piroxemos ricos en Sodio, Anfíboles Sodicos.

Exceso de Alumina Alumina >Oxi. De Sodio Déficit de Oxi. De Aluminio Predomina el Oxi. De Potasio y el Oxi. De Sodio

Fuente: Elaboración propia

3.6.2 Clasificaciones casi-químicas Son las más prácticas para el fin que se persigue, refiriéndose a la composición mineralógica de la roca, sin proporcionar valores exactos, sino solamente estimativos y relaciones porcentuales aproximadas.  Clasificación por el contenido de cuarzo.- En párrafos anteriores, se ha aclarado sobre la necesidad de diferenciar entre lo que es contenido de cuarzo y lo que es contenido de sílice; en este sentido, tomaremos solamente los contenidos de cuarzo, que varia de familia a familia de rocas y de roca a roca. Existen varios criterios entre autores para la variación del contenido de cuarzo, pero estos no difieren mucho, tomaremos la tabla 3.5 para ello.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Tabla 3.5 Clasificación por el contenido de Cuarzo Rocas Ácidas Rocas Intermedias Rocas Básicas Rocas Ultrabásicas

Llevan mas del 10 % de Cuarzo, El contenido de Cuarzo varia entre 5 y 10 % El contenido de Cuarzo varia entre 1 y 5 % Llevan menos del 1 % de Cuarzo e incluso puede faltar

Fuente: Elaboración propia

 Clasificación por el contenido de feldespatos.- Este principio permite diferenciar rocas de un mismo grupo, principalmente rocas intermedias y ácidas entre si. Esta basado en la proporción o balance que se puede establecer entre los contenidos de plagioclasas y feldespatos alcalinos; es decir, en la predominancia de uno de estos dos tipos de feldespatos, ó también en su equilibrio, si es que este existiera. Así tendremos: “Rocas con más de 2/3 del volumen porciento en feldespato alcalino”, cuando en la roca se observe ó compruebe el predominio de este feldespato frente a la plagioclasa; ó “Roca con menos de 1/3 del volumen porciento en feldespato alcalino”, cuando la roca presenta los dos tercios restantes en plagioclasa. De lo señalado en el párrafo anterior se deduce, que en la naturaleza existen rocas ricas en feldespato alcalino (Ortoclasa, anortoclasa, sanidina), y rocas ricas en plagioclasa (Oligoclasa, andesina).  Clasificación por el contenido de minerales máficos ó índice de color.- Este principio de clasificación toma en cuenta la tendencia al color negro ó al gris blanquecino de la roca, tendencia que se relaciona directamente con la mayor ó menor cantidad de minerales máficos ó félsicos respectivamente. De este modo, se comprueba la existencia de rocas bastantes oscuras y ricas en minerales máficos; rocas un tanto mas claras con menor contenido de estos minerales y rocas con colores bastante claros, ricas en minerales félsicos ó leucocráticos. Diferentes autores han sugerido escalas ó límites para los índices de color, los cuales deben ser estimados y se abrevia con la letra M mayúscula, presentamos a continuación dos criterios en las tablas 3.6, 3.7. Tabla 3.6 Criterio de Ellis M menor a 10 M de 10 a 40 M de 40 a 70 M mayor a 70

Holofélsica Félsica Mafélsica Máfica

Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea” Tabla 3.7 Criterio de Shand M menor a 30 M de 30 a 60 M de 60 a 90 M mayor a 90

Leucocrática Mesocrática Melanocratica Hipermelánica

Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

3.6.3 Clasificaciones por las características físicas En este tipo de clasificación se incluirán las texturales y estructurales. Una clasificación química ó cuasi-química, sin la clasificación estructural ó textural de una roca, es estéril y fría en cuanto refiere a datos de génesis é historia de la roca; en cambio, si complementamos los análisis químicos con clasificaciones texturales y estructurales, podemos estar en condiciones de interpretar: Niveles de intrusión, velocidades de enfriamiento, orden de cristalización de los minerales componentes, posibles reacciones posteriores, etc. Por lo anterior señalado, podríamos indicar como ejemplo, que las rocas de grano fanerítico y holocristalinas generalmente corresponden a niveles de intrusión plutónicos, en consecuencia suponen enfriamiento lento, mientras que variedad de grano medio ó fino, hipocristalinas y de estructura porfídica, corresponderían a rocas efusivas ó hipabisales, si a todo esto incluimos referencia sobre el contenido de cuarzo, los índices de coloración y datos del tipo mineralógicos, inmediatamente nos será posible clasificar la roca y también dar criterio sobre su génesis ó historia de formación.

3.7

FAMILIA DE LAS ROCAS ULTRABÁSICAS 6

A este grupo corresponden rocas oscuras con índices de color mayores a 70; son rocas sin ningún ó escaso contenido de cuarzo y contenidos menores a 45 % de sílice. Llevan bastante piroxeno, principalmente olivino, plagioclasas cálcicas y accesorios. Las plagioclasas son de los tipos labradoritas, bytownita ó anortita. En su forma de ocurrencia, son rocas que generalmente forman lopolitos y cuerpos intrusivos de tipo lacolítico, los mismos que varían en rango vertical y hacia el techo a rocas básicas. Otras regiones, muestran una marcada variación de mantos de composición básica a estas rocas, debido posiblemente a una diferenciación por gravedad, la que ha permitido acumulación de cristales de olivino y piroxeno en las partes básales de las coladas y mantos. Las rocas ultrabásicas, gracias a sus altos contenidos de olivino y una transformación posterior del mismo, pueden formar grandes acumulaciones de serpentina, un mineral silicático hidratado de magnesio, que en algunos casos puede llegar a ser explotado.

3.8

FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS CALCO-ALCALINAS 7

Este grupo o familia de rocas, es uno de los más abundantes en sus tipos efusivos. Se conocen tipos de grano grueso, medio y fino, en los que se comprueban contenidos de 6

- 7 Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”

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cuarzo que no exceden el 5 %, y porcentajes correspondientes de sílice que varia entre 45 y 52 %. Los índices de color varían entre 40 y 70, por lo que será notable una coloración negruzca con minerales máficos predominantes. Las plagioclasas son más cálcicas que An 50 Ab 50 , aunque pueden encontrarse plagioclasas acompañantes un tanto más ácidas, presentándose de preferencia en la pasta. Dentro de esta familia de rocas, se tienen tipos frecuentes en regiones continentales, como también tipos propios para ambientes marinos. A diferencia de las rocas básicas alcalinas, las variedades calco-alcalinas llevan menos del 10 % de su volumen conformado por feldespatos alcalino y/ó feldespatoides.

3.9

FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS ALCALINAS

Estas rocas, tanto efusivas como intrusivas, son también de carácter básico, aunque se encuentran mas enriquecidas en elementos alcalinos. Sus índices de color son mayores a 40, su contenido de sílice menor a 52 % y sus plagioclasas cálcicas, con mayor contenido de sodio. La diferencia principal con la familia calco-alcalino es su contenido mayor al 10 % del volumen en feldespatoides y/ó feldespato alcalino, situación que determina una mayor alcalinidad de este grupo.

3.10

FAMILIA DE LOS LAMPROFIDOS

Estos corresponden a un conjunto de rocas, que por sus características pueden tener relación con las familias de rocas ultrabásicas, básicas, é intermedias inclusive; sin embargo, se conviene en tratarlos en forma separada, en razón de tener características química-mineralógicas especiales y no habérselas observado en ambientes específicos de formación. Por lo general son rocas que forman diques radiales, anulares, tangenciales, subparalelos y sills cerca de los centros de actividad magmática; cuentan en su composición con determinadas moléculas minerales, que pueden presentarse incluso en dos generaciones; de otra parte, no son rocas muy frecuentes en la naturaleza. Su formación corresponde a zonas de alta presión, enfriamiento rápido y niveles hipabisales de enfriamiento, por lo que su ordenamiento estructural es en fallas y grietas de la corteza terrestre, incluso con cambios posiciónales laterales. Los magmas de origen posiblemente han sido bastante ricos en CO 2 , P 2 O 5 , agua, elementos raros (Be, Cs, Rb, Zr, U), azufre y otros, que han dado lugar a la formación de minerales específicos portadores de estos compuestos.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Por su semejanza con la pegantita ácida han recibido también el nombre de diques y filones diasquísticos.

3.11

FAMILIA DE LAS ROCAS INTERMEDIAS

Esta familia de rocas ígneas es quizás una de las que con mayor frecuencia encontramos en el territorio del altiplano boliviano, junto con el de las rocas ácidas; por esta razón, es de suma importancia para nosotros. Las rocas intermedias, como ya se ha convenido, se caracteriza por llevar contenidos de sílice que varia entre 52 y 66 %, pudiendo ser efusivas, hipabisales ó abisales en cuanto a su nivel de intrusión, los contenidos de cuarzo no exceden al 10 % del volumen de la roca, y su formación tiene origen en el alto contenido de sílice de los magmas, estos contenidos de cuarzo fluctúan entre 5 y 10 %, encontrándose excepcionalmente variedades con contenidos mayores, tal es el caso de las tonalitas. Las plagioclasas corresponden a variedades más sódicas que labradorita, es decir, frecuentemente se encuentran andesina ú oligoclasa; es evidente pero, que algunos especimenes pueden portar núcleos bastante cálcicos de plagioclasa, con zonación normal hacia el exterior. Las zonaciones inversa y oscilante, si estuvieran presentes, referirían procesos de contaminación o mezcla de magmas. Los índices de color generalmente son menores a 40, teniendo como consecuencia rocas de color claro; algunos ejemplares sin embargo, pueden ser bastante oscuros y presentar dificultad para su clasificación dentro de este grupo; pese a ello, existen otros criterios aplicables y ya comentados en párrafos anteriores, para poder resolver cualquier dudad y llegar a una clasificación correcta. La mayor complicación puede presentarse en variedades de grano muy fino, que no permiten apreciar a simple vista los contenidos de cuarzo. Por su mayor saturación de sílice que las rocas básicas, los contenidos de piroxeno y olivino tienden a disminuir, aumentando los contenidos de hornblenda y biotita. Los minerales accesorios de las rocas básicas van en disminución en estos materiales intermedios, apareciendo otros nuevos que pueden tener importancia económica en caso de enriquecimiento por encima del clarke; todos estos aspectos, son de suma importancia en el campo de la prospección de yacimientos.

3.12

FAMILIA DE LAS ROCAS ÁCIDAS

Comentar sobre rocas ácidas es tratar sobre materiales pétreos con exceso de sílice y cuarzo en su composición. Son diversas variedades de rocas ácidas que se conocen, las mismas que por característica general llevan más de 10 % de cuarzo y contenidos mayores al 66 % de sílice; este hecho determina, que los minerales saturados sean los

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

preferentes y más comunes para estas rocas, cambiando inclusive el tipo de minerales accesorios frecuentes a otras familias de rocas ígneas. Los contenidos de feldespatos varían en proporción, pero el caso del feldespato alcalino enriquecido siempre por encima del 1/8 del total de feldespatos presentes en la roca es exclusivo para este grupo. Para una mejor clasificación de las rocas acidas, se tiene el siguiente cuadro propuesto por Turner, Williams & Gilbert.

NIVEL Plutonico Efusivo ó Hipabisal

Feld. Alca. 1/8 – 1/3% del Vol. Tot. de Feldespatos GRANODIORITA

Feld. Alca. 1/3 – 2/3% del Vol. Tot. de Feldespatos ADAMELITA RIODACITA (cuarzolatita)

DACITA

Feld. Alca. Mayor a 2/3% del Vol. Tot. de Feldespatos GRANITO RIOLITA

Los índices de color son bastante bajos, no exceden el valor de 10; en consecuencia, se tratan de rocas ricas en minerales leucocráticos. La plagioclasa es generalmente el tipo oligoclasa, pudiendo variar inclusive a albita.

3.13

FAMILIA DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS

Corresponden a este grupo las rocas diferentes materiales pétreos de origen magmático y mecanismos especiales de formación. Deben su origen a expulsiones explosivas y candentes de roca consolidada o material fundido, que son arrojados violentamente al producirse ruptura de los tapones volcánicos por aumento de la presión de los gases internos; estos materiales sufren una serie de transformaciones en su trayectoria por el aire ó luego de su deposición, precipitándose a tierra con mayor ó menor velocidad, a mayor ó menor distancia del centro de erupción y en función a su peso especifico, volumen y porosidad. El nombre aplicado para todos los materiales que comentamos deriva del griego y significa trozo ó material fracturado candente. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos. Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (rocas de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) se llenan con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). Para una mejor explicación de la clasificación de los clastos solidificados podemos apreciar la tabla 3.8.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Tabla 3.8 Clasificación de los clastos solidificados DIMENSION (mm) Mayor a 32 32 - 4 Menor a 4

Bombas / Bloques

MATERAIL COMPACTADO Aglomerado / Brecha

Lapilli Ceniza

Toba de lapilli Toba de ceniza

MATERIAL SUELTO

Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”

3.14

ACTIVIDAD ÍGNEA EN BOLIVIA 8

Según su origen las rocas ígneas existentes en Bolivia son: 3.14.1 Rocas Plutonicas Las más antiguas se encuentran en el Escudo Brasileño, las mismas que son de tipo ácido, también se han encontrado algunas de tipo básico. Las otras rocas plutónicas pertenecen a la cordillera Oriental, en su mayoría están constituidas por monzonitas cuarzosas hasta granodioritas, su edad estaría asignada entre Mesozoica superior y en Cenozoico inferior. 3.14.2 Rocas Hipabisales y Volcánicas Las rocas típicamente volcánicas más antiguas se hallan ubicadas en la Cordillera Occidental y cubren parte del altiplano, existiendo en cuanto a su composición desde riolitas (ácidas) hasta basaltos (básicos), siendo la mayoría e carácter intermedio (dacitas). Su edad estaría asignada a los pisos altos del Terciario hasta el Cuaternario. Mientras que las rocas hipabisales en su mayoría se encuentran en la región altiplánica, constituyendo casi todos los pequeños stocks que tienen en su mayoría una composición intermedia, (latitas cuarzosas) como en Patacamaya, Luribay, Laurani, Pacuni, San José, Llallagua, Pulacayo, etc. Generalmente son de edad Terciaria. De manera ilustrativa podemos apreciar en las figuras 3.5, 3.6,3.7,3.8 diferentes tipos de rocas ígneas encontradas en nuestro país.

8

Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Basalto Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: La Paz: Cantera Chilla. Oruro: Curahuara de Carangas. Potosí: Sillajhuay. Tarija: Entre Ríos

Fig. 3.5 Basalto. Cantera Chilla (La Paz) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

Bomba Volcánica Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: Potosí: Sur Lípez. Potosí: Cordillera de los Frailes.

Fig. 3.6 Bomba volcánica. Sur Lípez (Potosí) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C. Granito Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: La Paz: Apolobamba, Illimani. Pando: El Carmen, Fortaleza. Beni: Guayaramerin, la horquilla Tarija: Taxara. Santa Cruz: San Ramón, Mutun.

Fig. 3.7 Granito. Taxara (Tarija) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Andesita Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: La Paz: Abichada, La Muela del Diablo, Cantera Pan de Azúcar. Oruro: Sajama, Payachatas. Potosí: San Cristóbal, Tunupa.

Fig. 3.8 Andesita. Colquechaca (Potosí) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Preguntas de control: 1.- ¿Explique el ciclo geológico de las rocas? 2.- ¿Cuáles son los métodos de reconocimientos de los minerales y rocas? 3.- ¿Qué es el magma? 4.- ¿A que se llama xenolito? 5.- ¿Qué tipos de rocas ígneas existen? 6.- ¿Qué es una estructura holocristalina? 7.- ¿Qué tipos de texturas se presentan en las rocas ígneas y cuales son? 8.- ¿Explique la clasificación química de las rocas ígneas? 9.- ¿Explique la clasificación de las rocas ígneas por el índice de color? 10.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas ultrabásicas? 11.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas básicas calco alcalinas? 12.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas básicas alcalinas? 13.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas lamprofidos? 14.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas intermedias? 15.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas ácidas? 16.- ¿Describa brevemente la familia de las pirocláticas?

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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS

Referencias Bibliografía: - Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”: Potosí – Bolivia 2000, Primera Edición. - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- Charles Pomerol & Robert Fouet: “Rocas Eruptivas”, Buenos Aires – 1967, Segunda Edición. - F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava Edición. - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960) - Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”, Potosí-Bolivia (1981)

Biblioteca virtual: -

Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.

-

http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html

-

http://www2.sernageomin.cl/museo_final/rocas_igneas.htm&

-

http://web.usal.es/~epavila/webrocas/rmt.html

-

http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm

-

www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

CAPÍTULO IV ROCAS SEDIMENTARIAS 4.1

INTRODUCCIÓN 1

El término de rocas sedimentarias proviene del latín sedimentum (depositado) y se aplica por que los materiales que las forman se han acumulado por depositación a través del aire o el agua. Este proceso tiene lugar de un modo continuo en el seno de cualquier masa de agua (río, lago, albufera o mar), en tanto exista cantidad suficiente de materiales suministrados por el viento, río o las olas de la propia masa acuática. La diferencia fundamental con el proceso de formación de rocas ígneas es que estas son el producto de procesos internos, mientras que las rocas sedimentarias provienen de procesos externos. Los agentes externos atacan las rocas ígneas, alteran los silicatos minerales permitiendo la liberación de sus elementos componentes en las aguas superficiales. La gran mayoría de las rocas sedimentarias se forman en los océanos o en las masas de agua directamente relacionadas con él. Las rocas sedimentarias son las más abundantes en la superficie terrestre, pues cubren aproximadamente un 75% de ella, mientras que rocas ígneas y metamórficas constituyen el 25% restante. La capa de rocas sedimentarias que yace sobre la corteza terrestre varia de espesor en los distintos lugares, desde delgadas capas hasta 10 – 15 km. Existen buenas razones para suponer que en otros tiempos, las rocas sedimentarias ocupaban una extensión mucho mayor. Mas tarde la erosión las separo dejando expuestas las rocas ígneas y metamórficas. Por su abundancia las rocas sedimentarias son las más usadas con fines de construcción, arquitectura e industrias (calizas-cemento). Además la historia de la vida esta escrita en ellas a través de los restos fósiles que solo se encuentran en este tipo de rocas. Además su composición, color, forma y localización de depositación proporcionan datos sobre clima, condiciones paleogeográficas y ambientales. Debido a que la acumulación de sedimentos es un proceso casi constante e ininterrumpido la mayoría de las rocas estratificadas. El lugar de depositación final de la mayoría de los sedimentos es el fondo de los océanos, mares y bahías. Enorme cantidad se deposita en la desembocadura de los grandes ríos y las olas y corrientes distribuyen los sedimentos casi continuamente a lo largo de las costas o de cuencas de depositación. Cuando estos sedimentos se compactan y cementan por presión de las capas superiores o produce cantos rodados y guijarros que permanecen cohesionados los sedimentos pasan a la categoría de rocas sedimentarias.

1

Álvaro Fernández Castro :“Principios de Geología y Geomorfología”

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Las rocas sedimentarias marinas son la más abundante y de amplia distribución. Los sedimentos se pueden dividir en tres grupos: Clásticos (mecánicos o detrítico) como arenas, gravas, limos, arcillas; Químicos (precipitados naturales como sal, yesos, etc.), Orgánicos (remanentes de carbón o conchas). 4.2

SEDIMENTOS Y EL CICLO DE LA ROCA 2

La combinación del poder solar, procesos externos de atmósfera e hidrosfera atacan y alteran las masas de rocas expuestas. Como resultado las rocas son cambiadas física y químicamente produciendo sedimentos. Estos son definidos en forma general como materia mineral u orgánica finamente dividida, derivada directa o indirectamente por desintegración, descomposición y reprocesamiento de rocas preexistentes. Estos procesos externos también transportan y redistribuyen los sedimentos, produciendo acumulaciones que constituyen las rocas sedimentarias. Estas a su vez pueden estar sujetas a acción de agentes internos por cambios dando origen a rocas metamórficas. A través de este análisis de causa y efecto se establece el ciclo de transformación de las rocas en el cual la materia mineral de la corteza terrestre es continuamente reprocesada, ver fig.4.1, Los cambios son acompañados por desgaste enorme de energía, parte de la cual es suministrada por el sol y otra proviene del calor radiogénico.

Fig. 4.1 El ciclo de la roca: Los sedimentos compactados y cementados forman rocas sedimentarias que, por efecto del calor y la presión, se transforman en metamórficas; los materiales fundidos y solidificados forman las rocas ígneas – fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”) 2

Álvaro Fernández Castro :“Principios de Geología y Geomorfología”

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

El ciclo geológico: En la naturaleza en general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas. Considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior de la tierra como un proceso cíclico, el esquema del ciclo de la roca ilustra la interacción entre sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, levantamiento y meteorización. 4.3

SEDIMENTOLOGÍA

La Sedimentología es el estudio de los sedimentos y su formación (ver fig.4.2). También llamado geología sedimentaria, investiga los depósitos terrestres o marinos, antiguos o recientes, su fauna, su flora, sus minerales, sus texturas y su evolución en el tiempo y en el espacio. Los sedimentólogos estudian numerosos rasgos intrincados de rocas blandas y duras y sus secuencias naturales, con el objetivo de reestructurar el entorno terrestre primitivo en sus sistemas estratigráficos y tectónicos. El estudio de las rocas sedimentarias incluye datos y métodos tomados de otras ramas de la geología, como la estratigrafía, la geología marina, la geoquímica, la mineralogía y la geología del entorno.

Corteza terrestre

Fig.4.2 Rocas sedimentarias generadas en el ciclo exógeno Fuente (elaboración propia)

Los procesos sedimentarios son fenómenos de la superficie terrestre y del agua (ver fig. 4.3). Empieza con la destrucción de las rocas sólidas por la meteorización, la erosión y el transporte por un medio (agua, viento, hielo), la deposición o precipitación y como último la diagénesis, la formación de las rocas sólidas.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Material de partida

Suelo Meteorización

Erosión y transporte

Rocas sedimentarias blandas

Deposición y/o precipitación

Rocas sedimentarias

Diagénesis

Fig.4.3 Formación de las rocas sedimentarias Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

4.4

METEORIZACIÓN 3

Es el conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que determinan la descomposición química y destrucción mecánica de la roca "in situ". La meteorización produce fragmentos de rocas y minerales, así como otros productos residuales y solubles, que pueden ser transportados y depositados a otros niveles, lo que deja nuevas superficies expuestas a la meteorización. Se conoce tres tipos de meteorización: mecánica, química y biológica - orgánica. 4.4.1

METEORIZACIÓN MECÁNICA

La meteorización mecánica depende de fuerzas que pueden destruir las rocas en una forma mecánica, la roca se rompe en fragmentos cada vez más pequeños que conservan cada uno las características del material original. Los más importantes son: La expansión térmica, el agua y la decomprensión. 4.4.1.1 Descarga mecánica Expansión vertical debido a la reducción de la carga vertical por la erosión. Este fenómeno ocasionara que se abran las fracturas existentes, creándose nuevas. 4.4.1.2 Carga mecánica Impacto sobre la roca y abrasión en los desiertos por las partículas arrastradas por el viento del tamaño de arena y limo. El impacto sobre el suelo y las rocas débiles hecho por las gotas de lluvia durante las tormentas intensas.

3

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4.4.1.3 Temperatura Al calentarse las rocas y minerales se producen diferencias de tensión en su estructura. Los materiales oscuros absorben más calor que los claros y están expuestos. Las altas variaciones de temperatura entre el día y la noche imprimen a las rocas fuertes contracciones y dilataciones, que provocan fisuras y, con el tiempo, su fragmentación. 4.4.1.4 Agua (Gelifracción) El agua líquida influye en la meteorización mecánica de las rocas, y aún más cuando se trata de hielo. En pocas horas el hielo puede abrir fisuras en las rocas y exponerlas a una acción acelerada de otros agentes. Las rocas de las capas más superficiales de la corteza terrestre, presentan grietas o fisuras. Cuando el agua de lluvia o procedente de los deshielos penetra en el interior de estas grietas y la temperatura desciende por debajo de los 0 grados, se expande. Si la roca es muy porosa, su disgregación puede llegar a tener consistencia granular. 4.4.1.5 Cristalización Expansión de poros y fisuras por la cristalización dentro de ellos de los minerales que estuvieron en estado de solución. Deberá notarse que la expansión es solamente severa cuando la cristalización ocurre en el interior de un espacio confinado. 4.4.1.6 Carga neumática La carga repetida por oleadas de aire atrapado en las cabeceras de origen de las fracturas expuestas en la zona de oleaje de un acantilado marino. 4.4.2

METEORIZACIÓN QUÍMICA

La meteorización química es el conjunto de los procesos llevados a cabo por medio del agua o por los agentes gaseosos de la atmósfera como el oxígeno y el dióxido de carbono. Las rocas se disgregan más fácilmente gracias a este tipo de meteorización (ver fig. 4.4), ya que los granos de minerales pierden adherencia y se disuelven o desprenden mejor ante la acción de los agentes físicos.

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METEORIZACIÓN MECÁNICA

METEORIZACIÓN QUÍMICA

Cambio de temperatura

> Temperatura (Dilatación)

< Temperatura (Volumen reducido)

Fig.4.4 Meteorización mecánica y meteorización química – fuente (elaboración propia)

4.4.2.1 Disolución Consiste en la incorporación de las moléculas de un cuerpo sólido a un disolvente como es el agua. Mediante este sistema se disuelven muchas rocas sedimentarias compuestas por las sales que quedaron al evaporarse el agua que las contenía en solución.

4.4.2.2 Hidratación Es el proceso por el cual el agua se combina químicamente con un compuesto. Cuando las moléculas de agua se introducen a través de las redes cristalinas de las rocas se produce una presión que causa un aumento de volumen, que en algunos casos puede llegar al 50%. Cuando estos materiales transformados se secan se produce el efecto contrario, se genera una contracción y se resquebrajan. 4.4.2.3 Oxidación La oxidación se produce por la acción del oxígeno, generalmente cuando es liberado en el agua. En la oxidación existe una reducción simultánea, ya que la sustancia oxidante se reduce al adueñarse de los electrones que pierde la que se oxida. Los sustratos rocosos de tonalidades rojizas, ocres o parduscas, tan abundantes, se producen por la oxidación del hierro contenido en las rocas. 4.4.2.4 Hidrólisis Es la descomposición química de una sustancia por el agua, que a su vez también se descompone. En este proceso el agua se transforma en iones que pueden reaccionar con determinados minerales, a los cuales rompen sus redes cristalinas. Este es el proceso que ha originado la mayoría de materiales arcillosos que conocemos.

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4.4.2.5 Carbonatación Consiste en la capacidad del dióxido de carbono para actuar por si mismo, o para disolverse en el agua y formar ácido carbónico en pequeñas cantidades. El agua carbonatada reacciona con rocas cuyos minerales predominantes sean calcio, magnesio, sodio o potasio, dando lugar a los carbonatos y bicarbonatos. 4.4.3

METEORIZACIÓN ORGÁNICO-BIOLÓGICOS

Se realiza especialmente mediante los ácidos producidos por las plantas, formas vegetales como algas, hongos y líquenes crecen sobre la roca desnuda y extraen elementos de los minerales a base de procesos químicos. Los factores que influyen en el tipo y cantidad de meteorización, son el clima, (temperaturas máximas - mínimas, y cantidad de precipitaciones); y la roca, (dureza/ resistencia contra la meteorización, composición mineralógica, porosidad, desgaste estructural-fracturamiento). Cuando las rocas ya presentan fisuras pueden ser colonizadas por las raíces de los árboles, que imprimen presión conforme crecen y aumentan de volumen. La presión ejercida por las raíces no es comparable a la del hielo, pero puede ser suficiente para generar rotura y desprendimiento de rocas, que quedan así expuestas a la acción otros agentes.

Fig. 4.5 En este ejemplo se aplicó la meteorización a una muestra de un gneis granítico (roca metamórfica). Al principio la muestra contiene más de 40 % de plagioclasa, 30 % de feldespatos y 30 % de cuarzo. Durante la meteorización al primero la plagioclasa se descompuso, después desapareció el feldespato. Durante todo el proceso se formó un mineral nuevo: el caolín. Entonces la meteorización destruye minerales, pero también se forman minerales nuevos. Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Cada mineral tiene su resistencia relativa contra la meteorización en comparación de otros minerales.

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Mayor resistencia Cuarzo Muscovita Plagioclasa Na Plagioclasa Ca

Biotita Horblenda Piroxeno Olivino

Menor resistencia Fuente (Apuntes en clases)

4.5

SUELOS (EDAFOLOGÍA) 4

Es el material producido por los efectos de meteorización, la acción de plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra. Los suelos pueden quedar en el lugar, directamente de la roca de la cual derivan, dando así origen a los suelos llamados residuales o suelos no transportados. Pero estos productos pueden ser movidos del lugar de formación, por los mismos agentes geológicos y re-depositados sobre otros estratos sin relación directa con ellos, a estos suelos se los denomina suelos transportados. El suelo se compone de tres estratos u horizontes (ver fig. 4.6): 4.5.1

Horizonte A

Capa superior del suelo. Descomposición de materia orgánica con liberación de ácidos. Esta formada principalmente por Arena y arcilla, los ácidos disuelven el aluminio, hierro, calcio y otos elementos químicos para moverse hacia horizonte B. 4.5.2

Horizonte B

Posee trozos de rocas, en esta capa puede haber raíces. Generalmente con arcillas y óxidos de hierro. 4.5.3

Zona de acumulación

Horizonte C

Capa inferior del suelo, sobre la roca sólida no meteorizada. Se compone de trozos de rocas sueltas, ligeramente meteorizados.

4

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Horizonte A

Horizonte B

Capas del suelo

Horizonte C

Fig.4.6 Los horizontes del Suelo – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Los suelos residuales son aquellos que se forman en el mismo lugar donde se encuentra por meteorización de la roca del lugar. Los suelos transportados, se forman por meteorización de la roca en un lugar y posterior transporte a otro lugar por agentes externos que podrían ser: agua (llamados suelos aluviales), glaciares, viento (llamados suelos eolicos) y gravedad. Los factores más importantes de la formación de un suelo son: el clima, la temperatura, la cantidad de precipitaciones, el tipo de vegetación, el tiempo (en años). Existen varios tipos de suelos en el mundo (ver fig. 4.7). Los más conocidos son el Podsol y el Tschernoziem.

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Al2O3

Al2O3

-

CaCO3

Mas frecuente del mundo Regiones templadas húmedas Bajo cubierto forestales extensas Abundantes precipitaciones

-

Regiones llanas Vegetación herbácea Poca precipitaciones

Fig.4.7 Los suelos mas conocidos del mundo Fuente (elaboración propia)

Las propiedades físicas del suelo son: Composición mineralógica y composición química, Granulometría (Forma, tamaño influencia en la composición mineralógica (redondeada, sub-redondeada, angulosa)), peso especifico, densidad, absorción, porosidad y permeabilidad. 4.6

PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN

Entre los procesos de sedimentación mencionaremos a continuación los siguientes: 4.6.1

Litificación

Es el proceso que convierte a un sedimento en una roca sedimentaria compacta y pétrea. Los sedimentos se hallan afectados por los procesos siguientes:  Compactación: Las partículas sólidas de los sedimentos infrayacentes son presionadas unas contra otras por el peso del material suprayacente, ocasionando la reducción del volumen del sedimento. Ej. Las arcillas pueden reducir en un 40% de su volumen, en las arenas es menos.  Cementación: Proceso mediante el cual los sedimentos se convierten en rocas sedimentarias; los materiales cementantes son transportados en solución por el agua que percola a través de los espacios abiertos entre las partículas, con el tiempo

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precipita uniendo los clastos. La calcita, la sílice y el óxido ferroso son los cementos más comunes, en especial de las areniscas. 4.6.2

Recristalización

Parte del material original de los sedimentos es tomado en disolución durante la diagénesis o durante la compactación larga y profunda, este puede ser redepositado. La recristalización puede cambiar el tamaño original del cristal, su forma, y su redondez. 4.6.3

Diagénesis

La diagénesis puede definirse como: “los cambios que ocurren en los sedimentos a bajas temperaturas, entre el tiempo de deposición y antes de la litificación completa. Al conjunto de procesos de compactación y cementación de los sedimentos, incluyendo la generación de algunas especies minerales estables en el ciclo exógeno, se les engloba bajo el nombre de diagénesis”. También se lo puede definir como la inclusión de procesos físico – químicos que ocurren dentro de un sedimento, después de su depositación y antes que comience su metamorfosis como producto del tiempo. Los primeros cambios diagenéticos tienen lugar en la superficie del sedimento y a menudo a través de desequilibrios inherentes entre las partículas sedimentarias y los depósitos medios. Algunos cambios diagenéticos tienen lugar debajo de la superficie donde la conexión con los depósitos medios es restringida, siguiendo el desarrollo local del ambiente químico dentro de los poros producidos por el agua. Los cambios en los poros por acción química resultan de la sedimentación química de los componentes sedimentarios. Los efectos de circulación agua-tierra dependen de la mineralogía de las rocas. Por ejemplo la roca arenisca (conteniendo cuarzo) puede llegar a tener pequeñas modificaciones o cambios debido a desintegraciones físicas producidas por el tiempo, donde algunos reactivos químicos de la roca, como los depósitos salinos, pueden causar una Diagénesis química. 4.7

AMBIENTES DE DEPOSITACION DE SEDIMENTOS 5

La composición y las texturas de las rocas sedimentarias están controladas por los procesos que han operado durante su formación; y estos procesos, a su vez; son gobernados por el ambiente bajo el cual tiene lugar la sedimentación. Se han identificado tres principales ambientes; como son: terrestres (continental), transicionales (líneas de costa) y marinos. Cada uno se caracteriza por ciertas condiciones físicas, químicas y biológicas.

5

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4.7.1

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Cuenca Sedimentaria

Son aquellos ambientes geográficos, tanto continentales como marítimos o mixtos, adonde van a depositarse los sedimentos, que son de variada amplitud y que por lo tanto tendrán una historia geológica común. Las cuencas sedimentarias son unidades morfoestructurales que corresponden a sectores de plataforma recubiertos de sedimentos tras una prolongada subsidencia. Las cuencas sedimentarias están formadas por plataformas pero, a diferencia de los escudos y los macizos antiguos, que son superficies de erosión puestas en resalte, las cuencas sedimentarias se forman sobre cubetas. A menudo sobre ellas se desarrollan gigantescos sistemas fluviales. 4.7.2

Facies

En cualquier momento dado pueden estarse formando diversos tipos de depósitos en diferentes ambientes, tales como los marinos – continentales – lacustres. El examen de una formación sedimentaria en particular (o grupo de estratos) suministra información acerca de los materiales que la componen, sus texturas, fósiles contenidos y otros caracteres. Todos estos rasgos juntos distinguen una roca y son conocidos como su facies y de ellos se obtienen deducciones acerca del ambiente en que fue formada la roca. Los sedimentos formados en la tierra, como brechas, arenas, constituyen una facies continental 4.8

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

6

Las rocas sedimentarias en general se producen de dos modos diferentes: Algunas son acumulaciones mecánicas de partículas de roca conocidas como Detríticas; otras son depositadas por medios químicos bioquímicos y se designan como Químicas y Bioquímicas (Orgánicos). Lo cual podemos ilustrar a continuación en la tabla 4.1 y 4.2. Tabla 4.1 Clasificación de las rocas sedimentarias Rocas Clásticas Agregado Suelto Consolidado

Según Wentwort Gravau

Grava

Conglomerado

Psefita

Rudita

Arena Limo Arcilla

Arenisca Limolita Arcilita

Psamita

Arenita

Pelita

Lutita

Rocas Químicas Bioquímicas Siliceas carbonaticas Evaporitas Organogenas Fosfaticas

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)

6

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Tabla 4.2 Clasificación de las rocas sedimentarias Rocas Sedimentarias Detríticas o Clásticas

Rocas sedimentaciones Químicas –Bioquímicas

(Acumulaciones mecánicas partículas de roca)

(Depositadas por medios químicos bioquímicos)

1.- Conglomerados (Psefita - Rudita)  Brechas sedimentarias  Brechas Piroclásticas  Brechas Tectónicas 2.- Arenisca (Psamitas – Arenitas)  Arenisca silícea  Arenisca calcárea  Arenisca ferruginosa  Arenisca bituminosa  Arcosas (25% de feldespatos)  Wacas (Grauwacas) ( > 15% fragmentos rocosos) 3.- Limolitas (Pelitas)  Piedra de Silt  Depósitos de Looes (viento) 4.- Arcillitas (Pelitas) (Illita, caolinita, motmorrillonita)  Lutitas  Marga

1.- Rocas de Sílice  Radiolarita  Diatomitas 2.- Rocas Carbonáticas  Caliza Masiva (Marga, Calizas (bituminosa, arenosa, silícea, dolomítica)  Caliza Oolítica  Travertino  Estalactitas - Estalagmitas 3.- Evaporitas (Marinos y Terrestres)  Depósitos de: silvina, yeso, halita, carnalita, anhidrita, salitre sódico, borax, ulexita, salitre potásico) 4.- Rocas Organógenas  Rocas Carbonáceos (Turba, lignitos y hulla)  Rocas de Kerógeno ( Kerogenita, Sapropeles, arcilla bituminosa, pizarra bituminosa) 5.- Rocas Fosfáticas

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)

4.8.1

ROCAS CLÁSTICAS 7

Los sedimentos detríticos o clásticos se componen de fragmentos de rocas y minerales, que se han formados a partir de rocas anteriores a causa de su erosión, han sido transportados por agua, viento o hielo y finalmente almacenadas mecánicamente. Las rocas clásticas entonces se puede definir como un conjunto de fragmentos (clastos), que se encuentran pegados por el cemento y la matriz que junta los clastos. Las rocas detríticas (terrígenas o clásticas) están formadas por fragmentos de rocas o minerales procedentes de rocas preexistentes que han quedado expuestas a la meteorización en la superficie de la tierra. Estos fragmentos suelen estar formados por minerales estables en las condiciones de la superficie terrestre. Como generalmente uno de los minerales más resistentes es el cuarzo, este tipo de rocas suelen contener una gran proporción de este mineral. Se consideran como rocas detríticas aquellas que poseen más de un 50% de terrígenos.  Clastos.- Representan los individuos de mayor granulometría los clastos se denominan cantos (tamaño entre 2 y 62 mm) o bloques (tamaño > 62 mm). 7

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 Matriz.- Son los individuos más pequeños (fragmentos minerales Ej. granos de cuarzo, de feldespatos y frecuentemente arcillas).  Cemento.- Actúa como ligante. Es una sustancia de origen químico, calcáreo, silíceo, ferruginoso o bien orgánico. En la fig. 4.8, se ve los tres elementos: clastos, matriz y el cemento ferruginoso, es el material de color rojizo.

Fig. 4.8 Pueden existir sólo clastos y cemento faltando la matriz. Puede faltar el cemento y estar formado solo por clastos y matriz. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

4.8.1.1 Textura de las rocas sedimentarias clásticas La textura se refiere a la relación de clasto a clasto de una roca, a diferencia de su composición mineralógica o química. 

La redondez.- Agudeza de las aristas y vértices de un fragmento clástico, independientemente de la forma (ver fig. 4.9), pueden ser: anguloso, subredondeado, redondeado, y bien redondeado. REDONDEZ DE LOS GRANOS

Fig.4.9 Redondez de los clastos de una roca – fuente (elaboración propia)

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 La Esfericidad.- Es la forma esférica el límite que toman muchas rocas o fragmentos minerales por abrasión prolongada. La esfera tiene, entre todas las formas posibles, la mayor velocidad de decantación en un fluido (siendo constante el volumen y la densidad). Por ello en condiciones de transporte por suspensión, las partículas más esféricas tienden a depositarse, mientras que las menos esféricas serán llevadas. La esfericidad está relacionada con las diferencias existentes entre los distintos diámetros o longitudes de los ejes de la partícula 4.8.1.2 Propiedades de los clastos  Tamaño.- La clasificación de los sedimentos clásticos se basa en el tamaño de los granos de sus componentes y refleja las condiciones de sedimentación (ver fig. 4.10). - La grava (Psefitas): De diámetro de grano > 2 mm o su equivalente solidificado, el conglomerado requiere corrientes fuertes como aquellos de ríos fluyentes con alta velocidad en las montañas o las altas orillas en una playa rocosa para su transporte. - La arena (Psamitas): De diámetro de grano = 2 - 0,02 mm o su equivalente solidificado, la arenisca puede ser transportada por vientos fuertes formando dunas o por corrientes moderados como aquellos de ríos o aquellos cercanos de la costa. - El barro (Pelitas): De diámetro de grano < 0,02 mm o su equivalente solidificado, la roca arcillosa indica áreas de sedimentación de aguas tranquilas. El análisis granulométrico (con una serie de tamices superpuestos) de los sedimentos o rocas sedimentarias disgregables permite conocer la distribución de tamaño de grano en la muestra. La información obtenida se representa en diferentes gráficos tales como: el histograma y curva acumulativa.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Fig.4.10 Clasificación según Wentworth y DIN (Por el tamaño de clastos) – fuente (elaboración propia)

 Porosidad.- Es el porcentaje de espacios vacíos en el volumen total de la roca. La porosidad efectiva es el porcentaje de poros interconectados. De acuerdo con su origen la porosidad puede ser clasificada en: porosidad original o primaria que se desarrolla durante la deposición de los sedimentos, luego la compactación y cementación la reducen. Es la porosidad intergranular en areniscas o la intercristalina en calizas, y la porosidad secundaria, se desarrolla por varios procesos subsecuentes a la diagénesis de la roca. Se produce por fractura, disolución de clastos, matriz o cementos. Esta constituye la forma predominante en los reservorios de la mayoría de los yacimientos de petróleo y gas.  Permeabilidad.- La permeabilidad de una roca es la propiedad que permite el pasaje de fluidos sin deteriorar su estructura o desplazar sus partes. Se dice que una roca es permeable si permite el pasaje de una cantidad apreciable de fluido en un tiempo determinado, e impermeable si la velocidad de pasaje es insignificante. En los sedimentos de grano fino, se produce el fenómeno de adsorción, el agua se fija en la superficie del clasto y no circula. Es el caso de las arcillas que son las rocas más porosas pero las más impermeables. Ejemplos: Porosidad: arcillas 50 - 85%, arena gruesa < 40%. Permeabilidad: Reservorio 1 a 10 md regular, 100 a 1000 md muy buena.  Clasificación.- Es la variación al respecto del tamaño de los clastos : UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Clasificación de Clastos

Buena clasificación

Mala clasificación

Fig. 4.11 Pueden ser: de buena clasificación cuando en una roca los clastos son un tamaño único y de mala clasificación cuando contiene todos los tamaños de clastos. La clasificación es un producto de las fuerzas del transporte; fuerzas de energía poco variable producen una buena clasificación. – fuente (elaboración propia)

 Tipos de clastos.- Las rocas sedimentarias pueden ser: Monomictica cuando esta formado por un solo tipo de clasto (puro cuarzo por ejemplo) y Polimictica cuando esta formado por una variedad petrográfica de los clastos (conjunto de clastos diferentes como cuarzo, andesita, etc.). El contenido de clastos se puede usar en reconstruir el sector de origen. También se puede diferenciar diferentes tipos de conglomerados por su contenido en clastos. Al otro lado los clastos reflejan la historia del transporte. Trozos de rocas o minerales blandas no soportan grandes distancias en el transporte fluvial. La ausencia de minerales y rocas blandas entonces es un indicador de la distancia del transporte. 4.8.1.3 Rocas de origen clástico Las rocas sedimentarias de origen clástico, se pueden clasificar de acuerdo a la tabla 4.3, como se muestra a continuación. Tabla 4.3 Rocas sedimentarias de origen clástico

Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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4.8.1.3.1

CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Conglomerados (Psefita ó Rudita)

Son rocas clásticas constituidas por mas del 25% de grava, cuyos tamaños son mayores a los 2 mm, generalmente redondeado, si este es angulosos la roca toma el nombre de Brecha, estas rocas tienen una matriz de arena o arena y arcilla. La masa básica amalgamadora igualmente puede variar, puede constituirse de componentes clásticos, pelíticos y arenosos (matriz) y de material de enlace carbonático o silícico (cemento) que es sustituido posteriormente por la roca al solidificares. Los componentes de los conglomerados son transportados por ríos y/o por el mar. Según la variación de los tipos de componentes las brechas se distinguen: Brechas sedimentarias, brechas piroclásticas (pertenecen a las rocas piroclásticas), Brechas tectónicas (que se forman en zonas de fallas). 4.8.1.3.2

Areniscas (Psamitas o Arenitas)

Son rocas de grano más fino a los conglomerados, fragmentos de 2 hasta (1/16) 0,063mm, constituidos en mas de un 75% de granos de cuarzo, otros componentes son los feldespatos y la mica clara. El cemento puede constituirse de minerales arcillosos y de granos de cuarzo, o cemento variable, que le da el nombre específico de la roca como ARENISCA silícea, calcárea, ferruginosa, glauconítica, bituminosa, etc. A menudo las areniscas contienen minerales pesados de d > 2,85 g/cm3 como por Ej. Circón, rutilo, turmalina, epidota, estaurolita, sillimanita, cianita, andalucita, apatito, granate, anfíbol, piroxeno y olivino. A este grupo pertenecen las ARCOSAS que son areniscas que contienen más del 25% de feldespatos (rico) que provienen de macizos graníticos, los fragmentos de rocas son mínimos entre 10 – 15%, los granos son mal redondeados y mala clasificación de los tamaños de granos; y las WACKAS (Grauvaca), se diferencian de las rocas arcosas, por tener más del 15% de material rocoso en fragmentos. 4.8.1.3.3

Limolitas

 Limonitas.- Se constituye de partículas clásticas con tamaño de granos entre 0,002 y 0,063mm. A estas partículas se llama silt o Limonitas, ocupan una posición intermedia entre las rocas areniscas de grano más grueso y las rocas arcillosas de grano más fino. En general se incorpora al grupo de las rocas arcillosas. Los componentes principales son minerales arcillosos y cuarzo. Otros componentes adicionales de significado local son las micas, zeolitas, calcita, dolomita y yeso. Las limonitas son de color amarillo pálido, café, anaranjado, amarillento, gris o verdoso y son estratificadas.

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4.8.1.3.4

CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Rocas Arcillosas (Pelitas)

Están constituidas de granos de tamaño menor de 0,002mm., por minerales de arcilla acompañadas de carbonatos, yeso, glaucomita, pirita, óxidos de hierro, etc. Las rocas arcillosas ocupan el 45-55% de todas las rocas sedimentarias, pueden formarse prácticamente en cualquier zona de sedimentación, en ríos, lagos, deltas grandes y océanos (en las pendientes continentales y las fosas oceánicas). Los principales minerales de arcilla son: la caolinita, que proviene de alteración de rocas con feldespatos, la illita, proviene generalmente de rocas metamórficas, y de rocas volcánicas, y la motmorillonita, provenientes de rocas eruptivas, siendo la principal la bentonita  Lutita.- Es una roca masiva, terrosa, normalmente bien compactada, a menudo porta fósiles, Ej. foraminíferos, ostracodos, graptolites y trilobites. Muchas lutitas muestran bioturbación es decir una estructura sedimentaria irregular producida por la acción de organismos excavadores al fondo del mar. Se constituye de granos de tamaños menores de 0,002mm (barro). Principalmente se compone de minerales arcillosos (grupo de la caolinita, grupo de la montmorillonita, illita), que se forman en el campo sedimentario y de restos de cuarzo, feldespato y mica. Componentes adicionales son la hematita, limonita, calcita, dolomita, yeso y los súlfuros. Son de colores muy variables: gris, verde, rojo, café, negra. Las variedades negras son particularmente ricas en sustancias orgánicas.  Marga.- La marga se compone de arcillas y carbonatos. Según las relaciones cuantitativas se distingue marga arcillosa, y marga calcárea. Normalmente el carbonato es calcita, a veces dolomita, los componentes adicionales pueden ser cuarzo, mica y compuestos carbonosos. La marga frecuentemente lleva nódulos de yeso, calcita y pirita, a veces contiene microfósiles y restos de hojas, su color es gris claro a oscuro, café o verdoso .El tamaño de los granos es igual al de la arcilla (< 0,02mm). La estratificación es difícil de reconocer, se forma en agua dulce, y en el mar. En la tabla 4.4 podemos apreciar las rocas sedimentarias de tipo clásticas, poniendo énfasis al tipo de roca, como reconocerla, sus principales características y sus figuras correspondientes.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Tabla 4.4 Cuadro de clasificación de las rocas de origen clástico. ROCAS DE ORIGEN CLASTICO RECONOCIMIENTO FIGURA

ARENISCA

LOS GRANOS REDONDEADOS INDICAN QUE HAN SIDO TRANSPORTADOS POR AGUA O POR AIRE, EL GRADO DE REDONDES INDICA LA DISTANCIA O EL TIEMPO TRANSCURRIDO.

LUTITA

DE ACUERDO A LA COMPOSICION QUIMICA SE RELACIONA A VECES CON EL COLOR ,SE PUEDE DAR INFORMACION ESPECIFICA .SE APLICA EL TERMINO DE LUTITA A LA ROCA SEDIMENTARIA DE GRANO FINO , POSEE ESPACIOS POROSOS MICROSCOPICOS QUE EVITAN LA PENETRACION DEL AGUA .

MANCHA LOS DEDOS, SEMEJA ESCORIA DE FUNDICION. SON DE COLOR AMARILLO PALIDO, CAFÉ, etc. Y SON ESTRATIFICADAS.

CARACTERISTICAS CONSISTE GENERALMENTE EN GRAVA, CON CLASTOS GRANDES Y REDONDEADOS. SI LOS CLASTOS TIENEN BORDES ANGULOSOS, CORRESPONDE A UNA BRECHA .ENTRE LOS HUECOS DE LOS CLASTOS, CONTIENEN LODO..

LOS TAMAÑOS DE LOS CLASTOS PUEDEN VARIAR DESDE UN CANTO RODADO, ATROZOS PEQUEÑOS DEL TAMAÑO DE UN POROTO. SE ACUMULAN EN DIVERSOS AMBIENTES, GENERALMENTE LOS FLUVIALES.

LIMOLITA

CONGLOMERADO

TIPO

PREDOMINAN LOS CLASTOS DEL TAMAÑO DE LAS ARENAS , SIENDO LAS MAS ABUNDANTES DESPUES DE LAS LUTITAS

COMPUESTA POR PARTICULAS DEL TAMAÑO DE LAS ARCILLAS Y DE LOS LIMOS , CORRESPONDE A MAS DE LA MITAD DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS .SUS PARTICULAS SE ORIENTAN AL AZAR , CON MUCHOS ESPACIOS QUE SE LLENAN DE AGUA

CONSTITUIDA POR PARTICULAS CLASTICAS CON TAMAÑOS DE GRANOS ENTRE 0,002-0,063 mm.

Fuente (elaboración propia)

4.8.2 ROCAS DE ORIGEN QUÍMICA 8 _______________________________________________________________________ Se forman por precipitación de los productos disueltos por la erosión son aquellos, que no son captados mediante la formación de nuevos minerales o mediante la alteración en el suelo o en sedimentos en el lugar de su disolución, estos productos disueltos son transportados por ríos hacia los lagos o hacia el mar. La evaporación y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y en la precipitación de minerales. La precipitación puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos puramente químicos como la evaporación en el caso de las evaporitas. Estas rocas se clasifican principalmente según su composición química o material.

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4.8.2.1 Rocas de sílice La radiolarita o la lidita, son rocas masivas, con fractura concoide, de cantos vivos y de brillo vítreo, se forman por la sedimentación de los esqueletos silícicos (de ópalo) de los radiolarios unicelulares, que son microorganismos que viven en las aguas superficiales del mar. Las Diatomitas, que son rocas de caparazones microscópicos silicios 4.8.2.2 Rocas carbonáticas Pueden ser de origen biológico por acumulación de conchillas muertas, o de origen químico por la precipitación de carbonato de calcio. Los procesos de la formación de carbonatos son del tipo marino anorgánico, del tipo bioquímico y del tipo terrestre (ver fig.4.12). Los carbonatos se constituyen básicamente de calcita (caliza: masiva, fosilífera, oolítica, travertino, y estalactitas.), magnesita, aragonita y dolomita; subordinadamente pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos.

Fig.4.12 Clasificación textural de las rocas carbonaticas - fuente (W.Griem & S.GriemKlee: “Apuntes de Geología General”)

 Caliza Masiva.- Se constituye de calcita, tiene una fractura concoide y puede tener varios colores: blanco, amarillo, rosado, rojo, gris o negro. En contacto con ácido clorhídrico frío diluido se produce efervescencia. Caliza + arcilla = marga; caliza + marga + arena de cuarzo = arenisca caliza, caliza + sílice = caliza silícica, caliza + restos orgánicos = caliza bituminosa y caliza + dolomía = caliza dolomítica.  Caliza Oolítica.- Se compone de un cúmulo de granos compactados de caliza de forma redondeada y de diámetro entre 1 y 2 mm (ver fig. 4.13 a).  Travertino.- Es una caliza formada en el agua dulce en manantiales y fuentes termales (ver fig. 4.13 b). Aparte de calcita puede constituirse de aragonita, en

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

cantidades menores puede participar limonita produciendo el color amarillento del travertino. La segregación de la calcita disuelta se produce cuando se retira dióxido de carbono (CO 2 ) del agua por calentamiento o por liberación de la presión.

a)

b)

Fig.4.13 Rocas sedimentarias de origen químico, a) Caliza Oolitica, b) Travertino. Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)

 Estalactitas y Estalagmitas.- Son las segregaciones de calcita de las cuevas, se componen de calcita, ocasionalmente de aragonita. Se forman por la precipitación del carbonato de calcio disueltos en las aguas subterráneas al haber pasado por rocas carbonatadas. Las estalactitas (fig. 4.14 a) son formaciones pilares crecientes desde el techo de la cueva hacia abajo, estas son porosas, normalmente cristalinas, gruesas y de color blanco o amarillo y las estalagmitas (fig. 4.14 b) son las formaciones pilares, que crecen desde el piso de una cueva hacia arriba.

a)

b)

Fig.4.14 a) Estalactitas unidas b) Domo estalagmitico y suelo estalagmitico Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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4.8.2.3 Evaporitas 9  Depósitos de Sal.- Las sales se forman por la evaporación de las aguas. Principalmente existen dos ambientes que forman grandes estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar (teoría de barreras), o en la tierra firme por evaporación de lagunas solubles (formación de salares). Se puede observar en los Andes la precipitación de sales en los salares. Estructuras de sal o domos de sal son muy importantes en la búsqueda de petróleo, en la minería de sales y sirven como depósito de desechos, especialmente desechos nucleares. La composición de las aguas superficiales, difiere de la composición del agua del mar en la proporción de sus iones. Las evaporitas terrestres, pueden formar incrustaciones de sal, salitrales y salares. En Chile en el desierto de Atacama se explota el salitre o nitrato de Chile, que puede estar concentrada hasta el 60% en los primeros dos metros de la superficie; además existe el yodo y litio. Las evaporizas marinas, se forman en los océanos donde se encuentran las reservas más grandes de cloruros, sulfatos de álcalis, alcalinotérreos. A parte de estos componentes principales, hay cerca de 70 componentes subordinadas en el agua del mar. En los depósitos de sal del mundo se han identificado más de 50 minerales principales. Rocas evaporíticas importantes son: Trona Na 2 CO 3 ×NaHCO 3 ×2H 2 O - Salitre Sódico NaNO 3 -Yeso CaSO 4 × 2H 2 O – Bórax Na 2 B 4 O 7 ×10H 2 O - Ulexita NaCaB 5 O 9 ×8H 2 O Calcita CaCO 3 - Soda Na 2 CO 3 ×10H 2 O - Halita Nacl - Salitre Potásico KNO 3 Anhidrita CaSO 4 - Dolomita Mgca(CO 3 ) 2 - Silvina KCl - Carnalita KCl×MgCl 2 ×6H 2 O. La sal-gema (halita) es empleada en infinidad de usos químicos como fuentes de Na y Cl, carbonatos de sodio, sosa cáustica, abonos, curtido de pieles, como refrigerante, etc. 4.8.3 ROCAS ORGANÓGENAS 10 _______________________________________________________________________ Bajo la denominación colectiva de las rocas sedimentarias organógenas se presentan todas las rocas sedimentarias combustibles, como los depósitos carbonáceos y los depósitos kerogenos. 4.8.3.1 Rocas Carbonáceas Los depósitos carbonáceos se componen de la materia orgánica, generalmente vegetal o sus derivados producidos, compuesto a menudo de minerales y componentes volátiles como agregados. A los depósitos carbonáceos pertenecen La turba, los lignitos y los carbones o hulla. 9

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

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La Turba.- Forma masas de color amarillo claro hasta café o negro de restos vegetales, que están impregnados con agua (fig. 4.15). Se constituye de fragmentos de madera en una matriz de trozos desintegrados vegetales pequeños típicos para las marismas y los pantanos. Los fragmentos vegetales son atacados por residuos no completamente descompuestos de la vegetación muerta de marismas o pantanos. Las aguas subterráneas estancadas protegen la materia vegetal residual de descomponerse completamente. La turba se caracteriza por la presencia de celulosa libre y por un contenido en agua mayor al 70%. La turba forma masas de color amarillo claro hasta café o negro de restos vegetales, que están impregnados con agua.



Los Lignitos.- Es una roca combustible con un contenido de agua menor al 75% del volumen y un contenido de restos vegetales transformados debido a la carbonización (fig.4.15). En el lignito se puede reconocer macroscópicamente algunos trozos de madera, de hojas y de frutos. Otros componentes adicionales en poca cantidad pueden ser minerales arcillosos, siderita, pirita, calcita y otros. Los lignitos sólo aparecen en sedimentos no compactados o muy poco compactados. El límite inferior hacia la turba se traza con un contenido de agua del 75% del volumen, el límite superior hacia la hulla o el carbón se muestra por la variación del color de la raya de café (lignito) a café-oscuro a negro (hulla).



El carbón o hulla.- Es una roca sedimentaria orgánica, el color de la raya es café oscuro a negro (fig. 4.15). En el sistema internacional se distingue entre el lignito y la hulla en base de su valor calorífico y de su contenido en volátiles: el lignito tiene un valor calorífico menor que la hulla.

TURBA

ROCAS ORGANOGENAS LIGNITO

HULLA

Fig. 4.15 Rocas sedimentarias combustibles, de depósitos carbonaceos. Fuente (elaboración propia)

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4.8.3.2 Rocas de keroseno El kerogeno se define como un complejo de materia vegetal y animal diagenéticamente transformada en el estado sólido y de origen sapropélico (Sapropel es un barro o lodo con un contenido variable de materia orgánica no identificable en un ambiente acuático sin oxígeno) 

Kerogenita.- Depósito con contenido alto en keroseno, para producir petróleo por destilación.



Sapropelita.- Es un sapropel solidificado, que por destilación destructiva genera petróleo.



Arcilla Bituminosa.- Es una sapropelita con un contenido variable en materia orgánica (10 - 67%), que por destilación destructiva fue transformado a petróleo.



Esquistos Bituminosos o pizarra negra.- Reúne a las rocas arcillosas, arcillas esquistosas, limonitas, calizas, con un contenido elevado (>10%) en material orgánico de origen vegetal y animal.

4.9

RASGOS COMUNES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

11

Las rocas sedimentarias poseen características que las distinguen de las demás rocas, las más importantes son las siguientes: 4.9.1

Estratificación

Es la disposición de estas en bancos regulares o estratos. Estos depósitos se conforman de fragmentos de rocas preexistentes. Si tales fragmentos son transportados antes de su acumulación, el agente que los arrastra puede ser capaz de separar los más ligeros de los más pesados, este proceso es característico cuando los fragmentos son tratados por el viento y las aguas corrientes. Los estratos pueden ser diferentes atendiendo a sus características: textura, composición y los dos a la vez. 4.9.2

Contenido de fósiles

Animales o vegetales (de la edad de la roca y ambiente de deposición). Con la muerte de los organismos vivientes, vegetales y animales, sus residuos, formados por hojas, troncos de árboles, conchas, huesos, etc., son a menudo enterrados junto con rocas sedimentarias en vías de formación en los ríos, lagos y mares, de manera que petrifican con la roca.

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4.9.3

CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Estructuras Primarias Singenéticas

Son rasgos característicos que fueros formadas durante la sedimentación, los principales son: la estratificación cruzada (formada por el cambio en la dirección de la corriente); la estratificación gradada debido a un cambio en el caudal (disminución de la energía durante el tiempo); y las ondulitas (son ondulaciones producidas por el viento o las aguas, a causa del diferente tamaño de las partículas que son arrastradas). 4.9.4

Estructuras Primarias Epigenéticas

Son formadas con posteriormente a la sedimentación, las principales son: las marcas de lluvia que son pequeños huecos dejados por la lluvia, sobre todo en las rocas de grano fino como las arcillitas y las grietas de desecación, por la deshidratación de los sedimentos sobre todo los arcillosos. 4.9.5

Formación de cavernas

Las cuevas se forman en zonas donde predominan las calizas, aunque las áreas costeras también presentan en otros tipos de rocas. La caliza esta compuesta de calcita, disuelta en el acido carbónico naturalmente presente en el agua de lluvia y en los ácidos húmedos que se originan durante la descomposición de los vegetales. El agua acidulada gotea a través de las grietas y junturas de la caliza y entre los estratos rocosos, rompiendo la superficie del terreno en trozos de roca, separados dos grietas de disolución, profundas hendiduras y por sumideros en cuya superficie las corrientes pueden desaparecer. Bajo la tierra, el agua acidulada disuelve las rocas alrededor de las fisuras, abriendo una red de galerías y cuevas que pueden convertirse en grandes cavernas si el techo cede (ver fig. 4.16). A medida que el agua gotea del techo, la calcita disuelta se va precipitando químicamente formando las estalactitas, en el lugar del suelo donde caen las gotas se forman las estalagmitas.

Fig. 4.16 Formación de cavernas. Fuente (Dorling Kindersley: “The visual dictionary of the human body”)

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4.10

CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

ROCAS SEDIMENTARIAS EN BOLIVIA 12

Las rocas sedimentarias se han formado por la consolidación de fragmentos derivados de la erosión de rocas preexistentes. Estos fragmentos denominados genéricamente detríticos, dan lugar, según su granulometría a las lutitas, areniscas y conglomerados. Por lo menos un 50 % de la parte andina, subandina y altiplanica del país, esta cubierto por rocas sedimentarias detríticas. Estas rocas tienen edades geológicas que van del Cámbrico al Terciario. Se destaca la abundancia de ceniza volcánica cinerita o pocke que en capas de 1 – 20 m de espesor cubren extensas áreas en/o cerca de las ciudades de La Paz, Oruro y Potosí. Las lutitas y conglomerados no han tenido uso ni aplicación en el país. Sin embargo, de la erosión de lutitas, areniscas y conglomerados, se forman depósitos de arcillas, arenas y gravas, que tienen gran demanda como materiales de construcción. Las calizas en cambio son rocas sedimentarias de origen químico y orgánico, y es de distribución geográfica muy reducida en Bolivia, por lo que su explotación es mínima; los principales Yacimientos son: La Paz: Italaque Mocomoco, Carabuco, Tiquina, Cumaca, Cerro Catavi, Colquencha. Oruro: Pazña-Huancane, Sevaruyo, Tarapichi, Kollu, Lagunillas. Potosí: Miraflores-El Molino, Chita, Yura, Uncia, Ubina, Toracani, Torotoro, Chayanta. Cochabamba: Santiváñez, La Viña, Irpa Irpa, Safari, Alto Chapare, Cristal Mayu, Parotani, Morochata, Suches, Pojo. Chuquisaca: Maragua, Cala Orkho, Presto-Tarabuco, Camargo, San Lucas, Icla. Tarija: Chaupi Uni, Yesera, Nogalitos, Salado, Villa Montes, Canaleta. Santa Cruz: El Tunal, Vitiacua, Abapo, Yacuses, Tacuaral. Existe gran cantidad de rocas sedimentaria, sobre todo del tipo clástico, distribuidas en las diferentes zonas morfológicas como podremos ver en la fig. 4.17:

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Ismael Montes de Oca: “ Enciclopedia geográfica de Bolivia ” Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases”

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Fig. 4.17 Predominación de las rocas sedimentarias en nuestro país (Constituyen casi todas las zonas morfoestructurales de Bolivia) – fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”)

 En la zona oriental estas no se hallan visibles por la vegetación por consiguiente el estudio de estas se torna difícil, sin embargo se ha podido observar algunas del tipo clástico como areniscas y conglomerados, así como de algunos horizontes de caliza.  La cordillera oriental debido a los diferentes intrusivos que han metamorfizado los sedimentos no existen rocas del tipo sedimentario.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

 La cordillera occidental se halla constituida principalmente por rocas ígneas, siendo mínimos los afloramientos de rocas sedimentarias del tipo clástico, areniscas del terciario.  En la zona subandina es donde existen gran cantidad y variedad de sedimentos, en su gran mayoría son de tipo clástico areniscas y grauwacas de edad Paleozoica.  En el altiplano es donde mayor y gran variedad de sedimentos, de diferentes

edades se hallan aflorando. Existiendo en su mayor parte sedimentos del tipo clástico (areniscas y grauvacas) tanto de edad Paleozoica, Mesozoica como Cenozoica. También existen calizas en el Pérmico como en el Cretácico Así como horizontes de yeso en el Terciario. Las evaporitas se encuentran en los salares de Uyuni y de Coipasa que también contienen otras sales como silvina y otros carbonatos y sulfatos, pero en su constitución es de NaCl (Cloruro de Sodio). De manera ilustrativa podemos apreciar en las figuras 4.18, 4.19, 4.20 y 4.21 diferentes tipos de rocas ígneas encontradas en nuestro país.

Conglomerado Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: En el chapare, en la formación Morochata de Cochabamba.

Fig. 4.18 Conglomerado. Sipe Sipe (Cochabamba) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C. Caliza Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: Cochabamba: Morochata, Irpa – Irpa, Arque. La Paz: Italaque Mocomoco, Carabuco, Tiquina. Santa Cruz: Vitiacua, Abapo, Yacuses. Oruro: Catavi, Lagunilla, Kollu.

Fig. 4.19 Caliza. Sinclinal de Morochata (Cochabamba) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Areniscas Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: Cochabamba: Chapare, el la formación El Molino, Sipe Sipe. Casi la mayor parte de la Cordillera Oriental

Fig. 4.20 Arenisca. Sipe Sipe (Cochabamba) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

Lutitas Las regiones de Bolivia donde encontramos esta roca son: Casi un 50% de la parte Andina, Subandina y Altiplanica.

Fig. 4.21 Lutitas. Camino a Morochata (Cochabamba) Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Preguntas de control: 1.- ¿Qué son los sedimentos? 2.- ¿Qué es la Sedimentologia? 3.- ¿Cómo se forma una roca sedimentaria? 4.- ¿Qué es la meteorización y cuantos tipos de meteorización existen? 5.- ¿Definir en breves palabras lo que es suelo? 6.- ¿Cómo se compone el suelo, explicar? 7.- ¿Cuáles son las propiedades físicas del suelo? 8.- ¿Cuáles son los procesos de sedimentación y explicar cada uno de ellos? 9.- ¿Describir los ambientes de depositacion de sedimentos? 10.- ¿Cómo se clasifican las rocas sedimentarias? 11.- ¿Nombrar los grupos en los que se dividen las rocas clásticas? 12.- ¿Explique como es la textura en las rocas sedimentarias? 13.- ¿Cómo se diferencian el conglomerado, la arenisca, la limolita y la lutita? 14.- ¿Cómo están divididas las rocas de origen Químico? 15.- ¿Qué son las evaporitas? 16.- ¿Cómo estan divididas las rocas organogenas? 17.- ¿Mencione y explique los rasgos mas comunes que se presentan en las rocas sedimentarias? 18.- ¿Dónde podemos encontrar Calizas en el departamento de Cochabamba, mencione los principales yacimientos?

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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS

Referencias Bibliografía: -Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S. - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- Frederic H. Lahee: “Geología practica”, Barcelona – 1975, Cuarta Edición. - F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “Geología para ingenieros”, Mexico 1995 - Segunda Edición. - Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991 - Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia. - Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia ”, La Paz-Bolivia 2005, Primera Edición.

Biblioteca virtual: -

Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.

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http://geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Sedimentos.html

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http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/ggcap05e.htm

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http://www.fagro.edu.uy/geologia/web/Mat_Apo/RyM/rym-5.htm

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http://www.astromia.com/tierraluna/sedimeta.htm

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www.fortunecity.es/.../ profesor/171/suelos.html

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www.codelcoeduca.cl/.../ rocas/rocas.html

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html.rincondelvago.com/files

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www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

CAPÍTULO V ROCAS METAMÓRFICAS 5.1

INTRODUCCIÓN 1

Metamorfismo es un término utilizado para indicar la transformación de las rocas en nuevos tipos, por la recristalización de sus constituyentes; el término se deriva del griego, meta que significa un cambio y morfe de forma. La roca original puede ser ígnea, sedimentaria u otras que ya han sido metamorfoseadas y los cambios que sufren resultan de la adición de calor o de la operación de la presión. El calor y la presión son los agentes del metamorfismo que imparten energía a las rocas, la suficiente para movilizar los constituyentes de los minerales y reunirlos como nuevos minerales cuya composición y red cristalina están en equilibrio con las condiciones existentes. Tales procesos transforman o metamorfosean las rocas y les superponen una textura metamórfica que puede ser enteramente diferente de la textura que originalmente poseían. La superposición de las texturas hace posible la historia de las rocas metamórficas para definirlas especialmente cuando la composición y la orientación de los nuevos minerales reflejan la temperatura del metamorfismo y la dirección prevaleciente del esfuerzo (ver fig. 5.1).

Fig. 5.1 Esquema de un ciclo metamórfico Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. El grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.  El grado metamórfico.- (Introducido por Winkler, H.G.F). Se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del metamorfismo.  Las zonas metamórficas.- (Introducido por Escola, Pentii). Se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por Ej. la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita.  Las facies metamórficas.- Se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica (ver fig. 5.2).

Fig. 5.2 Esquema de las facies metamórficas Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Las facies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de temperatura y presión. Se puede observar que bajo 200º C se encuentra la diagenesis o este sector no está realizado en la naturaleza. Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de orto piroxeno y granate indica condiciones de T y P elevadas.

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5.2

CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL METAMORFISMO

2

Los factores principales son las variaciones producidas en la temperatura, presión, el esfuerzo elástico (de compresión) y la migración de los fluidos. Estos son factores externos y pueden efectuar cambios en la mineralogía, en el quimismo de los minerales y en el quimismo total de la roca. Un factor también importante es el quimismo total de la roca, puesto que la misma combinación de factores externos causará distintos cambios en rocas de diferente composición química. 5.2.1 La temperatura Es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la mayoría de las reacciones metamórficas se debe a variaciones de la temperatura. Las variaciones de temperatura hacen necesario un aporte calorífero a la roca. La fuente calorífera puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de subducción o una fuente calorífera regional profunda como el calor derivado del manto por ejemplo. Además la descomposición radioactiva de elementos influye la estructura térmica de la Tierra. 5.2.2 La presión de carga Es el segundo factor importante, es causado por la masa de las rocas sobre yacentes y depende de la profundidad y de la densidad de las rocas sobre yacentes. Por ejemplo una pila rocosa de 1km de potencia de un granito ejerce una presión de carga de 264bar, de un basalto ejerce una presión de carga de 294bar, de una peridotita (ultramáfica de olivino, típica del manto superior) ejerce una presión de carga de 323bar y el agua ejerce una presión de carga de 98bar. 5.2.3 La fuerza elástica (esfuerzo elástico) Se refiere al componente de presión dirigida, que no es del mismo valor en todas las direcciones. Normalmente el esfuerzo elástico tiene valores pequeños de 5-10bar hasta 100bar. El esfuerzo elástico puede deformar la roca, en que actúa: puede alinear los minerales, formar la foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica o causar rotaciones de minerales. Por consiguiente el esfuerzo elástico produce las texturas dirigidas (‘fabric’) de una roca metamórfica como de un esquisto, de un gneis o de una milonita. Además los fluidos, que pasan por la roca, la presión, que ejercen estos fluidos y la interacción de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.

2

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

5.2.4 El quimismo total O la composición química de la roca expresada por los contenidos en óxidos de elementos también son de importancia. Puesto que en rocas de diferente composición química cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las mismas condiciones de temperatura y presión. Por ejemplo con una temperatura T = 550 °C y una presión P = 5 kbar (+/- 15km de profundidad) una roca arcillosa se convertirá en un esquisto micaceo, mientras que una caliza se convertirá en un mármol. La cuarcita compuesta de SiO 2 puro puede derivarse de una arenisca de puro cuarzo, como puede encontrárselo en la playa o puede derivársela de un silex, (roca sedimentaria de precipitación de sílice). Los esquistos de cuarzo y feldespato o el gneis se componen principalmente de SiO 2 Al 2 O 3 - CaO - K 2 O - Na 2 O - H 2 O. La roca de partida puede ser una arenisca con feldespato, una arcosa, una grauvaca o una roca magmática ácida, es decir de composición granítica o granodiorítica. Las pelitas son de composición SiO 2 - Al 2 O 3 - FeO - MgO - K 2 O - Na 2 O - H 2 O. A grado metamórfico medio se convierten en esquistos micaceos, a grado metamórfico alto se convierten en gneis. En pelitas calcáreas y en margas cristalizan minerales metamórficos ricos en calcio como coisita, lawsonita y margarita.

5.3

TIPOS DE METAMORFISMO

3

Los minerales metamórficos crecen en la roca sólida y su desarrollo es ayudado por solventes, especialmente agua expedida por los poros restantes y de la deshidratación de los minerales arcillosos. Pueden distinguirse tres amplias clases de metamorfismo, las cuales dependen de los controles ejercidos por la temperatura y la presión, de los podemos mencionara continuación y verlas en la fig.5.3.  Metamorfismo termal o de contacto, es aquel donde la elevación de la temperatura es el factor predominante. Los efectos termales se llevan a cabo en la zona de contacto adyacentes a las intrusiones ígneas o donde los sedimentos plegados son llevados a las partes inferiores de la corteza donde se encuentran las regiones mas calientes.

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

 Metamorfismo dinámico o de dislocación, es aquel donde el control es el esfuerzo como en fajas de cizallamiento.  Metamorfismo regional, es aquel donde la presión y la temperatura han operado sobre una gran área (regional).

Existen 3 tipos principales de metamorfismo respecto a la temperatura y presión: Metamorfismo de contacto: Temperatura alta, presión baja Metamorfismo regional: Temperatura mediana, presión mediana Metamorfismo de subducción o dislocación: Alta presión con temperaturas relativamente bajas.

Fig. 5.3 Esquema de los tres tipos de metamorfismo Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

5.3.1 Metamorfismo de contacto La intrusión de una masa ígnea caliente como un granito o un gabro producen un aumento en la temperatura de las rocas circundantes (o rocas encajonantes). Este incremento motiva la recristalizacion de alguno o de todos los componentes de las rocas afectadas ocurriendo los cambios mas marcados cerca del contacto con el cuerpo ígneo. Cuando la recristalizacion puede desarrollarse sin el impedimento debido a un esfuerzo externo que actúa sobre las rocas, los nuevos cristales crecen fortuitamente en todas direcciones y la roca metamorfoseada adquiere una fabrica granular, la cual se conoce como textura corneana. Durante el metamorfismo también puede haber una transferencia de material en el contacto cuando los gases calientes de la masa ígnea penetran las rocas encajonantes y a este proceso se le conoce con el nombre de pneumatólosis (Minerales que cristalizan debido a la emanación gaseosa a altas temperaturas mas de 600 ºC). Las rocas encajonantes no están fundidas, pero las emanaciones calientes de ácido carbónico, SO 2 , vapor de agua y compuestos volátiles de boro y flúor las atraviesan, lo que da por resultado la formación de nuevos minerales. Las temperaturas pueden variar de unos 500 a 800 ºC durante el proceso, y las emanaciones hidrotermales asociadas peden llevar metales de mena como Sn, Zn y Fe, los cuales pueden ser depositados como vetas minerales en fisuras y las rocas encajonantes.

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

5.3.2 Metamorfismo por dislocación Cuando el esfuerzo es el principal control, y la temperatura queda subordinada como en las zonas afectadas por fuertes movimientos de esfuerzo cortante, las rocas sufren el metamorfismo por dislocación con la generación de texturas cataclásticas; las cuales resultan del rompimiento mecánico de las rocas bajo esfuerzo, es decir, por cizalla o brechación. 5.3.3 Metamorfismo regional La operación del esfuerzo así como la elevación de la temperatura resulta en la cristalización con la formación de nuevos cristales, muchos de los cuales crecen con su longitud o superficie de crucero planas, perpendicularmente a la dirección de máximo esfuerzo compresivo. Las altas temperaturas y esfuerzos son originados en las fajas orogénicas de la corteza, y las rocas correspondientes al metamorfismo regional se encuentran en estas grandes fajas plegadas en donde son expuestas después de la denudación. Muchos componentes de las rocas han adquirido una orientación paralela principalmente, la cual da a la roca texturas características; la textura orientada producida por minerales hojosos o columnares se llama esquistocidad, y una alteración de los lechos esquistosos de la textura bandeada conocida como foliación. Las rocas argiláceas bajo la influencia de una temperatura de moderada a baja, y un gran esfuerzo, desarrolla un crucero pizarroso.

5.4

DESCRIPCIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS 4

 Mármoles.- Roca metamórfica que proviene de la recristalización de la caliza (dolomita), Los mármoles que contienen serpentina se llaman oficalcias, los que posean mica cipolitos, existen además mármoles negros, debido a su contenido de carbón, otros rojos por su elevada proporción de hematinas. Los mármoles son susceptibles al buen pulimento, por lo que son empleados en la ornamentación.  Cuarcitas.- Provienen del metamorfismo de areniscas, son rocas duras de fractura concoidea, empleada para el empedrado de caminos (ver fig. 5.5).

4

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Cuarcita Existen en la formación Mizque, en la formación las Petas, formación Torohuayco.

Fig. 5.5 Cuarcita. Formación Mizque Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

5.4.1 Rocas derivadas de sedimentos pelíticos Al actuar el metamorfismo en una roca pelítica, este aumenta con su grado, dando rocas de diferentes nombres siendo del más bajo al más alto los siguientes:  Pizarra.- Roca de bajo metamorfismo, solo se pueden apreciar sericita, micas, cuarzo y minerales de arcilla, sus minerales no presentan ninguna orientación preferencial (ver fig. 5.6).

Pizarra Los lugares donde afloran este tipo de rocas son: La cordillera huayna Potosí, Chacaltaya

Fig. 5.6 Pizarra. Cordillera Huayna Potosí Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

 Filitas.- Rocas mas o menos semejantes a las pizarras pero se distinguen por su aspecto brillante sedoso, se pueden ver algunos minerales a simple vista los que encuentran orientados en dirección preferencial. (lajas son empleadas en ornamentación) (ver fig5.7).

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

Filita Los lugares donde afloran este tipo de rocas son: Cordillera Oriental, escudo Brasileño, formación las Petas.

Fig. 5.7 Filita. Formación las Petas Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

 Esquistos.- La recristalización es mas avanzada (grado de metamorfismo bajo a medio), el cuarzo y minerales micáceos pueden ser perceptibles a simple vista y están orientados en dirección preferencial que dan características típicas a la roca, además este mineral micáceo dará el nombre específico a la roca. Por Ej. Esquisto sericítico, clorítico, talcoso, calcáreo, micáceo, etc. (ver fig. 5.8) Esquisto Los lugares donde afloran este tipo de rocas son: Santa Cruz, Beni, Pando Formación Independencia, formación Torohuayco.

Fig. 5.8 Esquisto. Escudo Brasileño Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

 Gneis.- Son rocas de mayor metamorfismo que los esquistos (grado de metamorfismo medio a alto), se caracterizan por la presencia de feldespatos perceptibles a simple vista, así como el cuarzo no tiene una fábrica foliada y bandeada, ya que las capas delgadas de micas las separan donde se encuentra el cuarzo y feldespato. Su composición mineralógica es similar al granito, son de color claro o rojizas, se emplea también como piedra de ornamentación (ver fig. 5.9).

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

Gneis Los lugares donde afloran este tipo de rocas son: Santa Cruz, Beni, Pando Formación las Petas, Escudo Brasileño.

Fig. 5.9 Gneis. Escudo Brasileño Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.

 Eclogitas y Granulitas.- Rocas de grano grueso (grado de metamorfismo alto), sin bandeamiento formadas esencialmente de cuarzo y feldespato, las micas están casi ausentes, producidas por metamorfismo de contacto, se la emplea como roca de construcción. 5.4.2 Rocas de Dislocación (Cataclásticas) Se caracterizan por una disminución de los tamaños de grano de los eductos por rotura mecánica.  Brecha de falla.- Roca no cohesiva, se constituye en más de 30% de fragmentos de rocas visibles distribuidas irregularmente.  Pseudotachilita.- Roca no cohesiva, se constituye de componentes vítreas distribuidas irregularmente.  Milonita.- Roca cohesiva, que se compone en 50 - 90% de matriz de granos recristalizados y de formación nueva y que es foliada. 5.5

ROCAS METAMÓRFICAS EN BOLIVIA 5

Las rocas metamórficas en Bolivia se hallan restringidas a la cordillera oriental, siendo este, en su mayor parte esquistos micáceos, y en menor abundancia pizarras y gneis, así como también filitas y cuarcitas paleozoicas. En la zona oriental se encuentran rocas metamórficas especialmente de contacto. Los mármoles son de metamorfismo bajo del pérmico empleándose para la construcción.

5

Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia” - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general” UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

Preguntas de control: 1.- ¿Cómo se forman las rocas metamórficas? 2.- ¿En que consiste el grado de metamórfico? 3.- ¿Qué son las facies metamórficas? 4.- ¿La temperatura como contribuye al metamorfismo? 5.- ¿Qué es el metamorfismo de contacto? 6.- ¿La presión como favorece al metamorfismo? 7.- ¿En que consiste el metamorfismo por dislocación? 8.- ¿Cuáles son las características del metamorfismo regional? 9.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Cuarcitas? 10.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Pizarras? 11.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Filitas? 12.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Gneis?

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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS

Referencias Bibliografía: - Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”, México – 2000, Primera Edición. - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- Charles Pomerol & Robert Fouet: “Las Rocas Metamórficas”, Buenos Aires – 1967, Segunda Edición. - F. G. H. Blyth and M. H. de freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava Edición. - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960)

Biblioteca virtual: -

Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.

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http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html

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http://www2.sernageomin.cl/museo_final/rocas_metamorficas.htm&

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http://www.fragro.edu.uy/geologia

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http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm

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www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm

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http://www.codelcoeduca.cl/tecnico_profesional/asistencia_geologica/modulos/reconocimi ento/rocas/rocas.html

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

CAPÍTULO VI GEOLOGÍA HISTÓRICA 6.1

LA VIDA SOBRE LA TIERRA

Todo ser que nace, crece, se reproduce y muere es un ser animado, es decir, un ser con vida, un ser viviente; todo el espacio del planeta ocupado por organismos se llama biosfera es decir que 1a biosfera incluye la tierra, los mares y el aire que poseen seres vivos, la vida se encuentra prácticamente en todos los ambientes geológicos. Se han encontrado bacterias tanto en zonas de la atmósfera como en el agua de formación de los pozos petrolíferos, también existen seres vivientes en las profundidades de los mares como en su superficie. Los seres vivientes se adaptan así mismo a las diferentes temperaturas y medios reinantes en la tierra, así se han encontrado organismos activos a – 4°C en los océanos polares y a 85°C en las fuentes termales; en aguas dulces, saladas y salobres. Sin embargo la mayor concentración de organismos está restringida en nuestro planeta en el mar, la máxima cantidad de seres vivos se encuentra hasta la profundidad donde penetra la luz, es decir 200 m. Los seres vivientes químicamente están formados principalmente por compuestos orgánicos y agua, se han determinado más de un millón de especies diferentes de animales de los cuales se han extinguido alrededor del 13%. En términos de números la cantidad de plantas y animales que han habitado la tierra en los últimos 600 millones de años, es tan grande, que su volumen se calcula es semejante al volumen de la tierra, es conocido que toda función vital requiere de energía para su actividad. En la tierra la fuente natural principal de energía es el sol; así las plantas mediante la fotosíntesis, producen compuestos químicos por la acción de la energía solar en presencia de clorofila. La fotosíntesis es la formación de carbohidratos, cono ser azucares, almidones y celulosa y las plantas son las únicas capaces de realizarla, por esta razón son indispensables para la llamada cadena alimenticia (ver fig. 6.1). Esta empieza con una planta que sirve de alimento a un animal, el que a su vez puede servir de alimento a otro animal. Sin embargo, seguramente quedarán restos de animales muertos que a su vez servirán para que ciertos grupos especiales de organismos los descompongan y pasen a formar parte del suelo de cuyos minerales se nutrirá la planta. Principal fuente de energía

SOL PLANTA ANIMAL Hervíboro

(Fotosíntesis) ANIMAL Carnívoro

SUELO DESCOMPOSICION De Organismos

Fig. 6.1 Cadena Alimenticia – Fuente (Elaboración Propia)

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6.2

CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

CICLO GEOQUÍMICO

6.2.1 Ciclo del Carbono Los elementos químicos, entre ellos el carbono sufren en la naturaleza un ciclo, es decir, se encuentran en un ser inanimado, de éste pasan a un ser animado, para volver en muchos casos al primero. En el carbono de manera simplificada se puede establecer el siguiente ciclo mostrado en la fig. 6.2 en la cual el carbono por sedimentación al fondo convirtiéndose en caliza después este pasa en forma de CO2 a la atmósfera.

CO2

Atmósfera Hidrosfera

Descomposición Respiración Fotosíntesis Industrial

Biosfera

Petróleo Y Carbón

Formación y Precipitación De CO3Ca

CO2 Juvenil

Caliza Y Dolomita LITOSFERA

Fig. 6.2 Ciclo del Carbono en la Naturaleza – Fuente (Elaboración Propia)

El carbono, pese a no ser uno de los elementos más abundantes de la corteza, es uno de los más importantes, precisamente por que sus compuestos son esenciales en toda forma de vida conocida. Está por otra parte estrechamente ligada con otros elementos importantes de los organismos como: hidrógeno, oxígeno, nitrógeno y azufre.

6.3

LA VIDA DEL PASADO

La aparición de fósiles abundantes en el periodo Cámbrico añade numerosos detalles a la historia geológica. Son los testimonios de la existencia de vida en el pasado. La palabra fósil (del latín fossilis) significa "desenterrado", Al igual que los seres vivientes, las plantas y animales fósiles son numerosos y variados, tanto en tipo, número y tamaño. Pueden variar desde varios metros cono el diplodocus (dinosaurio fósil), hasta microscópicos (microfósiles).

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

Los fósiles pueden ser directamente restos reales de animales y/o plantas o bien moldes, huellas y señales dejados por los mismos, el término es antiguo y en su origen se aplicaba a cualquier objeto curioso extraído de la tierra. En su sentido primero, la palabra se refería por lo tanto a ejemplares minerales, a cristales, piedras raras y restos petrificados de animales y plantas. Con el tiempo el término se fue restringiendo y hoy solo se aplica a restos de organismos conservados de modo natural en la corteza terrestre. Existe una enorme diversidad de procesos de fosilización, es decir los cambios capaces de convertir en fósil un organismo muerto, el tipo de conservación depende en gran parte de la naturaleza del animal o de la planta, de sus hábitos y de las condiciones en que murió y fue sepultado. Dentro de las variadas condiciones requeridas, tálvez las más necesarias, aunque no esenciales son la existencia de partes duras y el inmediato enterramiento, en efecto una ostra es más fácil de fosilizar que un insecto y un animal sepultado en arena con agua se fosiliza más fácilmente que un ser muerto en una pradera, donde pueden existir animales necrófogos y putrefacción, sin embargo hay excepciones.

6.4

PROCESOS DE FOSILIZACIÓN

Existen muchas maneras por las cuales un animal se fosiliza. Entre ellas mencionaremos:      

Moldes y vaciados. Petrificación. Residuos carbonizados. Rastros, huellas y surcos. Restos helados y momificados. Testimonios indirectos.

6.4.1 Moldes y vaciados Es un proceso corriente de conservación, imaginemos el caparazón de un animal que se entierra en un sedimento, ocurren muchas transformaciones al tiempo que el sedimento se convierte en roca algunas veces los caparazones se disuelven por acción de aguas circulantes y dejan tan solo un molde hueco que refleja la configuración externa del animal sin indicar nada de su estructura interna. Pueden existir dos tipos de moldes:  Externos.- Muestran la superficie exterior.  Internos.- Reproducen la superficie interior. Bajo algunas circunstancias les huecos se rellenan con sustancias minerales y originan de esta manera, los llamados vaciados.

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Estos tampoco reflejan la estructura interna, el material de relleno es muchas veces de composición diferente a la de la roca que lo contiene. Este tipo de fosilización es muy común y existen numerosos casos en areniscas y calizas. 6.4.2 Petrificación Existen casos en que materia mineral sustituye a las materias orgánicas dando lugar a reproducciones pétreas del animal. Estas pueden ser más o menos perfectas y el proceso ser total o parcial; en el primer caso, cuando el reemplazamiento es solo de las cavidades internas o los conductos leñosos o de los caparazones, se habla de ejemplares permineralizados. Cuando el proceso es completo se dice que el ejemplar está holomineralizado. Las soluciones de aguas circulantes son importantes para este proceso, los mas comunes son sílice y calcita dando fósiles silicificados o calcificados. Sin embargo existen otros agentes, aunque menos comunes tales como: pirita, marcasita, dolomita, baritina. 6.4.3 Residuos carbonizados Es especialmente importante para la conservación de hojas de plantas, intervienen la presión y el poder absorbente del material circundante, que expulsan a los constituyentes líquidos de un organismo, dejando una delgada lámina generalmente de carbono. En éstas láminas es posible, a veces, estudiar hasta las nervaduras de las hojas. Cuando no queda la lamina de carbono, suele quedar la impresión del objeto mineral. 6.4.4 Rastros, huellas y surcos El desplazamiento de un organismo, generalmente produce marcas que indican su recorrido. Si esas marcas se conservan, tendremos evidencias de la existencia de esos individuos. Los organismos se abren paso a través del barro en busca de alimentos o de protección, estos canales a veces se conservan y pueden estar rellenados por sedimentos, muchas huellas se graban en, sedimentos húmedos. El estudio de las huellas se ha convertido hasta cierto punto en una especialización dentro de la paleontológica que se denomina: INOLOGIA. El estudio de las pisadas de los animales permite determinar el peso y dimensiones de los mismos hasta la velocidad de desplazamiento. En Bolivia son famosas las huellas de dinosaurios encontradas en sedimentos cretácicos de la región de Toro Toro (ver fig. 6.18, 6.19).

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

6.4.5 Restos helados y momificados Estos son casos raros pero espectaculares, son clásicos los hallazgos hacia el año 1900 efectuados en el rió Berezvoka en Liberia, de un mamut perfectamente conservado, aun con sus partes blandas, que había habitado esas regiones hace unos 20.000 años. Así mismo en las impregnaciones petrolíferas de Polonia se han hallado restos de un rinoceronte lanudo, contemporáneo del mamut, el petróleo ha impedido la acción bacteriana y la putrefacción. También son famosos los insectos conservados en ambar donde se han conservado los organismos íntegros, desafiando el ataque de los elementos y del tiempo. 6.4.6 Testimonios indirectos Existen algunos objetos que no han sido jamás orgánicos, pero que de una manera u otra han estado vinculados con seres vivos. Es el caso de los llamados gastrolitos, que son piedras ingeridas por animales (Posiblemente para ayudar a la trituración de alimentos, algo semejante al “buche” de las actuales gallinas) de distintos tipos y que luego se depositan con sus huesos, muchos excrementos de animales, también se han conservado por petrificación, son los llamados coprolitos. Del estudio de los fósiles se encarga la ciencia llamada paleontología. La paleontología actualmente se encuentra dividida en muchas ramas como: paleobotánica, paleontología de vertebrados, paleontología de invertebrados y micropaleontología. La paleontología es fundamental para poder interpretar la historia geológica de la tierra.

6.5

GEOLOGÍA HISTÓRICA

La geología histórica tiene por objeto establecer la sucesión de los acontecimientos geológicos ocurridos a partir de la formación de los núcleos continentales y el papel que han desempeñado en la elaboración de la morfología y estructura que la tierra exhibe actualmente. La historia de la tierra comienza con el origen de la misma, como hemos visto en los capítulos anteriores, esta historia está llena de acontecimientos, ya que nuestro planeta ha experimentado muchos cambios desde que se convirtió en cuerpo independiente. De estos cambios algunos son rápidos (Ej. cambios de temperatura), otros son lentos tales como el avance y retroceso de glaciares, de las costas, formación de montañas, petróleo, etc, pero en todo ello se evidencia una continua evolución. Al igual que cualquier historia, en geología es necesario interpretar los testimonios dejados por la evolución terrestre y ordenar adecuadamente los acontecimientos ocurridos, para ello existen algunas leyes o principios que son básicos para la ciencia

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llamada estratigrafía y para la geología histórica. Tal vez la más importancia es la ley de la superposición que explica que las camadas de rocas se van depositando sucesivamente de manera que si tomamos en cuenta varias capas A, B, C, D, E, se deduce que E es la más nueva, luego B-C, etc hasta llegar a la primera o más antigua capa llamada A.

6.5.1 Columna Geológica La historia de la tierra puede subdividir en varios segmentos o fracciones sucesivas, que llevan diferentes nombres. Primero dividimos todo el pasado de la tierra en dos Eones. La palabra eon quiere decir que se trata de una enorme duración; que puede representar desde 500 millones hasta varios billones de años. El primero de ellos, el Eon Criptozoico (eon de la vida latente), ocupa la mayor parte de la historia de nuestro planeta, algo como las primeras nueve décimas partes de su pasado, es decir unos 4.500.000.000 (cuatro mil quinientos) millones de años. El eon Fanerozoico (eon de la vida permanente o manifiesta), tiene una duración de solo 600.000.000 (Seiscientos millones) de años. El criterio para hacer tal separación se basa en la presencia o ausencia de fósiles en las rocas pertenecientes a las dos grandes unidades. Mientras que en las rocas del criptozoico no se encuentran fósiles, en las rocas sedimentarias del eon fanerozoico encontramos fósiles con relativa abundancia, desde su comienzo, hace 600 millones de años, hasta nuestros días, este momento decisivo ocurre al principio del periodo llamado Cámbrico, y por ello el tiempo ocupado por el eon criptozoico lo llamamos corrientemente eon Precámbrico. Los dos eones se dividen a su vez en unidades menores, llamadas eras y estas comprenden varios periodos cada una. Nosotros trataremos brevemente la historia del precámbrico, pero discutiremos con mayor detalle los sucesos que han ocurrido después del cámbrico hasta el presente. Con ese sistema comienza una nueva era, la era Paleozoica, que comenzó hace unos 600 millones de años y termino hace unos 225 millones de años, esta era se divide en siete periodos, desde el mas viejo hasta al mas joven, son los siguientes: Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero y Pérmico. La próxima era es la ERA MESOZOICA que comenzó hace 225 millones de años y termino hace unos 70 millones. Esta se divide en tres periodos, en orden ascendente son los siguientes: Triásico, Jurásico y Cretácico. La tercera era es la ERA CENOZOICA que comenzó hace aproximadamente hace 70 millones de años y todavía sigue durante la época presente. Se divide en dos unidades mayores, el periodo Terciario y el periodo Cuaternario. El primero se llama a veces simplemente el TERCIARIO y al segundo el CUATERNARIO o el Pleistoceno. Colocando estas unidades en una columna; ubicando las unidades más antiguas más abajo y las más nuevas arriba obtenemos la columna geológica que ilustramos a continuación:

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

Tabla 6.1 Columna geológica

Periodo Cuaternario

Época reciente Época del pleistoceno 3,5 millones de años 10,5 millones de años

Época del Mioceno Periodo Terciario

12 millones de años

Época del Oligoceno 14 millones de años

Época del Eoceno 15 millones de años

Época del Paleoceno 10 millones de años

Periodo Cretácico 65 millones de años

Periodo Jurásico 50 millones de años

Periodo Triásico 45 millones de años

Periodo Pérmico

Periodo Carbonífero

50 millones de años

ERA PALEOZOICA

10 mil

10 mil años

Época del plioceno

ERA MEZOSOICA

ERA CENOZOICA

Atrás

Periodo Pennsylvánico 35 millones de años

Periodo Mississípico 35 millones de años

Periodo Devónico 60 millones de años

Periodo Silúrico 30 millones de años

Periodo Ordovícico 45 millones de años

Periodo Cámbrico 120 millones de años

Tiempo del Precámbrico Alrededor de 4 billones de años

3,5 millones 14 millones 26 millones 40 millones 55 millones 65 millones 130 millones 180 millones 225 millones 275 millones 310 millones 345 millones 405 millones 435 millones 480 millones 600 millones 4,5 billones

Fuente: Leonardo Branisa: “Bolivia en el espacio y en el tiempo”

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6.5.2 Historia del Precámbrico Como hemos visto ya, el tiempo precámbrico ocupa casi las nueve décimas partes de la historia de la tierra. Los geólogos dividen el cambrico en tres eras:  Proterozoica (Griego PROTEROS – Primero; ZOE – Vida).  Arqueozoica (Griego AREHATOS – Antiguo; ZOE – Vida).  Azoica (Griego A – Sin; ZOE – Vida). 6.5.2.1 Era Azoica Es la más antigua y la más larga. Abarca esta unidad el intervalo de tiempo desde el momento en que nuestra tierra empezó su existencia como un planeta independiente. Durante muchos millones de años, la tierra era una bola de fuego, con altísimas temperaturas; todos sus componentes se hallaban en fusión o en forma de gases, algo como el sol actualmente. En tales condiciones la vida era imposible. Poco a poco esta masa se fue enfriando y la parte superior de la masa se consolidaba formando una costra sólida. Partes de esta costra se fundían de nuevo y de nuevo se consolidaban. Después de millones de años estas primeras costras sólidas aumentaban de extensión y profundidad formando unos núcleos extensos que llamamos escudos o Kratones. Tales kratones fueron los primeros núcleos de los futuros continentes; estos contienen las rocas más antiguas que se conocen. En América tenemos varios de estos núcleos primitivos o Kratones:  El escudo Canadiense.  El escudo de las Guayanas.  El escudo Brasileño. Los escudos están compuestos principalmente de rocas ígneas, como Granitos, Gabros, Sienitas, etc... y de rocas metamórficas como Gneises bandeados, Micaesquistos, Cuarcitas, etc. Las rocas de los escudos son generalmente muy ricas en minerales de valor como Oro, Plata, Níquel, Cobre, Uranio, Hierro, Diamantes, etc. Un momento decisivo fue cuando la temperatura de la tierra llego por debajo de los 100°C, hasta ese momento, el agua se encontraba en forma de vapores. Al bajar la temperatura convenientemente, los vapores de agua se condensaron en gotitas dando lugar a la primera lluvia. Y entonces comenzó a realizarse por primera vez el ciclo circulatorio del agua en la naturaleza. Cae la lluvia y después de tocar la tierra las gotas se reúnen en pequeños hilitos de agua que, por la fuerza de gravedad, se mueven por pendientes, se unen en riachuelos y arroyos y continúan bajando mientras existe un declive hasta que se llega a acumular en las oquedades formando lagos y finalmente mares. Con el calor del sol el agua se

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evapora, los vapores suben a la atmósfera donde se forman las nubes, al enfriarse el vapor se condensa y cae otra vez como lluvia, repitiéndose el ciclo. El agua es uno de los principales agentes de erosión, los cursos de agua han esculpido muestro paisaje actual, han cavado los valles, arrastrado pedrones de los cerros; las piedras por el largo arrastre y continuo desgaste se convierten en guijarros, arenas y arcillas, material que el agua deposita en las partes mas bajas. 6.5.2.2 Era Arqueozoica También esta era fue de una duración enorme, las rocas de este período son en su mayor parte, semejantes a las de la era anterior. La actividad de los volcanes era muy fuerte, entonces cantidades de lavas se esparcieron por la superficie de la tierra; por las rajaduras de la primera costra subían magmas o material rocoso en fusión que se iba consolidando, aumentando así el espesor de la primera corteza. En esa época se han formado potentes cordilleras, las que por el constante desgaste de la aguas, vientos y por la simple fuerza de gravedad perdían alturas hasta quedar reducidas en planicies de donde se han conservado solo las raíces de montaña. Con solo presente en esta era las aguas del mar se incubaron los primeros seres dotados de vida, estos eran de aspecto muy modesto, insignificantes, formados de una sola célula, microscópicos, algo parecido a las amibas o bacterias actuales. Estos seres primitivos que dieron origen a las plantas y animales, no poseían ningún esqueleto ni conchilla protectora de manera que al morir su cuerpo se desintegraba sin dejar rastro, los fósiles son casi ausentes y la presencia de los seres vivos se deduce por la presencia en ciertas capas de materia carbonosa o de grafito, puesto que el carbono en la naturaleza es casi siempre de naturaleza orgánica. 6.5.2.3 Era Proterozoica Las rocas de esta era se distinguen de las dos eras anteriores en que disminuyen notablemente la cantidad de rocas ígneas y metamórficas. Aparecen sedimentos poco alterados, en general las rocas Proterozoicas son menos plegadas, menos perforadas por diques de rocas ígneas y por presentar ya los primeros fósiles aunque no presentes y reducidos a ciertos lugares privilegiados, como por ejemplo Australia. Entre los raros fósiles prevalecen algas marinas, pero aparecen también los primeros tipos de animales primitivos, como medusas, esponjas, vermes, etc.

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6.5.3 Era Paleozoica Como podemos ver en la columna geológica presentada en la figura anterior, después del Precámbrico sigue un largo intervalo de tiempo, llamado la era Paleozoica, o simplemente Paleozoica. La era Paleozoica comenzó aproximadamente hace unos 600 millones de años y ha durado unos 380 millones de años. Se subdivide en seis unidades menores llamadas en forma ascendente:      

Cámbrico. Ordovícico. Silúrico. Devónico. Carbonífero. Pérmico.

Las rocas paleozoicas están ampliamente desarrolladas en la parte andina de Bolivia, es decir en las cordilleras que se extienden desde la parte oriental del Lago Titicaca y del altiplano hasta las llanuras del Beni y el Chaco. Tales rocas son casi todas de origen marino y sedimentario, depositadas lentamente en el fondo de los mares Paleozoicos. Se caracterizan por ser rocas estratificadas, o sea compuestas de capas paralelas, capa sobre capa, en las que alternan camadas de areniscas, lutita y en menor grados rocas calizas. Las rocas Paleozoicas son en general de color más oscuro, negras, grises, verduzcas, etc. 6.5.3.1 Período Cámbrico Ya en las primeras capas que se encuentran encima del limite entre el Precámbrico y el Cámbrico se encuentran, fósiles bien conservados y con relativa frecuencia, lo que esta en un fuerte contraste con las rocas de las eras anteriores. Ya desde el comienzo del cambrico los fósiles están presentes casi siempre en las rocas de períodos posteriores hasta nuestros días. Los fósiles constituyen un elemento muy importante para la datación de las rocas. Las rocas del Cámbrico no abundan mucho en Sud América. Son mas frecuentes en el Hemisferio Norte, las rocas Cambrianas conocidas son todas de origen marino. Los primeros fósiles bien conservados se encuentran en las sedimentitas del Cámbrico inferior, los más abundantes y variados son los trilobites, un grupo ya extinguido de artrópodos marinos, lejanos parientes de los actuales cangrejos, langostinos, etc. Los trilobites predominaban en la fauna del Cámbrico, Ordovícico y Silúrico, son todavía

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numerosos y variados en el Devónico, pero comienzan a escasear en el Carbonífero y los últimos se extinguen antes de finalizar el Pérmico. Los fósiles de los diferentes períodos son diferentes entre si por que fueron evolucionando constantemente. Si no hubiera habido evolución en el mundo orgánico, los fósiles de las diferentes épocas geológicas no presentarían diferencias entre si, y la clasificación de las rocas por eras y periodos seria imposible. Pero por suerte, las formas de vida han cambiado constantemente, surgiendo formas nuevas generalmente más complejas, de manera que cada periodo presenta fósiles distintos y característicos, que son llamados Fósiles Guías que nos indican mejor el periodo al que pertenecen. Durante el período Cámbrico la mayor parte de Sud América se hallaba bajo el nivel del mar. Solo emergían las regiones ocupadas por los escudos o kratones. En Bolivia encontramos rocas Cámbricas en el sur del país, principalmente en el departamento de Tarija, en las cordilleras llamadas Cadenas de Taxara (Sama) y la Cadena de Yanchara. En Chuquisaca en la región de Culpina – Incahuasi e Impora, y en el Oriente Boliviano. 6.5.3.2 Período Ordovícico Es el segundo de la Era Paleozoica, comenzó hace unos 480 millones de años y tuvo una duración de 45 millones de años. Las rocas Ordovícicas que se conocen son de origen marino y presentan una fauna fósil mucho más abundante y más variada que el período Cámbrico precedente. Entre los fósiles predominan todavía los trilobites, pero aparecen un grupo nuevo de diminutos fósiles llamados Graptolites, que son animalitos coloniales provistos de unos flotadores llenos de aire que circulaban a la deriva por los océanos de aquellas épocas. Los moluscos, braquiópodos, como ser corales y briosos aparecen en mayor número y en formas mas variadas y mas evolucionadas. Bolivia se halla todavía sumergida bajo el nivel del mar junto con la mayor parte de Sud América. Las rocas Ordovícicas tienen una vasta difusión en nuestro país, y se calcula que el espesor sumado de las rocas ordovícicas aquí llega a los 8.000 metros por lo menos; sedimentitas Ordovícicas están ampliamente representadas en la parte occidental del departamento de Tarija y de Chuquisaca. El departamento de Potosí, igual que el de Cochabamba, cuenta con vastísimas zonas donde afloran rocas Ordovícicas casi exclusivamente. También el departamento de La Paz cuenta con amplio desarrollo del Ordovícico en la provincia Caupolicán, en los Yungas, etc. Ricas faunas de fósiles ordovícicos han sido encontrados en Bolivia. Mencionaremos solo algunas de las localidades más importantes. En Tarija: Cuesta de Sama, Iscayachi, Guanacuno, Cuesta de Erquis, Sella, Tomayapo, Chaguaya, Pantipampa, etc. En Chuquisaca: Rió Cachimayo, Culpina, Santa Elena, San Lucas, etc.

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En Cochabamba: Serranía de San Pedro (ver fig. 6.3), Cordillera del Tunarí, Cuchupunata, Arani, Mizque, Vila Vila, Etc. En Potosí: Vitichi, Tuctapari, Puna, Otavi, Esquire, etc.

Dignomia boliviensis Denominada anteriormente como lingula spp., actualmente todas las especies pertenecientes al ordovícico fueron asimiladas en esta sola especie. Son braquiópodos inarticulados, de conchas quitinofosfáticas. Ordovícico superior, Cerro San Pedro Cochabamba.

Fig. 6.3 Dignomia boliviensis. Ordovícico superior, Cerro San Pedro (Cochabamba) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

6.5.3.3 Período Silúrico Después del Ordovícico siguió el período Silúrico, llamado a veces también Gotlándico. Este periodo comenzó hace 435 millones de años y duro cerca de 30 millones de años. Prevalecían los mares y solo hacia el final del período emergen tierras nuevas. En esas partes hay sedimentos continentales. En el Hemisferio Norte el clima era mucho mas caluroso que en el Hemisferio Sur. En el norte se han depositado grandes espesores de roca caliza y existían arrecifes de corales que prosperan solo en aguas tropicales. Al contrario, en la mayor parte de Sud América, los mares del Paleozoico inferior y medio eran de aguas mas bien frías, las calizas faltan casi por completo al igual que los corales y briosos y no se conocen arrecifes fósiles. Al final del Silúrico el mar se retiro de la mayor parte de Norte América, solo al sur de los grandes lagos quedo un mar interno sin comunicación con el océano, este mar se iba evaporando poco a poco y dejo allí grandes depósitos de sal gema. El yacimiento de sal abarca una zona de 250 kilómetros de ancho. Las capas individuales llegan a tener un espesor de hasta 25 metros y en una sola localidad las varias capas totalizan hasta 75 metros de sal pura, las cataratas del Niágara están causadas por unas capas resistentes de una dolomita de edad Silúrica. La vida en los mares Silúricos era abundante y variada a demás de los trilobites que llegaron a su culminación, existían los graptolites y se producen nuevas formas los monograptus. Hubo abundancia de corales y aparecen los primeros Earypteridos o

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escorpiones de mar, algunos de ellos tenían solo decímetros de largo, pero otros alcanzaron tamaños de hasta 3 metros. Hasta hace poco las rocas Silúricas en Bolivia eran poco conocidas y se confundían a menudo con las rocas Ordovícicas y Devónicas, sus vecinas por tener aspecto similar, tampoco sus fósiles son abundantes. Hay tres localidades que han servido como modelos para el estudio de tales rocas en Bolivia: Tarabuco en Chuquisaca, La zona minera de Uncia – Catavi – Huanuni y la localidad de Pojo en el camino Cochabamba – Santa Cruz, otra localidad importante es el Nevado de Chacaltaya cerca de La Paz (ver fig. 6.4, 6.5, 6.6, 6.7, 6.8). Lindos Monograptus se han encontrado en Ushpa – Ushpa (8 Kilómetros) al este de Cochabamba, en la localidad de Pojo, en el Paso Caliente (Camino Quillacollo – Cocapata), Rió Carrasco (Caranavi – Bella Vista). Una sección completa y fosilífera el la cuesta de Lampaya (Donde se encontraban dos estaciones de bombeo llamada Safari) en el camino Cochabamba – La Paz.

Ofiuroideo indet. Los asteroideos son poco frecuentes como fósiles, este fósil presenta tres hileras de placas en cada uno de sus cinco brazos, las placas laterales y la placa dorsal. En la parte centra puede observarse el disco donde convergen los brazos. Un fósil bien preservado de un asteroideo es el encontrado en Ventilla (Carretera entre Oruro y Cochabamba) por el padre Sempere del Colegio San Calixto, el que se encuentra actualmente en la exposición del Museo Nacional de Historia Natural en Ciudad de La Paz.

Fig. 6.4 Ofiuroideo indet. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia) Leonaspis Chacaltayana (Kozlowski) Cuerpo redondo. Céfalo que posee espinas genales largas, provistas de pequeñas espinitas. Las espinas de las pleuras son oblicuas al plano sagital. El pigidio intercala espinas medianas y cortas. Al igual que en L. aracana posee hileras de tubérculos

Fig. 6.5 Leonaspis Chacaltayana (Kozlowski). Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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Loxonema sp. Concha turriculada, con alturas de una vuelta que disminuyen proporcionalmente. Muy abundante en yacimientos silúricos.

Fig. 6.6 Loxonema sp. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

Coral indet. Coralitos coloniales muy pequeños similares al género Pleurodictyum. Silúrico superior. Chacaltaya - La Paz

Fig. 6.7 Coral indet. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

Nuculites sharpei Conchas pequeñas, las que presentan una sutura en la imagen al lado izquierdo, líneas de crecimiento visibles. Silúrico superior. Chacaltaya (La Paz)

Fig. 6.8 Nuculites sharpei. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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6.5.3.4 Período Devónico Rocas y fósiles de este periodo fueron estudiados por primera vez en la región Sud Oeste de Inglaterra, en el condado de Devon, de allí viene su nombre, posteriormente fueron estudiadas rocas equivalentes en Bélgica, Alemania, Bohemia y en el estado de Nueva York. Casi todas las rocas Devónicas conocidas en el mundo son de origen marino, solo en contados lugares se encuentran rocas Devónicas de origen continental o sea depositadas en la tierra firme. El período Devónico se inicio hace unos 405 millones de años y tuvo una duración aproximada de 60 millones de años. El devónico fue llamado también el Era de los Peces, no por el hecho que los peces fueran los más numerosos o los más característicos de este período, sino que allí aparecen los primeros peces bien preservados y bastante variados, y principalmente, por la importancia que se da al hecho de la aparición de estos primeros vertebrados conocidos. En las épocas anteriores predominaban los invertebrados, animales sin columna vertebral, en su gran parte sedentarios, anclados por la vida a un solo sitio del fondo del mar. Los peces, grandes nadadores, se desplazan rápidamente y en cualquier dirección en busca de alimento. Los primeros peces “acorazados” ocurren en los sedimentos continentales del norte de Inglaterra donde vivían en lagos y arroyos de agua dulce. Sólo posteriormente invadieron los mares. A fines del Silúrico se extinguieron prácticamente los graptolites. Los trilobites, aunque todavía numerosos en cuanto a individuos, ya no presentaban la variedad de formas que tuvieron en las épocas anteriores. Los otros grupos de invertebrados marinos, como los briozoos, braquiópos, corales, gastrópodos, pelecípodos y equinodermos experimentaron un gran desarrollo. Las primeras plantas terrestres datan de este período. Anteriormente sólo hubo vida vegetal en los mares en forma es algas marinas siendo un gran paso hacia adelante la conquista de la tierra firme por las primeras plantas. Estas se desarrollaron en un comienzo, en tierras húmedas y pantanosas, adaptándose posteriormente a otros ambientes menos húmedos y alcanzando cada vez formas y tipos más variados. Eran todavía plantas del tipo primitivo, no florecientes, del tipo de nuestros helechos, musgos y “cola ce caballo”. Entre los trilobites predomina la familia ce los Phacopidos (Dalmanites, Phacops, Metacryphaeus, etc.). Entre los braquiópodos aparecen espiriféridos que llevan en su interior dos espirales cónicas.

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Las rocas devónicas tienen, un amplio desarrollo en el territorio de Bolivia. Son rocas casi exclusivamente marinas y relativamente fosilíferas. Comenzando desde el sur, encontramos rocas devónicas en el departamento de Tarija, al este de la ciudad: Yesera, Polla, al este Sella, etc. En Chuquisaca se han encontrado los primeros fósiles devónicos ya en el tiempo de d’Orvigny, hace casi 150 años. La franja devónica comienza a la altura de Tarabuco – Presto y va hasta al este de Padilla. En Cochabamba hay rocas devónicas desde el puente Arce hacia Aiquile y de allí a lo largo del camino antiguo Cochabamba – Santa Cruz, desde Totora hasta Comarapa, Saipina, Pulquina, Pojo, etc. Oruro y Potosí no presentan casi afloramientos devónicos. En el departamento de La Paz tenemos el desarrollo más completo del devónico alrededor de la población de Sicasica (ver fig. 6.9, 6.11), Belén, Pujravi, Patacamaya (ver fig. 6.10), Ayo Ayo, Caracato, Sapahaqui, etc. Hay otros afloramientos devónicos desde-Achacachi hacia Escoma, Italaque, Charazani. La parte occidental de la Península de Copacabana y de la Isla del Sol también está constituida por rocas devónicas. Las rocas devónicas de Bolivia son muy fosilíferas y brindaron a los científicos las faunas más ricas y variadas de toda la América del Sur. Estas faunas se diferencian notablemente de las faunas devónicas del Hemisferio Norte, ante todo de las de Bohemia, Renania, África del Norte y de Australia, pero tienen elementos comunes con las faunas devónicas, de la Argentina, Brasil, Uruguay, Islas Malvinas, Sud África y Antártida. Todo este último conjunto se llegó a llamar la provincia Malvino - Kaffra, una comunidad biológica, que vivió en un mar que tenía pocas comunicaciones con Europa, Norte América y con los otros mares coetáneos.

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Metacryphaeus caffer Céfalo ovalado, con los surcos bien diferenciados y ocelos de tipo olocroal. En conjunto la glabela, los surcos y los ocelos dan la impresión de un rostro. Axis y pleuras distribuidas uniformemente. Los pigidios en este grupo se caracterizan por ser aserrados, en el caso de M. caffer presentan 5 espinas. El vértice del pigidio es recto. Devónico medio Sicasica (La Paz)

Fig. 6.9 Metacryphaeus caffer. Devónico medio Sicasica (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia) Ciathophyllum bolivianum Coralitos salitarios pertenecientes a los corales de tipo rugoso, los septos son visibles exteriormente. El crecimiento de la epiteca es mayor a lo ancho que a lo largo. Devónico inferior Patacamaya - La Paz

Fig. 6.10 Ciathophyllum bolivianum Devónico inferior Patacamaya (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia) Australospirifer antarcticus Fósil abundante durante el devónico, las conchas son muy ornamentadas, las costillas determinan profundas acanalaciones, y las líneas de crecimiento son bien diferenciadas. Devónico medio Sicasica (La Paz)

Fig. 6.11 Australospirifer antarcticus Devónico medio Sicasica (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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6.5.3.5 Período Carbonífero Comerlo hace unos 345 millones de años y tuvo una duración aproximada de 70 millones de años. Se le dio este nombre en Inglaterra, porque dentro de sus rocas se explota los yacimientos más ricos de hulla o carbón de piedra. También en muchos otros países del Hemisferio Norte en las rocas de este periodo se encuentran yacimientos de hulla muy ricos que han sido la base de una gran industria siderúrgica. En Europa y el resto del mundo, excepto Norte América, se divide este período en dos unidades: Carbonífero Inferior y Carbonífero Superior. En Norte América dieron al Carbonífero Inferior el nombre de Mississípiano y al Carbonífero Superior el nombre de periodo Pensilvaniano. Por el rió Mississipi y el estado de Pensilvania donde se hallan mejor desarrollado. Tanto el Carbonífero Inferior, como su equivalente el Mississipiano están representados por sedimentos marinos que carecen de carbón de piedra (En Rusia ocurre lo contrario). Mientras tanto el Carbonífero Superior o Pensilvaniano está formado por sedimentos predominantemente continentales y es “productivo”, es decir que contiene capas explotables de hulla. En ningún otro período de la larga historia de la tierra hubo una acumulación semejante de carbón de piedra como durante el Carbonífero Superior. Sin embargo, contrasta la riqueza de carbón de piedra en el Hemisferio Norte con la relativa pobreza del Hemisferio Sur, ambos hechos se deben a la presencia de condiciones ambientales reinantes en ambos hemisferios. Los geólogos y los biólogos coinciden en afirmar que la atmósfera de la tierra antes del período Carbonífero estaba frecuentemente saturada de anhídrido carbónico (CO 2 ), en parte debido a la actividad volcánica. La presencia de la abundante vegetación durante el Carbonífero fue eliminando ese gas dañino para la vida animal y enriqueciendo la atmósfera con el oxigeno que fechaban las hojas de las plantas en el proceso continuo de la fotosíntesis. De esta manera la tierra resulto más habitable para los animales. Junto con el desarrollo extraordinario de las plantas, iba pareja la aparición y gran desarrollo de los insectos. Se han encontrado numerosa cucarachas fósiles y grandes libélulas, algunas de ellas miden hasta 20 cm. de ancho con las alas extendidas. El desarrollo de rocas Carboníferas en Bolivia ocurre dentro de la Zona Subandina, es decir en las cadenas frontales frente a las llanuras del Chaco y del Beni. Es esta la zona petrolífera del país. Los geólogos llaman estas rocas con el nombre de “Gondwana”. En la parte andina y en el Altiplano, las rocas Carboníferas se han conservados solo en contados lugares, comúnmente protegidas por otras rocas más jóvenes. Generalmente ocurren en los mismos lugares donde aparecen las rocas Pérnicas, afloramiento que no presentan mucho espesor, son pobres en fósiles, pero a veces muestran plantas

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fosilizadas como es el caso del helecho fósil de la fig. 6.12 encontrado cerca de la localidad de Copacabana.

Helecho Fósil Helecho fósil del carbonífero de la localidad Zampaya al este de Copacabana en el departamento de La Paz

Fig. 6.12 Helecho Fósil Carbonífero Zampaya (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

6.5.3.6 Período Pérmico Este es el último período o sistema de la Era Paleozoica y también el ultimo en describirse. Lleva el nombre de una provincia rusa llamada Perm, por que allí fue reconocido por primera vez, entre el recodo del Rió Volga y los Montes Urales. Comenzó este periodo hace unos 275 millones de años y duro unos 50 millones de años. En el oeste de Europa este sistema esta desarrollado principalmente por rocas de origen continental, mientras que en el lugar citado en Rusia esta constituido por rocas de origen marino. Tanto en su desarrollo terrestre como también marino este periodo es una continuación del Carbonífero, hasta contienen en algunos lugares, cantidades explotables de carbón de piedra. La flora y la fauna son bastante parecidas, razón por la cual algunos geólogos propusieron unirlo junto al Carbonífero y llamarlo el período Antracolitico, cosa que no prospero, reconociéndose hoy en día su categoría de periodo independiente. Rocas de este sistema no tiene gran desarrollo en Europa. Más frecuentes son los afloramientos en Asia (China, Japón, Isla de Timor) y en Australia. El desarrollo tal vez completo se encuentra en los Estados Unidos, principalmente en el Estado de Texas y el norte de México. En Sudamérica, son ante todo Perú y Bolivia que cuentan con un buen desarrollo de este sistema, Argentina posee también un desarrollo discreto del mismo. Casi igual que durante el Carbonífero el clima del Pérmico era tropical circunstancia que favoreció mucho al desarrollo de la vida. En el ambiente continental se observa un cierto probrecimiento de la flora.

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Muchas de las plantas arborescentes del periodo anterior desaparecen, pero notamos la aparición de otras formas importantes. Presenciamos en el Pérmico el primer desarrollo importante de los primeros reptiles. Aunque muchos de estos seguían viviendo en o junto a los pantanos, los reptiles se independizan notablemente del ambiente acuático. Su piel ya no se seca en el aire como ocurre con los anfibios, como las ranas y sapos, ponen sus huevos no en el agua, sino los entierran en la arena, sus crías carecen branquias, pues desde su nacimiento respiran el aire. En el ambiente marino la vida era igualmente abundante. Los trilobites van desapareciendo hacia fines de este periodo sin dejar descendencia. Los braquiópodos producen nuevas formas de tamaño bastante grande, llamados Productidos, muchos de estos llenos de espinas. Los moluscos adquieren formas nuevas, sobre todo en los cefalópodos y gastrópodos. En las aguas tropicales se formaron extensos arrecifes de corales, formados no solamente de corales, sino de colonias de briozoos, algas calcáreas, braquiópodos sedentarios, etc. Es notable la proliferación de las Fusulinas durante el Pérmico son estas unos foraminíferos que segregan una conchilla calcárea de forma alargada, más gruesa en medio, que se asemeja a granos de trigo. Las rocas pérmicas en Bolivia están en su vivo contraste con las rocas Paleozoicas Pre-pérmicas. Las rocas más antiguas, es decir desde el Cámbrico hasta el Carbonífero son casi exclusivamente clásticas o dentrícas que carecen completamente de rocas de carbonatos, de origen químico. Es decir antes del Pérmico no se presentan rocas calizas o dolomitas. Esto se debe a que los mares del Paleozoico inferior y medio en Bolivia eran mares fríos porque las calizas se forman solo en aguas calientes. Los lugares donde afloran las rocas Pérmicas en Bolivia no son tan numerosos. Citaremos la Isla del Sol y la Península de Copacabana, la Isla de Cumaná; Mina Matilde, entre Escoma y Charazani; Yaurichambi (ver fig. 6.13), Colquencha; Yaco, El Porvenir (Luribay) y otros en el departamento de La Paz. En Cochabamba: Apillapampa, Pusa Pusa, Cerro Lamarani. Torotoro en Potosí y Zudañez en Chuquisaca completan el cuadro. Los primeros fósiles Pérmicos de Bolivia han sido hallados en la localidad de Yaurichambi, allá por los años 1836 por el sabio naturista Alcides d’Orbigny. El lugar esta a 46 kilómetros desde el Alto de La Paz a unos 300 metros del camino La Paz Copacabana, y consiste de dos cerros a la izquierda del camino. En 1842 d’Orbigny publico la descripción de casi treinta diferentes fósiles con sus ilustraciones, estos fósiles bolivianos eran de los primeros que se publicaron en el mundo, de manera que sus

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fósiles se utilizan por doquier. Los mas notables eran el Spirifer cóndor, hoy Neospirifer cóndor (ver fig. 6.14) y el Productus cora, hoy Linoproductus cora (ver fig. 6.15). Dos fábricas de cemento utilizan calizas Pérmicas para la elaboración de cemento: la fabrica de cemento de Viacha, lleva la caliza de las canteras de Colquencha, y la de la fabrica COBOCE de Apillapampa. Las calizas de Yaurichambi, de la Península de Copacabana y de las otras localidades ya citadas mas arriba representan una valiosa reserva para el futuro.

Spirifer cyclopterus El cuerpo se diferencia del de los demás espiriféridos por una notoria forma globosa. La valva peduncular normalmente se conforma por 5 a 7 costillas, la acanalación media se proyecta ligeramente hacia adelante. Pérmico inferior. Yaurichambi (La Paz)

Fig. 6.13 Spirifer cyclopterus Pérmico inferior. Yaurichambi (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

Neospirifer condor Conchas típicas del pérmico, las finas costillas y líneas de crecimiento le proporcionan una elegante ornamentación. Al ser abundantes se puede ver la ontogenia completa de esta especie, desde los jóvenes que miden escasos milímetros, hasta los mas grandes que superan los 10 cm. de envergadura. Pérmico inferior. Apillapampa (Cochabamba)

Fig. 6.14 Neospirifer condor Pérmico inferior. Apillapampa (Cochabamba) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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Linoproductus cora Las conchas pueden ser pequeñas o grandes, en las formas adultas la valva braquial es plana, mientras que la peduncular es convexa, posee varias líneas de crecimiento marcadas, y proyecciones laterales en la valva peduncular sobre el eje de la charnela. Pérmico inferior. Irpa Irpa (Cochabamba)

Fig. 6.15 Linoproductus cora Pérmico inferior. Irpa Irpa (Cochabamba) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

6.5.4 Era Mesozoica Después del Paleozoico comienza la Era Mesozoica o de la “Vida Media”. Se llama así porque, desde el punto de vista de la evolución, los animales y plantas de esta época ocupan un sitial intermedio entre los seres vicios del Paleozoico y los de las edades modernas. Comenzó la era Mesozoica hace 225 millones de años y duro 150 millones de años, los continentes van adquiriendo contornos cercanos a su forma actual, pero por largas temporadas los mares invaden las partes bajas en algunas partes. A fines del Paleozoico se han extinguido grupos enteros de animales y plantas. Los trilobites, gran parte de los braquiópodos, los cefalópodos del tipo primitivo han desaparecido de los mares y en la tierra firme las plantas antiguas cedieron el lugar a tipos de plantas mas avanzadas, la vida se estaba modernizando. Dos son los animales que adquieren predominancia durante la Era Mesozoica: en los mares son los Amonites y el los continentes son los Reptiles, predominando entre estos últimos los Dinosaurios. Los Amonites eran unos moluscos cefalópodos cuyo cuerpo blando estaba protegido por una conchilla calcárea en forma de un disco, en el cual se ven muchas voluciones adornadas con crestas transversales o tubérculos, que dan impresión de un cuerno de carnero; se los llamo Amonites por el dios egipcio Amón, al cual se lo representaba con cuernos de carnero. Se divide el Mesozoico en tres períodos, los que en forma ascendente son:  Período Triásico.  Período Jurásico.  Período Cretácico.

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6.5.4.1 Período Triásico Este periodo comenzó hace 225 millones de años y duro 45 millones de años. Es una época de transición, después de la extinción de grandes grupos de animales y plantas a fines del periodo Pérmico, la vida quedo en algo empobrecida, pero quedaron desocupadas muchos nichos ecológicos los que fueron ocupados progresivamente por nuevos grupos de seres modernizados. Ya aparecen los primeros dinosaurios, pero de tamaños moderados en comparación a sus sucesores del Jurásico y Cretácico. Rocas del período Triásico no son muy abundantes en Bolivia, se reducen casi exclusivamente ala parte sur de la Zona Subandina en las serranías al oeste de Villamontes; y es a lo largo del camino a Villamontes – Tarija, donde se las puede observar mejor. Los geólogos llaman a las rocas Triásicas de Bolivia como al grupo Vitiacua y lo dividen en varias formaciones, como la formación Canzapi, Caliza Vitiacua y la formación Ipaguazú. La formación Caliza o Dolomita Vitiacua es de origen marino, sin embargo se conoce muy pocos fósiles de ella y generalmente mal conservados. Un lugar donde se puede observar la formación Vitiacua, es el oeste de Villamontes, el puente Ustárez sobre el rió Pilcomayo se apoya en ambos extremos sobre la caliza - dolomita de esta formación. De la formación Ipaguazú son de origen evaporitico, ya que en esa zona existía un pequeño mar triásico aislado del océano, después de mucho tiempo se formaron grandes cantidades de Yeso y de Salgema. En el valle de Entre Ríos y Salinas hay abundantes yacimientos de sal, como la mina de San Simón. Se han encontrado restos fósiles mal conservados en el estrecho de Tiquina como muestra la fig. 6.16.

Restos Vegetales Estos fósiles vegetales, normalmente de pequeño tamaño y son frecuentes en estas rocas oscuras llamadas tufitas, esta roca proviene del estrecho de Tiquina en el Lago Titicaca en La Paz, y los sedimentos se acumularon unos 300 millones de años antes de la formación del lago, durante el período Triásico

Fig. 6.16 Restos Vegetales Triásico. Estrecho de Tiquina (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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6.5.4.2 Período Jurásico Empezó este período hace 180 millones de años y termino hace 130 millones. El desarrollo típico se halla en el Hemisferio Norte y fue estudiado primero en las montañas Jura, entre Francia y Alemania; de allí viene su nombre. El Jurásico marino es uno de los sistemas más ricos en fósiles por lo general excelentemente preservados, y constituye un verdadero paraíso de los paleontólogos. Abundan ante todo, los Amonites muy variados y toda clase de moluscos y representantes de todos los grupos marinos. En tierra firme abundan los reptiles, ante todo los grandes Dinosaurios entre ellos los grande Diplodocus, Brontosauros, que llegaron a tener hasta 30 metros de largo y pesaban hasta 40 toneladas. Sus esqueletos son el orgullo de los mejores museos del mundo, muy conocido es el Estegosaurus, de menor talla, con las dos filas de triangulares placas corneas a lo largo de su espinazo. Todos los dinosaurios nombrados eran herbívoros y de marcha cuadrúpeda. Existían otros que caminaban sobre sus piernas traseras y tenían una cola potente la cual con las dos patas formaban un trípode el mas terrible es el Tyrannosaurus rex, que vivió incluso en el Cretácico llegaba a tener hasta 16 metros de largo. Rocas Jurásicas no fueron todavía reconocidas con certeza en el territorio de Bolivia actual, tal vez por falta de fósiles y sin duda, debido a lo poco que se ha investigado geológicamente una gran parte del país. 6.5.4.3 Período Cretácico El tercer y último período del Mesozoico, el cual recibió su nombre da la palabra “creta” que significa en latín tiza, porque se ha estudiado primero en el sur este de Inglaterra, región conocida por los blancos acantilados verticales junto a Dover, en el estrecho de Calais, que se componen de decenas de metros de tiza o creta impura, que es una forma pulverulenta de caliza y sirve después de purificada y comprimida, para escribir en las pizarras. Comenzó el período Cretácico hace unos 130 millones de años y tuvo una duración muy larga unos 65 millones de años. Rocas cretácicas que afloran en todos los continentes son en parte marinas y en parte continentales. Naturalmente, los sedimentos marinos, tienen una fauna diferente que los sedimentos que se han depositado en el continente. La vida en los mares cretácicos era abundante y muy variada. Predominaban todavía los Amonites, y junto con ellos otros cefalópodos llamados Belemnites, parientes cercanos de las actuales sepias o calamares. La parte que se conservó de ellos es el “hueso” interno en forma de un cigarro o “puro” habano. Los moluscos, corno los caracoles

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marino y los bivalvos presentan formas muy variadas, algunas muy grandes y ricamente orna mentadas. Los erizos de mar llegan a su apogeo. Sobre los continentes mantienen su hegemonía los reptiles, y ante todo los Dinosaurios. Durarle todo el Mesozoico los Dinosaurios ocuparon casi todos los “nichos” biológicos disponibles, en tierra, mar y aire. Ya hablamos de los dinosaurios terrestres, herbívoros la mayor parte, y carnívoros los menos. Se supone que los más grandes eran semi acuáticos o casi anfibios, porque el agua de los lagos, lagunas y pantanos sostenía la mayor parte de su enorme peso y además les brindaba cantidades de plantas acuáticas. Varios tipos de dinosaurios carnívoros se aventuraron al mar, donde hay siempre provisiones inagotables de alimentos: peces, moluscos y otros habitantes marinos. Los más conocidos de los dinosaurios marinos son los Plesiosaurus, de cuello y cola muy largos y con un cuerpo rechoncho, y los Ichthyosaurus adaptados completamente a la vida del mar, que presenta exteriormente la forma de un pez. Los dinosaurios llegaron a dominar también el aire, conócenos restos de muchos tipos de dinosaurios voladores, unos de tamaño de una paloma o de un cuervo, y otros de tamaño mayor. Volaban por medio de una membrana extendida entre las extremidades delanteras y las posteriores, en forma semejante como los actuales murciélagos. El más conocido es el Pteranodon que media, con las alas extendida, hasta 3 metros de ancho. Los restos de ese dinosaurio volador se encuentran en los sedimentos de ”creta” que dejó en el estado de Kansas un mar interior cretácico. Los dinosaurios más conocidos del Cretácico son sin duda, el Triceratops con tres cuernos, de aspecto belicoso aunque en verdad era un pacifico herbívoro cuadrúpedo, cuyas defensas eran contra su contemporáneo dinosaurio carnívoro, el temible Tyrannosaurus rex. A fines del Cretácico se extinguieron los dinosaurios por razones que ignoramos ¿Epidemias? ¿Sequías que han hecho desaparecer los pantanos y las plantas? ¿Inadaptabilidad a las nuevas condiciones climáticas?, no lo sabemos y nunca lo sabremos. De los tres sistemas Mesozoicos es el Cretácico que tiene más amplio desarrollo en Bolivia. El conjunto de las rocas Cretácicas en nuestro país fue llamado por Gustavo Steinmann “formación Puca” debido a la predominancia del color rojo, posteriormente fue llamado “Grupo Puca”, “Grupo Pilcomayo” y “Grupo Potosí”, su equivalente en la Zona Subandina y en el Chaco, fue llamado “Grupo Tacurú”, palabra que significa rojo en Guaraní. Rocas Cretácicas forman un amplio sinclinal que corre a lo largo del río San Juan de Oro, desde Yavi (Norte Argentino) hasta su confluencia con el Rió Camblaya (Pilaya) y desde allí por Las Carreras, Villa Abesia, Camargo hacia en norte. Al oeste de Potosí, las rocas Cretácicas ocupan toda la cuenca de Miraflores, Tarapaya, y Cayara. La cuenca de

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Miraflores sirvió como modelo para el estudio de estas rocas en Bolivia. Otra cuenca Cretácica se extiende a lo largo del camino Potosí – Challapata entre las localidades de Yocalla – Leñas – Agua Clara – Culta. Al este de Sevaruyo, en el Altiplano boliviano, comienza otra cuenca Cretácica que continua casi hasta la altura de Uyuní. Impresionantes afloramientos Cretácicos tenemos al Sud Oeste de Cochabamba, entre Suticollo y Parotani, a lo largo del camino carretero y del ferrocarril. Un desarrollo espectacular tienen las rocas Cretácicas en el sinclinal a lo largo del Rió Caine, desde la localidad La Viña y Torotoro. La fabrica de cemento de Sucre en el Calorkho esta utilizando rocas Cretácicas. El clima en Bolivia era de tropical a Subtropical y bastante húmedo, de vegetación abundante. Hubo una profusión de lagos, lagunas y pantanos en las que se depositaron las Margas Multicolores. Muchas de estas lagunas se comunicaban con el mar y por los ríos de poca pendiente se remontaban desde la costa grandes “Peces Sierra”, unos tiburones que se alimentaban de moluscos. Dientes de tales tiburones se han encontrado en Torotoro, junto con dientes de otros peces sierra y numerosas rayas. Numerosos caparazones de tortugas fósiles se han encontrado en Vila Vila (Cochabamba), Torotoro y Miraflores, atestiguando un ambiente de lagunas y pantanos. Las huellas encontradas en Torotoro, presentan a dos tipos de dinosaurios, huellas de tamaño menor tridáctiles (De tres dedos) miden 20 cm., de la uña del dedo central al talón, son de dinosaurios de unos 5 a 8 metros de longitud y de marcha bípeda, es decir, que el animal caminaba apoyándose en las patas traseras. Huellas de dinosaurios mucho más grandes, miden unos 40 cm. de largo son de animales de unos 20 metros de largo y de marcha cuadrúpeda y seguramente herbívoros. Melania potosinensis Gasterópodos de agua dulce o salobre, frecuentes en el cretácico en rocas pertenecientes a la formación Miraflores, pero vivieron en todo el Mesozoico, por lo que no son buenos fósiles guías Cal Orck'o. Cretácico Superior (Chuquisaca)

Fig. 6.17 Melania potosinensis Cretácico Superior Cal Orck’o (Chuqisaca) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

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Yacimiento : Toro Toro (Potosí) Formación : Molino Periodo : Cretácico Huellas de correspondientes a dinosaurio con tres dedos.

Fig. 6.18 Huellas de Dinosaurio. Cretácico Toro Toro (Potosí) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

Yacimiento : Toro Toro (Potosí) Formación : Molino Periodo : Cretácico Huella de un Iguanodóntido, posiblemente del género Iguanodon, caracterizada por la marca de los 3 dedos no muy abiertos.

Fig. 6.19 Huellas de Iguanodóntido. Cretácico Toro Toro (Potosí) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

6.5.5 Era Cenozoica La Era Cenozoica significa periodo de vida moderna, en esta era desaparecen los grande Dinosaurios y la mayor parte de los reptiles; en los mares se extinguieron los Amonites y los Belemnites y también los peces mas anticuados, todos los animales y plantas adquirieron formas mas evolucionadas, mas modernas y mas semejantes a los seres de hoy. La Era Cenozoica comenzó hace unos 65 (Según algunos 70) millones de años y dura hasta ahora. Se divide en dos grandes unidades: el período Terciario (Duro entre 62 a 67 millones de años), y el periodo Cuaternario (Cuya duración se calcula en unos 3 millones de años). Esta era es llamada también por algunos la era de los mamíferos, una evolución y una dispersión inusitada ocupo casi todos los “nichos” ecológicos que quedaron vacantes después de la desaparición de los Dinosaurios.

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6.5.5.1 Período Terciario Se divide este periodo en 5 unidades mayores que son de abajo hacia arriba:     

Paleoceno. Eoceno. Oligoceno. Mioceno. Plioceno.

Durante el período Terciario los continentes fueron adquiriendo contornos cada vez más cercanos a los actuales. Un aspecto muy interesante es que en el Terciario se han formado las cordilleras más altas que existen hasta hoy. En Europa, los Alpes, los Cárpatos, los Pirineos; el Himalaya y el Parir en Asia y en América del Norte la cadena de montañas Rocallosas que va desde Alaska hasta América Central. En Sud América la grandiosa cordillera de los Andes que viene desde el Norte de Colombia hasta la Tierra de Fuego. Estas cordilleras no han surgido por golpes sino en un proceso lento que duró millones de años y que consistió en un plegamiento por compresión y un solevamiento paralelo de toda la masa continental. El Terciario fue el escenario de un enorme desarrollo de lo mamíferos, a comienzos de este periodo eran de tamaños reducidos, los mas grandes del tamaño de un perro o zorro y de aspectos semejantes, no muy diferenciados. De estos modestos comienzos se origino la gran evolución del grupo que pronto produjo formas cada vez mas variada y de tamaño mayor; hasta la talla gigante. Los antecesores a nuestros caballitos comenzaron en el Eoceno con formas no mas grandes que el zorro (Eohippus, “Caballito de la aurora”), igual que los proboscídeos cuyo primer antecesor conocido en el Oligoceno del África, era de tamaño de un tapir y con una trompa corta, como de este mismo animal, llamado anta. En las épocas posteriores podemos presenciar, en los fósiles que se han hallado, un aumento continuo de tamaño hasta llegar a los representantes del grupo como ser: Dinotherium, Mastodonte, Mamut y los elefantes actuales. La actividad volcánica fue notable durante este período, con la elevación de las cadenas de montañas aumento notablemente la erosión. El material originado por el desgaste de las serranías fue llevado a niveles más bajos por las aguas de los ríos. Los magmas provenientes del interior de la tierra trajeron consigo muchos minerales metalíferos que se han alojado en vetas y filones entre las fracturas de las rocas. Las rocas Terciarias en Bolivia tienen un alto desarrollo, los afloramientos mas extensos se encuentran en las llanuras del Beni, Pando y el Chaco y por toda la extensión del

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Altiplano, afloramientos reducidos y desconectados se encuentran en los valles de la cordilleras centrales. Hasta ahora el Terciario mejor estudiado es el de la Zona Subandina y del Altiplano. La región de Corocoro – Chacarilla, las serranías de Hayllamarca (Entre Toledo y Turco) y la región a lo largo del ferrocarril La Paz – Arica figuran como lugares de referencia. Se ha comprobado, con la ayuda de fósiles vertebrados, la edad geológica Oligocena, Miocena y Pliocena, faltan todavía fósiles que comprueben la edad Paleocena y Eocena en el Terciario de Bolivia. Existen también algunos vegetales fósiles de este periodo que han sido encontrados cerca del Lago Titicaca (ver fig. 6.20).

Piña fósil de una gimnosperma Vivió en el Terciario en las proximidades del Lago Titicaca, mucho antes de que este se forme. Se puede observar claramente las escamas de la piña, así como las semillas y otros detalles

Fig. 6.20 Piña fósil de una gimnosperma. Lago Titicaca (La Paz) Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)

6.5.5.2 Período Cuaternario Hace aproximada mente 3 millones de años el clima cambio notablemente y la tierra empezó a sufrir los rigores de una edad glacial, debido tal vez, a alteraciones de las manchas solares. Cuatro veces los glaciales han cubierto vastas regiones de América, de Europa y de Asia septentrional con una capa de hielo de varios centenares de metros de espesor. Cada una de las épocas de glaciales fue seguida por una época interglacial, en el cual mejoro el clima y el calor hizo derretir parte del hielo, retrocediendo el frente glaciar más hacia el norte en su retroceso los heleros dejaron tras de si enormes masas de material detrítico llamados morrenas, consiste en arcillas, arenas, cascajo y pedrones mezclados sin mayor selección de tamaño. Los ríos que se alimentaban con el agua producida de deshielo desparramaron aquel material morrénico y lo distribuyeron desde el pie de monte hasta las llanuras mayores.

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Con el avance de los hielos hacia el sur, avanzaban también los animales típicos de la tundra fría, caracterizados por los renos, oso polar, los lobos y los zorros, en la época de deshielo esa fauna retrocedía hacia el norte, mientras que otra fauna, propia mas de un clima benigno avanzaba y retrocedía a la inversa. Esta fauna estaba caracterizada por los grandes Mamuts, semejantes a los elefantes actuales pero con pelaje largo, por los rinocerontes, también provistos de largo pelaje protector; por los osos de las cavernas. Las condiciones de un clima benigno con abundantes lluvias, humedad que favorecía con el crecimiento de grandes bosques y amplios pastizales en las llanuras y sabanas. Tales condiciones favorecían el desarrollo de grandes manadas de animales herbívoros, como los predecesores de les caballos, guanacos, llamas y vicuñas, como de los gigantescos Mastodontes, parientes de los actuales elefantes, provistos de potentes colmillos y una larga trompa. Todos los animales que acabamos de nombrar, llegaron a Sud América como inmigrantes desde el norte, después que se formo el “puente” de tierra firme en el istmo de Panamá al comenzar el período Cuaternario. Recordemos que durante el período Terciario, Sud América era un continente - isla, sin conexión por tierra con el resto de los comitentes. Abundantes fósiles de animales de este periodo se han encontrado en las cuencas de Tarija, Concepción y Padcaya, pero fueron también hallados en el altiplano boliviano (Ulloma), en los valles de Cochabamba, Sucre y hacia Potosí (Betanzos, Mojotorillo) y también en el Chaco, cerca de Carandaití y Capirenda (Ñuapua). Pero lo importante para nosotros, es el hecho de la aparición del primer hombre durante el periodo Cuaternario, ya que se trata de nuestro antepasado y del ser que mediante su inteligencia supo dominar, modificar y hacer útil toda la naturaleza existente y quien produjo todas las maravillas de la cultura, civilización y tecnología modernas, constituyéndose en un indiscutido rey del mundo.

6.6

ESTRATIGRAFÍA

Esta rama de las ciencias naturales trata de la descripción de los estratos tal como se encuentran en las secuencias de áreas locales, su correlación y su interpretación. Es la parte de la geología histórica o sea el desarrollo de la litosfera a través del tiempo. Habíamos mencionado en el subtitulo referente a geología histórica el principio de superposición, tanto este principio, como el del actualismo son fundamentales para la estratigrafía. Este último principio indica que todos los hechos del pasado geológico se explican mediante los que se observan en la actualidad, con la única diferencia posible de una mayor o menor intensidad. Las diferentes capas o estratos que conforman una pila sedimentaria, se distinguen entre si por su diferente litología. Pero pueden existir cambios laterales, a veces debidos a

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ambientes de depositación diversos, aunque depositados en el mismo tiempo, esto constituye las llamadas facies. 6.6.1 Columna estratigráfica La secuencia de rocas que se formo durante el tiempo geológico esta representada en la columna geológica la cual contiene una lista de rocas en orden a su edad: las más antiguas se encuentran en la base de la columna y las más jóvenes encima. Las rocas se agrupan en periodos que son nombrados de acuerdo con las áreas en las que fueron estudiadas. A continuación se presenta una columna estratigráfica realizada en el chapare (ver fig. 6.21), en esta se puede apreciar y reconocer rocas cuya edad varía desde Cámbrico hasta el Terciario, es decir, una de las series más completas en el territorio boliviano . Tiene además, características peculiares que distinguen a1 Paleozoico inferior de esta zona de otras ya conocidas.

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Cámbrico - ? - Ordovísico

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Silúrico - Devoníco

Carbonífero - Pérmico Cretácico Terciario

154 Putintiri

Avíspas

Capinota

1000

1000

500 a 1000

1000

500

San Benito

1000

1000

2000

1000 a

10 - 20

Cuchu punata

? ?

Discordancia

Discordancia

Evaporitas: Anhidritas

serie de carbonatos: calizas y dolomitas

Intercalaciones de limolitas, verdes y negras

Tiloides con clastos de granito, cuarzo y rocas metamórficas y limolita

Areniscas blancas y lutitas moradas

Lutitas gris - Amarillentas

Areniscas gris - Verdosa

Areniscas macizas, grises y conglomerados intraformacionales

Tiloides con clastos de cuarzo

Lutitas negras

Areniscas y lutitas

Areniscas macizas, amarillentas con intercalaciones de lutitas grises

Areniscas blanquesinas y rosadas con intercalaciones de lutitas

Calizas blancas y cremas

Areniscas rojas con encruzamiento

500 a 1000

Areniscas y Conglomerados rojos

Descripción Litológica

Más de 2000

Espesor Aprox. (m)

Cancañiri

Kirusilla

No Diferenci ado

Retama

Nube

Beu

Chaco

Sistema Formación

Climacograptus sp.

Didymagraptus spp.

Cruziana spp.

Lingiua spp.

Schizophoria sp.

Chonostrophia Chaparensis

Odontochilo sp.

Australospirifer antarticus

Cristaloporitos

Gastropodo

Fenestella sp.

Troncos fósiles ( carbón )

Contenido Paleontológico

Cámbrico ?

Ordovisico (Inferior)

Llanvirniano

Caradociano

Wenlockiano

Ludloviano (Inferior)

Devonico (Inferior)

Pensilvaniano (Inferior)

Permico Medio

Eoceno y Cretacico Superior

Terciario Superior

Edad

COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL CHAPARE ( COCHABAMBA - BOLIVIA )

570

500

435

346

280

225

80

37

Millones de Años

Intrusiones de rocas Verdes

Movimientos Epirogenicos

Primera fase del plagamiento Andino

Observaciones

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Fig. 6.21 Columna Crono Estratigráfica. Chapare (Cochabamba) Fuente: (Piert Tomasi, Ramiro Suarez -1972)

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INTERPRETACIÓN DE MAPAS GEOLÓGICOS 1

6.7

El mapa geológico es el lugar de coincidencia de cuantos utilizan las ciencias de la tierra en sentido teórico o aplicado. También resulta ser el “documento”, más consultado por quienes tienen que tener en cuenta a la tierra y sus cualidades en una determinada acción. 6.7.1

Elementos generales del mapa geológico

El mapa, “Geológico”, es el más generalizado instrumento de representación de la información (fundamental o aplicada) de índole geológica, referida a la zona superficial o sub-superficial de la corteza terrestre, en general y de alguna parte de la misma, en particular. Resulta de proyectar sobre un plano (normalmente un plano topográfico, cuya orografía y altimetría queda claramente matizada) los siguientes valores: a) b)

Extensión de los distintos materiales geológicos y grupos o agrupaciones de los mismos. Relaciones geológicas-diversas- existentes entre los mencionados materiales y – eventuales- agrupaciones realizadas.

Estos datos (a,b) fueron, previamente, identificados en el terreno mediante reconocimientos, prospecciones y estudios diversos; todos integrables, genéricamente, dentro de la acción profesional denominada cartografía geológica. Los elementos contenidos habitualmente en un Mapa geológico son los siguientes, subdivididos en agrupaciones de clara funcionalidad. - Infraestructurales: Base de representación – Escala. - Conceptuales: - Agrupaciones de los materiales geológicos representados y estructuración u organización primaria o primordial. - Matización de las características estructurales secundarias o tectónicas. - Proyectivos: Trama proyectiva geológico-topográfica. - Complementarios: - Leyendas diversas. - Esquemas o diagramas marginales.

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J.A. Martinez & Alvarez : “ Mapas Geológicos ( explicación e interpretación )”

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 Base de representación a) La base material: Es un papel soporte, con cualidades de no deformabilidad. b) Sistema de representación: Permite destacar los valores propios de la superficie natural del terreno e implantaciones humanas realizadas sobre la misma .Estos son: Valores planimetricos, valores altimétricos, datos orograficos e hidrográficos y datos de implantación humana y biofloristicos. c) La representación orografica: De la forma extremadamente compleja de la superficie del terreno. El sistema mas extendido de representación sobre un plano de elementos topográficos y orograficos es el sistema de curvas de nivel. d) Los datos hidrográficos: Se disponen con la ayuda de recursos simbologicos superpuestos o entrelazados con la orografia.  Agrupación de los materiales geológicos Para poder ser representados en el mapa geológico, los materiales reconocibles en una determinada zona de la corteza terrestre tienen que agruparse en unidades características. a) Agrupaciones litológicas: Los materiales geológicos tienen una identidad mineralógica y petrográfica, que permite identificarlos tipificándolos y diversificarlos, estableciendo clases de rocas ya sea ígneas, sedimentarias o metamórficas. b) Agrupaciones genéticas: La reunión de los minerales y otras sustancias que han de constituir una roca así como la acumulación de rocas, es un hecho complejo y diverso el cual tiene distintas modalidades, caracterizadas por las ciencias de la tierra. c) Agrupaciones cronológicas: Podemos diferenciar los materiales formados en distintas épocas o los procesos habidos en distintos momentos y utilizarlos como unidades características para ser trasladadas sobre un mapa. d) Agrupaciones estructurales: La acumulación o formación de rocas de acuerdo con los distintos procesos geológicos, se ponen de manifiesto por la aparición de organizaciones o estructuras propias en las masas de rocas.  Leyendas y esquemas La representación de algunos datos geológicos se hace en una forma que es necesario explicar o precisar. Los condicionantes más característicos y ostensibles son: a) Condicionantes de escala y agrupación: La escala establece el que la representación de valores próximos o por debajo de sus límites de representatividad sea imposible y muy imprecisa. b) Condicionantes de complejidad y densidad: En bastantes casos la complejidad de elementos geológicos representados y la densidad de datos diversos, hace ineludible las aclaraciones sintéticas. c) Condicionantes de dificultad para la expresión de valores profundos: Resulta un hecho adquirido el que la cartografía geológica necesita utilizar sistemas

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auxiliares de explicación de la organización profunda de los materiales y formas geológicas de la corteza a representar. Estos están integrados en la base cartográfica o constituyen elementos anexos próximos a la misma, como ser: Corte geológico, columna estratigráfica y bloques de diagrama geológico.

6.7.2 Lectura interpretativa del mapa geológico En un mapa geológico el objetivo perseguido es leer sus elementos constructivos y simbologicos e interpretar estos en toda la extensión del documento cartográfico.  Lectura interpretativa fundamental La utilización práctica del mapa geológico requiere actuar sobre el mismo en los siguientes aspectos: a) Identificación de hechos geológicos: Puestos en manifiesto por la cartografía; cualificar para cada uno de ellos las principales características, como son extensión dentro del ámbito cartográfico con sus posibles irregularidades y particularismos fenomenológicos destacables. b) Establecer la cronología de los hechos geológicos individuales: Mediante los datos concretos citados en el mapa o partiendo de los que se van deduciendo del estudio del mismo. c) Secuenciar los diversos hechos geológicos: Destacando aquellos que se manifiesten sucesiva e individualmente y correspondientes, los cuales aparecen relacionados cronológicamente y superpuestos. 6.7.3

Mapas geológicos de Bolivia 2

Los mapas geológicos utilizados en Bolivia son editados por el Servicio Nacional de Geología y Minería (SERGEOMIN), Ex-Servicio Geológico de Bolivia (GEOBOL), y mapas especiales realizados por Instituciones Petroleras, Mineras y otras instituciones. Los mapas que se manejan y están a la venta por SERGEOMIN, presentan a las siguientes escalas:  Mapas geológicos generales muy sintéticos a Esc. 1: 1 000 000 hasta 500 000, que muestran la geología general de Bolivia a nivel de sistemas, destinados a facilitar visiones de conjunto en relación con la tierra, continentes, países y departamentos; recogen aspectos muy generales o comunes de nexo geológica fundamental.  Mapas geológicos a Esc. 1: 250 000, muestran la geología a nivel de sistemas, son mapas generales.

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Julio Torrez Navarro : “Apuntes de Geología General”

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

 Mapas geológicos a Esc. 1: 100 000 hasta 50 000, muestran datos geológicos detallados a nivel sistema y formación de la ocurrencia geológica-litológica, siendo los mas detallados de accesibilidad directa de las áreas que han sido mapeados por SERGEOMIN, siendo los de Esc. 1: 50 000, la base de los trabajos de campo y de la confección de los mapas a Esc. 1: 100 000.  Mapas geológicos Esc. 1: 10 000 a menores, utilizadas en las representaciones geológicas de gran detalle y precisión. Llamadas escalas apropiadas a los proyectos mineros, geotécnicos, hidrogeológicos, etc. Los mapas geológicos más apropiados para ingeniería civil, son los de Escalas 1: 100 000 hasta 1: 10 000.

Fig. 6.22 Formato de un mapa geológico Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

Preguntas de control: 1.- ¿Explique la cadena alimenticia? 2.- ¿Interprete el ciclo del carbono? 3.- ¿Explique los procesos de fosilización? 4.- ¿Qué estudia la geología histórica? 5.- ¿La historia de la tierra en cuantas eras se divide y cuales son, desarrollar? 6.- ¿Qué duración tuvo y en cuantas partes se dividió el Precámbrico? 7.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Paleozoica, describa sus tiempos de duración? 8.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Mesozoica, describa sus tiempos de duración? 9.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Cenozoica describa sus tiempos de duración? 10.- ¿Qué es la estratigrafía? 11.- ¿Qué representa una columna estratigráfica? 12.- ¿Mencionar 10 fósiles encontrados en Bolivia? 13.- ¿Qué representa un mapa geológico y que utilidad tiene para la ingeniería civil? 14.- ¿Cómo se interpreta un mapa geológico?

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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA

Referencias Bibliografía: - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava Edición. - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960) - J.A. Martinez & Alvarez : “ Mapas Geológicos ( explicación e interpretación )” , Madrid – 1979 - Leonardo Branisa: “ Los fosiles guias de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1965)

Biblioteca virtual: - Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation - www.espanol.geocities.com/fosilbol.

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

CAPÍTULO VII GEOMORFOLOGÍA 7.1

INTRODUCCIÓN 1

La geomorfología es el estudio de las formas del relieve terrestre. El nombre deriva de tres palabras griegas, ge (tierra), morfé (forma), logos (estudio). Constituye una de las partes de la geografía física o fisiografía, como lo denominan los autores de la lengua inglesa. Como toda ciencia de la naturaleza, la geomorfología se propone describir y explicar. Según la personalidad de cada morfólogo, se acentúa bien el carácter geográfico, o sea la descripción de las formas, bien su explicación. Pero, en el espíritu de aquello que insisten más sobre la explicación de los relieves que sobre su descripción, no es necesario decir que esta es esencial, y que si se reduce a poca cosa es por que las formas son más conocidas en su especie que en su génesis. Será pues más difícil desviar el sentido de la geomorfología hacia el de explicación del relieve, evolución del mismo y estudio de los procesos de su modelado, todas ellas nociones que están incluidas en la geomorfología, pero que no se confunden con ella. El primer trabajo del geomorfólogo es, pues, la observación directas de la forma del terreno, observación que naturalmente debe evitar las ilusiones ópticas y que intentara ver el relieve desde distintos ángulos. Esta observación no puede limitarse a una simple enumeración de formas; debe orientarse en función de la interpretación o interpretaciones eventuales. Para captar las principales articulaciones del paisaje, el morfólogo debe confrontarlas constantemente con todas las explicaciones posibles. Podemos también hablar de:  Procesos geomórficos.- Son todos los cambios físicos y químicos que determinan una modificación de la forma superficial de la tierra.  Agente geomórfico o acción.- Es cualquier medio natural capaz de obtener y transportar material de la tierra. Así, el agua corriente, los glaciares, el viento y los movimientos dentro de los cuerpos de aguas estancadas, incluidos olas, corrientes, mareas y tsunamis, son grandes agentes geomórficos. Sobre las formas terrestres actúan dos procesos:  Los procesos endógenos.- Trabajan desde el interior de la tierra. Ellos forman la corteza terrestre y tienen de tal forma una influencia sobre el modelado de la superficie. A ellos pertenecen la formación de montañas (ver fig. 7.1), los terremotos y el volcanismo; el estudio de estos procesos pertenece al campo de la geología.

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Max Derruau: “Geomorfología”

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

 Los procesos exógenos.- Actúan directamente en la superficie terrestre o desde el exterior de la tierra. A ellos pertenecen las influencias de la vida y del agua, hielo y viento sobre las formas terrestres. Los procesos exógenos se relacionan con la geografía física por la influencia el clima sobre estos procesos.

Fig. 7.1 Formación de una montaña (proceso endógeno) Fuente (Elaboración propia)

7.2

MODELADO DE LA SUPERFICIE TERRESTRE 2

El relieve resulta por los procesos orogénicos que levantan y deforman las rocas dejando cadenas de montañas y depresiones, por ejemplo las cordilleras Central con valles intramontanos; y por los procesos exógenos las rocas levantadas se erosionan y depositan el material erosionado en otros sitios. La manera en que se desarrollan estos procesos depende principalmente de dos factores:  Factores estructurales.  Factores climatológicos . 7.2.1 Factores estructurales Su importancia se manifiesta por:  La erosión diferencial.- Las diferentes rocas reaccionan de maneras diferentes sobre los procesos de erosión. Ciertas rocas poseen una resistencia más grande contra la erosión que otras, así las rocas más resistentes serán menos erodadas que las menos resistentes. Expresado esto en formas de relieve implica que las rocas más resistencias tendrán un relieve más alto o más abrupto, mientras que las rocas más blandas tendrán un relieve más suave y a menudo más bajo.

2

Max Derruau: “Geomorfología”

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

 Disposición de las rocas.- La disposición de las rocas dentro del paisaje determina donde se hallan las rocas mas o menos resistentes y como será la interrelación entre ellas. La disposición de las rocas depende los procesos geológicos que han trabajado sobre ellas. 7.2.2 Factores climatológicos El clima influye directamente en los procesos de erosión. El clima (temperatura, precipitación) determina la intensidad de los procesos de erosión e influye en el tipo de erosión que trabaja o predomina. 7.3

METEORIZACIÓN 3

Es el proceso de desintegración de la roca in situ – por acción de agentes a la superficie, como se puede observar en la fig. 7.2. Estos procesos son causados por medios físicos, químicos o biológicos. Se lo puede considerar como una fase inicial de denudación (denudación = meteorización + erosión), pues la mayoría de los casos la roca debe ser meteorizada antes de que actúen los otros procesos de denudación.

Fig. 7.2 Roca meteorizada in situ – Fuente (Elaboración Propia)

3

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Factores que influyen en el grado y la rapidez de la meteorización, dependen de las propiedades químicas y físicas de las rocas, el clima y la topografía.  Propiedades químicas y físicas de las rocas.- La composición mineralógica es de primera importancia. . Existe en los minerales más comunes en las rocas una secuencia relativa a sus estabilidades contra la meteorización, la tabla 7.1 indica esta estabilidad en los minerales mas conocidos. Tabla 7.1 Estabilidad contra la meteorización Mayor susceptibilidad

Minerales Oscuros Olivina Augita Horblenda Biotita

Menor susceptibilidad

Minerales Claros Plagioclasa cálcica Plagioclasa cálcico-sódico Plagioclasa sódico-cálcico Plagioclasa sódico Ortoclasa Moscovita Cuarzo

Fuente B.W. Sparks; 1960

También otras propiedades de las rocas como la textura (dimensión, forma y distribución de los granos) y estructura (diaclasas, fracturas, planos de sedimentación, esquistosidad y foliación) influyen en la rapidez de meteorización. 

El clima.- Influye sobre la meteorización y los procesos de degradación en general se muestra por excelencia en calizas. En un clima tropical húmedo una caliza será fuertemente meteorizada y formará final mente una topografía negativa, es decir, que casi toda la caliza se ha disuelto y quedan únicamente restos en forma de colinas redondeadas. Mientras que una caliza bajo condiciones áridas formará una topografía positiva escarpada. En general se dice que en regiones frías y secas la meteorización física predomina sobre la química, lo cual sería más importante en regiones templadas y climas tropicales húmedos.

 La Topografía.- La topografía provoca cambios en el clima, dando por resultado un microclima. Cuando la topografía es empinada, el transporte del material meteorizado será en general bastante rápido dejando la roca desnuda y fácilmente alcanzable para los agentes de la meteorización. De la misma manera, esta disminuirá cuando la roca en regiones planas está cubierta por una capa de material ya meteorizado. 7.4

REMOCIÓN EN MASA 4

Por remoción en masa se entiende el desplazamiento del material pendiente hacia abajo por acción de la gravedad, que actúa contra la fuerza del suelo. 4

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Los procesos de remoción en masa rápidos, son ampliamente conocidos por sus efectos espectaculares y a veces desastrosos; sin embargo, los procesos en masa lentos son igualmente importantes, pues se observa la cantidad de material transportado, ellos exceden seguramente al primer grupo, son ellos los principales responsables por el transporte de material en los interfluvios, al lado de la erosión por escorrentía difusa. Los principales factores que intervienen en la remoción en masa son:  Material.- La remoción en masa ocurre en toda clase de material. Podemos distinguir en material rocoso más o menos desintegrado hasta material suelto y fino. Es evidente que cierta clase de material es más susceptible a remoción en masa que otros. Es este aspecto son importantes las características físicas del material, como la fricción interna y la cohesión, que constituyen la fuerza del suelo.  Pendiente.- Remoción en masa ocurre en cualquier pendiente. Conocemos importantes movimientos en masa de pendientes hasta de 1º (Goosen, 1972), sin embrago, se concentrara en pendientes relativamente fuertes como simple consecuencia de su mecanismo; la gravedad. En estas pendientes el vector del peso del material paralelo a la pendiente será más grande que en pendientes suaves.  Condiciones del suelo.- Cuando consideramos a la gravedad como un principal mecanismo de remoción en masa, el agua es en varios casos un agente indispensable. Al llenarse los poros con agua la cohesión se reduce por efecto de la tensión capilar, mientras que la fricción disminuye como debido al efecto flotante (Ley de Arquímedes) que trae como resultado la disminución de la presión ínter granular. Además el agua hace aumentar el peso del material que resulta en un vector más grande a lo largo de la pendiente. El agua funciona a menudo como lubricante en el plano de deslizamiento. La humedad del suelo influye en la susceptibilidad a un deslizamiento y en ciertos casos el suelo debe estar más o menos saturado antes de que ocurra la remoción en masa. 7.4.1 Tipos de remoción en masa Una clasificación de los diferentes tipos de remoción en masa, basada en condiciones regionales y que permita clasificar el tipo de movimiento sobre criterios simples y fácilmente reconocidos en el terreno es realizada por Záruba y Mencl (1969), es la siguiente:

a) Movimientos en deposiciones superficiales

a.1.- Reptación a.2.- Deslizamiento del manto a.3.- Flujos de tierra y escombros

b) Deslizamientos en material pelítico no/o poco consolidado (arcillas, margas, lutitas, etc.)

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b.1.- Con movimiento rotacional, cuando excede la resistencia al deslizamiento. b.2.- En planos predispuestos por condiciones deposicionales. b.3.- Deslizamiento en bloques debido a que rocas blandas infrayacentes se encuentran exprimidas. c) Movimientos de roca firme

d) Tipos especiales

c.1.- En planos pre-existentes (estratificación, fallas, diaclasas) c.2.- Desprendimientos de rocas d.1.- Solifluxión d.2.- Flujos de lodo originados por desastres

a) Movimientos en deposiciones superficiales a.1 Reptación.- Es un movimiento lento hasta casi imperceptible de material de pendiente (suelo y escombros). El movimiento puede originarse que bajo ciertas condiciones un decrecimiento de cohesión y/o fricción permitiendo de tal manera el movimiento. Por ejemplo: en climas templados y fríos cuando se libera mucha agua al derretirse la nieve; pero también ocurre en regiones tropicales durante las estaciones húmedas. El movimiento no es homogéneo y dentro de la masa se distinguen varios movimientos parciales. Las características para el reconocimiento de la reptación se encuentran en las capas de torsión en la dirección movimiento, la torsión de los árboles y la destrucción lenta de construcciones. En el terreno se reconocen zonas afectadas por reptación por una superficie irregular, algo arrugada (bien visibles cuando el sol se encuentra en un ángulo bajo con pendiente) (ver fig. 7.3).

Fig. 7.3 Esquema de reptación sobre la superficie terrestre Fuente (http://web.umr.edu/~rogersda/expansive_soils) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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a.2 Deslizamiento del manto.- Entre los deslizamientos de manto se incluye el movimiento del material (suelo o escombros) sobre la roca firme en áreas extensas. Los deslizamientos de manto se pueden producir netamente más rápido que la reptación y se originan también por un decrecimiento de la cohesión y fricción del suelo; normalmente esta situación ocurre por excesiva humedad del suelo. a.3 Flujo de tierra y escombros.- Cuando el suelo en las pendientes queda saturado con agua, puede ocurrir que la fricción interna y la cohesión se reducen a cero y por lo tanto el material sólido se comporta como líquido. Esta conversión de sólido a líquido se llama licuefacción. b.- Deslizamientos en material pelítico no/o poco consolidado (arcillas, margas, lutitas, etc.) b.1.-b.2.- Deslizamientos rotacional y planar.- Es característico en estos deslizamientos que toda la masa se mueva con una misma velocidad. El movimiento ocurre a lo largo de un plano de deslizamiento. Cuando se forma un plano de cizallamiento, en un material más o menos homogéneo por la presión de la masa, este tendrá una curvatura tal que el movimiento será rotacional (ver fig. 7.4).

Fig. 7.4 Deslizamiento rotacional – Fuente (Elaboración propia)

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b.3 Deslizamientos en bloques sobre material blando y plástico.- A menudo ocurre que rocas blandas y plásticas como arcillas, margas o lutitas son exprimidas por el peso de las rocas suprayacentes en el fondo de un valle o en excavaciones. El movimiento de las rocas blandas puede ser considerado como una deformación plástica a lo largo de muchos y pequeños planos de movimiento. En la fig. 7.5 se puede apreciar este tipo de deslizamiento.

Fig. 7.5 Deslizamiento a causa de la deformación de arcillas margas – Fuente (Elaboración propia)

c.- Movimientos de roca firme c.1 En planos pre-existentes.- En este caso el plano consiste en un plano de estratificación: falla, diaclasa, clivaje, etc. El movimiento es relativamente lento hasta rápido y ocurre sobre todo cuando el plano de cizallamiento se lubrica. c.2 Desprendimientos de rocas.- Los desprendimiento de rocas ocurren en pendientes empinadas. La meteorización a lo largo de planos existentes en la roca o erosión originan el desprendimiento que se efectúa más o menos en caída libre. d.- Tipos especiales d.1 Solifluxión.- Es un tipo de especial de flujo de tierra que se restringe a las zonas donde una parte del suelo queda congelado durante todo o mayor parte del año. Los suelos congelados se descongelan únicamente en parte durante el verano, así que el UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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hielo derretido y el agua de lluvia saturan el suelo debido al subsuelo impermeable, este proceso continúa hasta que ocurra una nueva licuefacción debida a una saturación del suelo con agua, produciendo de tal forma un flujo de tierra hasta en pendientes muy suaves (ver fig. 7.6, 7.7).

Fig. 7.6 Zona donde existe solifluxión en el suelo Fig. 7.7 Apreciación de hielo en el suelo Fuente (Elaboración propia)

d.2 Flujos de lodo originados por desastres.- Los flujos de lodo se originan cuando por un desastre se libera de un momento a otro una gran cantidad de agua. El agua lleva a su paso todo el material que encuentre y se transforma en un flujo de lodo, que por su densidad más alta tendrá efectos más desastrosos. Por ejemplo. la ruptura de una presa, la quiebra de un lago. etc. 7.4.2 Factores que influyen en la remoción en masa La susceptibilidad a la remoción en masa de un suelo depende en primer lugar de sus características físicas, o de su resistencia contra la remoción en masa. Esta resistencia son la fricción interna y la cohesión, que su vez dependen de otras características del material. La resistencia contra la fuerza cortante depende: del material mineral (granulometría, empaque, mineralogía), factores relacionados con la pedogénesis (meteorización, lixiviación, estructura, cementación, incorporación de materia orgánica) y las condiciones de humedad (Según Goosen).

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7.5

CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

EROSIÓN 5

La erosión es el conjunto de procesos que degradan el relieve (corriente de agua; de red organizada o no; también el hielo, viento, acciones químicas, la simple gravedad, etc.). Por otra parte, degradar no significa necesariamente desgastar o difuminar. La erosión, al excavar, puede acentuar los desniveles. Pero al final su acción tiende a nivelarlos. Es necesaria una nueva acción erosiva para recomenzar el trabajo de excavación. Cada una de estas acciones sucesivas puede compararse a una ola; y como todas, al sucederse, recomienzan un trabajo parecido, se dice que es una acción cíclica. Se habla también de formas cíclicas, que son las atribuibles a ciclos de erosión, mientras que se habla de formas de erosión banal cuando no han llegado a la planizacion (por ejemplo un barranco). La erosión del suelo o la acelerada, también conocida como la erosión antrópica; es una erosión más fuerte que la erosión normal (la erosión geológica), en el sentido donde se produce debido a un cambio brusco de las condiciones normales. 7.5.1 Erosión antropica El hombre es un agente morfológico, excava túneles y canteras en unas partes, en otras terraplena huecos o desniveles, en particular con los vertederos de basura y escombros, alquitranando las calzadas aumentando así el coeficiente de corrimiento y modificando la potencia de crecidas. Transforma la atmósfera contaminándola y crea un nuevo clima de agresividad parecida a la del clima natural. Pero sobre todo modifica la cobertura vegetal y crea de esta forma un nuevo sistema bioclima tico: el sistema antrópico. Actúa principalmente por la transformación en tierras de cultivo o de pastoreo de los bosques y zonas arbustivas, pero también con sus rebaños que pueden destruir la vegetación de pastoreo cuando el numero de cabezas por unidad de superficie es excesivo (sobrecarga pastoral). 7.5.1.1 Principales formas de erosión antropica a.- Erosión química por contaminación atmosférica.- En las regiones industriales, la transformación de la atmósfera por los productos en suspensión ataca principalmente las piedras de los edificios. El origen de esta “enfermedad de las piedras” reside, sobre todo, en la abundancia de sulfatos. Es probable que también, aunque sea menos espectacular, tenga los mismos efectos en las rocas de las regiones industriales desprovistas de suelo.

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Max Derruau: “Geomorfología”, - Georges Viers: “Geomorfología”

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b.- Erosión por el agua.- Pueden distinguirse tres tipos de erosión debidos al agua corriente: erosión laminar (Sheet-Erosion, sin ninguna relación necesaria con el sheetFlood), erosión de arroyadas en surcos (Rill-Erosion) y erosión en barrancos (GullyErosion).  La erosión laminar.- Es el resultado de una arroyada difusa que elimina las laminas superficiales del suelo; actúa en los suelos deleznables, a menudo pobre en humus, y aun disminuye el contenido de este ultimo; el suelo se adelgaza y se hace blanquecino, como es visible en la cima de la montaña de la fig. 7.8.

Fig. 7.8 Erosión laminar en la cima de una montaña – Fuente (Elaboración propia)

 La erosión de arroyada en surcos.- Se traduce en una red de surcos paralelos, que empiezan a concentrarse con algunas anastomosaciones, como se púede observar en la fig. 7.9. También puede ser intensa durante la fusión de las nieves. En países mediterráneos, las lluvias de otoño sobre el suelo, requebrajado por las sequías de verano, son particularmente agresivas.

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

Fig. 7.9 Erosión en surcos - Fuente (Elaboración propia)

 La erosión en barrancos.- Es aun más concentrada, ya que consiste en la formación de barrancos más o menos profundos. La extensión por erosión regresiva puede ser rápida. Se combina también con corrimientos de tierra sobre los flancos de los barrancos como se puede ver en la fig 7.10.

Fig. 7.10 Erosión en barrancos – Fuente (Elaboración propia) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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c.- Erosión eólica del suelo.- La deflación solo se ejerce intensamente en las formas deleznables no protegidas por la cobertura y no retenidas por las raíces, el cultivo y, en particular el barbecho labrado tal como el procedimiento del dry-farming, conducen a condiciones que le son favorables. Los suelos más finos a menudo resisten bastante bien por que sus elementos son relativamente coherentes. Son los suelos gruesos y, sobre todo, los suelos gumíferos (ya que el humus hace al suelo compacto), que están mas expuestos al viento. La deflación se lleva los elementos más finos de estos suelos gruesos, depositando las arenas al pie de los obstáculos y formando con las partículas limosas y arcillosas tempestades de polvo. Los elementos que se quedan in situ son, evidentemente, demasiado grandes para poder ser aprovechados por las plantas, y el suelo se empobrece con este efecto selectivo de la erosión eólica (ver fig. 7.11). La arroyada sobre los suelos, que transportan también los elementos más finos, da como resultado una alimentación de las corrientes de las regiones cultivadas esencialmente a base de derrubios finos, con exclusión de los elementos capaces de formar bloques y cantos. También las crecidas actuales, fuera de las regiones montañosas, sólo depositan aluviones finos (lo que contribuye en cierta forma a contrarrestar la erosión del suelo: las crecidas fertilizan las llanuras con sus depósitos.

Fig. 7.11 Suelo expuesto a la erosión eólica – Fuente (Elaboración propia)

La erosión por el viento, se realiza en regiones sin vegetación y con mucho viento, la atmósfera contiene una gran cantidad de polvo (de tamaño limo o arena). El choque de estas partículas contra una roca dura provoca una abrasión (erosión eólica).

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El viento puede transportar partículas finas hasta partículas del tamaño arena. Más frecuentes son partículas del tamaño limo. En casos especiales las partículas pueden volar algunos miles de kilómetros para depositarse en regiones lejanos de su origen. A continuación en la tabla 7.2 podemos apreciar las velocidades necesarias para poder transportar un determinado tipo de partículas. Tabla 7.2Características de las partículas transportadas por el viento

Partículas

Diámetro (mm)

Velocidad del viento (m/seg.)

Limo Arena fina Arena mediana Arena gruesa

0,05-0,01 0,1 0,5 1

0,1-0,05 1-1,5 5-6 10-12

Velocidad del viento en (km/hora) 0,36-0,18 3,6-5,4 16,5-21,6 36-43,2

Fuente: Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”

Los depósitos eólicos más conocidos son las dunas. Existen dos tipos de dunas: Dunas transversales y dunas longitudinales. Las dunas pueden alcanzar una dimensión de unos 200m. Por las fuerzas del viento las dunas se pueden mover y hacer erosión, y al otro lado de la duna hacer deposición, por que aquí el viento pierde un poquito de su energía, y la carga de arena tiene que bajarse (ver fig. 7.12). Un otro depósito del viento se llama Loess: Es un sedimento clástico no compactado (compactado = loessita) que se compone principalmente de granos de limo (0,002mm a 0,063mm) y preponderamente de granos de diámetros entre 0,02 y 0,05mm. Componente principal es cuarzo acompañado por feldespato, calcita y mica. El teñido típico café hasta amarillo se debe a los hidratos de óxido de hierro (limonita). El loess es un producto del soplo del viento en las áreas con depósitos glaciários, que se forman después del retiro del glaciar.

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

Fig. 7.12 Depósitos Eólicos Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”)

7.5.2 Los factores de la erosión del suelo La erosión del suelo es el resultado de cinco factores: naturaleza del suelo y del subsuelo, pendiente, régimen climático, vegetación artificial y régimen de cultivo.  Naturaleza del suelo y del subsuelo.- Influye en las dimensiones de los derrubios, su grado de coherencia y la permeabilidad; las arcillas son los elementos más sensibles a la formación de torrentes y las arenas a la deflación.  Pendiente.- El optimo para los cultivos es una pendiente suficiente para que las aguas no se encharquen y para que renueven los derrubios, pero lo suficientemente débil para que la arroyada no actué con demasiada intensidad una pendiente del 1 al 5% es el óptimo para un suelo granítico en un país templado, en un suelo granítico en país tropical, la erosión del suelo se ejerce a partir de unas pendiente del 8 por 1000. La longitud de la pendiente es un factor tan importante como el declive; en una pendiente corta, los riachuelos no tienen tiempo de alcanzar una velocidad suficiente de escorrentía para arrastrar los materiales del suelo.  Régimen climático.- El régimen climático interviene con cierto numero de sus elementos: el hielo convierte el suelo en coherente, pero facilita la arroyada si el suelo aun esta helado durante la fusión de las nieves; la desecación del suelo, ligada a la evaporación, que depende del calor y la duración de los intervalos entre las lluvias, actúa directamente, facilitando la delación al disminuir la coherencia del suelo; pero la formación de costras, fenómeno relacionado con el clima, disminuye la erosión. La cantidad y repartición de las lluvias constituyen el factor climático esencial; una precipitación de 25mm en diez minutos es peligrosa; si no disminuye durante los siguientes minutos, resulta desastrosa, aun en un terreno permeable, ya que el suelo se satura y se intensifica la arroyada.

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 Vegetación artificial.- Los cultivos que deja el suelo al desnudo (patatas, cacahuates, etc.) son los mas peligrosos; por el contrario, la alfalfa, con sus hojas y raíces contribuye una protección excelente.  El sistema de cultivo.- (Y la ganadería) influye quizás tanto como la naturaleza de la planta cultivada. Un arado en el sentido de la pendiente facilita la arroyada, la practica del barbecho (chaqueo) también es de nefastas consecuencias, ya que deja el suelo desprovisto de humus; también tiene el mismo efecto el exceso de rotulación de la tierra; la sobrecarga pastoral (como actualmente esta ocurriendo en África del Sur) también facilita la erosión.

7.6

CICLO GEOMORFICO FLUVIAL

6

7.6.1 Ríos y Valles Valles son formas de relieve negativas, de tamaño y aspecto variables, ocupados por ríos permanentes o transitorios ó también es una cuenca alargada por la que generalmente se escurre un río; no obstante, hay valles de origen tectónico en regiones áridas, en los cuales no se escurre ningún río. El verdadero valle es el formado por la acción, erosiva de un río, este valle tiene la forma de una V que escurre agua cuando es joven. Cuando el río pasa a la etapa de madurez, el valle se ensancha por efecto del curso zigzageante del río, este hecho produce terrazas laterales y encajonamiento en el perfil transversal. El río viejo ha ensanchado tanto el valle que, prácticamente este ya no existe, sino que se confunde con la planicie circundante, de ahí que los ríos viejos que por la falta de declive en el curso forman innumerables meandros, que se desbordan con toda facilidad. Cuando un bloque en el que discurría un río es solevantado, aumenta su declive es ese río, y se produce su rejuvenecimiento y el río comienza a tallar un valle de paredes casi verticales hasta alcanzar lo más rápidamente posible su nivel o perfil anterior. El término utilizado como ríos jóvenes, ríos maduros y ríos viejos, se refiere en realidad a valles jóvenes, valles maduros y valles viejos. Los términos joven, maduro y viejo aplicados a los valles, no tiene ninguna relación con el tiempo, sino que denota más bien ciertas características de un valle que son expresión de su estado de desarrollo. 7.6.2 Desarrollo de un Valle Un valle toma la forma por el desarrollo de tres procesos concomitantes: el de profundización, el de ensanchamiento y el de alargamiento del valle. a) Profundización.- Se efectúa por varios procesos:

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 Acción hidráulica (es el arrastre de material suelto por el agua en movimiento)  Abrasión en el piso del valle (o corrosión = es el desprendimiento de partículas del substrato por la acción de herramienta del material transportado)  Perforación de hoyos de remolino a lo largo del piso del valle y en base a las cascadas.  Corrosión (remoción del material por disolución)  Meteorización del lecho del río más la remoción subsiguiente del material meteorizado por acción hidráulica. El ancho del valle es la distancia lineal entre los costados del valle y está expresada en términos de sección transversal de un valle. El ancho del piso del valle se puede determinar con mayor exactitud que el las partes superior y exterior de muchos costados de valles que son indefinidos, y pensamos el ancho de un valle en términos de su piso. b) Ensanchamiento.- Se produce por:  La erosión o aplanamiento por transporte de material en los lados del canal, a veces esto produce socavación y por lo tanto formación de paredes verticales.  Por escurrimiento de agua superficial hacia el valle.  Por la formación de quebradas tributarias.  Por intemperismo que contribuye al ensanche, sea directo o indirectamente. c) Alargamiento.-De un valle se produce por:  Erosión regresiva en las cabeceras.  Por ensanche de sus meandros.  Por extensión de su desembocadura que depende de un solevantamiento del suelo, o un alejamiento de la costa por la formación deltas producidos por acumulación de material por el río. 7.6.3 Nivel de Base y sus variaciones Se llama nivel de base al límite máximo de denudación al que puede alcanzar un curso de agua (limitación de la erosión vertical). Existen tres tipos de nivel de base: el final, el local y el temporal.  Nivel de base final sería el que alcance un río (en rarísimas ocasiones) hasta nivelar casi perfectamente su nacimiento con la desembocadura.  Nivel de base local sería el caso de un río tributario o un río de curso mediterráneo que eventualmente bajara hasta su desembocadura en el mar.  Nivel de base temporal sería el de un río cuyo curso termina en un nivel que no es definitivo. Los dos últimos términos son casi sinónimos.

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7.7

CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

CLASIFICACIÓN DE VALLES 7

Se han propuesto muchas clasificaciones de valles y ríos asociados cuyo resumen es el siguiente:  De acuerdo con su estado dentro del ciclo geomórfico: Juventud, Madures y Vejes.  Clasificación genética de valles: Consecuente (es aquel cuyo curso fue determinado por la pendiente inicial del terreno), subsecuente (cuyos cursos consecuentes originales se han desplazado a fajas de rocas más fácilmente erodables), insecuente (cuyo curso está definido por factores no determinables, es decir que su rumbo lo fija el azar).  Clasificación de valles según las estructuras: Esta en base a la estructura geológica que determina su desarrollo, así podemos mencionar valles: homoclinales, sinclinales (Ej. Tupiza), anticlinales, sobre falla, sobre la línea de falla (Ej. El río Choqueyapu), sobre junturas.  Valles transversales a la estructura: Son aquellos cuyos cursos atraviesan estructuras geológicas, cortándolas.  Valles de acuerdo con los efectos del cambio del nivel de base: muchos valles muestran el efecto resultante de movimientos diastróficos, así, el hundimiento de una costa o la elevación del nivel de mar da lugar a la formación de un río o valles ahogado que también se llama estuario o ría. 7.8

DISEÑO DE DRENAJE Y SU SIGNIFICACIÓN 8

El drenaje se refiere a la forma que adoptan colectivamente los ríos que surcan una determinada región, este diseño depende principalmente de la topografía de la zona, la que a su vez es función de la estructura del suelo. Los diseños de drenaje reflejan la influencia de factores tales como: declives originales, diferencia de dureza en la rocas, controles estructurales, diastrofismo reciente, y la historia goemórfica de la cuenca de drenaje. Con el patrón de drenaje se indica la configuración de un río o un sistema de drenaje como aparecerá visto desde un avión (Leopold, 1964). Los patrones de drenaje se describen en términos descriptivos. Los patrones de drenaje erosionables son:  Diseño Dredrítico, Sub-dendrítico y Sub-paralelo.- Esta caracterizado por la sub-división de tributarios en todas direcciones, formando toda clase de ángulos menores a 90º. Se desarrolla sobre rocas de resistencia uniforme e implica una falta de control estructural. Una variación de este sistema es el pinado con

7 8

Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general” Max Derruau: “Geomorfología”

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

tributarios sub-paralelos al curso principal y se unen con estos en ángulos agudos.  Diseño de Parrilla o de Trellis.- Es el formado por ríos paralelos y tributarios, también paralelos transversales a los cursos principales. Este tipo de drenaje se presenta en zonas donde por plegamiento o por homogéneas de fallas se han formado cordones de montañas paralelas. Los ríos principales corren a lo largo de dichos cordones y los tributarios bajan de las montañas hacia los valles. Ej. Se tiene este diseño en la zona sub-andina.  Diseño Rectangular.- Es aquel en el cual el río principal, y sus tributarios muestran un ángulo recto, reflejen un control ejercido por las junturas o sistemas de fallas en la roca. Una variedad de este tipo de drenaje es el diseño angular, en los que los tributarios siguen un determinado ángulo con respecto al curso troncal.  Diseño Radial.- Es aquel existente en regiones planas donde hay montañas aisladas. Entonces el agua corre en forma radial desde la montaña, aparece en las zonas volcánicas, como el Sajama.  Diseño Anular.- Se caracteriza por que los ríos principales se hallan dispuestos en forma circular y concéntrica, a los cuales desembocan en forma perpendicular pequeños ríos tributarios, que asemejan anillos concéntricos de diferentes diámetros. Sugiere la presencia de estructuras dómicas muy disectadas en etapa de madurez. Todo lo anterior mencionado puede ser resumido en la fig. 7.13.

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

Fig. 7.13 Patrones de Drenajes Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)

7.8.1 Los ríos deposicionales Se clasifican según su patrón en:  Diseño Meándrico.- Se caracteriza por presentar canales que tienen la tendencia de desarrollar curvas (ver fig. 7.14), que parecen ser proporcionales al tamaño de sus canales. Para propósitos de definición se suele recurrir a la relación entre la longitud del canal (AB) y la longitud del valle (CD), medidas entre dos puntos. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

Esta relación se conoce como sinuosidad y varía en los ríos de 1 a 4 o más. Los ríos cuya sinuosidad es de 1,5 o mayor se denominan meándricos y aquellos con sinuosidad inferior a 1,5 son sinuosos y rectos (1,0).

Fig. 7.14 Desarrollo de meandros en un río Fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”) 

Diseño Trenzado.- Es aquel cuyo lecho mayor se divide en varios canales menores que sucesivamente se bifurcan y reúnen aguas abajo (ver fig. 7.15), separados por numerosos islotes y playones llamados en conjunto barra de cause. Generalmente se hallan asociados con llanuras aluviales de curso múltiple, de regiones semiáridas y áridas.

Fig. 7.15 Desarrollo del trenzado de un río Cortesía (LH-UMSS)

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7.9

CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA

DEPOSICIONES ALUVIALES 9

Agradación es el proceso constructivo sobre la superficie terrestre por deposición, esta puede ser por el agua, aire o hielo. La deposición por corrientes de agua, se presentan cuando: el río pierde su capacidad de transporte, o cuando los tributarios llevan más material hacia la corrientes principal que su capacidad de transporte. La pérdida de poder de transporte de un río tiene varios orígenes: la disminución de la velocidad (debido el cambio de gradiente, obstáculos, diseminación del agua, pérdida de agua), y por la cesación del flujo 7.9.1 La Llanura de desborde y su morfología La llanura de desborde (Overflow Plain; Flood Plain), es una zona de terreno casi plano y bajo a ambos lados del río e inundable durante los desbordes de este (Leopold et al, 1964). Su formación se debe a los desplazamientos laterales del río (erosión) y a la sedimentación dentro del cause durante los periodos de desborde (ver fig. 7.16). Esta caracterizada por la presencia de los siguientes fenómenos.

Fig. 7.16 Llanuras de desborde en un río – Fuente (Elaboración propia) 9

Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”

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 Lechos del río  Causes abandonados.- (Ooxbow; oxboy lake) Debidos a la estrangulación de un meandro. Los causes abandonados se caracterizan por su forma semilunar y pueden presentarse como lagunas dentro de la llanura de inundación o ellos ya se llenaron con material turboso y sedimentos muy finos. Su drenaje es generalmente muy malo.  Complejos orillares.- (pointbars; meader scrolls) Barras de una forma semilunar en la parte convexa (Interior) de un meandro. Estas barras se originan debido al desplazamiento de la línea del flujo máximo hacia la parte cóncava de un meandro y una disminución de flujo en la parte convexa acompañada por una sedimentación. Las barras constan de material relativamente grueso y tendrán por consecuencia un drenaje bastante bueno.  Diques naturales.- (natural levees) Diques a ambos lados del río formados por la sedimentación del material más grueso durante los desbordes del río. Constituyen la parte más alta de la llanura de desborde y por consecuencia tienen generalmente un drenaje perfecto.  Vertederos y deltas de desplayamiento (spillway, crevasee, splay y aplillway deposits) Los vertederos son brechas en los diques naturales originados durante los desbordes del río, mientras que los deltas de desplayamiento son constituidos detrás del vertedero y forman la conexión entre el dique y los basines. En su morfología se parece mucho a los deltas de ríos. Su drenaje es imperfecto cerca a los diques hasta malo cerca de los basines.  Basines.- Son zonas más bajas entre los diques naturales y el límite del valle o las terrazas. Es la zona que después de las inundaciones queda mucho más tiempo inundada y por donde se depositan los sedimentos más finos. Debido a su posición topográfica y al material depositado allí el drenaje es malo hasta muy malo. 7.9.2 Abanicos Aluviales Cuando los ríos y quebradas, cargados de material, bajan de las montañas y llegan a la llanura, hay un fuerte cambio en el gradiente y en consecuencia pierden una gran parte de su poder de transporte. El resultado es que de una parte del material será sedimentado y se formará una acumulación de material en el lugar donde llega a la llanura. Además el agua que estaba primeramente encausada en el lecho rocoso, se despliega en una multitud de causes pequeños cuando llega a la llanura. Así la deposición del material no se concentrará en el lugar sino que se extenderá en forma de abanico desde el lugar donde el río entre en la llanura (el apex,). Esa división del agua en varios causes es además otra razón de la sedimentación. La tercera causa de sedimentación en un abanico aluvial es la pérdida de agua por infiltración en el sedimento. A veces el río puede perder toda el agua por infiltración y entonces todo el material llevado hacia abajo será sedimentado.

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Es claro que el material más grueso será el primero en depositarse, localizándose por consiguiente más cerca del apex dirigiéndose más hacia abajo se hallaran sedimentos más finos (ver fig. 7.17). El tipo de los sedimentos en un abanico dependen enteramente del material transportado por el río y por esos es posible que en el apex ya se hallen materiales relativamente finos. También sucede que en el perfil se encuentre material fino por encima del material grueso, lo cual se puede explicar por las diferentes condiciones estacionales (húmeda con material grueso y seco con material fino) o por un cambio de las condiciones erosiónales aguas arriba.

Fig. 7.17 Depósitos aluviales – Fuente (Elaboración Propia)

7.9.3 Terrazas Un rejuvenecimiento de la erosión por un movimiento negativo del nivel de base o por otra razón, producirá una incisión del río en su lecho. En este caso es posible que el río erosionara por completo su antiguo valle, pero igualmente es posible que en paisaje restos antiguos de la antigua llanura por donde corrió el río, estos restos de erosión son terrazas. Terraza es una zona plana que muestra un antiguo nivel de río. Al lado del río la terraza es limitada de otras terrazas o el actual nivel del río por una escarpa. Sobre la terraza podemos encontrar una capa de material aluvial depositado allí por el río (terraza de

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acumulación) pero también es posible encontrar que la terraza está tallada en las rocas (terrazas de erosión) (ver fig. 7.18).

Fig. 7.18 Formación de terrazas – Fuente (Elaboración Propia)

7.10

PROCESOS GEOMORFICOS ESPECIALES

7.10.1 Glaciación Es un proceso geomórfico importante en el modelado de la superficie terrestre. Un glaciar es como una masa de hielo, constituida principalmente por nieve recristalizada y compactada, que yace completamente sobre diferentes superficies del terreno y la cual se mueve actualmente o muestra evidencia de haber fluido en el pasado. Cuando tenemos espesas capas de hielo, estas actuarán en la parte inferior de la capa como un material plástico y el hielo se extenderá por los lados o correrá como un flujo lento hacia adelante. Tal flujo es denominado glaciar y se origina cuando el total de la nieve caída supera el total de la nieve derretida. El flujo se extenderá hasta el punto donde el aporte se iguala al derretimiento. Es indudable que una masa de hielo que se desplaza sobre una superficie tiene una gran fuerza de erosión, producida por abrasión y tiene la propiedad de arrancar las piedras de su lecho. La glaciología divide las glaciaciones en dos tipos partes conforme a los distintos paisajes donde ellos se producen: glaciaciones de alta montaña (ver fig. 7.23) y glaciaciones continentales (ver fig. 7.24).

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Fig.7.19 Glaciares Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Fig. 7.20 Formación del hielo glaciar Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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Fig.7.21 Esquema de los glaciares – Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)

Fig. 7.22 Esquema de la glaciación – Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)

 Glaciaciones de Alta Montaña.- Un paisaje afectado por glaciación de alta montaña o alpina, ocurre en regiones con elevaciones que varían desde los 8000 metros hasta regiones del nivel del mar como en las regiones polares, pero limitadas por la línea de nieve. En regiones de alta montaña, como la cordillera de los Andes, los glaciares fluyen sobre un sistema de valles anteriores a la glaciación que han sido modificados en sus formas y depósitos por la intensa acción erosiva y de acumulación que realizan los glaciares o lenguas glaciares, cuyo movimiento es lento y canalizado en los valles. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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Los tipos de depósitos que producen los glaciares se denominan Morrenas, que se hallan constituidos por material denominado Till. El material se caracteriza por ser una mezcla de materia de granulometría muy gruesa (clastos mayormente angulosos) hasta limosa y además no presenta estratificación en la deposición. Los materiales pueden ser depositados a los lados del glaciar formando morrenas laterales, morrenas terminales o frontales y morrenas de fondo.

Fig.7.23 Glaciación en alta montaña - Fuente (Elaboración Propia)

 Glaciación Continental.- La glaciación Continental se diferencia de glaciación de montaña por la manera de alimentación, la mecánica de su movimiento, el tamaño, espesor, gran extensión que ocupan los mastos de hielo y su ubicación que corresponde a las latitudes más altas de ambos hemisferios, como ocurre actualmente en las regiones polares (Groelandia y la Antártida). En la historia geológica conocemos varios periodos, durante las cuales las regiones muy extensas fueron cubiertas con un manto de hielo, las edades de hielo. La última edad de hielo es relativamente reciente; tuvo lugar en el pleistoceno (de 2 millones de años hasta aproximadamente 11.000 años antes de nuestro tiempo). En esta última edad de hielo se reconocen varios periodos fríos o glaciares (por lo menos 5) y otros periodos más calientes los interglaciares. En las regiones de altas montañas donde esta una temperatura promedia baja el nieve se acumula y se transforma a hielo. Por la gravitación el hielo se mueve hacia abajo. Durante este movimiento el glaciar erosiona las rocas del fondo. Estos trozos de rocas (hasta un tamaño de 10m) flotan con el hielo hacia abajo. En los sectores más bajos de las montañas, donde las temperaturas son más altas, el glaciar pierde grandes cantidades de hielo. Pero para un deshielo total se necesitan algunos años. Durante este tiempo las últimas partes del glaciar se mueven más hacia abajo. En el momento del deshielo total los clastos flotantes

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en el hielo se acumulan en un sector (porque falta el medio de transporte). Esta acumulación se llama morrena (ver fig. 7.25).

Fig. 7.24 Glaciación continental Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)

Fig. 7.25 Formación de morrena Fuente (Elaboración Propia).

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Preguntas de control: 1.- ¿Qué es geomorfología? 2.- ¿Por qué proceso se forma una montaña? 3.- ¿A que se llama erosión diferencial? 4.- ¿Qué es la remoción en masa? 5.- ¿Qué es solifluxión? 6.- ¿Explique la erosión antrópica? 7.- ¿Explique el desarrollo de un río? 8.- ¿Explique el desarrollo de un valle? 9.- ¿En que consiste el diseño rectangular en un río? 10.- ¿Qué son los abanicos aluviales? 11.- ¿Explique que son las terrazas? 12.- ¿Qué es un meandro? 13.- ¿Explique glaciación en alta montaña? 14.- ¿Explique glaciación continental? 15.- ¿Qué son las morrenas?

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Referencias Bibliografía: - Max Derruau: “Geomorfología”, Barcelona – 1978, Segunda Edición Ampliada. - Georges Viers: “Geomorfología”, Paris 1973 - Primera Edición. - Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S - Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S

Biblioteca virtual: -

http://www2.sernageomin.cl

-

Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta 1993-2004 Microsoft Corporation

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http://www.fragro.edu.uy/geologia

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http://www.sire.gov.co/websire/frm/panorama.htm

-

www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm

-

http://www.ucm.es

-

http://www.practiciencia.com.ar/ctierrayesp/tierra/superficie/endogenos/conveccion/index. html

-

http://web.umr.edu/~rogersda/expansive_soils

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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

CAPÍTULO VIII GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 8.1 INTRODUCCIÓN 1 En una época en que las ciencias de la tierra sufren una verdadera revolución, debida a la teoría de la Tectónica de placas, el estudio de las deformaciones de la corteza terrestre adquiere cada día más importancia. En efecto, se trata de una de las consecuencias más espectacular del funcionamiento de la maquina terrestre. En los millones de años de la historia geológica de la tierra se ha observado que la faz del planeta cambia constantemente. En el lugar ocupado por los antiguos mares, en los cuales durante largos espacios de tiempo se acumularon potentes masas de rocas estratificadas, más tarde, se levantaron altas montañas y se formaron gigantescos glaciares que se mueven pendiente abajo. Estos cambios son debidos a movimientos de la corteza que pueden variar desde unos centímetros hasta kilómetros y son la causa de la formación de las montañas y de las estructuras topográficas actuales. Sin embargo, la mayor parte de parte de los cambios de la superficie terrestre tuvo lugar muy despacio, durante grandes periodos de tiempos, con movimientos lentos y que dan origen a grandes mesetas y cuencas. En este capitulo presentamos algunos aspectos observables de esta deformación. Este capitulo dedicada a las deformaciones que han afectado a las rocas de la parte superior de la corteza terrestre en el curso de los tiempos geológicos. Se trata de un estudio esencialmente geológico de la deformación y por consecuencia de una obra de Geología Estructural o de Tectónica. También le conciernen a este capitulo los arreglos de las rocas sedimentarias como unidades estructurales en la corteza exterior de la tierra. 8.2 TEORÍA DE PLACAS 2 Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (Alfred Wegener), pero no fue aceptada en esa época. En los años 60 nuevas investigaciones del fondo del mar y de regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva teoría global geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas desaparecieron las teorías antiguas como de los geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra. Cuando se acepto la deriva continental a mediados de la década de los 60, esta idea progreso aun mas al considerar que la corteza de la tierra, la litosfera, podía dividirse en 1

M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre” Álvaro Fernández: “ Principios de Geología y geomorfología” – F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”

2

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un mosaico de 12 o más placas grandes rígidas. Las placas se mueven libremente con respecto a la astenósfera subyacente, y también pueden moverse una con respecto de la otra de tres maneras: (i) una placa se desliza pasando frente a la otra a lo largo de su margen;(ii) dos placas se mueven alejándose mutuamente; (iii) dos placas se mueven en tal forma que una desliza debajo de la otra. El primero de estos movimientos tiene su expresión en la superficie de la tierra por el movimiento a lo largo de las fallas transcurrentes (por ejemplo la falla de San Andrés).El segundo tipo (ver Fig. 8.1) de origen a los lomos oceánicos. El tercer tipo tiene su acción en las profundas trincheras oceánicas (ver Fig. 8.2), donde el borde de una capa se mueve hacia abajo con respecto a la otra y desaparece en el manto. Este proceso se conoce como subducción; que ocurre principalmente en la costa oeste de América del Sur: Chile, Perú, y entre las trincheras principales se tienen a la Aleutiana, Buril-Japón-Marianas, Java y partes del mar mediterráneo. Siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud. Además la placa oceánica subducida, parcialmente fundida puede generar una cadena de volcanes activos.

Ref. 1) Cuenca marina con sedimentos, 2) Corteza Oceánica

Fig. 8.1 Sección transversal generalizada a través del océano Atlántico (Dewey y Bird -1970)

Fig.8.2 Sección transversal generalizada a través del Japón (Mishairo -1970), A= Arco islas de volcanes.- fuente (F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)

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Es necesario hacer la diferencia entre lo que son placas las placas continental y oceánica, la ultima esta coronada por corteza continental, es decir los continentes “cabalgan” sobre la placa subyacente. La placa oceánica está cubierta por una delgada corteza oceánica de composición principalmente basáltica, la cual esta cubierta por un delgado revestimiento de sedimentos. En la (ver Fig. 8.3) se muestra un diagrama esquemático tridimensional entre las relaciones entre placas litosféricas. El sistema de cadenas medio oceánicas se produjo por separación de placas por debajo del fondo oceánico con su hendidura/apertura (rift) y fallas transformantes. En el lugar de convergencia de las placas el borde de una de ellas se dobla y es forzada a subduirse dentro la astenósfera donde es calentada y absorbida por las rocas del manto a gran profundidad. ZONA DE SUBDUCCION

TRINCHERA

FALLA TRANSFORMANTE

CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEANICA

ASTENOSFERA

LITOSFERA

SUBDUCCION

Fig. 8.3 Diagrama esquemático entre las relaciones entre las placas litosféricas Fuente (Álvaro Fernández: “Principios de Geología y geomorfología”)

En la Zona de Benioff, el movimiento entre la placa oceánica y las rocas continentales producen altas tensiones tectónicas. Esta actividad tectónica se descarga en temblores y terremotos en las zonas arriba de la subducción. Los geofísicos pueden medir la profundidad de la actividad sísmica: Los sismos cercanas de la costa tienen su foco en bajas profundidades y paulatinamente hacia al interior del continente la profundidad se aumenta. El término tectónica se aplica a estudios de los rasgos estructurales de la corteza terrestre y su origen. El término de Tectónica de Placas se utiliza para señalar los procesos que son responsables de los movimientos e interacciones de las placas. Cuando convergen con placas continentales y se forma una faja de montañas plegadas intercontinentales, la cual podemos llamar zona de colisión.  Sistema global de placas.- Generalmente se han determinado 6 grandes placas: la Norteamericana, Suramericana, Eurasiática, Indoaustraliana y la Pacifica (ver Fig. 8.4).

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Las placas continentales principales son América de sur, América de Norte, África, Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas oceánicas más importantes son la placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se puede observar las regiones donde actualmente existe subducción (Chile, Perú, Marianas, Aleutas y Tonga). Los lomos centrales oceánicas, donde se forma actualmente la corteza oceánica se conoce en el centro del atlántico, pacifico y indico. Los choques entre continentes más recientes son África-Europa y la India –Asia. También Europa chocó con Asia (Montañas Ural en Rusia) pero en tiempos más antiguos. Debido a su vasta extensión la placa Pacifica se supone que tiene en su porción mas occidental la capa mas antigua de la tierra. En 1970 muestras testigo de mar profundo obtenidas por el Glomer Challenger confirmaron esta hipótesis. Sedimentos tan antiguos de edades Cretácico y Jurásico superior de edades entre 125 – 150 millones de años fueron identificados en esas muestras.

Fig.8.4 Límites de las placas en la corteza de la Tierra. P= placa del pacifico, A= Placa Norteamericana, SA= Placa Suramericana, Af= Placa Africana, E= Placa Euroasiática, Aa= Placa antártica, Ph= Filipinas, Ca= Caribiana, N= Nazca, C= Cocos, Ab= Arábiga Los límites de las placas coinciden principalmente con zonas de actividad volcánica y sísmica. Los lomos oceánicos son mostrados con doble línea, las fallas transcurrentes con una sola. = Zonas de subducción. Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)

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8.2.1

Tipos de limites

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Cada placa se mueve como una unidad coherente con respecto a las otras placas (ver fig. 8.5). Aunque el interior de las placas pueda deformarse, todas las interacciones entre ellas se producen a lo largo de sus límites o bordes. De hecho, los primeros intentos para esbozar los límites de las placas se realizaron localizando los epicentros de terremotos. El trabajo posterior demostró que las placas están unidas por distintos tipos de límites, que se diferencian por el tipo de movimiento que exhiben. Esos límites, son los siguientes:  Limites divergentes (spreading).- Estos límites se presentan donde las placas se separan, lo que produce la ascensión del material del manto para crear nuevo suelo oceánico. La expansión de las placas (divergencia) se produce fundamentalmente en las dorsales oceánicas. Conforme las placas se separan, las fracturas creadas se rellenan inmediatamente con roca fundida que sube desde la astenósfera inferior. Este material caliente se enfría lentamente hasta formar roca dura, produciendo nuevas franjas de fondo oceánico. Esto ha sucedido una y otra vez a lo largo de miles de millones de años, formándose así millares de kilómetros cuadrados de nuevo fondo oceánico. Además, a lo largo de los limites divergentes, donde emergen las rocas fundidas, el suelo oceánico esta elevado. Estas dorsales se extienden por todo el mundo a lo largo de 70.000 kilómetros cruzando todas las principales cuencas oceánicas. Conforme se va formando nueva litosfera a lo largo de la dorsal oceánica, esta litosfera se aleja lentamente, aunque sin cesar, del eje de la dorsal. Por tanto, empieza a enfriarse y a contraerse, incrementando con ello su densidad. Esto explica en parte la mayor profundidad a la que se encuentra la corteza oceánica, más antigua y fría, de las cuencas oceánicas profundas. Además, el enfriamiento hace que aumente la resistencia mecánica de las rocas del manto situadas debajo de la corteza oceánica, con lo que aumenta el grosor de la placa litosférica. Dicho de otra manera, el grosor de la litosfera oceánica depende de la edad. Cuanto mas antigua (y fría) es, mayor es su grosor.  Limites convergentes.- Estos límites se presentan donde las placas se aproximan, lo que tiene como consecuencia la subducción (consumo) de la litosfera oceánica en el manto. Se define por su movimiento del sentido contrario (choque). Se trata de destrucción de corteza con deformaciones y posible orogénesis. Aunque se esta añadiendo constantemente nueva litosfera a las dorsales oceánicas, el planeta no aumenta de tamaño: el área de su superficie se mantiene constante. Para acomodar la litosfera recién creada, las placas oceánicas más antiguas vuelven al 3

F.G.H Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”

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manto a lo largo de los límites convergentes. Conforme dos placas convergen lentamente, el borde anterior de una de las placas se dobla hacia abajo, lo que permite que se deslice por debajo del otro. Las regiones donde la corteza oceánica esta siendo consumida se denominan zonas de subducción. En ellas, conforme la placa que se hunde se desplaza hacia abajo, entra en un ambiente de presión y temperatura elevadas, de manera que algunos materiales subducidos, así como cantidades más voluminosas de la astenósfera, se funden y migran hacia arriba.  Limites de falla transformante.- Estos límites se presentan donde las placas se deslizan una con respecto a la otra sin producción ni destrucción de litosfera. Estas fallas son paralelas a la dirección del movimiento de las placas y fueron descubiertas por primera vez en asociación con las dorsales oceánicas. Aunque la mayoría de las fallas transformantes está localizada a lo largo de las dorsales centro-oceánicas, unas pocas atraviesan los continentes. La falla de San Andrés, en California, tan propensa a los terremotos, es un famoso ejemplo. A lo largo de esta falla, la placa del Pacífico se mueve hacia el noroeste, más allá de la placa Norteamericana. El movimiento a lo largo de este límite no pasa desapercibido. Conforme estas placas se deslizan una al lado de la otra; la tensión se acumula en las rocas situadas en lados opuestos de la falla. A veces, las rocas se rompen, liberándose energía en forma de un gran terremoto, como el que devastó San Francisco en 1906.  Limites conservadores.- Si la corteza continental se ubica junto con la corteza oceánica sin movimientos relativos, se habla de un limite conservador (como por ejemplo entre Argentina y el océano Atlántico).  Limites cambiantes.- Aunque el área de superficie total de la tierra no cambie , el área de cada placa puede disminuir o crecer dependiendo de la distribución de los limites convergentes y divergentes. Por ejemplo, las placas Antártica y Africana están casi por completo unidas por centros de expansión y, por consiguiente, están aumentando de tamaño. Por el contrario, la placa del Pacífico está siendo subducida a lo largo de sus flancos norte y occidental y, por tato, esta disminuyendo de tamaño.

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TIPOS DE LIMITES ENTRE PLACAS

Fig. 8.5 Tipos de límites entre las placas de la corteza terrestre. Fuente (elaboración propia) 8.3 GEOSINCLINALES Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS La formación de montañas ha ocurrido en diferentes tiempos durante los pasados 3.5 billones de años de historia geológica. 8.3.1

Geosinclinales 4

Son cuencas de sedimentación de extensión regional, cuyo hundimiento relativamente rápido y prolongado se determina por el espesor de los sedimentos acumulados. Representan áreas de deposición inestables localizadas en cuencas continentales o como es más común en los propios océanos, aunque muy próximos de los bordes continentales, produciéndose el hundimiento paulatinamente y a medida que se depositan los sedimentos, pudiendo llegar a espesores que alcanzan hasta los 15000 m. En la formación de un geosinclinal se distinguen claramente tres etapas bien definidas:  Hundimiento y sedimentación  Deformación  Ascenso isostático y formación de las cadenas montañosas

4

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Es evidente de que cada etapa, sobre todo la primera implica un muy largo proceso que puede durar millones de años y cuya evolución no siempre puede ser completada.

Fig. 8.6 Ejemplo de la relación entre mares epirogénicos, geosinclinales y tectónica de placas. IA= Arco de islas. Las flechas representan la dirección del movimiento. Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)

8.3.2

Formación de montañas

La construcción de montañas se ha efectuado a intervalos durante todo el tiempo geológico. El termino orogenia se aplica a estos periodos de actividad geológica. En las fajas plegadas es posible ver las rocas en la actualidad, después de la denudación, que han sido empujadas en la forma de pliegues complejos, los cuales representan zonas de inestabilidad de la corteza, o sea que son fajas móviles. Las partes de los continentes adyacentes a ellos son relativamente estables, pero sujetas a movimientos verticales o epirogénicos. Los movimientos epirogénicos u orogénicos están relacionados con los cambios en las posiciones relativas de las placas de la litosfera; estas relaciones se pueden verse en la fig. 8.6. A continuación describiremos detalladamente cada tipo de movimiento tanto los movimientos locales u orogénicos y los movimientos generales o epirogénicos. 8.3.2.1 Movimientos Orogénicos Los movimientos orogénicos, conocidos como formadores de montañas, son los movimientos horizontales de la corteza terrestre, teniendo en cuenta que la tierra es una esfera. La orogenia genera relieves plegados (movimientos orogénicos que se manifiestan por fuerzas de compresión como se puede ver en la fig. 8.7) y fallados (movimientos orogénicos que se manifiestan por fuerzas de tensión como se muestra en la fig. 8.7). Se pueden considerar tres momentos que corresponden a tres fases de violencia de la orogenia: el plegamiento, en el que se pliegan los materiales blandos; el fallamiento, en el que se rompen los materiales duros y los pliegues; y el cabalgamiento, en el que los materiales se desplazan de su posición original. Se crean pliegues y fallas. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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Fig.8.7 Cadenas montañosas del Himalaya (figura izquierda), la falla de San Andrés-EEUU (figura derecha) – fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft-Encarta)

Afecta a regiones relativamente pequeñas aunque de manera generalizada; las grandes orogenias han afectado a todo el globo, pero se expresan puntualmente y en forma de crisis. Son movimientos relativamente rápidos. Se pueden identificar en el relieve tres grandes orogenias: caledoniana, desde el Cámbrico (590 millones de años) hasta el final del Silúrico (408 millones de años); la herciniana, desde el Devónico (408 millones de años) hasta el final del Pérmico (245 millones de años); y la alpina, desde el Triásico (245 millones de años) hasta el final del Neógeno (1,6 millones de años). Se encuentran rastros de otras orogenias, pero no tienen o apenas tienen, trascendencia morfológica. Por otra parte, estos movimientos están limitados a zonas delgadas de la corteza y tiene lugar en espacios de tiempo también limitados. Los procesos de Orogénesis o “formadores de montañas”, están condicionados a zonas de inestabilidad de la corteza, que sobre todo se sitúan en las partes marginales de los continentes. Estas zonas constituyen generalmente profundas depresiones, que a través del constante acarreo de materiales sólidos y en disolución, por los ríos y corrientes, se van llenando paulatinamente, originando de esta manera los llamados Geosinclinales 5. Los procesos de destrucción de los materiales de la corteza, o sea la denudación, traen como consecuencia que todas las corrientes de agua transporten ininterrumpidamente grandes cantidades de materiales que posteriormente son depositados en esas grandes depresiones, en la tabla 8.1 podemos apreciar el transporte de algunos rios del mundo. Si consideramos que el poder de transporte de algunos ríos es sorprendentemente grande, podremos admitir que en los geosinclinales se pueden acumular más de 10.000 metros de sedimentos. Así tenemos que la capacidad de transporte de Ríos es:

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Concavidad muy grande de la corteza terrestre en el cual se han acumulado masas enormes de sedimentos cuyo peso ha provocado el hundimiento del lecho y el acercamiento de sus paredes. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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Tabla. 8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo

Transporte Anual del Río Río de la Plata Río Missisipi Yang Tse Kiang Huang Ho

Sedimentos en m3 44.000.000 211.500.000 182.000.000 472.000.000

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”) Por consiguiente, esta cantidad grande de sedimentos acumulados en el seno del geosinclinal aumenta la presión de tal forma, que no es difícil imaginarse que semejantes masas descendentes alcancen partes profundas de la corteza y experimenten un fuerte calentamiento. A través del efecto combinado de la temperatura y presión se produce la movilización de masas rocosas que han descendido a profundidades de la corteza. El curso del desarrollo de los procesos formadores de montañas será iniciado y finalizado con la formación de magma de las capas de la litosfera y su consiguiente intrusión y/o extrusión en combinación con fenómenos de metamorfismo. 8.3.2.2 Movimientos Epirogénicos Los movimientos epirogénicos son de gran lentitud, que se notan por el avance y retroceso de las líneas costeras. Tienen sentido vertical y son también conocidos como formadores de continentes, por que levantan o hunden lentamente gran parte de los mismos. Prueba de ellos es que los Países Bajos (Holanda), sus costas descienden 10 cm. cada siglo, en algunas partes; como en el norte de Escandinava, se eleva y el sur se hunde. La presencia de fósiles de animales marinos en las rocas sedimentarias es un testimonio evidente de que las aguas del mar cubrieron en otros tiempos áreas determinadas. Si tenemos en cuenta que el 75% de las superficies continentales está formado por rocas sedimentarias, debemos admitir que en épocas anteriores los mares cubrían una gran parte de las actuales tierras emergidas. Estos movimientos son llevados a cabo por elevación y subsidencia y sus efectos en zonas orogénicas son posteriores debido a las presiones, fracturas y fallas sufridas por la corteza. Tales movimientos se producen esencialmente hacia arriba y hacia abajo. La corteza se comporta en realidad, de modo similar a un suelo enlozado sobre cimientos movedizos, produciéndose salientes y depresiones, es decir mesetas y cuencas como consecuencia de la presión diferencial que se ejerce. Estos movimientos continentales, dan lugar a la formación de mesetas y cuencas. Las mesetas, son extensas tierras altas de elevación considerable. Ejemplo: Las mesetas del El Tibet, del Colorado y del África Oriental ( ver fig. 8.8 a, 8.8 b ). UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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a)

b)

Fig. 8.8 a) formación de una Meseta, b) Meseta del África Oriental - fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft-Encarta)

Las cuencas, son regiones relativamente deprimidas de perfil aproximadamente equidimensional (ver fig.8.9). Ejemplo: la cuenca de Tsaidan en China, las cuencas de Kalahari y del Congo en el África.

Fig. 8.9 Cuenca de los Yungas (La Paz - Bolivia) – fuente (Imagen Landsat - 1989)

Las regiones que han sido fracturadas por fallas de movimiento vertical dan lugar a bloques relativamente elevados o hundidos según el sentido del fallamiento. Los bloques que han sido levantados, pueden formar pequeñas mesetas o largas alineaciones de bloques semejantes a cadenas montañosas se llaman Horts (fig.8.10 a). En cambio, los bloques que se encuentran a nivel más bajo que los circundantes originan cuencas menores u hoyas. Si estas son alargadas constituyen las llamadas “fosas tectónicas” o Graven (fig. 8.10 b).

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a) b) Fig. 8.10 a) Bloques levantados o Horts. b) Fosas tectónicas o llamadas también Graven Fuente (elaboración propia)

8.4 TRANSGRESIONES Y REGRESIONES MARINAS En los movimientos que acabamos de ver, el mar avanza unas veces sobre los continentes y retrocede otras. La estratificación producida es diferente según el fenómeno sea de una u otra forma. En las transgresiones marinas (avance del mar) los sedimentos son cada vez más extensos a medida que el agua adentra, pues cubren las anteriores, más las nuevas porciones antes al descubierto. En las regresiones marinas (retroceso del mar) los sedimentos son cada vez más reducidos en extensión, ya que las aguas, únicamente depositan materiales sobre los nuevos y menores dominios. A los movimientos que hacen variar el nivel de mar se denominan Movimientos Eustáticos. 6

8.5

ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS 7

Todas las rocas de la superficie terrestre están sujetas a la acción de la gravedad y de la presión, las masas situadas a ciertas profundidades soportan además la acción elevadas de temperaturas. Cerca de la superficie las rocas ceden principalmente por fractura, es decir son quebradizas; pero a mayores profundidades, por la acción de grandes presiones y

6

Variación general del nivel de los océanos, cuya causa principal reside en las fluctuaciones que experimenta la masa total de los glaciares. 7 Álvaro Fernández: “ Principios de Geología y geomorfología” – F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”- Marland P. Billing: “Geología Estructural” – Kart Metz: “Geología Tectónica” UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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temperaturas, adoptan una textura plástica susceptible de ocasionar plegamientos en las rocas. La Geología Estructural, es la ciencia que tiene por objeto el estudio de las estructuras de la corteza terrestre, es decir los fenómenos que originan las montañas y las depresiones, o sea las fuerzas que provocan los movimientos causantes de los plegamientos, fallas, diaclasas. Dicho en otras palabras estudia la arquitectura de la corteza terrestre. Este estudio distingue entre estructuras primarias, adquiridas en la génesis de la roca, como la estratificación y disposición de rocas ígneas, aunque no son la principal preocupación de la geología estructural, y las estructuras secundarias que se producen por una deformación posterior, siendo la tectónica y la gravedad, los principales agentes responsables de la formación de estas estructuras, dado que rigen los regímenes de esfuerzo y tensión que producen la deformación de las rocas. 8.5.1

Estructuras Primarias

 Estratificación: Los procesos de desintegración, erosión, transporte y depositación de sedimentos; conducen a la acumulación en capas o mantos constituyendo la estratificación. Capas individuales conocidas como estratos son distinguibles una de otra por diferencias en tamaño de grano, color, espesor y cohesión. También podemos definir a este proceso como planos que separan los estratos o capas de las rocas sedimentarias, originados por cambios del material granular depositado en un medio lacustre o marítimo. Estos planos han sido originalmente horizontales, habiendo cambiado generalmente de posición a lo largo de los millones de años formando Plegamientos que son producto de la génesis. Los parámetros de un estrato o capa inclinada son el Rumbo y Buzamiento (ver fig. 8.11), permite describir la orientación de un plano geológico matemáticamente:

o Rumbo: Es el ángulo medido desde el norte magnético hasta la proyección sobre el plano horizontal de la normal de la intersección del plano con el plano horizontal. (los geólogos consideran el ángulo medido desde el norte hasta la línea que forma la intersección del plano con el plano horizontal) 0° ≤ α ≤ 360° o Buzamiento: Angulo entre la normal de la intersección del plano con el plano horizontal y el mismo plano horizontal (dirección de máxima pendiente). 0° ≤ β ≤ 90° UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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Fig. 8.11 Rumbo y Buzamiento. Estratos inclinados de un afloramiento en el terreno. Se muestra el ángulo de buzamiento –Fuente (Elaboración propia)

El rumbo y el buzamiento son las dos concepciones fundamentales de la geología estructural y es el método de la geología para definir la actitud de los estratos inclinados. La información se pasa a un mapa mediante una flecha corta (flecha del buzamiento) con su extremidad en el punto de observación con un número que indica el ángulo del buzamiento verdadero. Para capas horizontales se utiliza el símbolo +, es decir, donde el buzamiento es cero. Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usa la brújula. Existen dos tipos de brújulas para tomar los datos tectónicos: o Brújula tipo Brunton.- Sirve para tomar mediciones de rumbo y de manteo, dichas mediciones son del tipo: medio círculo y americano. o Brújula tipo Freiberger.- Sirve para tomar mediciones de circulo completo (Dirección de inclinación o buzamiento). Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos: a) Circulo completo.- Es la dirección de inclinación/buzamiento (ej. 320/65), es el tipo de notación más fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la descripción de cualquier plano. - Dir = Dirección de inclinación (0° - 360°)

Dir / Buz - Buz = Angulo que va de (0° - 90°)

b) Medio circulo.- Rumbo/buzamiento dir. (ej. 50/65NW), este tipo de medición hoy casi no se usa, pero existe todavía.

Rb / Bz Di

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- Rb =Rumbo que va de (0° - 180°) - Buz = Angulo que va de (0° - 90°) - Di = Dirección / Inclinación / letras FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA

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c) Tipo americano.- N rumbo E/W; buzamiento dir. (Ej. N50E; 65NW), es el tipo de notación más usado es el tipo americano.

N Rb E; Bz Di N Rb W; Bz Di

- Rb = Rumbo que va de (0° - 90°) - Buz = Angulo que va de (0° - 90°) - Di = Dirección / Inclinación / letras

 Discordancias 8 .- Una discordancia es en general una superficie de erosión, o también de no deposición, que separa estratos o rocas mas jóvenes de rocas mas antiguas. El desarrollo de una discordancia comprende varias etapas. La primera es la formación o consolidación de la roca más antigua, seguida en la mayoría de los casos por un levantamiento local o regional con erosión subaérea y finalmente la deposición de los estratos más jóvenes. Pueden participar tanto rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. Existen dos tipos de discordancias: la angular y la erosiva. o Discordancia Angular: Es aquella integrada o conformada con rocas que no son paralelas. En la fig. 8.12 (i) Nos ilustra una discordancia de este tipo y ahí podemos ver claramente que el primer acontecimiento fue la deposición de lutitas y areniscas (a) en estratos primitivamente horizontales pero que después fueron deformados hasta alcanzar un buzamiento de 60°. Después sobreviene un proceso erosivo generalmente provocado por un curso de agua o por el mar, que rebajan la superficie del terreno hasta alcanzar la superficie XX’. En ese momento cesa el proceso erosivo y mas bien se produce la deposición discordante y sucesiva de conglomerados, areniscas y lutitas (b) horizontales y que son mas jóvenes que (a). La superficie XX’ es pues una discordancia angular. o Discordancia Erosiva: Se debe a que entre la deposición de las capas (a) y (b) de la fig. 8.12 (ii) ha habido un claro proceso erosivo de las primeras, lo que significa casi siempre emersión. En el ejemplo que nos ocupa las formaciones de ambos lados de la discordancia XX’, son aproximadamente paralelas. Según la fig. 8.12 (ii) se ve que primero hubo la deposición de las calizas (a), luego vino el proceso erosivo que rebajo un tanto la superficie hasta llegar al nivel XX’, para posteriormente sobrevenir la emersión del área adyacente, lo que hizo con que la granulometría de los sedimentos 8

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arrastrados y depositados encima aumente un poco, como areniscas primero y mas tarde lutitas (b). La superficie de separación pues entre los estratos de caliza (a) y los de areniscas y lutitas (b), o sea XX’ es una discordancia erosiva.

Fig.8.12 principales tipos de discordancias Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para Ingenieros”) 8.5.2

Estructuras secundarias

Existen dos formas en que se manifiesta la deformación de una roca: o Deformación Dúctil o deformación plástica o Deformación Frágil o quebradiza Las deformaciones tanto plástica como quebradiza de la corteza terrestre se dan por la acción de fuerzas tangenciales y normales a la superficie terrestre, dichas fuerzas tienen su origen por la deriva de las placas tectónicas. 8.5.2.1 Deformación Dúctil La principal manifestación de deformación dúctil o deformación plástica corresponde:

Fig. 8.13 Los agentes orogénicos actúan sobre las capas sedimentarias modificando su posición natural (la horizontal) - Fuente (www.cec.uchile.cl ) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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 Plegamientos.- Se llama plegamiento a la curvatura en rocas o en los estratos que las contengan (ver fig. 8.13). Al sufrir presión las rocas se pliegan o como comúnmente se diría se doblan denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue. 8.5.2.1.1

PLIEGUES

9

Dentro de la corteza terrestre y debido a las condiciones especiales de presión y temperatura, los estratos se comportan casi de un modo plástico, de manera que al sufrir los efectos de las fuerzas deformantes dan lugar a la formación de los pliegues o flexuras de las rocas, que son una especie de ondulaciones u olas de las rocas de la tierra y que alcanzan su mayor desarrollo en formaciones estratificadas tales como las rocas sedimentarias principalmente y en menor grado en las rocas volcánicas y sus equivalentes metamórficos. La extensión de los pliegues puede variar desde unos centímetros (micropliegues), pasando por centenares o miles de metros hasta de varios kilómetros (macropliegues). 8.5.2.1.1.1 Partes de un pliegue Las principales partes de un pliegue pueden apreciarse en la fig. 8.14 y las cuales se desarrollan a continuación. El plano axial o superficie axial: es el plano o superficie que divide el pliegue tan simétricamente como sea posible. Ya que de acuerdo con su posición puede ser vertical, inclinado u horizontal. El eje de un pliegue: es la intersección de la superficie de la superficie axial con cualquier estrato. Dicha intersección en planta es una línea y en perfil un punto. Los limbos o flancos: son los costados de un pliegue, tanto sea de un anticlinal o de un sinclinal. Todo flanco es compartido al mismo tiempo por un anticlinal y un sinclinal sucesivos. La cresta: es el punto más alto en un anticlinal. El seno: es el punto mas bajo de un sinclinal. La bisagra: es la línea a lo largo de una capa o estrato en particular donde la curvatura es máxima (esta línea tiene rumbo y buzamiento). El núcleo: es la parte interna del pliegue. La envoltura: es la parte más externa del pliegue.

9

F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros” - Marland P. Billing: “Geología Estructural”- German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros” UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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La actitud: de un pliegue describe la inclinación de su superficie axial la cual puede ser vertical, inclinada o recumbente.

Fig. 8.14 Partes de un pliegue; Antiforma y sinforma de plegamiento vertical abierto, los grados de agudeza y la bisagra de un plegamiento. – fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas)

8.5.2.1.1.2 Nomenclatura de pliegues Durante los últimos años, se ha desarrollado una terminología bastante completa para describir el aspecto geométrico de los pliegues. Muchos de los términos se refieren a la apariencia de los pliegues en secciones transversales verticales, perpendiculares al rumbo de los planos axiales de los mismos. Otros términos se refieren a la posición de los ejes. En primer lugar, puede considerarse la nomenclatura basada en la apariencia de los pliegues en secciones transversales.  Anticlinal.- Es un pliegue arqueado cuyos limbos o flancos se inclinan separándose unos de otros (ver fig. 8.15 (i)). Las rocas que forman su parte central o núcleo son más antiguas que los estratos exteriores. Esto es correcto siempre que la historia estructural no haya sido excepcionalmente compleja.  Sinclinal.- Es un pliegue en el cual los flancos se inclinan mutuamente entre si (ver fig. 8.15 (ii)). Los estratos que forman el núcleo del pliegue son más jóvenes que los que están debajo.  Monoclinal.- Este término se aplica a una flexura que tiene dos limbos inclinados suavemente y paralelos con una parte media mas inclinada entre ellos (ver fig. 8.16). Estos monoclinales se desarrollan algunas veces en rocas sedimentarias que cubren a un basamento rígido el cual ha estado sujeto a un fallamiento. Es necesario determinar primero la edad antes de nombrar el pliegue, si las edades relativas del núcleo y su envoltura de rocas no son conocidas se utilizan los términos antiforma y sinforma.

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Fig.8.15 Nomenclatura de los diferentes tipos de pliegues (Anticlinal y Sinclinal) Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para ingenieros”)

Fig. 8.16 Monoclinal en el Hog’s – Back, (1) Capas del Terciario, (2) Greda, (3) Greensand Superior, (4)Gault, (5,6)Greensand Inferior. Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)

Otro grupo de términos se refiere a la posición del plano axial (ver fig. 8.17). Un pliegue simétrico; es aquel que tiene el plano axial esencialmente vertical y los flancos poseen el mismo ángulo de inclinación, pero en direcciones opuestas. En un pliegue asimétrico; el plano axial es inclinado y los dos limbos se inclinan en direcciones opuestas, pero con ángulos diferentes. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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En el pliegue volcado o sobrepliegue; el plano axial es inclinado y ambos limbos se inclinan en la misma dirección, generalmente con ángulos diferentes. Un pliegue recumbente; es aquel cuyo plano axial es esencialmente horizontal. Un pliegue isoclinal; es aquel cuyos limbos se inclinan con el mismo ángulo en la misma dirección. Un pliegue en abanico; es aquel en el cual ambos limbos están volcados. Un anticlinorio es un gran anticlinal compuesto por muchos pliegues menores, y un sinclinorio es un gran sinclinal compuesto por muchos pliegues pequeños.

i) Algunas variedades de pliegues, PA= plano axial. A. pliegues simétricos, B. pliegues asimétricos, C. Pliegues volcados, D. Pliegues recumbentes.

ii) Pliegues isoclinales, A. pliegues isoclinales verticales, B. inclinados, C. recumbentes

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iii) A. pliegue cabrio, B. pliegue en abanico, C. monoclinal, D. Terraza estructural Fig. 8.17 Nomenclatura de los pliegues de acuerdo a la ubicación del plano axial Fuente (Marland P. Billing: “Geología Estructural”)  Grupos de pliegues.- La resistencia relativa de los estratos durante el plegamiento se refleja por las relaciones que existen entre los pliegues. Se llaman pliegues armónicos, puesto que los estratos adyacentes han sido deformados en armonía. Los pliegues disarmónicos se presentan donde las capas adyacentes tienen diferentes longitudes de onda siendo nombrados pliegues parásitos los mas pequeños, como puede verse en la fig. 8.18.

Fig. 8.18 Pliegues parásitos dentro de un pliegue más grande. Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)  Estructuras menores.- La deformación de los estratos van acompañados por otras estructuras menores las cuales son: o Crucero de fracturas: Tiene un origen mecánico y consiste de fracturas paralelas en una roca deformada. Esto se observa en una capa débil entre dos capas de roca competente. o Fracturas por tensión: Son formadas durante la deformación de material quebradizo y pueden estar relacionadas a esfuerzos cortantes entre los estratos. (ver fig. 8.19(i)) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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o Boudinage (Varillas o salchichas): Es la rotura o fraccionamiento de una capa competente entre dos capas débiles, por ejemplo una capa de arenisca entre capas de lutita. (ver fig. 8.19(ii)) o Estrías: Son huellas en las capas débiles debido al movimiento tangencial. Cuchillada de Tensión

(a)

Bisagra (b)

(c)

i)

ii)

Fig. 8.19 Estructuras menores. i) Crucero de fractura en lutita plegada que se encuentra entre capas más fuertes, con detalle de la relación entre cuchilladas de tensión. ii) (a) Tensión dentro de una capa competente,(b) Estructuras en salchicha, (c) Lineaciones desarrolladas en una superficie de estratificación.- fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)

8.5.2.2 Deformación Frágil Corresponde a los distintos tipos de fallas y las combinaciones existentes entre estas, las cuales ocurren en materiales frágiles, como la única forma de liberar stress al cual se puede ver sometida. Las rocas están sujetas a grandes tensiones cerca de la superficie, estas hacen que las rocas se fracturen produciendo así discontinuidades o diaclasas y fallas. 8.5.2.2.1

DIACLASAS O JUNTAS

Las diaclasas se desarrollan en toda clase de matriz rocosa y casi en todos los afloramientos; el origen principal es el alivio de esfuerzos in-situ. Usualmente ocurren en juegos de diferente dirección (paralelas, poligonales) que dividen la roca en bloques irregulares. La combinación de los juegos de diaclasas conoce como sistema de diaclasas. En las rocas sedimentarias las diaclasas mas antiguas, han producido cuando los estratos estaban enterrados y comprimidos por el peso de las capas suprayacentes. Los últimos juegos se producen cuando la erosión expone los estratos a superficie. Las diaclasas tienen longitudes que varían de pocos centímetros a metros y pueden o no tener un diseño angular. Sin embargo observaciones detalladas pueden revelar una tendencia que sigue ciertas orientaciones preferenciales, como se ilustra en la fig. 8.20.

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Fig. 8.20 Sistema de diaclasas ortogonales, formadas en el Eoceno (Escocia). Aunque la mayoría de las diaclasas son planas, algunas también pueden ser curvadas. Su posición se determina igual que en el caso de los estratos, midiendo su rumbo y buzamiento y pueden ser verticales, horizontales o inclinados, de acuerdo a una clasificación netamente geométrica.  Diaclasas por encogimiento en sedimentos jóvenes.- Se desarrollan por el secado o la congelación y el encogimiento resultante de los depósitos sedimentarios.  Diaclasas en sedimentos plegados en rocas sedimentarias.- Se desarrollan por grandes solicitaciones que originan los plegamientos.  Diaclasas en las rocas ígneas.- Denominadas también diaclasas de contracción se desarrollan a medida que una masa se enfría o se contrae. Durante este proceso de enfriamiento se desarrollan sistemas de diaclasas: líneas de flujo, diaclasas cruzadas, diaclasas longitudinales, diaclasas horizontales.  Diaclasas cerca de las fallas.- Es un objetivo de observación, comprobar que cerca de las fallas visibles, las rocas son atravesadas por diaclasas paralelas a las de la superficie de la falla.

i)

ii)

Fig. 8.21 i) Agrietamiento de un estrato plegado t= juntas de tensión, r= juntas al rumbo, e= Juntas al rumbo, o= juntas oblicuas, las flechas grandes muestran la dirección del esfuerzo compresivo. ii) Los patrones de juntas dentro de los cuerpos plutonicos, fl= líneas de flujo, Q, S, L= series de juntas UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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8.5.2.2.2

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FALLAS

Las fallas son las discontinuidades más significativas por la extensión y el volumen de la corteza terrestre que es afectado. Algunas fallas tienen solo pocos centímetros de largo y su desplazamiento total se mide en fracciones de centímetro; en cambio hay otras que tienen centenares de kilómetros y cuyo desplazamiento también se mide en kilómetros o decenas de kilómetros. El rumbo y el buzamiento se mide de la misma manera que para los estratos y diaclasas. Algo que es muy importante tomar en cuenta, es que las fallas pueden producir discontinuidad de las estructuras y repetición u omisión de estratos, que muchas veces dificultan enormemente y hasta hacen imposible la interpretación correcta de una determinada secuencia sedimentaria. 8.5.2.2.2.1 Elementos de una falla Los elementos de una falla (ver fig. 8.22) son: el plano de falla, labios de falla y salto de falla. Los cuales serán detallados a continuación:  Plano de falla.- El plano de falla es la superficie de ruptura y desplazamiento, es decir, la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, sea horizontal, vertical u oblicua. Es el que nos permite realizar el respectivo análisis y descripción de una falla. Si las fracturas son frágiles (competentes), por efecto de la abrasión presentan unas superficies lisas y pulidas denominadas espejo de falla, que ocasionalmente muestran estrías indicativas de la dirección hacia donde se produjo el desplazamiento de los bloques. La identificación de este es por medio de la medición de su rumbo y buzamiento.

 Labios de falla.- Los 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 y labio elevado, dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la horizontal relativa.

 Salto de falla.- El salto de falla es el espacio o distancia vertical existente 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.

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Fig. 8.22 Elementos de una falla (Falla de San Andrés) Fuente (elaboración propia) 8.5.2.2.2.2 Clasificación de fallas Una vez identificado el plano de falla, la forma de clasificarlo es por medio del desplazamiento relativo entre los dos bloques unidos por este plano. Entre las formas más comunes de falla tenemos: 

Falla Normal.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal vertical ha sido mayor que los esfuerzos horizontales (ver fig. 8.23). Este tipo de fallas, son llamadas también de gravedad, se producen por esfuerzos de tensión. El resultado es un estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse el labio hundido por efecto de la fuerza de la gravedad (buzamiento del plano de falla hacia el labio hundido).

Fig. 8.23 Falla Normal – fuente (Elaboración propia)  Falla Inversa.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal horizontal ha sido mayor que el esfuerzo vertical (ver fig. 8.24). Son fallas que se producen por esfuerzos de compresión. El resultado es un acortamiento de los materiales por buzamiento del plano de falla hacia el labio elevado.

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Fig. 8.24 Falla Inversa – fuente (Elaboración propia)  Falla lateral o de desgarre (falla con deslizamiento al rumbo).- Son aquellas a lo largo de las cuales el desplazamiento es principalmente paralelo al rumbo de la falla (ver fig. 8.25), la mayoría de ellas son empinadas y rectas; es característica la trituración de las rocas en su vecindad. Se presenta cuando solo hay desplazamiento en sentido horizontal.

Fig. 8.25 Falla lateral o de desgarre – fuente (Elaboración propia)  Falla casi horizontal o cabalgamiento.- Este tipo de falla son producidas exclusivamente por compresión horizontal y caracterizadas por grandes desplazamientos (ver fig. 8.26). Son superficies de gran extensión con una pequeña inclinación sobre el cual se han movido grandes masas de roca por distancias considerables.

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Fig. 8.26 Desarrollo de una cabalgadura con estructura imbricada. R = rampa

A continuación se ilustra en la fig. 8.27, un resumen de las principales clases de fallas mencionadas anteriormente:

Fig. 8.27 Procedimiento de la formación de una falla

Una discontinuidad, falla o diaclasa esta caracterizada por los siguientes parámetros:

 Orientación.- Dado por el Rumbo y buzamiento.  Separación.- Que es la distancia normal entre diaclasas de la misma familia (ver tabla 8.2).

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Tabla 8.2 Separación Descripción Extremadamente juntas Muy juntas Juntas Regular Grande Muy grande Extremadamente grande

Separación Menos de 20 mm 20-60 mm 60-200 mm 200-600 mm 600-2000 mm 2000- 6000 mm Mas de 6000 mm

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)  Persistencia.- Describe la longitud de los trazos de las discontinuidades observadas en un afloramiento rocoso (ver tabla 8.3).

Tabla 8.3 Persistencia Descripción Muy débil Débil Regular Fuerte Muy fuerte

Persistencia Menos de 1 m 1-3 m 3-10 m 10-20 m Mas de 20 m

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)  Rugosidad.- Esta caracterizada por las ondulaciones a gran escala que define el ángulo de incidencia respecto al plano medio de la discontinuidad, responsable del fenómeno de dilatancía, y por las asperezas o irregularidades de la superficie.  Relleno.- Es la naturaleza del material.  Abertura.- Distancia entre las dos paredes de una discontinuidad (ver tabla 8.4). . Tabla 8.4 Abertura Descripción Cerrada Parcialmente cerrada Abierta Muy abierta Extremadamente abierta

Abertura Menos de 0.1 mm 0.1-0.5 mm 0.5-2.5 mm 2.5-10 mm 10-100 mm

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)

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 Grado de alteración.- Es el ablandamiento de las paredes de la roca. Existen dos tipos de alteración: alteración por desintegración mecánica y alteración química (decoloración, desestabilización de minerales, formación de minerales arcillosos, etc.) 8.6 TRANSCENDENCIA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS (FALLAS Y PLIEGUES ) EN INGENIERÍA 10 Las fallas en masa rocosas ocasionan algunos trastornos que se traducen en la discontinuidad de estructuras y en la omisión o repetición de algunos estratos. El problema es como ya se ha anticipado, que muchas veces es difícil localizar una falla en la superficie y solo se la ubica cuando la construcción de determinada obra como ser un edificio, represa, puente, etc. Se encuentra avanzada o concluida, trayendo como consecuencia un incremento considerable en los costos que no estaban previstos, como ocurrió con la autopista La Paz – El Alto y con la carretera de penetración al Chapare. Las fallas pueden permanecer ocultas hasta profundidades considerables y si el piso de la excavación de la fundación apareciera recortado por fallitas que contengan roca milonitizada (en polvo o en brecha), lo más conveniente por razones técnico-económicos es abandonar el emplazamiento buscando otro mas adecuado si esto es posible. Una vez localizada una falla es de vital importancia determinar si la misma es activa (Son aquellas en las que se tiene evidencia de desplazamiento durante época histórica, ejmp. La falla de San Andrés) o inactiva (Llamadas pasivas, son las rupturas de las que no hay recuerdo de movimiento alguno). De entre los productos básicos del fallamiento, la harina milonitica o polvo de roca es el que mas problemas ocasiona en obras de cimentación, pues siendo impermeable, impide la circulación de agua desde un lado a otro de la falla. Que pueden ser desastrosas sobre todo en los túneles. De los diversos tipos de plegamientos, resulta que los sinclinales son los que mayor trascendencia tienen en obras de ingeniería. Los túneles que pasan a través de una estructura sinclinal confrontan serios problemas de filtración de aguas, en cuyo caso es conveniente si las condiciones imperantes y el cronograma de trabajo lo permite, elevar el nivel del túnel para situarlo lo mas próximo posible a la culminación del anticlinal.

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Preguntas de control: 1.- ¿Explique brevemente lo que es la Teoría de placas? 2.- ¿Mencione el sistema global de placas? 3.- ¿Cuáles son los principales tipos de límites entre placas tectónicas? 4.- ¿Qué son los Geosinclinales? 5.- ¿Qué son los movimientos Orogénicos? 6.- ¿Qué son los movimientos Epirogénicos? 7.- ¿Qué se entiende por transgresión y regresión marina? 8.- ¿Qué estudia la Geología Estructural? 9.- ¿En que consiste la estratificación? 10.- ¿Definir lo que es Rumbo y Buzamiento? 11.- ¿Qué es un pliegue y de que partes esta constituido? 12.- ¿Indicar la nomenclatura de los pliegues? 13.- ¿Qué son las diaclasas? 14.- ¿Qué son las fallas? 15.- ¿Cómo se clasifican las fallas? 16.- ¿Mencionar los principales parámetros de caracterización de una discontinuidad?

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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

Referencias bibliográficas: -

M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre”, Paris – 1976

-

Julio E. Torrez Navarro: “Apuntes de Geología General”, FCyT (Ing. Civil) - UMSS

-

F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México – 2001,octava edición

-

German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”,Santa Cruz – Bolivia ( 1996 )

-

Marland P. Billing: “Geología Estructural”

-

Álvaro Fernández: “Principios de Geología y geomorfología”, CLAS - UMSS.

-

Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de mecánica de rocas ”, FCyT (Ing. Civil) - UMSS

Biblioteca virtual: - www.cec.uchile.cl/.../ auxiliar/estructural - www.uam.es/.../GEORED/ Mapas-2/pliegues2.htm - www.ecologia.unex.es/.../ alburqzonas/alburqz22.html - www.astromia.com/ tierraluna/plegamientos.htm - www.iespana.es/.../ geol_geodinint_tectonica3.htm - www.netcom.es/danibece - www.club.telepolis.com/geografo/geomorfologia/tectonica.htm - www.monografias.com/trabajos/geologia/geologia.shtml - www.geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Tectonica/Tectonica.htm - www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/Geoestructural/gestr04a.htm - www.plataforma.uchile.cl/fg/semestre2/_2002/tierra/modulo2 - www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral - www.arrakis.es/~balea/mg.htm

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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA

CAPÍTULO IX GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA 9.1 GEOFÍSICA

1

La geofísica es la aplicación de los principios de la física al estudio de la tierra. Con los métodos geofísicos se puede investigar zonas sin acceso para el ser humano, aprovechando las propiedades físicas de las rocas, que pueden dar informaciones indirectas, es decir nunca sale una muestra de una roca; los resultados de las investigaciones son hojas de datos (números) que esperan una interpretación. Puede decirse que a partir de los fenómenos físicos naturales o provocados, trata de reconocer la distribución de los materiales en el subsuelo y sus propiedades. Los geofísicos examinan los fenómenos naturales y sus relaciones en el interior terrestre; entre ellos se encuentran el campo magnético terrestre, los flujos de calor, la propagación de ondas sísmicas y la fuerza de la gravedad. La geofísica se divide en: Geofísica Pura, cuya finalidad es deducir las propiedades físicas de la tierra y la constitución interna de esta, a partir de ciertos parámetros como el campo geomagnético, la fuerza de la gravedad terrestre, la propagación de las ondas sísmicas, etc.; y la Geofísica Aplicada, prospección o exploración, que investiga rasgos o estructuras concretas relativamente pequeñas y poco profundas que existen dentro de la corteza terrestre, con la esperanza de que alberguen depósitos explotables (yacimientos de hidrocarburos, depósitos minerales, etc.). Los métodos geofísicos de investigación utilizados son: a) b) c) d)

Gravimetría (fenómeno natural) Magnetometría (fenómeno natural) Geoelectricidad (Sondeo ElectricoVertical(SEV)- fenómeno inducido) Sismología (terremotos - fenómeno natural, refracción y reflexión fenómeno inducido)

9.2 GRAVIMETRÍA El principal objetivo de la gravimetría es el obtener información asociada a las diferentes densidades de las rocas que componen la corteza. Si se complementa con el conocimiento geológico de la zona, puede determinarse inequívocamente el tipo de roca La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. La gravedad es la fuerza atractiva ejercida por la masa terrestre. El gradiente del potencial gravitatorio —la fuerza de la gravedad— es perpendicular a la superficie de la Tierra, por tanto la fuerza es vertical. Los gravímetros son balanzas muy sensibles usadas para

1

F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”

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realizar medidas relativas de gravedad. Las diferencias medidas, provocadas por variaciones en la densidad de la Tierra, se llaman anomalías de Bouguer. Aprovechando las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la aceleración de un objeto (m/s2) qué esta cayendo a la superficie. La gravitación normal (promedia) en la tierra es 9,80665 m/s2. La aceleración de la gravedad g se debe a la aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza centrífuga causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al eje de rotación de la tierra y hacia afuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es igual al producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g. Por consiguiente la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre tiene numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa unitaria en el mismo lugar. La unidad de la aceleración es 1cm/s2 = 1 Gal (según Galilei) y 0,001cm/s2 = 1mgal = 10gu (unidades de gravedad). La gravedad terrestre varía entre los estrechos límites de 9,78049 y 9,83221 gales desde el ecuador hasta los polos. Las mayores anomalías de gravedad en la superficie son producidas por estructuras ocultas tales como domos salinos, estructuras petrolíferas, yacimientos minerales, estratos geológicos, etc. Los instrumentos utilizados en la medición de la gravedad son denominados GRAVÍMETROS (ver fig.9.1), que es un equipo que puede medir diferencias muy finas en la gravedad. Una balanza es un "gravímetro" porque mide el peso de un objeto. Peso significa la potencia que aplica la aceleración a un objeto. En un sector con mayor gravedad la balanza marca un valor elevado, porque el objeto sufre una mayor fuerza para caerse al suelo.

Fig.9.1 Gravímetro de Hartley, es una balanza muy sensible con un peso definido que sufre las diferencias de la gravedad. – fuente (elaboración propia)

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(m = masa)

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El gravímetro de HARTLEY se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo micrométrico. En el giro del tornillo micrométrico se lee en un dial la medida de la desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia.

9.3 MAGNETOMETRÍA El principal objetivo de la magnetometria, es obtener información asociada a formaciones geológicas por intermedio de las características magnéticas de las rocas. La tierra genera un campo magnético (ver fig. 9.2) y puede definirse como un gigantesco imán irregular. Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (imán de barra) situado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio norte cerca del polo norte geográfico se ubica un polo Sur Magnético; y en el hemisferio sur cerca del polo sur geográfico se ubica un polo Norte Magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo norte geográfico como Polo Norte Magnético y el polo magnético situado cerca del polo sur geográfico Polo el Sur Magnético.

a) a)

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b)

a)

Fig.9.2 a) Campo magnético de la tierra con los principales ejes geográfico, como magnético y polos magnéticos b) Diagramas de los vectores del campo magnético terrestre para el Hemisferio Norte: X = Componente Norte; Y = Componente Este; Z = Componente vertical; H = Intensidad horizontal; T = Intensidad total; D = Declinación; I = Inclinación - fuente (elaboración propia) El campo geomagnético terrestre no es constante en ningún punto de la superficie, sino que sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma. Desde el punto de la geofísica las más importantes de estas variaciones son la variación diurna y las tormentas magnéticas, estas variaciones deben ser eliminadas de las observaciones magnéticas de campo. Si una pequeña brújula magnética (o brújula) se suspende por su centro de gravedad en un punto P, en el campo magnético terrestre, de modo que pueda oscilar libremente en todas las direcciones, si no sufre perturbación alguna permanecerá en una posición definida. Excepto a largo de una línea particular no yace exactamente en una verdadera dirección Norte-Sur, sino que apuntará hacia el polo magnético terrestre, el cual se encuentra a muchos kilómetros de distancia del polo geográfico; en lugar de hallarse a nivel está inclinada con respecto a la horizontal. La dirección horizontal de la aguja mientras se halla en reposo suspendida del punto P, se llama meridiano magnético en P, y el ángulo horizontal entre el meridiano magnético y el meridiano geográfico en P es la declinación magnética en este punto, y la posición ocupada por la aguja inclinada se llama inclinación magnética, o simplemente inclinación en P. La fuerza ejercida por el campo magnético terrestre sobre un polo unidad es la intensidad total (T) (ver fig. 9.2 b)), del magnetismo terrestre sobre un punto cualquiera dado (P). Actúa en la dirección definida por declinación e inclinación. En el plano vertical del meridiano magnético que pasa por el punto, P, se puede resolver T, en dos componentes verticales entre sí, que son la intensidad vertical, Z, y la intensidad horizontal, H; y a su vez H se puede también resolver en sus dos componentes geográficas Norte-Sur y Este-Oeste, conocidas respectivamente por X e Y. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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En la medición de la intensidad del magnetismo terrestre se emplea la unidad llamada gauss. El gauss se define como la intensidad de un campo magnético que actúa sobre la masa magnética con la fuerza de una DINA. La unidad de masa magnética (o unidad de polo magnético) es la masa magnética de un polo que colocada a una distancia de un centímetro la atrae o la rechaza con una fuerza igual a una DINA. En la prospección magnetométrica ordinaria la unidad de medida es la gamma,‫ ﻻ‬, la cual es 1/100000 de un gauss. El rango de variación de la magnetometría es aproximadamente 0,30000 a 0,65000 G (Gauss, o Oersted). El campo magnético de la tierra y de los cuerpos geológicos está definido únicamente por la magnitud y dirección del vector de intensidad total. En la práctica, es preferible resolver el campo en sus componentes que, en la dirección del vector, son la intensidad horizontal y la intensidad vertical. En cada estación se comparan las intensidades teóricas con las intensidades observadas. La diferencia entre las intensidades teóricas y observadas, es la anomalía magnética. Las anomalías se representan en mapas y las curvas (líneas isonomálicas) muestran las condiciones magnéticas, también se trazan perfiles magnéticos para representar los valores magnéticos. 9.3.1

Instrumentos

Existen varios métodos de medición y varios tipos de magnetómetros, con que se puede medir una componente del campo magnético. Los magnetómetros, que se basan en principios mecánicos, entre otros son:  La brújula de inclinación, que consiste en una aguja imantada montada sobre un eje horizontal. Se mantiene suspendido con la mano oscilando en el meridiano magnético, y se lee el ángulo de inclinación.  La superbrújula de Hotchkiss, se destina para hacer mediciones de la intensidad total.  El variómetro del tipo Schmidt, (útil para la prospección minera), mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético con una exactitud de 1g.  El 'flux-gate-magnetometer' se basa en el principio de la inducción electromagnética y en la saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético.

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 El magnetómetro nuclear se basa en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear y mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos.  El magnetómetro con célula de absorción se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este instrumento mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma. 9.3.2

Aplicación

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo, aplicable en la prospección petrolífera, exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.  En la prospección petrolífera da información acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos datos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que pueden contener reservas de petróleo.  En la exploración minera se aplica en la búsqueda directa de minerales magnéticos y minerales no magnéticos asociados con los minerales.  Se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea, los diques ígneos o de fallas, forman en algunas localidades presas subterráneas.  En un levantamiento magnético en un basalto que se estaba extrayendo para fines de construcción, permitió distinguir las zonas de donde el basalto subyacente era de buena calidad, de las zonas donde era de peor clase.  La localización de líneas de tubos enterrados y otras instalaciones metálicas afectadas por el magnetismo, es una aplicación bien definida a la práctica de la ingeniería civil. 9.4 GEOELECTRICIDAD

2

En los métodos eléctricos, con la ayuda de una fuente de poder se aplica una corriente eléctrica al suelo por medio de electrodos; su principio se basa en que las variaciones de la conductividad del subsuelo alteran el flujo de corriente en el interior de la tierra, lo que ocasiona una variación de la distribución del potencial eléctrico. El mayor o menor grado de las anomalías del potencial eléctrico en la superficie del terreno depende del tamaño, forma, localización y resistividad eléctrica de los cuerpos del subsuelo.

2

Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca : “ Geología Aplicada a la ingeniería Civil”

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9.4.1

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Geoeléctrica 3

Las propiedades de los materiales terrestres, consolidados y no consolidados, son muy variables. En términos generales, las rocas, con excepción de los filones metálicos, tienen una capacidad de conducción de la electricidad que es proporcional, al volumen, al tamaño, a la continuidad de los espacios vacíos y de los fluidos que ocupan a estos. Los diversos tipos de materiales no consolidados difieren significativamente en sus espacios vacíos y en su contenido de fluidos; y las rocas consolidadas, como por ejemplo, la arenisca y el granito, también, difieren por su porosidad y por su contenido de fluidos. Estas diferencias afectan a la conductividad y a la resistencia que a ella se contrapone. Los contrastes entre los materiales consolidados y no consolidados suelen ser de mayor grado que los que existen dentro de los sulfuros, dan lugar espontáneamente a corrientes eléctricas de las capas profundas de materiales no consolidados tengan generalmente éxito. Aunque algunas masas de roca, como los yacimientos de sulfuros, dan lugar espontáneamente a corrientes eléctricas, la mayor parte de las exploraciones eléctricas para fines de ingeniería, requieren electrificación artificial del terreno. 9.4.2

Método geoeléctrico de resistencia

El método aplica las propiedades eléctricas de las rocas y minerales que las constituyen, siendo la conductividad (inversa de la resistividad) una de las propiedades. El comportamiento físico de las rocas depende de las propiedades y modo de agregación de los minerales, de la forma, volumen y relleno (generalmente agua o aire) de los poros.  Resistividad.- Si se aplica a un trozo de roca de sección transversal s y largo l, una tensión V, fluye a través de la misma una corriente de intensidad Ι. . La resistividad de acuerdo a la Ley de ohm es:

ρ=

V *s Volts * m 2 = = (ohm * m) = Ω • m I * l Amperes * m

Donde ρ = resistividad (ohm*m) La resistividad es una medida de la dificultad que la corriente eléctrica encuentra a su paso en un material determinado; pero también podría haberse considerado la facilidad de paso. Resulta así el concepto de conductividad, que expresado numéricamente será el inverso de la resistividad.

3

Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases ”

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Existen dos clases de conductividad eléctrica de las rocas. En una de ellas, bajo la influencia de un campo eléctrico, los electrones migran a lo largo de los haces de corriente. Esta forma de conducción es típica de los metales, por el cual se denomina conductividad metálica. En el otro tipo la conducción bajo la influencia de un campo eléctrico, se transportan iones cargado negativo o positivo. Esta conducción se denomina electrolítica. Por ejemplo los sulfuros son de alta conductividad y baja resistividad eléctrica; las micas son de conductividad muy baja, y las rocas porosas saturadas con agua son de alta conductividad. Las mediciones se realizan con configuraciones de electrodos. En los métodos activos como en la polarización inducida se generan una corriente eléctrica y se detecta la repuesta de las rocas a esta corriente penetrante por medio de otros electrodos. Su alcance con respecto a la profundidad depende de la longitud de la configuración. Los métodos eléctricos son útiles para determinar la potencia de estratos de una secuencia de rocas sedimentarias +/- horizontales. Se los aplican en la búsqueda de acuíferos o es decir de estratos, que llevan agua subterránea, en la búsqueda de depósitos de sulfuros. En las empresas eléctricas por ejemplo por el método eléctrico se localizan los lugares de baja y de alta conductividad eléctrica para evitar pérdidas de electricidad durante la transferencia de energía. En la tabla 9.1 Podemos ver la descripción de algunos materiales a través de su resistividad según el método geoeléctrico de resistividad. Tabla 9.1 Descripción del material a través de su resistividad

Aguas y rocas

Resistividad ( ohm*m )

Agua de mar………………………….. Agua de acuíferos aluviales……………… Agua de fuentes…………………………. Arenas y gravas secas…………………… Arenas y gravas con agua dulce…………. Arenas y gravas con agua salada………… Arcillas…………………………………… Margas…………………………………... Calizas……………………………………. Areniscas arcillosas……………………… Areniscas cuarcitas……………………... Tobas volcánicas………………………… Lavas…………………………………….. Esquistos grafitosos……………………… Esquistos arcillosos……………………… Esquistos sanos…………………………... Gneis, granito alterado…………………... Gneis, granito sanos……………………..

0.2 10 – 30 50 – 100 1000 – 10000 50 – 500 0.5 – 5 2 – 20 20 – 100 300 – 10000 50 – 300 300 – 10000 20 – 100 300 – 10000 0.5 – 5 100 – 300 300 – 3000 100 – 1000 1000 - 10000

Fuente (Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”)

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Para la exploración eléctrica se utilizan principalmente dos arreglos electroditos que son: Los sondeos eléctricos verticales (SEV) (ver fig.9.3), permite tener una visión general de las unidades geoelectricas y litológicas en el subsuelo del área bajo estudio hasta una profundidad de 400 m, el SEV consiste en hacer una serie de mediciones con arreglo electrodito de 4 polos, para obtener la resistividad a distintas profundidades en un punto dado de la superficie. Los electrodos de potencial ( M , N ) se fijan en una posición y se toman varias lecturas moviendo los electrodos de corriente ( A , B ) , cuando las lecturas ya son lejanas , se llega máximo con una separación : MN 5 Entonces se moverán los electrodos de potencial a una nueva posición fija y se continúa la secuencia. AB =

Fig. 9.3 Sondeo eléctrico vertical – fuente (elaboración propia) 4La

separación progresiva de los electrodos del dipolo de emisión, se traduce en un aumento en la profundidad de penetración de corriente, pudiéndose determinar para cada separación de electrodos la resistividad del medio detectado, mediante la ecuación: Ra = Donde:

4

k •V = (Ω • m) I

Ra: Resistividad aparente del medio (ohm x m). k: Constante geométrica que depende de la separación electródica V: Potencial generado (voltios). I: Intensidad de corriente aplicada (Amperios).

Julio Torrez Navarro: “ Apuntes de clases ”

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La medición sucesiva de Ra para diferentes profundidades suministra una curva de distribución de resistividades aparentes del subsuelo o curva SEV; esta curva se interpreta mediante métodos monográficos y analíticos; obteniéndose como resultados los espesores y resistividades verdaderas de los diferentes intervalos de espesores del subsuelo. Los rangos de resistividades determinados se correlacionan con elementos litológicos, lo cual se aprecia en la tabla 9.2, obteniéndose una sección geoeléctrica del subsuelo, la cual es indicativa de las capas permeables, semi-permeables e impermeables. Tabla 9.2 resultados obtenidos mediante el SEV (Sondeo Eléctrico Vertical) Resistividad (ohm x m) 255.00

Espesor (m) 0.80

Profundidad de Unidad Litológica Investigación (m) 0.00 - 0.80 Arena

Condiciones Acuíferas Nulas

75.00

7.90

0.80 - 8.70

Arena arcillosa

Regulares a bajas

534.00

50.90

8.70 - 59.60

Roca fracturada

Regulares

1690.00

Indeterm.

Mas de 59.60

Roca sin meteorizar

Bajas

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”)

Existen dos tipos de SEV, el SEV con arreglo Wenner y el SEV con arreglo Schlumberger. AB = 3 ⇒ Metodo(WENNER) MN AB 4≤ ≤ 20 ⇒ Metodo( Schlumberger ) MN La mejor calidad de las curvas de campo, la mayor sencillez de las operaciones y ventajas económicas hace preferible el arreglo Schlumberger en la mayoría de los casos. Este método es mas efectivo si las formaciones geológicas sobre las que se aplica tienen un echado de 30° y su resistividad es homogénea lateralmente y contrastante verticalmente. 9.4.2.1 Aplicaciones Las principales aplicaciones de este método son:     

Salinidad de aguas Cuantificación de bancos de materiales Localización de posibles zonas cársticas (cavernas). Localización de fallas, diques, etc. Para levantamientos de las estructuras superficiales, reconocimiento de la presencia de anticlinales enterrados, que es la más común de los tipos de estructuras que

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   

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favorece la acumulación de petróleo, determinando las profundidades de los estratos de mayor o menor resistencia. En minería en la determinación de estructuras subterráneas y para la delimitación de depósitos de cierto interés económico. Localización de niveles de agua, existencia y profundidad del agua subterránea. Delimitación en la zona litoral en el contacto del agua dulce con el agua salada. Estimación de la profundidad y espesor de estratos.

9.4.3

Diagrafía geofísica (Geophysical logging o diagrafía geofísica)

Llamada también “Testificación geofísica de sondeos”. Es el estudio geofísico que permitirá determinar el mejor sitio para la instalación de filtros en un pozo de investigación. Este pozo debe estar situado en la zona mas profunda del acuífero para permitir obtener una información sobre toda la columna. En el transcurso de la perforación se efectuara el control de lodo , principalmente en lo que tiene relación al peso especifico , viscosidad y contenido de arena , el registro del tiempo de penetración y la toma de muestras litológicas cada metro de avance para el análisis macroscópico . En forma simultanea, durante la perforación exploratoria se llevara un control continuo de algunos parámetros mediante una sonda. En una diagrafia se compila todos los datos levantados en un pozo, es decir a lo largo de un corte vertical por el subsuelo. 9.4.3.1 Diagrafía geológica Se compila las propiedades geológicas , mineralogicas y estructurales de los distintos estratos como el tamaño de grano , la distribución del tamaño de grano , la textura y la fabrica de las rocas , su contenido en minerales, su contenido en fósiles, su estilo de deformación . 9.4.3.2 Diagrafia geotécnica Se compila las propiedades mecánicas de las rocas de un pozo como por ejemplo su grado de resistencia, la tensión de corte y la cantidad de fracturas por unidad de volumen. Las técnicas aplicadas en sondeos se desarrollan independientemente de los métodos geofísicos empleados en la superficie, pero a partir de los sondeos realizados durante la fase de exploración, donde los métodos geofísicos contribuyen a la correlación estratigráfica y al levantamiento geológico. La diagrafía geofísica comúnmente entrega datos múltiples sacados mediante un único proceso de medición. Estos datos incluyen informaciones litológicas, estratigráficas y estructurales, indicadores de la mineralogía y de la concentración de las menas e indicadores para la exploración geofísica a partir de la superficie.

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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA

Los métodos geofísicos aplicados en la hidrogeología son los siguientes:  Natural gamma ray log o diagrafía de rayos naturales de gamma: Es la más importante permite obtener información sobre límites de capas y el contenido de arcillas. Ejemplo: La zona de pelita oscura da una repuesta alta, las zonas de caliza y de carbón dan repuestas débiles.  Gamma gamma log o diagrafía de densidad: Detecta la retrodispersión o retrodifusión (backscattered rays) de rayos gamma emitidos por una sonda en el pozo. Ejemplo: La caliza y la pelita son rocas relativamente densas, el carbón es de densidad relativamente pequeña.  Sonic log o diagrafía sonora (de velocidad acústica) :Informa sobre facturación y litologias especialmente en acuíferos carbonatados, rocas ígneas o metamórficas. Ejemplo: Demuestra el contraste entre los estratos más elásticos como la caliza y los estratos menos elásticos como la pelita y el carbón en el ejemplo.  Neutron log o diagrafía de neutrones: Emplea una fuente, que emite neutrones y un detector correspondiente, permite obtener la porosidad neutrónica. Ejemplo: Se presenta las diferencias en el contenido en agua, en este caso el carbón tiene un índice hidrógeno alto, la caliza tiene un índice de hidrógeno bajo.  Laterolog.- Es una técnica registrada, introducida por el servicio de SCHLUMBERGER. Se detecta las diferencias en la resistividad (o la conductividad) de los estratos. Ejemplo: la caliza y el carbón tienen una conductividad baja, la pelita es de conductividad alta.  Temperatura.- Permite la identificación de acuíferos, aportes de aguas de diferentes temperaturas, gradiente térmico.  Potencial espontáneo.- Se utiliza de manera puntual para resolver los límites del acuífero o el movimiento del agua. Da como resultado la conductividad de las formaciones y permite definir la velocidad y la dirección del flujo.  Sondeos de resonancia magnética.- Da como resultado la porosidad y la permeabilidad de las formaciones geológicas.  Resistividad corta y larga.- Da como resultado la conductividad del agua, deformación y límites de capas. 9.5 INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGÍA Es muy poco lo que se ha podido observar directamente de la estructura interna de la Tierra; los cañones más profundos muestran apenas unos cuantos cientos de metros de las rocas más superficiales, y las perforaciones más profundas llevadas a cabo hasta la fecha no han alcanzado a penetrar y muestrear más que unos cuantos kilómetros. Sin embargo ha sido posible obtener bastantes datos acerca del interior de nuestro planeta a partir de estudios sísmicos y geofísicos. En este capítulo veremos varios conceptos de sismología y algunos resultados de estudios sismológicos que proporcionan datos acerca del interior de la Tierra y permiten entender algunos de los procesos asociados con la tectónica de placas.

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9.6 SISMOLOGÍA

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5

La sismología es una rama de las ciencias de la tierra que se ocupa de estudiar los fenómenos sísmicos, la naturaleza de estos, su mecanismo, las leyes físicas que gobiernan la propagación de las ondas elásticas generadas, sus efectos, su magnitud e intensidad, su distribución geográfica, y su profundidad. La mayor parte de nuestros conocimientos relativos a la estructura del interior de la tierra a profundidades mayores a las alcanzadas con perforaciones, se derivan del estudio de las ondas sísmicas generadas por terremotos y explosiones, y los estudios sísmicos continuarán proporcionando mucha información. 9.6.1

Métodos sísmicos de exploración

Se basan en la generación de ondas sísmicas, por ejemplo: por medio de una explosión o por medio de un rompedor de caída. Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, pues las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas, como por ejemplo en un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas. 9.6.2

Tipos de ondas sísmicas

Los terremotos se producen por la liberación brusca de energía de deformación acumulada en las placas tectónicas por la iteración entre ellas. Los sismos producen ondas de varios tipos que se propagan a partir del foco en todas las direcciones. Un registro de ondas sísmicas refleja el efecto combinado del mecanismo de rotura en el foco, de la trayectoria de propagación, de las características del instrumento registrador y de las condiciones de ruido ambiental en el lugar de registro. Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o Rayleigh.  Ondas ´”P” ( ondas longitudinales u ondas de compresión ).- Las partículas de una onda P, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de la onda, son las mas rápidas ya que alcanzan velocidades de 4 hasta 7 ( km/s ) , por eso se llaman ondas primarias (ondas P), son parecidas a las ondas sonoras ordinarias, son más rápidas que las ondas s, es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, y seguidamente las ondas s (ver fig.9.4).

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Fig.9.4 Ondas longitudinales “P” – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)  Ondas “s” u ondas transversales u ondas de cizalla.- Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación ya que alcanzan velocidades de 2 hasta 5 (km/s) (ver fig.9.5).

Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación. Las diferencias en las velocidades se usan en la medición de temblores y terremotos, así mismo la diferencia entre la llegada de la onda "p" y de la onda "s" (∆t) corresponde a la distancia del foco. (∆t es grande, sí el foco es muy lejano, porque la onda P se propaga más rápido).

Fig.9.5 Ondas transversales “s” Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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 Ondas de Rayleigh.- Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección de propagación (ver fig.9.6). En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh es menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente Raleigh = 0,9 x Vs, según DOBRIN (1988).

Fig.9.6 ondas superficiales “R (Rayleigh)”- fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

 Ondas de Love.- Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes, es decir un gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad (ver fig.9.7). Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.

Fig.9.7 ondas superficiales “L (Love)” Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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En la fig. 9.8 podemos ilustrar el camino y el comportamiento que las ondas sísmicas siguen a través de la tierra.

Tipos de ondas sísmicas P

Ondas de compresión Ondas transversales

S

Ondas de Rayleigh

R, L

a)

b)

Fig.9.8 a) Camino que siguen las ondas sísmicas a través de la tierra. b) Tipos de ondas sísmicas – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

9.6.3

Comportamiento de las ondas sísmicas en las rocas

Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son: la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión y la densidad; que a su ves dependen de las propiedades de las rocas (ver tabla 9.3), siendo los mas importantes la: petrografía (contenido en minerales), estado de compacidad, porosidad (porcentaje de espacios vacíos), relleno del espació vacío o es decir de los poros, textura y estructura de la roca, temperatura, presión. Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca. Tabla. 9.3 Velocidad de onda en los materiales

Medio

Velocidad de la onda primaria (vp) m/ seg.

Velocidad de la onda secundaria (vs) m/seg.

Granito Basalto Calizas Areniscas

5200 6400 2400 3500

3000 3200 1350 2150

Fuente (Mariano R. Vázquez & Silvia Gonzáles H.: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”)

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Durante el cambio de un medio al otro las ondas sísmicas tienen que cambiar su velocidad, significa también que van a separarse en una parte reflejada y en una otra parte refractada, como se observa en la fig.9.9 es un ejemplo del comportamiento de las ondas sísmicas en una formación y en la tabla 9.4 podemos observar las formaciones geológicas que podemos hallar haciendo una prospección sísmica.

Con la sismología se puede detectar: Límites de capas, Fallas, Rellenos de poros (petróleo)

Ejemplo.- Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos distintos medios litológicos: A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características:

Fig.9.9 La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1.La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1.Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2. – fuente (elaboración propia)

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Tabla 9.4 Formaciones geológicas dependiendo de la velocidad de onda, en una prospección sísmica Formaciones Aire…………………………………….. Agua dulce…………………………….. Limos…………………………………... Aluviones secos………………………. Aluviones húmedos…………………... Arcillas………………………………... Tobas volcánicas…………………….. Margas………………………………... Areniscas…………………………….... Lavas………………………………….. Calizas………………………………… Esquistos……………………………… Gnéis………………………………….. Granitos……………………………….

Velocidad ( km/s ) 0.33 1.45 0.2 – 0.6 0.6 – 1.2 1.6 – 2.4 1.8 – 2.2 1.8 – 2.5 2- 3 2 – 3.5 2.5 – 4 3–5 3 – 4.5 3.5 – 5 4–6

Fuente (Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”)

A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo diferentes estratos o fallas tectónicas. 9.7 TERREMOTOS

6

Las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre producen algunas veces una ruptura repentina de las rocas. Durante este fenómeno salen diferentes ondas sísmicas que pueden dañar edificios y otras construcciones. 9.7.1

Causas de Terremotos

Entre las principales causas de un terremoto se distinguen tres principales causas:  A causa de fuerzas tectónicas.- En algunos sectores del mundo la corteza terrestre sufre fuerzas tectónicas que deforman las rocas (ver fig. 9.10). Algunas veces las fuerzas se liberan en una rotura. Estos movimientos tectónicos provocan ondas sísmicas que a la superficie terrestre se siente como temblor.  Por explosión de un volcán.- La explosión de un volcán puede generar ondas sísmicas. Se trata de dos consecuencias de una misma causa, la actividad interna del Globo, lo cual explica la semejanza de su distribución geográfica. Pero en general los seísmos no están directamente ligados a volcanes, aunque con la excepción de los seísmos llamados precisamente volcánicos. Estos últimos son provocados por fuertes variaciones de presión que sufren los volcanes antes de las erupciones. Se trata de 6

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pequeñas sacudidas limitadas por el tamaño del edificio volcánico. Además, el flujo de magma por las fisuras genera unas vibraciones muy especiales llamadas Tremor. Causas por fuerzas tectónicas

Causas por hundimiento

Fig. 9.10 Principales causas del origen de un terremoto Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

 Terremotos por hundimiento.- Derrumbes subterráneos generan temblores que se siente fuertemente en los sectores cercanos. Eso ocurre muchas veces donde hay kart o depósitos de sal en la profundidad (ver fig. 9.10). No todas las regiones del mundo están afectadas por la misma cantidad de terremotos. En general las regiones cerca de un margen continental activo sufren grandes cantidades e intensidades de temblores o terremotos (como Chile, Perú, Japón, Italia, Serbia, Croacia, el oeste de los Estados Unidos y China). El foco o hipocentro del terremoto es el lugar de liberación de la energía. El epicentro es la proyección a la superficie. La distancia del foco de un sismo se refleja en la llegada de las rápidas ondas primarias (ondas p) y de las más lentas ondas secundarias (ondas s). La diferencia del tiempo entre ambos (∆t) es grande sí el foco esta lejos. Sí el foco es muy cerca la diferencia temporal entre la llegada de ondas s y p es muy corta (ver fig. 9.11).

Fig. 9.11 vista del foco y del epicentro de un terremoto Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente: En los observatorios se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor. De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más cercanos al epicentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (o s) tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto, que es el epicentro del terremoto. En la tabla 9.5, podemos apreciar los sismos que se detectan en los observatorios según la profundidad y según la distancia del epicentro

Tabla. 9.5 Sismos según la profundidad, -Terremotos debajo de 720 Km. jamás fueron Detectados Sismos según la profundidad % de Energía Profundidad Km. Sísmica Liberada Somera 0 - 70 85 Moderada 70 - 300 12 Alta 300 - 700 3

Sismos según la distancia al epicentro Epicentro

Distancia Km.

Locales Cercanos Lejanos o Tele sismos

100 800 Mas de 800

Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”)

9.7.2

Escalas Sísmicas (Intensidad y magnitud de un terremoto)

9.7.2.1 Intensidad (Escalas relativas) La intensidad sísmica está íntimamente relacionada con los efectos producidos por un terremoto en las reacciones de las personas, el grado de destrozos producidos en las construcciones y las perturbaciones provocadas en el terreno (grietas, deslizamientos, desprendimientos, etc.). Describiendo de manera subjetiva el potencial destructivo del mismo. Se han propuesto varias escalas para medir la intensidad como la escala de Mercalli o la escala de RossiForel (ver tabla 9.6), que se basan en las destrucciones causadas. La escala de Mercalli fue diseñada en 1902 y modificada en 1956 por Charles Richter. Se constituye de los niveles I a XII intensidades.

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Tabla .9.6 Escala de Rossi-Forel

Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” )

9.7.2.2 Magnitud (Escalas absolutas) Es una medida que tiene relación con la cantidad de energía liberada en forma de ondas. Se puede considerar como un tamaño relativo de un temblor y se determina tomando el logaritmo (base 10) de la amplitud máxima de movimiento de algún tipo de onda (P, Superficial) a la cual se le aplica una corrección por distancia epicentral y profundidad focal. En oposición a la intensidad, un sismo posee solamente una medida de magnitud y varias observaciones de intensidad. Los tipos de magnitudes que se utilizan en forma más común son Richter.  Escala de Richter.- Mide la energía durante un terremoto en una forma logarítmica. Esta escala no tiene un límite hacia arriba. La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida en (1935) por Charles Francis Richter (1900-1985), sismólogo (científico que estudia los terremotos) estadounidense, que estableció, junto con el germano-estadounidense Beno Gutenberg, también sismólogo, una escala para medir los terremotos. Originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el sismógrafo de Wood-Anderson. La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del

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epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es: M = log 10

A + F ( D, P) + ctte T

A = Amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los registros del sismógrafo. T = Periodo de la onda en segundos. F = Función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del foco expresada en Km.

Por medio de la escala de Richter se cuantifica la energía sísmica liberada por el terremoto, esta es absoluta y logarítmica, basándose en las amplitudes de ondas registradas en la superficie y parte de menos de 0 y siendo abierta hacia arriba. -3 10-3

-2 10-2 10-3

-1 10-1

- 0,5 10-0,5

0 100

1 101

2 3 4 5 6 7 8 8,5 2 3 4 5 6 7 8 10 10 10 10 10 10 10 108,5

Los sismógrafos modernos son sensibles para niveles de -3,0.

10-0,5 M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura de 10m sobre la superficie terrestre. 2 10 Los terremotos los menores sentidos por los seres humanos son del nivel 2 de la escala de Richter 108,5 En 1960 en Chile

En la figura 9.12 podemos realizar una similitud entre la escala de Richter y la escala de Mercalli.

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Fig. 9.12 Las escalas de Mercalli y Richter se utilizan para evaluar y comparar la intensidad de los terremotos. La escala de Richter mide la energía de un temblor en su centro, o foco, y la intensidad crece de forma exponencial de un número al siguiente. La escala de Mercalli es más subjetiva, puesto que la intensidad aparente de un terremoto depende de la distancia entre el centro y el observador. Varía desde I hasta XII, y describe y evalúa los terremotos más en función de las reacciones humanas y en observaciones que la escala de Richter, basada más en las matemáticas. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

9.8

EL SISMÓGRAFO

7

Un sismógrafo registra los movimientos del suelo en las dos direcciones horizontales y en la vertical (ver fig. 9.13). Un sismógrafo ideal sería un instrumento sujetado en una base fija, la cual se ubica afuera de la tierra, de tal modo las vibraciones generadas por un movimiento del suelo se podrían medir a través de la variación de la distancia entre el instrumento sujetado en la base fija y el suelo. En un sismógrafo se une una masa (elemento inerte) ligeramente con el suelo, de tal manera que el suelo puede vibrar sin causar grandes movimientos de la masa. La masa puede ser acoplada con el suelo por medio de un péndulo o por medio de un resorte por ejemplo.

7

Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”

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Durante el movimiento del suelo la masa tiende a mantener su posición debido a su inercia. El desplazamiento relativo del suelo con respecto a la masa inerte se utiliza para determinar el movimiento del suelo (tiempo de inicio del movimiento, amplitud, ubicación del epicentro). Los sismógrafos modernos pueden detectar desplazamientos del suelo de 10-10 m, lo que son desplazamientos en dimensiones atómicas.

Fig.9.13 Un sismógrafo produjo este registro de un terremoto Californiano que medía 5,5 en la escala de Richter. El dedo señala un barrido fuerte en el sismograma creado por la punta del sismógrafo, diseñado para responder a vibraciones verticales u horizontales —pero no ambas al mismo tiempo. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Ejemplo: Sismo en Pica (Chile): * Fecha: 14/06/2005 * Hora local: 12:30 (ver fig.9.14 y fig. 9.15)

Fig.9.14 La marca muestra el hipocentro del sismo, Once víctimas fatales. Heridos en Pica. Derrumbe de casas y cortes del suministro eléctrico y de las comunicaciones.

Fig.9.15 Sismogramas obtenidos en la estación de La Paz (Bolivia) Fuente (Observatorio San Calixto)

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9.9

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DISTRIBUCIÓN DE ZONAS SÍSMICAS

8

Muchos de los centros activos de los terremotos actuales se localizan a lo largo de dos fajas o cinturones (ver fig. 9.16), situadas en la superficie terrestre:  El cinturón Circum-Pacífico .- Esta faja se extiende a lo largo de Chile, Perú, América Central, una pequeña parte de la zona Caribe-Antillas, México, California, Sund Pudget, Vancouver y Reina Carlota, Islas Aleutianas, Kamchatka, Japón, Filipinas, Indonesia, Nueva Zelanda y otras.  La zona Atlántico-Alpino-Mediterránea.- Esta zona incluye África del Norte, España, Italia, Grecia Turquía, Irán, Norte de la India y Birmania. Estas fajas son paralelas principalmente a cadenas montañosas más jóvenes donde una intensa falla esta asociada con rocas arrugadas; a lo largo de las fajas sísmicas están situados numerosos volcanes. Se ha estimado que un 75 % de toda la actividad sísmica ocurre en la faja circuí-pacifica y un 22 % es del área Alpina. También ocurren numerosos choques mas pequeños en las zonas de las fallas marinas asociadas con los lomos oceánicos, como sucede con el lomo Meso-Atlantico y otros, en las zonas falladas de los continentes. El hecho es que estas zonas coincidan con las de mayor actividad volcánica sugiere que ambos fenómenos pueden tener una causa común.

Fig. 9.16 Cinturones sísmicos en el mundo Fuente (F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”) 8

F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ” Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases ”

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9.9.1

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Terremotos del mundo

Existen cantidad de terremotos durante un año en el mundo: Los registros históricos de terremotos anteriores a mediados del siglo XVIII son casi inexistentes o poco fidedignos. Entre los sismos antiguos para los que existen registros fiables está el que se produjo en Grecia en el 425 a.C., que convirtió a Eubea en una isla; el que destruyó la ciudad de Éfeso en Asia Menor en el 17 d.C.; el que arrasó Pompeya en el 63 d.C., y los que destruyeron parte de Roma en el 476 y Constantinopla (ahora Estambul) en el 557 y en el 936. En la edad media se produjeron fuertes terremotos en Inglaterra en 1318, en Nápoles en 1456 y en Lisboa en 1531. Terremoto en la ciudad de México El terremoto que asoló la ciudad de México en 1985 provocó la muerte de miles de personas, además de causar cuantiosos daños materiales. La geografía no hizo sino aumentar el grado de destrucción, ya que la capital mexicana se asienta sobre un terreno colmatado por sedimentos esponjosos que cubren un antiguo lago. Cuando se produjo el movimiento sísmico, el limo comprimido en el lecho del lago vibró como un resorte gigante bajo la ciudad azteca, sobredimensionando el temblor. El sismo de 1556 que mató a 800.000 personas en Shaanxi (Shensi), provincia de China, fue uno de los mayores desastres naturales de la historia. En 1693 un terremoto en Sicilia se llevó unas 60.000 vidas; al principio del siglo XVIII, la ciudad japonesa de Edo (en el emplazamiento del Tokio moderno) fue destruida y murieron unas 200.000 personas. En 1755 Lisboa fue devastada por un terremoto y alrededor de 60.000 personas murieron —este desastre aparece en Cándido, novela del escritor francés Voltaire—. La sacudida fue tan fuerte que se sintió hasta en las regiones interiores de Inglaterra.Quito, la capital de Ecuador, sufrió un terremoto en 1797 en el que murieron más de 40.000 personas. Uno de los terremotos más famosos fue el del área de San Francisco de 1906 que causó extensos daños y se cobró aproximadamente 700 vidas. En Latinoamérica, el mes de agosto de ese mismo año en Valparaíso, Chile, un sismo acabó con la vida de unas 20.000 personas; en enero de 1939 en la ciudad de Chillán, también en Chile, murieron 28.000 personas. En 1970, en el norte de Perú murieron unas 66.000 personas. El sismo de Managua, Nicaragua, el 23 de diciembre de 1972 destruyó por completo la ciudad y murieron más de 5.000 personas. El 19 de septiembre de 1985, un terremoto en la ciudad de México provocó la muerte de miles de personas. En 1988 un fuerte terremoto sacudió el norte de Armenia ocasionando la muerte de unas 25.000 personas. El sismo de magnitud 7,2 en la escala de Richter ocurrido el 17 de enero de 1995 en el área de Hanshin-Awaji en Japón, tuvo un efecto destructivo sobre la ciudad de Kōbe donde unos 100.000 edificios fueron destruidos y perecieron más de 6.000 personas. El noreste de Turquía fue sacudido en 1999 por un terremoto, de magnitud 7,4 en la escala de Richter, que provocó la muerte de decenas de miles de personas. El 26 de enero de 2001 un terremoto (de 7,9 grados en la escala de Richter) asoló el estado de Gujarāt en la India. UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA

A finales de 2003, el sureste de Irán sufrió un fuerte terremoto, de magnitud 6,6 en la escala de Richter, que provocó la muerte de al menos 30.000 personas y destruyó gran parte de la histórica ciudad de Bam. En la tabla 9.7 podemos apreciar la cantidad de terremotos por año dependiendo de su caracteristica de destrucción. Tabla.9.7 Cantidad de terremotos por año, dependiendo de su característica de destrucción Característicos Destrucción casi total Grandes destrucciones Destrucciones serias Destrucciones de algunos edificios Destrucciones leves en los edificios Sentido generalmente por todos Sentido por varias personas Sentido por algunas personas Registrable solamente por instrumentos

Magnitud (RICHTER) >8,0 >7,4 7,0-7,3 6,2-6,9 5,5-6,1 4,9-5,4 4,3-4,8 3,5-4,2 2,0-3,4

Cantidad por año 0,1-0,2 4 15 100 500 1400 4800 30.000 800.000

Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

Podemos hacer un resumen histórico de los terremotos más grandes en el mundo, hasta ahora registrados, en la tabla 9.8. Tabla 9.8 Principales terremotos en el mundo, clasificados según la magnitud y el numero de victimas. Año 1960 1964 1933 1906 1950 1897 1906 1905 1950 1899 1920 1934 1946 1927 1939 1976 1923 1907 1939

Magnitud 9.5 9.4 8.9 8.9 8.7 8.7 8.6 8.6 8.6 8.6 8.5 8.4 8.4 8.3 8.3 8.2 8.2 8.1 8.0

Lugar Sur de Chile Alaska Sanriku, Japón Colombia India/Assam/Tibet Assam, India Santiago/Valparaiso, Chile Kangra, India Assam, India Yakutat Bay, Alaska Kansu, China India/Nepal Tonankai, Japón Xining, China Chillan, Chile Tangshan, China Kwanto,Yokohama, Japón Asia cnetral Ezrican, Turquía

Víctimas 5.700 131 2.990 1.000 1.530 1.500 20.000 19.000 1.526 --------180.000 10.700 1.330 200.000 28.000 240.000 143.000 12.000 23.000

Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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9.10

SISMISIDAD EN BOLIVIA

CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA

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La sismicidad en Bolivia esta relacionada al proceso de subducción que la placa de Nazca experimenta en su avance hacia el continente sudamericano. Según Vega los focos sísmicos por debajo del altiplano se encuentran entre los 70 – 300 km de profundidad (sismos de profundidad intermedia), focos sísmicos muy profundos se originan en el extremo de la placa que se hunde a mas de 300 km de profundidad, por debajo del sur del departamento de Santa Cruz y norte de la Argentina. Tanto los focos sísmicos solo son sentidos en la superficie, cuando las magnitudes de estos alcanzan valores extremos. Un caso inusual se presento en ocasión del gran terremoto profundo a unos 300 km al norte de La Paz, a las 20:00 horas de del 8 de junio de1994, cuando debido a la gran magnitud del sismo este fue sentido en casi todo el territorio nacional. Se trato de un sismo con foco a la profundidad de 636 km, que alcanzo la intensidad V, en la zona epicentral y se sintió incluso en Canadá. En Bolivia la actividad sísmica de foco superficial, hasta 70 km de profundidad, se concentra en la región central del país, entre los departamentos de Cochabamba, Chuquisaca y Santa Cruz; otros focos de actividad sísmica superficial se ubican en el norte del departamento de La Paz, al sur del departamento de Tarija en las proximidades de Yacuiba y en regiones al oeste del departamento de Oruro y en la frontera con Chile. Siempre los focos de actividad sísmica superficial son los que causan más daños. El sismo de Sipe Sipe, al oeste de Cochabamba en julio de 1909, causo 15 muertos. El sismo de marzo de 1948 en la ciudad de Sucre causo 3 muertos y varios heridos. La región central del país la que ha experimentado más temblores de tierra, todos de focos superficiales, así las ciudades de Cochabamba, Sucre y Santa Cruz fueron sacudidas por movimientos sísmicos desde siglos pasados. Los últimos sismos del año 1986 se llegaron a percibir a nivel instrumental en la ciudad pero fueron de regular intensidad en la región de Chapare a mas de 300 km al oeste de La Paz. La fig. 6.17 muestra un mapa de sismicidad de Bolivia.

9

Ismael Montes de Oca : “Enciclopedia geográfica de Bolivia ”

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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA

Fig. 9.17 Mapa de intensidades sísmicas de Bolivia (izquierda – Escala de Ritcher) (derecha – escala de Mercalli modificada). Fuente (Observatorio San Calixto) 9.10.1 Sismos históricos registrados en Bolivia

10

Se considera que la actividad sísmica en Bolivia es moderada, sin embargo grandes terremotos han ocurrido en los siglos pasados de los cuales se tiene escasa información. En la región central la actividad sísmica de foco superficial se manifiesta por gran cantidad de terremotos de magnitudes menores a 3.0; estos ocurren ya sea en forma aislada, o como premonitores o réplicas de terremotos de mayor magnitud. En la fig. 9.18 podemos observar en el mapa de Bolivia la ubicación de los sismos históricos de Bolivia. La historia sísmica de Bolivia empieza en el año 1581, cuando un terremoto se siente en la Villa Imperial de Potosí; entre los años 1662 y 1851 cinco terremotos fueron sentidos en la Villa Imperial y en poblaciones cercanas (Vega, 1996). En noviembre de 1650 un terremoto destruye la bóveda de la catedral de los españoles en Chuquisaca; en 1845 otro terremoto en Santa Cruz causa daños en construcciones de adobe; en 1871 otro terremoto causa daños cerca del pueblo de San Antonio (hoy Villa Tunari); en 1887 y 1899 dos fuertes terremotos destruyen viviendas de adobe en Yacuiba (al este de Tarija), causando algunos heridos (Descotes y Cabré, 1973). 10

Cortesía : Observatorio San Calixto – La Paz ( Bolivia )

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En los últimos cien años otros terremotos causan daños en la región central de Bolivia: el 23 de julio de 1909 en Sipe Sipe un terremoto habría provocado 15 muertos y destrucción de viviendas de adobe, varias cercas de tapial de los sembradíos se tumban así como cae el techo y campanario de la pequeña iglesia (Vega, 1996). El 25 de octubre de 1925 ocurre un terremoto que causa daños en Aiquile; el 1º de septiembre de 1958 otro terremoto destruye casas de adobe en Aiquile (algunas quedan inestables), se reportan algunos heridos, las familias alarmadas se refugian en Mizque (Descotes y Cabré, 1973); el 22 de febrero de 1976 ocurre otro terremoto en Aiquile que alarma a los pobladores. El 25 de diciembre de 1942 y el 18 de febrero de 1943 la ciudad de Cochabamba siente dos terremotos, el segundo causa destrucción de algunas viviendas de adobe y pánico entre los pobladores; el 19 de octubre de 1959 otro terremoto causa alarma en la ciudad de Cochabamba; el último terremoto importante sentido en la ciudad de Cochabamba ocurre el 12 de mayo de 1972, algunas viviendas de adobe se rajan y la población alarmada sale a las calles (Rodríguez y Vega, 1976). En la provincia Carrasco de Cochabamba, en Ivirgarsama, el 23 de julio de 1981 un terremoto provoca el desplazamiento horizontal de la losa central del puente; en la misma zona entre el 9 de mayo y 19 de junio de 1986 tres terremotos causan alarma entre los pobladores, en Chipiriri los campesinos no pueden permanecer de pie, en Villa Tunari las cabañas de los ingenieros agrónomos se mecen bruscamente. El 27 de marzo de 1948 un fuerte terremoto semi destruye la capital de la república, la ciudad de Sucre reporta tres muertos y algunos heridos; varias construcciones coloniales de adobe son destruidas, el gobierno declara zona de desastre y levanta un empréstito para afrontar las pérdidas materiales (Vega, 1996). El 26 de agosto de 1957 el sur de Santa Cruz es afectado por un terremoto; en la población de Postrervalle viviendas de adobe son destruidas, no se reportan ni muertos ni heridos. Entre las poblaciones de Totora, Aiquile y Mizque (al sureste de Cochabamba) el 22 de mayo de 1998 ocurre el terremoto más destructor de la región central de Bolivia: el terremoto de magnitud 6.5 causa cerca de 80 muertos entre las poblaciones de Totora, Aiquile y Mizque; más de un centenar de heridos son reportados en la zona epicentral; gran parte de la zona antigua de la población de Aiquile es destruida, en gran mayoría casa de adobe. En Totora se observan hundimientos de techos de teja y barro, voladura de parapetos de las casas de tipo colonial, algunas de ellas quedan inestables y debe ser reparadas; sólo una casa es destruida. En Mizque se desploman algunos techos pero la torre de la iglesia resulta más afectada; la antigua construcción de la torre con adobes, piedras y barro, reparada más de una vez con rellenos de ladrillo y estuco, se derrumba días después de ocurrido el terremoto. En varios sectores de las serranías de la zona epicentral aparecen nuevos manantiales de UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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agua, otros se secan, otros aparecen con agua turbia y contenido orgánico producto del derrumbe de bofedales (Vega y Minaya, 1998). También en otras regiones del país los terremotos causan destrucción: el 24 de febrero de 1947 un fuerte terremoto de magnitud 6.4 causa destrucción en Consata (Provincia Larecaja de La Paz), hundimientos y deslizamientos de tierra se producen en la zona epicentral, muerte de ganado y destrucción de cultivos afectan a los campesinos; el terremoto es sentido en varias poblaciones del Altiplano de La Paz, en la ciudad de La Paz los habitantes salen a las calles, algunas viviendas de adobe se agrietan, en los cerros aledaños se observan pequeños deslizamientos de tierra; el 23 de agosto de 1956 ocurre otro terremoto en Consata pero con menor intensidad, el terremoto es sentido también en la ciudad de La Paz (Vega, 1990). El 6 de noviembre de 1995 ocurre un terremoto de magnitud 5.3 que destruye el poblado de Cumujo (Provincia Atahuallpa de Oruro), casi todas la viviendas de adobe son destruidas y se reporta un herido (Vega, 1997); en la misma zona el 4 de abril del 2001 un terremoto de magnitud 4.6 causa rajaduras de viviendas de adobe en la población de Coipasa. El 9 de junio de 1994 ocurre en Bolivia el terremoto de foco profundo y de mayor magnitud en la historia sísmica; la zona epicentral se ubica entre las provincias Iturralde de La Paz y Ballivián del Beni (al oeste del curiche del Rosario); el terremoto es sentido en casi todo el país y en el resto del continente; en Cobija (Departamento de Pando) el terremoto provoca rajaduras en paredes y movimiento de las cabañas; en San Joaquín, Santa Ana de Yacuma y en Trinidad (Departamento del Beni) el terremoto alarma a los pobladores y hace que salgan a las calles; en la ciudad de La Paz los edificios altos oscilan suavemente, sus moradores salen a las plazas y calles (Vega, 1994). El terremoto sentido en varias capitales de Sudamérica y en algunas de Norteamérica, causó muertos en la sierra del Perú y heridos en Río Branco (Brasil).

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Fig. 9.18 Sismos históricos registrados en Bolivia Fuente (Cortesía Observatorio San Calixto – La Paz (Bolivia))

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Preguntas de control: 1.- ¿Qué es la Geofísica? 2.- ¿Qué es la Magnetometría? 3.- ¿Qué es la Gravimetría? 4.- ¿Qué se entiende por geoelectricidad? 5.- ¿En que consiste el Sondeo Eléctrico Vertical (SEV)? 6.- ¿Qué es la Sismología? 7.- ¿Cuántos tipos de ondas sísmicas existen? 8.- ¿Qué es un Terremoto? 9.- ¿Cuáles son las principales causas de un terremoto? 10.- ¿Definir foco y epicentro de un terremoto? 11.- ¿Explique las diferentes escalas sísmicas? 12.- ¿Qué es el sismógrafo? 13.- ¿Cómo esta conformada la distribución de zonas sísmicas en el mundo? 14.- ¿Mencionar algunos sismos históricos de Bolivia?

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Referencias bibliograficas: - Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S. - F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México – 1995 Edición.

Segunda

- Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”, México – 2000, Primera Edición. - Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S. - W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”, Universidad de Atacama.

Chile -

(1999, 2003),

- Cortesía: Observatorio San Calixto – La Paz (Bolivia) , 2005 - Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”- La Paz (Bolivia), Primera Edición.

Biblioteca virtual: - www.geofisica.cl - www.udep.edu.pe/recursoshidricos/geofisica - www.codelcoeduca.cl -www. plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html - http://www.trxconsulting.com/geofisica.htm - http://www.astromia.com/glosario/geofisica.htm - www.geociencias.unam.mx/ cursos_cegeo/sismología - http://www.procuno.pta.es/users/manuel/sismolog.htm - http://www.ugr.es/iag/iag.html - http://www.monografias.com/trabajos/sismologia/sismologia.shtml - www.portalciencia.net/ geoloroc.html - http://www.ssn.unam.mx/SSN/Doc/Cuaderno1/ch4.html

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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS

CAPÍTULO X NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS 10.1

INTRODUCCIÓN

El agua es un recurso natural, ineludible e insustituible que es cada vez más entra en los dominios de los bienes escasos, su molécula está formada por dos átomos de hidrógeno y uno de oxígeno y su formula química es H 2 O, y ocupa el 70% de la superficie de la tierra. Es indispensable para todas las formas de vida, sin ella, el fenómeno de la vida no hubiera ocurrido. Agua y vida establecen una relación indisoluble; esta fuerte y total dependencia hacia el agua se refleja en el hecho de que los seres vivos están, mayoritariamente, formados por agua. El agua en la tierra aparece en muchas formas distintas: el agua salada de los océanos, el agua dulce de los lagos y ríos, el vapor de agua de la atmósfera, el agua de la lluvia y de la nieve, el agua de los glaciares y el agua que se encuentra por debajo del superficie de la tierra. Toda el agua por debajo de la superficie por ejemplo el vapor del agua, la humedad del suelo, el agua subterránea, el agua de las cuevas etc. forma el "agua del subsuelo". La parte de la geología que investiga el agua del subsuelo (especialmente el agua subterránea) es la hidrogeología. El agua subterránea se mueve como el agua superficial pero más lento. La velocidad y los movimientos dependen de la porosidad y permeabilidad del substrato (la roca o el suelo). La investigación de los movimientos del agua subterránea y de las propiedades hidrológicas del subterráneo es una parte importante de la hidrogeología. Estudios de la explotación del recurso natural agua son cada día más importante porque aunque el agua es un recurso natural renovable, la sobreexplotación del agua y la contaminación del agua con sustancias nocivas son problemas graves en todo el mundo (sobre todo el una región desértica), la contaminación del agua subterránea causada por los rellenos sanitarios, plantas de tratamiento son también de gran importancia. 10.2

EL CICLO HIDROLÓGICO

1

A nivel mundial se cuenta con una cantidad total del agua de aproximadamente 1350 millones de m3. Solo una pequeña parte de esta cantidad de agua 8437500 m3 aproximadamente, forma el agua subterránea. La tabla 10.1 muestra el porcentaje de las distintas formas de agua en la tierra:

1

W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”

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Tabla 10.1 Distribución del volumen de agua en el planeta EL AGUA EN EL MUNDO AGUAS SUPERFICIALES Total: Lagos de agua dulce Lagos salados y mares interiores Almacenamiento temporal en ríos y canales

% 0,017 0,009 0,008 0,0001

AGUAS SUBTERRÁNEAS Total: Aguas vadosas (incluye la humedad de suelo) Agua subterránea almacenada hasta una profundidad de 1 Km. (algunas de estas aguas son salados) Agua subterránea más profunda (muy salada e impotable)

0,625 0,005

OTRAS AGUAS Total: Océanos Atmósfera Casquetes polares y glaciares

99,315 97,2 0,001 2,15

0,31 0,31

Fuente: Recursos hidráulicos, Felices Rocha

10.2.1 Ecuación básica de la hidrología El ciclo hidrológico se puede escribir de la siguiente manera: Precipitación = Escorrentía + Evaporación Precipitación = Escorrentía Superficial + Escorrentía Subterránea + Evaporación Es decir, los procesos de precipitación, escorrentía y evaporación forman un equilibrio. Si no fuera así, la tierra sería hundida y prácticamente sin agua en la atmósfera en el caso de una precipitación mayor que la evaporación, o la tierra sería un desierto sin ríos y océanos en el caso de una evaporación mayor que la precipitación, la fig. 10.1 ilustra los participantes más importantes del ciclo hidrológico con las cantidades aproximadas (expresadas en km3 de agua) para la precipitación, la escorrentía y la evaporación a escala mundial.

Fig. 10.1 Cantidades aproximadas de escorrentía, precipitación y evaporación.Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”) UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON

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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS

Hay una cantidad enorme de agua, pero no toda tiene las mismas oportunidades de uso para los fines del hombre. El agua dulce, a la que se puede tener acceso mas o menos directo, representa solo el 0.32% (430785 Km3) de la cantidad total el planeta, de esta ultima cantidad el 97% es agua subterránea. El agua subterránea representa solamente una parte del agua del subsuelo que se produce por los procesos de precipitación, escorrentía y evaporación como se muestra a continuación el la fig. 10.2 el ciclo hidrológico.

Fig. 10.2 Ciclo hidrológico – Fuente (http://www.geolamb.co)

10.3

EL AGUA DEL SUBSUELO

Se puede distinguir principalmente tres tipos de agua subterránea: 9.3.1 Aguas meteóricas/aguas del intercambio Son aguas que siempre o periódicamente participan en el ciclo hidrológico y que circulan más superficial en niveles altos del subterráneo. 10.3.2 Aguas de reserva Son aguas que circulan en niveles bajos y que no pertenecen al ciclo periódico. Muchas veces este tipo de agua no participa en el ciclo hidrológico en tiempos históricos y no se alimenta tampoco por precipitaciones o por otros procesos. Una vez explotado este agua, el agua de reserva desaparece sin ser renovado.

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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS

10.3.3 Aguas profundas/aguas de formación Este agua tampoco pertenece ni participa en el ciclo hidrológico El agua de formación representa agua atrapada durante los procesos de sedimentación. Muchas veces estas aguas son saladas. Se puede definir los diferentes tipos del agua del subsuelo en tal forma:  El agua del subsuelo.- Incluye todo el agua en el subterráneo en forma líquida o gaseosa, es decir, el vapor de agua en el suelo, el agua capilar, la humedad del suelo, el agua adhesivo y el agua freática.  El agua vadosa se entiende como el agua capilar y la humedad de suelo.  El agua subterránea.- (sinónimo: agua freática) Es el agua que llena los vacíos del suelo y de la roca completamente y que muestra movimientos que dependen solo o casi solo de las fuerzas de gravitación y fricción. Los vacíos pueden ser poros, grietas, fisuras o cuevas de distinto tamaño. 10.3.4 La "zona de aireación" ("agua vadosa") Corresponde a una zona no saturada, tal parte del suelo en que una parte de los espacios son ocupados por aire. 10.3.5 La "zona saturada" Es tal parte del suelo, en que todos los poros y grietas están llenos de agua. El límite entre las dos zonas es marcado por el "nivel freático" como se muestra a continuación en la fig. 10.3.

Fig. 10.3 Agua en el subsuelo Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

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10.4

CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS

DESCARGA DEL AGUA SUBTERRÁNEA 2

Siempre cuando el nivel freático (la superficie del agua subterránea) llega a la superficie del terreno, se forma un manantial. Estos puntos de la descarga del agua subterránea dependen de la situación geológica del lugar y producen varios tipos de manantiales. El tipo más simple son manantiales tipo vertedero (ver fig. 10.4). El manantial se forma básicamente por fuerzas gravitacionales. Este tipo de manantial casi siempre descarga agua, también en períodos de sequía. En rocas estratificadas se observan frecuentemente horizontes de descarga donde las manantiales son alineados, marcando el contacto entre rocas permeables y no permeables.

Fig. 10.4 Esquema de manantiales tipo vertedero – Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)

10.5

ACUÍFEROS POROSOS 3

Movimientos del agua subterránea son posibles solamente cuando existen vacíos conectados entre sí en el suelo o la roca. Si no existen vacíos de cualquier tipo, o si los vacíos existentes están aislados (como burbujas de gas en un basalto, por ejemplo) no se producen movimientos del agua. La clasificación de los acuíferos tiene en cuenta su génesis, y se puede realizar en base a sus propiedades físicas o en base a criterios de rentabilidad (económicos). 10.5.1 Criterios de porosidad En la clasificación de los acuíferos según al proceso de formación de la porosidad, se distingue: 2 3

W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”

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 Acuíferos porosos.- Donde la porosidad es primaria y resulta de los huecos que quedan al sedimentar las rocas detríticas. Los poros representan el único tipo de vacíos que poseen las rocas no-consolidadas (suelos y sedimentos sueltos como arena, grava etc.). Como poros se entiende los espacios libres entre las partículas del suelo o de rocas sedimentarías clásticas.  Acuíferos de fisura o grietas.- Donde la porosidad es secundaria y resulta de procesos de fracturación y meteorización de rocas impermeables. Las grietas, fracturas y diaclasas son los tipos de vacíos principales e importantes en todas las rocas consolidadas (rocas sedimentarias como arenisca; rocas magmáticas o metamórficas como granito, andesita, pizarra etc.) No obstante, las rocas sedimentarías (como conglomerados y areniscas, por ejemplo) cuentan a veces con una porosidad muy elevada. Algunas rocas volcánicas también pueden tener un espacio poroso notable.  Acuíferos kársticos.- Donde la porosidad es secundaria y resulta de procesos de disolución de rocas solubles (en especial las calizas). Los vacíos tipos "karst" son una forma especial de los vacíos de grietas en rocas solubles como caliza (incluyendo espacios muy grandes como las cuevas). En la tabla 10.2 se presentan las propiedades hidrogeológicas básicas de diferentes rocas, donde rocas sólidas consolidadas (caliza, arenisca, granito, etc.) y rocas noconsolidadas como suelos y depósitos cuaternarios). Tabla 10.2 Propiedades hidrogeológicas de la rocas Tipo de roca Grava Arena Arcilla Arenisca poco cementada

Tipos de vacíos poros poros poros poros y fisuras

Porosidad Elevada Elevada Elevada Variable, gen. Elevada

Permeabilidad elevada elevada muy baja generalmente elevada Variable, gen. elevada Variable, gen. elevada

Caudal máximo de manantiales [l/min.] 3800 1000