Guía de trabajos prácticos - Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y

Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
...Al final, resultó ser un pequeño planeta, que orbita alrededor
de una estrella común y corriente llamada Sol, una de las
tantas... ubicada en un barrio periférico de una galaxia nada
especial, llamada Vía Láctea, que es una más de las tantas que
forman el denominado Cúmulo Local de Galaxias, un cúmulo más,
de los miles de millones que pueblan el universo.
Pero aún así, Tierra hay una sola, las demás...
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Guía de Trabajos Prácticos
La presente Guía de Trabajos Prácticos es una ayuda para el alumno que cursa la
materia Geología General, correspondiente al 1º año de la Carrera de Geología. Es importante
recalcar el carácter de guía o ayuda, ya que solamente aporta las líneas generales para que el
alumno se maneje mejor en la parte práctica de la materia, descartando su utilización para
algunos temas vinculados a la parte teórica, pues para ésta se debe recurrir a la bibliografía
recomendada.
Aquí se podrá encontrar el programa práctico de la materia, pudiendo contar con una
síntesis de los temas desarrollados en cada clase práctica, como así también las tareas que se
le exige al alumno durante su desarrollo.
Cuerpo Docente:
Dr. Edgardo G. Baldo, Profesor Titular
Dr. Juan A. Murra, Profesor Adjunto
Dra. Gilda Collo, Profesora Asistente
Dr. Sebastián Verdecchia, Profesor Ayudante
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ÍNDICE
Página
INTRODUCCIÓN A LA PROSPECCIÓN Y CARTEO GEOLÓGICO
Generalidades…………………………………………………………………………..1
Ubicación de una posición en el espacio……………………………………………….1
Orientación……………………………………………………………………………..3
Escala…………………………………………………………………………………..5
Estudio de mapas topográficos…………………………………………………………6
Determinación de la altitud de un punto……………………………………………...10
Pendiente o gradiente…………………………………………………………………12
Perfiles topográficos…………………………………………………………………..13
Exageración vertical de perfiles topográficos………………………………………...15
Que es, y como mirar un mapa geológico…………………………………………….16
LAS BRÚJULAS GEOLÓGICAS: GENERALIDADES, MANEJO Y APLICACIÓN
Introducción…………………………………………………………………………..18
Tipos de mediciones…………………………………………………………………..18
Elementos de una brújula……………………………………………………………..19
Tipos de brújulas……………………………………………………………………...21
Para que se utiliza la brújula en geología?....................................................................22
Declinación magnética………………………………………………………………..24
INTRODUCCIÓN A LA MINERALOGÍA
Conceptos básicos…………………………………………………………………….26
Clasificación de los minerales………………………………………………………..27
Reconocimiento macroscópico……………………………………………………….29
Color…………………………………………………………………………………..29
Dureza………………………………………………………………………………...31
Brillo…………………………………………………………………………………..32
Color de la raya……………………………………………………………………….33
Densidad………………………………………………………………………………33
Exfoliación, fractura y maleabilidad………………………………………………….34
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Página
Otras propiedades de los minerales…………………………………………………...36
Hábito y forma cristalina…………...…………………………………………………36
Morfología del agregado……………………………………………………………...37
INTRODUCIÓN A LAS ROCAS
Las rocas de la Tierra…………………………………………………………………45
El ciclo de las rocas…………………………………………………………………...47
Tectónica de placas y el ciclo de las rocas……………………………………………50
Como se clasifica una roca?..........................................................................................51
Las rocas ígneas………………………………………………………………………53
Minerales comunes en las rocas ígneas……………………………………………….54
Clasificación de las rocas ígneas……………………………………………………...54
Las rocas sedimentarias……………………………………………………………….55
Desde el sedimento a la roca sólida…………………………………………………..56
Minerales comunes en las rocas sedimentarias……………………………………….58
Clasificación de las rocas sedimentarias……………………………………………...58
Rocas metamórficas…………………………………………………………………..65
Factores del metamorfismo…………………………………………………………...65
Intensidad del metamorfismo…………………………………………………………66
Ambientes metamórficos y tipos de metamorfismo…………………………………..68
Minerales comunes en las rocas metamórficas……………………………………….70
Clasificación de las rocas metamórficas……………………………………………...71
Textura………………………………………………………………………………..71
Clasificación y nomenclatura …………………………………………………………74
Los prefijos orto y para……………………………………………………………….76
Donde y cómo vemos las rocas?...................................................................................77
Bibliografía de consulta....……………………………………………………………79
ANEXOS
Trabajos prácticos
Programa teórico - práctico
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INTRODUCCIÓN A LA PROSPECCIÓN Y CARTEO GEOLÓGICO
Generalidades
Los mapas son representaciones gráficas en proyección horizontal de la superficie terrestre
donde queda expresada la situación, relación, tamaño y forma de las características de un área.
El mapa topográfico es una representación gráfica que muestra la forma, dimensiones y
distribución de los caracteres más notorios de una región, proyectados en un plano horizontal
(proyección ortogonal o normal). Los caracteres que se representan son el relieve (cerros,
lomas, valles, planicies, etc.), la red de drenaje y los cuerpos de agua (ríos, arroyos, bañados,
lagos, lagunas, etc.), las costas marítimas y las obras realizadas por el hombre, denominadas
colectivamente “obras de arte” (poblaciones, caminos, puentes, etc.). Todos estos caracteres
se representan mediante signos convencionales acerca de los cuales se da una referencia en el
margen del mapa. También en estos mapas se expresan los límites políticos y la toponimia.
Existen distintos tipos de mapas:
a) Planimétricos, son los que incluyen los detalles naturales o artificiales que
se encuentran en el terreno (rutas, vías férreas, escuelas, vegetación,
hidrografía, etc.).
b) Planialtimétricos, son aquellos donde además de los rasgos anteriores se
representa la morfología del terreno, en cuanto a las formas que componen
el relieve (llanuras, mesetas, serranías, etc.), por ejemplo mapas
topográficos.
Ubicación de una posición en el espacio
Una de las primeras condiciones imprescindibles en el estudio de la superficie terrestre es
poder definir la posición de cualquier punto sobre ella; es decir, situar lugares en la superficie
de la Tierra por medio de determinaciones de latitud y longitud, las cuales conforman un
sistema cartográfico de referencia.
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Latitud, define la posición de un punto con relación al Ecuador, al Polo Norte o al Sur.
De todas las líneas de latitud (paralelos) únicamente el Ecuador es un círculo máximo, o sea el
mayor que puede trazarse alrededor del globo (Fig. 1). La latitud se mide de 0 a 90º hacia el
norte o hacia el sur a partir del Ecuador.
Son condiciones características de los paralelos:
•
Todo paralelo es paralelo a otro.
•
Todo paralelo representa una línea Este – Oeste (geográfico).
•
Todo paralelo intercepta a los meridianos en un ángulo recto (excepto en
los polos).
•
Infinitos números de paralelos pueden dibujarse en el globo, o dicho de otra
manera, cualquier punto del globo, excepto el Polo Norte y Sur, cae en un
paralelo.
N
PRIMER MERIDIANO
ECUADOR
LONGI TUD ESTE
O
LONGI TUD OESTE
LATI TUD NORTE
E
LATI TUD SUR
S
Figura 1.
Longitud, define la posición en relación al meridiano principal. Un meridiano se define
como la diferencia mas corta a lo largo de la semicircunferencia entre dos polos. Todos los
meridianos pasan por ambos polos, de modo que constituyen ejemplos de círculos máximos,
que son círculos que tienen su centro en el centro del globo.
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Cada lugar tiene su propio meridiano medido en grados Este u Oeste en referencia al
meridiano principal, normalmente el meridiano de Greenwich, el que pasa por el Royal
Observatory ubicado en la localidad inglesa del mismo nombre. La longitud varia entre 180º
al E y 180º al O.
Son condiciones características de los meridianos:
•
Todo meridiano corre en dirección Norte – Sur.
•
Todos los meridianos convergen hacia un punto en ambos polos.
•
Infinitos números de meridianos pueden ser dibujados en el globo. Existe
un meridiano para cualquier punto sobre el globo.
Un punto sobre la superficie terrestre tiene un valor de latitud y un valor de longitud, y
por el se cruzan un paralelo con un meridiano.
Orientación
Para conocer la situación de un rasgo natural o artificial (sea ésta una línea de ribera o un
edificio) es necesario hacer referencia a los puntos cardinales Norte, Sur, Este y Oeste (Fig.
2), como así también a puntos de referencia auxiliares.
La herramienta más común para determinar la posición del norte magnético es la brújula.
En la mayoría de los mapas, el rumbo de la brújula suele estar indicado por una flecha
debidamente orientada hacia el norte verdadero. El ángulo entre el norte geográfico y el
magnético se denomina declinación magnética.
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N
NE
NO
NNO NNE
ONO
ENE
OSO
ESE
O
E
SSO SSE
SO
SE
S
Figura 2
Orientación del mapa
Los mapas topográficos se orientan mayormente con el norte geográfico (NG), pero
también pueden ser orientados de acuerdo al norte magnético (NM), y/o el norte de cuadrícula
(NC).
NG
NC
NM
= declinación magnétic a
Figura 3
Norte geográfico, es la dirección del meridiano geográfico del lugar, el cual queda
definido por la dirección del sol en el mediodía astronómico (que en la República Argentina
no coincide con el mediodía civil de la hora oficial). Este dato, complicado de obtener, en el
mapa queda materializado por la dirección de los meridianos.
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Norte magnético, es la dirección del meridiano magnético del lugar, materializado por la
orientación que toma la aguja magnética de la brújula. En las hojas topográficas del Instituto
Geográfico Militar (IGM) se expresa la declinación magnética (Fig. 3), es decir, el ángulo que
forma el NM con el NG a la fecha de la confección del plano.
Norte de cuadrícula, Es la dirección de las líneas verticales del reticulado de las hojas
topográficas del IGM, las cuales son paralelas al meridiano central de la hoja 1:500.000, pero
difieren en un pequeño ángulo de cualquier otro meridiano contenido en la hoja. En la
práctica se puede asimilar (si la precisión no es la forma) el norte de la cuadrícula al norte
geográfico.
Escala
Representa la relación constante entre las medidas del mapa y las medidas reales (las del
terreno), que permiten trasladar proporcionalmente todas las dimensiones de la superficie al
mapa.
Esta relación dimensional queda expresada con el cociente E=l/L, donde l es la longitud
medida sobre la carta y L es la longitud medida sobre el terreno.
Por ejemplo, si dos puntos distan en el terreno 4 km y sobre el mapa 10 cm, la escala será:
E=10cm
4 km
;
10 cm
400000cm
;
1
o bien
1:40.000
40.000
Entonces, si un mapa indica una escala 1:240.000, querrá expresar que por cada unidad de
medida en el mapa existen 240.000 unidades en el terreno.
A las escalas citadas se las denomina numéricas pero también puede efectuarse una
representación gráfica a partir de una recta dividida en partes iguales, donde cada una de ellas
es la unidad de longitud de la escala del mapa. Habitualmente la unidad es el kilómetro. Se la
representa como un segmento de recta graduado de izquierda a derecha (Fig. 4); en ocasiones
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se le agrega un segmento más a la izquierda del cero, dividido en fracciones menores, llamado
talón.
ESCALA 1:100.000
1000 m
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10 km
Figura 4
Estudio de mapas topográficos
El mapa topográfico es el que expresa la forma, dimensiones y distribución de los rasgos
morfológicos de la superficie terrestre expresados en dos dimensiones, es decir, proyectado
sobre un plano. Como plano de proyección se toma el horizontal y sobre él se proyectan los
puntos del relieve que están situados a la misma altitud (Fig. 5).
Las líneas que unen los puntos que tienen la misma altitud sobre el nivel del mar se llaman
curvas de nivel; la altitud de un punto se llama cota.
La diferencia de altitud entre dos curvas consecutivas es constante para cada mapa y recibe
el nombre de equidistancia. Si en un mapa leemos que la equidistancia es de 5 m, indica que
dos puntos situados en curvas contiguas se encuentran separados 5 m verticalmente.
La cota de cualquier curva de nivel se calcula conociendo el valor de una de ellas y la
equidistancia. Se debe recalcar que las curvas de nivel nunca se cortan. Esto se ve reflejado en
la figura 5 en donde se representa a las curvas de nivel por la intersección de un plano
horizontal con la superficie del terreno. Si esta superficie es interceptada por planos
horizontales, las líneas que resulten de esto jamás podrían cortarse por ser paralelos.
En los mapas topográficos se suele representar también la red hidrográfica, vías férreas,
carreteras, caminos, vegetación, etc.
6
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60
40
20
60
40
20
60
40
20
Figura 5
Las curvas de nivel se pueden dividir en (Fig. 6):
‰
Principales, que son directrices a partir de las cuales se dibujan las restantes. Son
curvas de equidistancias que responden a cifras enteras y se dibujan con líneas más
gruesas que las restantes. Además de ser las guías, se utilizan para facilitar la lectura y
dar expresión al relieve.
‰
Intermedias, son curvas de equidistancia representando el valor unitario de variación
de nivel de curvas contiguas. Se dibujan con líneas continuas y delgadas.
‰
Auxiliares, representan el relieve local de las intermedias, que no alcanzan la
equidistancia. Se utilizan excepcionalmente, dibujándose con líneas punteadas.
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Curva
intermedia
Loma
Bola
625
Curva auxiliar
500
Curva directriz
500
as d
Lom
e
p
San
o
edr
Figura 6
Propiedades de las curvas de nivel
Para visualizar las formas del terreno mediante curvas de nivel se debe realizar la lectura
del mapa topográfico donde se tendrá presente que:
a) Todas las curvas de nivel son cerradas, aunque a veces no se observa esto
dadas las dimensiones del mapa.
b) Si la traza de la curva es suave, la superficie topográfica será también
suave; por el contrario, cuanto mas irregulares son las curvas, mas irregular
es el terreno.
c) A mayor separación de las curvas, menor será la pendiente y viceversa.
d) En los valles, las curvas de nivel se inflexionan formando una V cuyo
vértice apunta aguas arriba.
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e) Las curvas presentan también forma de V en espolones, escarpas y
promontorios (terminaciones de serranías, cabos, etc.). En estos casos el
vértice de la V apunta a la menor altitud.
f) Cuando las curvas de menor altura rodean a las de mayor altitud tenemos
una elevación.
g) Si las curvas de mayor altura rodean a las de menor altitud, tendremos una
depresión.
h) Cuando la pendiente es uniforme las curvas son equiespaciadas y la
separación será en función de la pendiente pero no de la equidistancia.
i) Cuando las curvas se superponen hasta dar casi una línea tenemos un
acantilado o un barranco. Esto se marca en el mapa con trazos
perpendiculares a las curvas.
j) Cuando las curvas se aprietan en la dirección que disminuye la altura la
pendiente es convexa. Donde se acercan al aumentar la altura, ésta es
cóncava.
Trazado de curvas de nivel
La precisión de un mapa topográfico dependerá del número de puntos determinados en el
levantamiento y de la escala; es decir, que cuanto mayor es la escala tanto mayor será la
posibilidad de detalle. Estos conceptos se hacen extensivos al trazado de las curvas de nivel,
dado que materialmente es imposible medir cada punto a lo largo de la curva, efectuándose el
trazado de las mismas a través de una densidad de puntos acotados, convenientemente
distribuidos en el terreno, interpolándose los restantes. Es obvio que cuanto mas densa es la
red altimétrica, mas precisa será la representación del relieve.
Método
En la figura 7 se han representado una serie de puntos acotados, según la equidistancia de
10 m. La interpolación de las curvas se puede realizar de la siguiente manera:
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150 m
100 m
200 m
170
230
110
200
170
80
140
150
190
120
160
90
150
130
140
Figura 7
1- Se marcarán las curvas directrices en las cotas 100, 150 y 200 m, empezando por la de
menor altitud. Así, para trazar la curva de 100 m se habrán de considerar los siguientes
pares de puntos acotados: 80 y 110, 80 y 120, 90 y 120, 90 y 130, los que se unen por
segmentos.
2- Luego se divide la magnitud que separa cada par de puntos en segmentos iguales,
correspondientes a 10 m de desnivel cada uno, y así sucesivamente se van interpolando las
otras curvas directrices.
3- Posteriormente se interpolan por el método anterior y/o a mano alzada las curvas
intermedias, de acuerdo a la equidistancia.
Determinación de la altitud de un punto
Cuando se desea conocer la cota de un punto intermedio situado entre dos curvas de nivel,
se procede de la siguiente manera:
10
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90 m
100 m
B
C
A
AB= x= 3,6 CM
CB= x’= 2,2 cm
Eq= 10 m
y= 2,2 . 1000 cm= 611,1cm= 6,11m
3,6
cot a c= 90 m + 6,11m = 96,11m
100
Y
Y’
90
X’
X
1- Se traza una línea que contenga el punto buscado lo mas perpendicular posible a las dos
curvas.
2- Se mide la magnitud en cm entre las dos curvas de nivel (AB)= x.
3- Se mide la magnitud en cm entre el punto a determinar © y la curva de menor valor (CB)=
x’.
4- La equidistancia es conocida (y= 10 m).
5- Por semejanza de triángulos se obtiene la cota del punto © buscado, que corresponde al
valor de la ordenada y’.
y
y’
=
x
x’
, luego es: y’ =
x’ . y
x
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Pendiente o gradiente
Expresa la inclinación del terreno en forma angular, numérica o porcentual. Representa la
inclinación regional o de una ladera o flanco, tanto de carácter subácueo como subaéreo.
B
P=
h
A
h
d
C
d
Numérica , esta razón se expresa en función de la diferencia de altura ( h)y la distancia horizontal (d).
Pendiente (P)=
h
;
Ej.
d
h = 5 m y d = 50 m
P = 0,1
Porcentual, es la pendiente numérica por cien.
h
d
. 100 ; 0,1 . 100 = 10 %
Angular, se expresa en función de la tangente del ángulo vertical (
tg
= sen
cos
=
h
= 0,1 ; luego
)
arc tg 0,1 = 5º 48’
d
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Perfiles topográficos
Un perfil topográfico es un diagrama que muestra la superficie del terreno (o topográfica),
tal como aparece en un plano vertical.
El perfil consta esencialmente de cuatro líneas que cierran el espacio, siendo estas: la base
del perfil (horizontal), las dos extremas (verticales), y la de la superficie topográfica
(irregular). Esta última constituye el perfil propiamente dicho.
La línea horizontal de base se traza a una distancia conveniente por debajo del punto mas
bajo del relieve a representar. La traza del perfil corresponde a la línea que se señala en el
mapa, con el fin de localizar el perfil cuyo relieve se quiere representar.
Todo perfil tiene orientación y escala vertical y horizontal. La escala horizontal se
establece en las mismas unidades planimétricas del mapa, sobre la línea base, y la escala
vertical en unidades convenientes a la representación altimétrica, sobre la línea perpendicular
de la base.
Si ambas escalas son iguales, el perfil se denomina natural y las pendientes aparecerán
con su verdadero valor. En cambio, en terrenos de suave desnivel (planicies), la escala vertical
se exagera a fin de destacar los pequeños accidentes del relieve. Este tipo de perfil se
denomina exagerado o sobrealzado; en cualquier caso es preferible, en lo posible, el uso de la
escala natural.
Construcción de un perfil
1- Se traza en el mapa un segmento de recta (traza de un perfil) entre los puntos A y B (Fig.
8).
2- Se coloca sobre dicha línea el borde recto de una hoja de papel cuadriculado o
milimetrado y se marcan sobre este cada punto en donde una curva de nivel corta la línea
AB, así como cada punto donde un curso de agua corta esa misma línea. Se anotan
también los valores de cota de cada intersección.
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100
150
B
B
190
180
1 70
16
0
0
15
140
1 30
0
12
110
A
100
A
Escala 1: 5.000
Equidistancia: 10 m
Figura 8
3- Se traza sobre el papel cuadriculado la línea de base del perfil, y en sus extremos las
perpendiculares a la base (Fig. 9).
4- Sobre el eje vertical de la izquierda se marcan los valores, según la equidistancia y la
escala vertical elegida.
5- En cada valor del eje vertical se trazan paralelas a las líneas de base y desde cada punto de
intersección del eje horizontal anteriormente determinado, se trazan perpendiculares a las
líneas de base, cuya altura será a escala el valor de la curva de nivel correspondiente.
6- Se unen todos los puntos así determinados, obteniéndose la línea de perfil topográfico
buscado. Los cursos de agua que puedan aparecer en un perfil se marcan con una pequeña
muesca.
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200
190
180
Perfil topográfico
Alturas (mts)
170
160
150
140
130
120
Base del perfil
110
100
A
190
180
170
160
150
140
130
120
110
100
A
B
B
Escala horizontal 1:5.000
Escala vertical 1:2.000
Figura 9
Exageración vertical de perfiles topográficos
Los perfiles son comúnmente dibujados con una escala vertical que es diferente a la escala
horizontal. Esta diferencia, generalmente se traduce en una exageración vertical, y sirve para
resaltar algunas características que de otra manera no podría mostrar el perfil. La cantidad de
exageración vertical es determinada por la relación de la escala horizontal del mapa (por
ejemplo, 1 cm es 1 km) con la escala vertical sobre el perfil, (por ejemplo, 1 cm es 100 m).
Para calcular la exageración vertical del perfil, primero se convierte la escala horizontal y
la vertical a las mismas unidades. Por ejemplo:
La escala horizontal es 1 cm ---- 1 km
que es lo mismo que 1 cm ---- 1000 m
La escala vertical es 1 cm ---- 100 m
Lo próximo es dividir el número de m x cm en la escala horizontal (del mapa), por el
número de m x cm de la escala vertical (del perfil):
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1 cm (horizontal) = 1000 m = 10
1 cm (vertical)
100 m
La exageración vertical es de 10 veces (10x). Esto significaría, en este ejemplo, que la
distancia que representa una diferencia vertical en elevación de 25 m en un perfil, podría
representar una distancia horizontal de: 25 m x 10 = 250 m, en la escala horizontal.
Que es, y como mirar un mapa geológico
Un mapa es por definición, la proyección a un plano horizontal y a una escala definida, de
alguna particularidad del terreno, como ser su topografía, su red vial, etc. Un mapa geológico
es, por lo tanto, la proyección en un plano horizontal de las características geológicas de una
región, es decir, los distintos tipos de rocas con sus edades, formas geométricas y las
estructuras tectónicas como fallas, pliegues, foliaciones y lineaciones.
El mapa Geológico es el documento básico que el geólogo utiliza para mostrar la geología
de una región. A partir de éste debe ser posible realizar cortes o perfiles geológicos, es decir
una proyección a un plano vertical. La combinación de mapa y corte geológico permite
visualizar la geología de una región en sus tres dimensiones.
Que ver en un mapa geológico?
1- Ubicación: ubicar el mapa en su contexto geográfico y dentro de otro de escala
menor.
2- Coordenadas límites del mapa.
3- Escala del mapa, numérica y gráfica.
4- Referencias del mapa: litológicas, estructurales, topográficas, cartográficas y
abreviaturas.
5- Equidistancia de las curvas de nivel.
6- Tipos de materiales cartografiados (tipos de rocas).
7- Edades de los materiales cartografiados.
8- Tipos de estructuras tectónicas representadas.
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9- Yacimientos de interés económico representados.
10- Perfiles geológicos vinculados al mapa.
11- Distribución topográfica de los materiales (qué hay en las partes altas y qué en las
partes bajas).
12- Columna estratigráfica de la región (ordenamiento en vertical de los materiales
según su edad).
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LAS BRÚJULAS GEOLÓGICAS:
GENERALIDADES, MANEJO Y APLICACIÓN
Introducción
Para el trabajo del geólogo la brújula es algo imprescindible, y a pesar de tratarse de un
instrumento sencillo, el principiante suele tener dificultades en su uso correcto; incluso el
profesional a veces comete errores debido a la falta de una práctica continua o al uso de
modelos no conocidos, ya que existen muchos tipos de diferente construcción y sistema de
lectura.
Básicamente, la brújula es un instrumento constituido por una aguja imantada que gira
libremente en un plano horizontal sobre un pivote, o flotando sobre un líquido. La aguja se va
a orientar en una dirección aproximada norte - sur. Para lograr mayor precisión en la medición
se utiliza un limbo graduado aplicado en el perímetro de la brújula y en cuyo centro gira la
aguja. Lo que se obtiene con la brújula es el ángulo entre una dirección cualquiera y el norte
magnético, dado por la aguja imantada.
Se debe tener siempre en cuenta que la brújula no indica el norte geográfico sino el
magnético. El ángulo que forman estas dos direcciones (el norte geográfico y el norte
magnético) se denomina declinación magnética.
Tipos de mediciones
La medición se debe realizar a partir del meridiano de referencia, sea geográfico o
magnético, habiendo dos formas principales:
a) Medición azimutal, en donde se mide el ángulo desde el norte en sentido horario y con una
división sexagesimal del limbo de 360º (figura 10a).
b) Medición por cuadrantes, en donde se mide el correspondiente cuadrante desde el norte o
desde el sur. En este método el sentido giratorio de la medición no es uniforme, sino que varía
según el cuadrante (figura 10b).
18
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Es importante que el geólogo maneje perfectamente ambos métodos ya que no existe una
uniformidad en el tipo de brújulas que se pueden llegar a utilizar, o con las lecturas que se
podrían leer.
Elementos de una brújula
A pesar de que existe un gran número de fabricantes y tipos de brújulas, todas ellas
contienen las siguientes características esenciales (figura 2):
Una aguja imantada suspendida en su punto medio sobre el extremo de un pivote afinado,
mediante un pequeño casquete de ágata. El pivote está montado en el centro de una placa
circular con un limbo periférico graduado (de 360º o de cuadrantes a 90º). La recta norte - sur,
o 360 - 180º, o 0 - 0º de las brújulas por cuadrantes coincide con la línea mediana longitudinal
del instrumento, la cual se denomina “eje”.
Normalmente las brújulas geológicas están montadas sobre una placa o caja rectangular o
cuadrada, donde uno de los lados debe ser paralelo al eje (a la línea norte - sur).
Para que la aguja quede horizontal en cualquier región, se le monta un pequeño peso
corredizo (generalmente de cobre) sobre uno de los brazos para contrarrestar la influencia de
la declinación magnética.
19
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El clinómetro es un accesorio esencial en las brújulas geológicas, el cual es una especie de
péndulo suspendido en el pivote de la aguja. Este mide las inclinaciones de diversos
elementos geológicos.
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Tipos de brújulas
Básicamente dentro del gran número de modelos existentes existen tres tipos principales:
a) Brújulas con limbo graduado fijo, donde la lectura se realiza con una punta de la aguja
(generalmente negra).
b) Brújulas de limbo móvil, en donde el limbo graduado está unido a la aguja y se mueve
junto a ella.
c) Brújulas con limbo girable, donde el limbo graduado se gira hasta que la aguja coincide con
una marca.
De los tres tipos, el primero es el más utilizado por los geólogos, y dentro de las con limbo
fijo se pueden mencionar las brújulas Breithaupt, Gurley o Peigné, y Brunton.
La Brunton o tipo Brunton (de idea norteamericana) es la mas refinada y evolucionada de
las tres. Tiene divisiones de limbo en 360º o en 4 x 90º. El clinómetro tiene un nivel girable
más apto que el que trabaja en forma de péndulo para medir inclinaciones (figuras 1a y b y 2).
Muchas veces en las brújulas geológicas los puntos cardinales (el Este y el Oeste) están
invertidos; esto se realiza para facilitar la lectura en la medición de las direcciones debido al
sentido giratorio del movimiento aparente de la aguja con respecto al eje. Es decir, cuando
estos dos puntos están ubicados correctamente (el Este a la derecha de la línea Norte - Sur), a
la brújula se la denomina de “limbo normal y lectura inversa” (el limbo está graduado de 0 a
360º), por lo que en este caso, al dar la orientación de la dirección, se debe invertir el Este con
el Oeste y se debe restar a 360º la medida que se obtuvo. Por el contrario, cuando están
invertidos estos dos puntos cardinales se dice que la brújula es de “limbo inverso y lectura
directa”, obteniéndose en este caso una medición directa de la dirección a conocer (el limbo
está graduado de 360º a 0º en sentido horario). Si se observa con detenimiento las figuras 1a,
1b (por cuadrantes) y la figura 2, veremos que todos estos modelos son de lectura directa, ya
que están invertidos el Este y el Oeste, y además, en los limbos con graduación de 360º, en
sentido horario se lee de 360 a 0º. Por ejemplo, con una brújula de lectura directa, para
efectuar una visual que pasa por el cuadrante NE, supongamos 30º hacia el Este desde la línea
Norte, se tiene que girar el eje de la brújula 30º a la derecha (hacia el Este). Durante este
movimiento giratorio del instrumento, la aguja conserva su posición; mientras que el operador
mueve el limbo debajo de la aguja, ésta queda casi inmóvil. Terminada la operación, la punta
imantada de la aguja se encuentra a 30º a la izquierda de la recta del eje del instrumento, de
21
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manera que para leer la cifra 30 en el limbo fijo su graduación debe ir a la izquierda,
inversamente al movimiento de las agujas del reloj (figura 12). Si se utilizara para esta misma
operación una brújula con limbo no invertido, la lectura que se haría sería de 330º, por lo que
se debe restar a 360º, 330º para obtener 30º que es la dirección correcta, además de permutar
también el Este con el Oeste.
Para que se utiliza la brújula en geología?
Además del empleo normal para ubicarse con respecto al norte magnético y para realizar
visuales, este instrumento es indispensable para los geólogos para dos tareas fundamentales en
su trabajo:
a) Levantamientos topográficos expeditivos, donde se miden con la brújula las direcciones de
los trazos de las poligonales y las direcciones a puntos laterales cercanos o lejanos.
b) Ubicar los cuerpos geológicos (planos y líneas) en el espacio y en un punto dado.
Para poder ubicar un plano en el espacio se necesita conocer el rumbo (dirección) y el
buzamiento (inclinación) (figura 13a y b).
El rumbo es el ángulo horizontal formado entre la línea de rumbo y el norte magnético. La
línea de rumbo queda definida por la intersección del plano en cuestión y un plano horizontal
imaginario dado por la caja de la brújula. Para lograr esto se utiliza el nivel cilíndrico
horizontalizador.
El buzamiento es la línea de máxima pendiente del plano en cuestión y es siempre
perpendicular al rumbo. Se mide con el clinómetro sobre un plano vertical, y es el ángulo
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formado entre el plano en cuestión y un plano horizontal imaginario (igual al anterior,
utilizado para medir el rumbo). Los ángulos de buzamiento siempre varían entre 0 y 90º.
Para medir el rumbo de un plano (geológico) se debe apoyar sobre su superficie a la
brújula con uno de sus bordes paralelos a su eje en posición horizontal, y se lee directamente
el valor angular en el limbo (por ejemplo 330º). Para medir el buzamiento (recordemos que es
perpendicular al rumbo) se coloca la brújula sobre el plano de manera que el clinómetro quede
en posición vertical y pueda funcionar su nivel tubular. El mismo se mueve con una palanca
ubicada en la parte posterior de la caja de la brújula; cuando se logra calar la burbuja del nivel
se retira el instrumento y se lee el ángulo de inclinación en el nonio del clinómetro (por
ejemplo 37º). Además de esta lectura se debe indicar siempre hacia que orientación se inclina
el plano. Si no se indica se podría interpretar que el plano buza 37º hacia el este o al oeste.
23
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Una vez que se ha tomado el dato en un afloramiento se lo debe anotar inmediatamente en
la libreta de campo, convenientemente de manera convencional. Por ejemplo, un plano que
mide 330º de rumbo y buza 37º hacia el Este, comúnmente se anota: N330º / 37º E.
Cuando se vuelcan en un mapa topográfico o geológico los datos de rumbo y buzamiento
de un plano, también se utilizan signos convencionales. Para el ejemplo anterior, sobre un
mapa geológico el plano estaría representado por el símbolo:
o bien los siguientes si se midiesen planos con diferente orientación:
Anotación en
Libreta
N35º / 50º O
N270º / 40º N
N5º / 90º
N270º / 70º S
Símbolo en
Mapa
geológico
Declinación magnética
La diferencia angular entre el polo norte geográfico y el polo norte magnético es la
declinación magnética. Esta no es la misma en toda la superficie de la Tierra; su valor y su
sentido difieren en distintas zonas, ya que en regiones tienen una desviación hacia el Este y en
otras es hacia el Oeste. Además el valor para un mismo lugar no es constante, sino que varía
con el tiempo. Por ejemplo en casi toda la República Argentina la declinación magnética es
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oriental, mientras que hacia el Oeste de Misiones, Uruguay, Brasil pasa a ser occidental. Se
debe tener mucho cuidado al utilizar una brújula perteneciente a otro lugar de fabricación, ya
que normalmente tienen la corrección realizada para el país en donde se construyó y al
cambiar de región se pueden cometer errores groseros en su uso.
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INTRODUCCIÓN A LA MINERALOGÍA
Conceptos Básicos
Una estantería de metal, los cristales de una ventana, el sílice necesario para construir la
fibra óptica, el material para la fabricación de los ladrillos cerámicos o de los artefactos de un
baño, la mina de un lápiz, los materiales con que se construye la delicada tecnología de un
televisor, de un DVD o de una computadora, etc., etc., etc.… ¿De dónde se saca toda la
materia prima para la construcción de la inmensa mayoría de los elementos que se utilizan
diariamente por casi todas las personas de la Tierra? La respuesta es simple: de las rocas y de
los minerales.
La mayor parte de nosotros está familiarizada con los minerales y rocas, dado que estos se
encuentran naturalmente en lugares que visitamos con frecuencia. Sin embargo, no todos
tenemos claro qué es la mineralogía, o cuál es la definición de mineral. La mineralogía es el
estudio de las sustancias cristalinas que se encuentran en la naturaleza, es decir, los minerales.
La definición de qué es un mineral es algo más compleja, pero puede sintetizarse de la
siguiente forma: un mineral es una sustancia sólida e inorgánica de origen natural, con una
estructura cristalina específica y ordenada, y una composición química característica. Aunque
algunos términos de esta definición, como sólido o inorgánico, se pueden interpretar sin
mayor problema, si la analizamos detalladamente podremos comprenderla mejor:
1- Que esta es inorgánica. Si bien el término habla por sí solo, vale aclarar que se pueden
incluir dentro de la definición de mineral algunas sustancias que son cristalizadas a
partir de materiales generados orgánicamente, como el caso de calizas generadas a
partir del carbonato cálcico presente en las conchas de moluscos, que
predominantemente es Aragonito (CaCO3) idéntico al que se forma por procesos
inorgánicos. Existen otros casos, como el ópalo (forma amorfa del SiO2), la magnetita
(Fe3O4), la pirita (FeS2), la apatita (Ca5(PO4)3(OH); principal constituyente de huesos y
dientes) entre muchos otros, que pueden ser precipitados por organismos, aunque su
clasificación es algo más controvertida y por lo general no se consideran minerales en
el sentido estricto.
2- Cuando se menciona de origen natural, se pretende distinguir entre sustancias formadas
naturalmente de aquellas formadas sintéticamente en un laboratorio. Estas últimas
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pueden
considerarse
“equivalentes
sintéticos”
de
los
minerales
originados
naturalmente; es el caso del óxido de zirconio o algunos diamantes, entre otros.
3- Cuando se menciona que se tiene una estructura cristalina específica y ordenada, se
hace referencia a que es una sustancia sólida que no puede dividirse físicamente en
simples componentes químicos. El agua líquida o el mercurio, que carecen de un
ordenamiento interno, no cumplen con este requisito y son por lo general no
considerados minerales.
4- Una composición química característica hace referencia a que el mineral puede
expresarse mediante una fórmula química específica, aunque esta última puede variar
(en algunos casos) dentro de ciertos límites.
Aquellas sustancias que no cumplen con alguno de estos requisitos, de las que ya hemos
dado algunos ejemplos, suelen denominarse mineraloides.
Clasificación de los minerales
La clasificación de minerales propuesta por J. D. Dana a mitad del siglo XIX, divide a los
minerales en clases, en función de sus aniones o grupos de aniones predominantes. La
clasificación se basa en que los minerales con el mismo no metal (anión o grupo aniónico)
tienen propiedades químicas similares, y se parecen entre sí mucho más que aquellos que
tienen en común el metal. La clasificación de Strunz, basada en la clásica de J. D. Dana,
propone las siguientes clases o grupos principales:
I-Elementos nativos: son los elementos que aparecen sin combinarse con los átomos
de otros elementos, como por ejemplo oro (Au), plata (Ag), cobre (Cu), azufre (S),
diamante (C).
II-Sulfuros y sulfosales: son el producto de combinaciones con azufre, sin oxígeno,
por ejemplo pirita (FeS2). Se incluyen aquí los arseniuros (As), telururos (Te),
seleniuros (Se) y antimoniuros (Sb), más raros.
III-Haluros: Los aniones más característicos son F, Cl, Br, I, que están combinados
con cationes relativamente grandes de poca valencia, por ejemplo halita (NaCl),
fluorita (CaF2).
27
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IV-Óxidos e Hidróxidos: Los óxidos son compuestos de metales con oxígeno como
anión. Por ejemplo cuprita (Cu2O), corindón (Al2O3), hematita (Fe2O3), magnetita
(Fe3O4). Los hidróxidos están caracterizados por iones de hidróxido (OH-) y/o
moléculas de H2O-, p.ej. goethita FeO(OH).
V-Carbonatos y nitratos: En los carbonatos el anión es el radical carbonato (CO3)2-,
por ejemplo calcita (CaCO3), dolomita [CaMg(CO3)2]. En los nitratos el anión es
(NO3)2VI-Sulfatos, Wolframatos, Molibdatos, Cromatos y Boratos: En los sulfatos,
subgrupo más difundido, el anión es el grupo (SO4)2-; p.ej. barita (BaSO4), en el yeso
(CaSO4·2H2O).
VII-Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos: En los fosfatos el complejo aniónico (PO4)3es el complejo principal, como en la apatita Ca5[(F, Cl, OH)/PO4)3].
VIII-Silicatos: Es el grupo más abundante de los minerales formadores de rocas
donde el anión está formado por grupos silicatos del tipo (SiO4)4-, dentro del cual el
componente básico es el tetraedro silicio-oxígeno. Esta estructura se compone de
cuatro iones de oxígeno que rodean a un ion de silicio.
IX-Sales de ácidos orgánicos: combinaciones con los iones oxalato (C2O4)2-, C, N,
etc, por ejemplo la whewellita Ca(C2O4)·H2O.
En cada una de estas clases, definidas según criterios químicos, se establecieron
posteriormente subdivisiones basadas predominantemente en la estructura cristalina de cada
mineral. Tal es el caso de las divisiones dentro de la clase de los silicatos (ver tabla más
adelante), que están basadas en criterios cristalográficos: A partir de la estructura básica
(SiO4)4- negativa se forman cadenas simples, dobles o laminares que se combinan con iones
positivos para dar estructuras químicamente estables. Los iones positivos que se pueden
“acomodar” en sitios de enlaces determinados son el Al+3, Fe+3, Mg+2, Fe+2, Na+1, Ca+2 y K+1.
Cada uno de estos iones tiene un tamaño atómico determinado y una carga particular, por lo
que es común que iones que tienen radios iónicos similares se sustituyan entre sí. Debido a
esto, algunos silicatos tienen una posible variación en la composición, como por ejemplo el
olivino [(Mg,Fe)2SiO4], que en su estructura puede contener Fe en un extremo de la serie, o
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Mg en el otro extremo. El Fe y el Mg tienen radios atómicos similares, por eso puede ocurrir
este tipo de sustitución.
Reconocimiento macroscópico
El reconocimiento macroscópico de un mineral consiste en la determinación de sus
propiedades físicas (p. ej. brillo, color, raya, hábito, peso específico, dureza, etc.) por métodos
estrictamente visuales o mediante sencillas manipulaciones. En general, para la correcta
caracterización de un mineral, suele ser necesario el empleo de técnicas de identificación
mineral más específicas, como el análisis de sus propiedades ópticas utilizando el microscopio
petrográfico, la difracción de rayos X (que permite conocer su estructura cristalina) o la
fluorescencia de rayos X (que permite conocer su composición química), entre otras aún más
sofisticadas.
El proceso de reconocimiento macroscópico de minerales se basa en la determinación de
una serie de propiedades de los mismos:
1-Color; 2-Brillo; 3-Densidad; 4-Dureza; 5-Raya; 6-Exfoliación, fractura y maleabilidad;
7-Otras propiedades
Hay que resaltar que las propiedades físicas de los minerales pueden ser escalares o
vectoriales. Es decir, algunas de ellas pueden variar en función de la dirección en que se
realice la observación. Son propiedades vectoriales, por ejemplo, el brillo, la dureza o la
exfoliación, mientras que las escalares son el sabor, la densidad o el punto de fusión.
Existen otras propiedades de los minerales relacionadas con su forma de crecimiento y que
son de fácil identificación. Por consiguiente, estas otras propiedades también nos pueden
ayudar a reconocer minerales. Entre ellas se encuentran:
8-El hábito y 9-La morfología del agregado.
1- Color
Aunque el color es una característica obvia en un mineral, a menudo es una propiedad de
diagnóstico poco fiable, ya que una misma especie mineral, sin variar su fórmula específica,
puede presentar diferentes tonalidades y colores. Los cambios de coloración se pueden
asociar, entre otros, con los siguientes fenómenos:
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a)Presencia de elementos “cromóforos” como el Ti, Fe, Mn, Co, Cr, V, Cu, Ni; por ejemplo,
el Fe en berilo y turmalina puede darles una tonalidad azulada o verdosa.
b) Presencia de defectos en la estructura cristalina de un mineral, que por lo general está
asociado a la incorporación de un metal; por ejemplo, cuarzo amatista (producto de defectos +
incorporación de Fe), cuarzo ahumado (producto de defectos + incorporación de Al).
c) Presencia de impurezas albergadas en el interior del mineral (p. ej. el yeso que en sí es
incoloro adquiere a menudo un color marrón debido a las impregnaciones de pequeñas
cantidades de FeO y Fe2O3, o la halita que es también incolora pero a menudo adquiere una
tonalidad amarilla debido a las inclusiones de arcillas).
d) Sustitución de algunos cationes propios de la especie mineral por otros (p. ej. la serie de la
enstatita - ferrosilita (piroxenos), donde las sustituciones de Mg por Fe, producen un cambio
de coloración desde el blanco grisáceo al verde negruzco), o con la presencia de pequeñas
inclusiones de una especie mineral dentro de otra (p. ej. el cuarzo "ojo de gato" que contiene
en su interior fibras de amianto).
e) Con la existencia de alteraciones debidas generalmente a la meteorización, que modifican
la capa exterior o la totalidad del mineral (p. ej. la capa de óxidos de Fe que puede recubrir los
cristales de pirita o la transformación de los feldespatos en caolines).
A los minerales que pueden exhibir una variedad o gama de colores se les denomina
alocromáticos o que poseen una coloración exótica. Por ejemplo, el cuarzo puede contener
diferentes inclusiones y elementos cromóforos que le confieren diferentes tonalidades: si es
incoloro se le denomina cristal de roca, amatista si es violeta o púrpura, cuarzo citrino si es
amarillo, cuarzo rosado si tiene un tono rosa y si es gris o negro se le denomina cuarzo
ahumado.
No obstante existen minerales cuyo color es constante e inherente con sus componentes
químicos, y por lo tanto, tienen un color característico e invariante ante las posibles impurezas
que pueda contener. A estos minerales se les denomina idiocromáticos o que tienen una
coloración inherente. Por ejemplo: la malaquita, Cu2CO3(OH)2, siempre es verde; la azurita,
Cu3 (CO3)2(OH)2, siempre es de color azul; o el azufre, S, siempre es amarillo.
30
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2- Dureza
La dureza es la resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral a ser pulido, rayado,
perforado, por un material de ensayo determinado. La dureza es, en general, función de la
estructura cristalina de la superficie y del tipo de enlaces químicos presentes.
La dureza de un mineral se estima mediante la escala de Mohs, que es una escala no lineal
que refleja el orden de dureza entre varios minerales en función de si son rayados o rayan a
minerales situados en grados consecutivos de esta escala:
1 TALCO
2 YESO
UÑA
3 CALCITA
CLAVO DE HIERRO
4 FLUORITA
5 APATITA
CORTAPLUMAS
6 ORTOCLASA
CRISTAL O PUNZÓN DE ACERO
7 CUARZO
8 TOPACIO
9 CORINDÓN
10 DIAMANTE.
Para identificar a muchos minerales podemos agrupar los “ordenes de dureza” de los
minerales en:
•
muy blandos (de 1 a 2 en la escala de Mohs), cuando el mineral se raya con la uña,
tizna el papel o los dedos.
•
blando (3), cuando se raya con un clavo de hierro.
•
semiduro (4 a 5), cuando se raya con el cortaplumas.
•
duro (6), cuando se raya con el cristal o con un punzón de acero
•
muy duro (de 7 a 10), cuando el mineral raya el cristal (el vidrio).
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Hay que resaltar que la dureza es una propiedad vectorial, y por lo tanto varia en función
de la dirección en que se mida sobre una superficie, y también en función de la orientación
cristalográfica de la sección en que se mida. Por consiguiente, un mismo mineral puede
presentar diferentes grados de dureza (p. ej. el disteno o la calcita).
3-
Brillo
El brillo es el resultado de procesos de reflexión y refracción de la luz en la en la superficie
de un mineral. En general, el brillo es función del índice de refracción de la superficie, del
grado de absorción de la luz incidente y de otros factores tales como las características
concretas de la superficie observada (p. ej. grado de lisura y pulimento). En general podemos
definir el brillo como una relación entre la cantidad de luz que incide en la superficie del
mineral y la cantidad de luz que se refleja. Debe observarse en una superficie no alterada y
puede variar según la orientación cristalográfica de la superficie que se observe. Además,
también puede variar en función de la textura del mineral o del tamaño de grano. Por lo tanto,
es una propiedad que debe analizarse con cierto cuidado y en ejemplares adecuados.
Existen dos grandes clases de brillos; metálico y no metálico.
METÁLICO
BRILLO
NO
METÁLICO
Es el característico de los minerales que son totalmente opacos a la luz y
de raya negra. Es típico de los elementos nativos (p. ej. el cobre nativo),
los sulfuros (p. ej. la galena) y de otros grupos minerales. Las superficies
de los minerales con este tipo de brillo suelen alterarse muy fácilmente,
por lo que se debe observar este tipo de brillo en superficies recientes.
ADAMANTINO: Presenta un reflejo fuerte y
Es característico de
minerales
transparentes u
opacos pero con
raya blanca o de
color claro. Se
pueden subdividir en
diferentes grupos en
función de la
característica del
brillo.
brillante (p. ej. diamante)
VÍTREO: intensidad media, como el del vidrio
(p. ej. berilo). Casi todos los silicatos pertenecen
a este grupo
GRASO o CÉREO: Su aspecto recuerda al de la
cera, es típico de los minerales transparentes de
fractura concoidea (p. ej. fractura en cuarzo)
SEDOSO: Como la seda. Suele ser el resultado de
la reflexión de la luz sobre un agregado de fibras
finas paralelas, por tanto es característico de los
minerales que cristalizan en fibras (p. ej. yeso)
MATE: sin brillo, como una tiza (p. ej. turquesa)
PERLADO o NACARADO: Tiene el brillo de la
perla (p. ej. talco, algunos carbonatos)
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A veces, la separación entre el brillo metálico y no metálico no está bien definida, entonces
se establece una categoría intermedia denominada brillo submetálico (p. ej. el grafito).
4- Color de la raya
Es el color del polvo del mineral. Puede o no coincidir con el color del mineral sin
pulverizar. Se obtiene de rozar a éste contra una placa blanca de porcelana sin vitrificar. Las
partículas desprendidas presentan el color genuino del mineral, ya que quedan eliminados los
efectos ópticos secundarios que actúan en la capa superficial del mineral pudiendo variar su
propio color. Aunque el método correcto para determinar la raya de un mineral es a través de
la placa de porcelana, también se puede realizar esta determinación, de una manera
aproximada, rayando la superficie del mineral con un punzón de acero.La raya es un buen
método para diferenciar a los minerales con brillo metálico, que en general tienen una raya
densa y oscura, de aquellos no metálicos. Los elementos nativos (Au, Cu, Ag), la mayoría de
los sulfuros, y algunos óxidos, presentan un color de raya intenso y definido, siendo este un
buen método de reconocimiento para estas especies. Particularmente en el caso de los óxidos,
la raya permite diferenciar hematita (raya rojiza), magnetita (raya negruzca) y goethita (raya
parduzca). La mayoría de óxidos no metálicos, cloruros, fluoruros, carbonatos, sulfatos,
fosfatos y algunos silicatos presentan raya blanca.
Debido a que la placa de porcelana tiene una dureza aproximada de 7 en la escala de Mohs,
este método no se puede emplear con minerales de dureza superior a la de la porcelana, es
decir, con la mayoría de los silicatos.
5- Densidad
Es la relación entre masa y volumen de un mineral (Densidad = masa / volumen). Si esta
densidad se expresa en relación con la densidad del agua, se la denomina peso específico, que
representa el cociente entre el peso de un mineral y el peso de un volumen equivalente de
agua. Por ejemplo, si un mineral pesa tres veces un volumen equivalente de agua, su peso
específico es 3.
Las densidades de las especies minerales más características pueden variar entre 1,6
gr/cm3 (carnalita) y 21,5 gr/cm3 (platino nativo). Los minerales más comunes, tienen un peso
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específico que varía entre 2,5 y 3 gr/cm3. Algunos minerales metálicos tienen un peso
específico, dos o tres veces superior al de los minerales más comunes. Por ejemplo, la galena
(PbS) tiene un peso específico de 7,5 gr/cm3, mientras que el del oro es aproximadamente de
19,3 gr/cm3. Por tanto, la determinación de densidad puede servirnos para reconocer algunas
especies, principalmente los minerales metálicos. Se considera que un mineral es ligero
cuando el peso específico es < 2, normal cuando está entre 2 y 4 y pesado cuando es > 4.
6- Exfoliación, Fractura y Maleabilidad
Cuando un mineral sufre un golpe o una fuerte presión, se puede comportar de diversas
formas como consecuencia de la cohesión entre sus elementos reticulares y de su estructura.
Los minerales frente a la presión instantánea se comportan, fundamentalmente, de tres
maneras:
* Se amolda al golpe aplastándose, se dice entonces que el mineral es maleable. Este
fenómeno se produce fundamentalmente en los minerales donde predominan los enlaces
metálicos, por consiguiente es propia de los metales nativos, como el oro, el cobre, el platino,
la plata, etc.
* Se parte según uno o varios planos preferentes, se dice entonces que el mineral es exfoliable
* Se parte en secciones irregulares, se dice entonces que el mineral es fracturable
Exfoliación (o clivaje)
En la red de un mineral existen algunos planos entre los que hay enlaces más débiles. La
exfoliación es la tendencia de un mineral a romperse a lo largo de estos planos con enlaces
débiles. No todos los minerales tienen planos de exfoliación bien definidos, pero los que
tienen esta característica pueden ser identificados por la orientación y características de las
superficies lisas que se producen cuando la fuerza del golpe supera la cohesión interna del
mineral y éste se rompe. Una posible clasificación para esta propiedad es la siguiente:
Muy perfecta: el cristal se divide en placas finísimas de superficie plana (p. ej. mica,
yeso)
Perfecta: el cristal se parte en direcciones determinadas formando superficies planas,
una cara irregular se obtiene muy raras veces (p. ej. galena, calcita)
Mediana o regular: por fragmentación se forman tanto caras planas como irregulares (p.
ej. hornblenda, feldespato)
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Imperfecta: las superficies planas son raras, la mayor parte de las veces se obtiene una
superficie irregular (p. ej. apatita, berilo)
Sin exfoliación: no se obtienen superficies planas por cuando se rompe el cristal (p. ej.
cuarzo)
El tipo más sencillo de exfoliación es el muy perfecto, exhibido, entre otros minerales, por
los filosilicatos (filo = hoja o lámina). La estructura de estos silicatos está formada por
láminas bidimensionales continuas de tetraedros de SiO4 que comparten tres de sus vértices.
Todos los vértices libres de los tetraedros quedan dirigidos en un mismo sentido (lo que
implica una carga residual negativa) (Si4O10)
n
4-
. Cada estrato se une al siguiente mediante
cationes metálicos. La superficie no activa de las capas de tetraedros suele unirse a la
estructura general mediante enlaces débiles, y es por estas zonas de enlaces débiles, por donde
se produce la exfoliación preferente de estos minerales, dando lugar a la típica exfoliación en
láminas que es propia de las micas (clorita, biotita, muscovita), de las arcillas, del grafito, etc.
clorita: (Fe2+,Mg, Fe3+,AlVI) (Si3 Al )O10 (OH,O)8
biotita: K(Mg,Fe2+)3 (Al,Fe+3)Si3O10 (OH,F)2
muscovita: KAl2(SiAl)O10(OH,F)2
Minerales como estos presentan un sólo plano de exfoliación, pero por razón de las
relaciones de simetría hay minerales que pueden tener dos o tres planos p. ej. la galena, halita,
fluorita, calcita. Es estos casos, la exfoliación se define por el número de planos con diferente
orientación y los ángulos a los cuales estos planos se producen. Es muy importante no
confundir exfoliación con forma cristalina (ver más abajo).
Fractura
Por fractura de un mineral se entiende la manera que tiene de romperse cuando no se
exfolia. Es decir, cuando el mineral se rompe sin seguir planos preferentes de rotura. Hay que
tener en cuenta que un mismo mineral puede tener tanto fractura como exfoliación. Los
diferentes tipos de fractura reciben nombres como:
-Concoide: cuando la fractura tiene superficies lisas y suaves, como la cara interior de un
bivalvo. Es típica del vidrio y del cuarzo.
-Fibrosa o astillosa: cuando el mineral se rompe según astillas o fibras.
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-Ganchuda: cuando el mineral se rompe según una superficie irregular, dentada, con filos
puntiagudos, con forma de dientes de sierra.
-Desigual o irregular: cuando el mineral se rompe según superficies bastas e irregulares.
7- Otras propiedades de los minerales
Además de las principales propiedades descritas anteriormente, existe un conjunto de
propiedades físicas, que no todas están presentes siempre en todos los minerales, que también
sirven para la identificación de estos. Entre estas figuran:
Sabor y tacto
Es el resultado de la disolución de algunos minerales muy solubles con la saliva. Por medo
de este sistema se pueden reconocer algunos halogenuros (p. ej. la halita, silvina, carnalita) y
sulfatos entre otros minerales. Algunos minerales tienen un tacto untoso que los hace
fácilmente reconocibles mediante el tacto. Este es, por ejemplo, el caso del talco.
Magnetismo
Existen dos minerales, la magnetita y la pirrotina, que son atraídos por un imán común, por
lo que pueden ser identificados fácilmente de esta forma.
Luminiscencia
Numerosos minerales emiten energía luminosa mientras el mineral esta siendo excitado
(fluorescencia), mientras que otros continúan emitiendo energía un cierto tiempo después de
que termine la excitación (fosforescencia). Existen muchos tipos de radiación que producen
la excitación en un mineral: luz ultravioleta, luz ordinaria (fotoluminiscencia), rayos-x
(cátodo luminiscencia), mediante el calor (termo luminiscencia), mediante fricción
(triboluminiscencia), etc.
8- Hábito y forma cristalina
El término hábito se utiliza para designar las formas generales que adquiere un mineral. El
hábito se encuentra condicionado por factores externos, como por ejemplo la temperatura, la
presión del sistema en el que se ha desarrollado, por lo que un mineral puede presentar
diferentes hábitos. Es importante distinguir el hábito de la forma cristalina, ya que ésta
36
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última se encuentra relacionada únicamente con la composición y la estructura y hace
referencia al grupo de caras cristalinas que tienen relación estricta con los elementos de
simetría de un mineral y por lo tanto una forma geométrica ideal (eg. Prisma dihexagonal,
bipirámide trigonal, trioctaedro) en la que los cristales se presentan muy pocas veces.
Entre los hábitos más comunes pueden mencionarse (marcados con asterisco los más comunes
en los minerales que veremos en el práctico):
Cristales en los que una dimensión es mucho más corta que las otras dos:
• Tabulares, laminares u hojosos*: Con aspecto de tablillas, láminas u hojas: micas
(moscovita, biotita).
Cristales en los que una dimensión es mucho más larga que las otras dos:
• Aciculares: Largos y delgados, como agujas: natrolita o millerita.
• Capilares: Hebras finas como cabellos: crisotilo.
• Filiformes: Como alambres, a veces retorcidos: plata.
• Bipiramidales*: Con forma de bipirámide: cuarzo
• Prismáticos*: Con forma de prismas: berilo, turmalina.
Cristales en los que las tres dimensiones son casi iguales:
• Cúbicos o romboédricos*: Con forma de cubos o romboedros: Halita, Calcita,
Dolomita
• Octaédricos o dodecaédricos*: Con forma de esferas: fluorita, diamante, granate.
9- Morfología de los agregados
Aunque en general el término hábito se utiliza para definir el aspecto que presentan los
cristales aislados, resulta útil mencionar las morfologías que presentan los agregados
cristalinos y masas minerales, dado que los minerales frecuentemente se encuentran de esta
manera.
Agregados cristalinos
Agruparemos bajo el término morfología de un agregado cristalino a la disposición externa
que adopta una asociación de individuos de un mismo mineral. En muchos casos sin que los
37
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
ejemplares individuales hayan desarrollado caras cristalinas. Los agregados o asociaciones de
cristales, iguales o diferentes, más comunes son (marcados con asterisco los más comunes en
los minerales que veremos en el práctico):
• Dendríticos: Como las ramas de un árbol (arborescente) o como los musgos (p. ej.
pirolusita y oro).
• Reticulares: Cristales finos entrecruzados formando redes (p. ej. ciertas micas o
antimonita).
• Radiales: Disposiciones alrededor de un punto central (p. ej. natrolita).
• Hojosos o foliados*: cuando los ejemplares de un mismo mineral forman un agregado
con aspecto escamoso, formado por múltiples individuos planos de muy pequeño espesor.
Es característico de las micas, grafito, yeso, etc.
• Rosetas*: cuando los cristales tabulares de un mismo mineral se disponen formando
una roseta.
• Fibrosos*: cuando los ejemplares de un mismo mineral forman un agregado de cristales
fibrosos muy delgados. Pueden disponerse entre sí paralelos o radiales. Es característico
del yeso fibroso, los asbestos, la calcita (travertinos), anfíboles, etc.
• Drusas*: cuando el agregado de cristales recubre una superficie plana o convexa y los
cristales se disponen perpendiculares a ésta.
• Geodas*: cuando una superficie cóncava está recubierta por agregados minerales en
disposición radial que no cierra completamente la cavidad. Es característico, en algunos
casos, del cuarzo y la calcita.
Masas de cristales
Este es el caso de agregados en los que los cristales individuales no pueden identificarse. Los
más comunes son (marcados con asterisco los más comunes en los minerales que veremos en
el práctico):
• Macizas o terrosas*: cuando los ejemplares de un mismo mineral forman un agregado
de individuos pequeños, irregulares y sin brillo. Es característico de algunos óxidos de
hierro.
38
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
• Granulares*: Masas formadas por pequeños granos de mineral. Si parecen terrones de
azúcar se llaman sacaroides: yeso sacaroide.
• Pátinas*: masas muy delgadas de un mineral cubriendo una superficie
• Bandeadas*: El mineral aparece formado por bandas con diferente textura y color:
cuarzo.
• Botroidales*: Formas globulares o esferoidales agrupadas con el aspecto que presentan
los racimos: cuarzo.
• Reniformes o arriñonadas: cuando los ejemplares de un mismo mineral forman un
agregado con una superficie terminada en masas redondeadas con forma de riñón. Es
característico del oligisto, pirolusita, calcedonia, ópalos, calcita (travertinos), malaquita,
etc.
• Estalactíticas: Disposición en forma de cilindros o de conos: calcita.
• Pisolíticas u oolíticas: El mineral está formado por masas redondeadas, grandes o
pequeñas: calcita.
Algunos links de interés:
http://www.uned.es/cristamine/inicio.htm
http://webmineral.com
http://greco.fmc.cie.uva.es/
39
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Grupo
Elementos
Nativos
Mineral
Fórmula
Dureza
Color
Brillo
Peso E.
Hábito/morfología del agregado
Raya
Exfoliación/fractura
COBRE
Cu
2,5
Cobrizo a rojo
Metálico
8,9
Generalmente agregados macizos
Cobriza-roja
Sin exfoliación
AZUFRE
S
1,5 2,5
Amarillo
Resinoso a
vítreo
2,1
Cristales bipiramidales o agregados
macizos
Amarilla
Sin exfoliación
GRAFITO
C
1
Gris-Negro
No metálico a
metálico
2,5
Agregados hojosos o macizos
Gris-Negra
Exfoliación no siempre
visible
GALENA
PbS
2,5
Gris plomo claro
Metálico
7,5
Cristales cúbicos u octaédricos o
agregados macizos
Negro grisácea
Perfecta
Esfalerita
ZnS
3,5
Amarillo claro, marrón
amarillento, negro
Resinoso a
vítreo
4
Cristales dodecaédricos generalmente
mal formados, o masas granulares o
botroidales
Amarilla
Imperfecta
Calcopirita
CuFeS2
3,5 - 4
Amarillo oro a amarillo
grisáceo
Metálico
4,2
Generalmente agregados macizos
Negra, gris
negruzca,
marrón
Sin exfoliación
PIRITA
FeS2
6 - 6,5
Amarillo latón
Metálico
5
Cristales cúbicos con caras estriadas
o en agregados macizos
Gris negruzca
a negra
Sin exfoliación
Corindón
Al2O3
9
Marrón, rosado, azul,
gris
Adamantino a
vítreo
4
Frecuentemente cristales prismáticos
Blanca
Sin exfoliación
HEMATITA
Fe2O3
6
Gris acero a rojo
apagado
Mate
5
Frecuentemente agregados macizos,
también en cristales laminares
Roja a marrón
Sin exfoliación
MAGNETITA
Fe3O4
6
Gris oscuro a negro
Metálico a
graso
5,2
Cristales cúbicos u octaédricos y en
agregados macizos
Negra
Sin exfoliación
Cromita
FeCr2O4
5,5
Negro marrón a
negruzco
Metálico
4,6
Generalmente en masas granulares
Marrón a negra
Sin exfoliación
GOETHITA
FeO(OH)
5 – 5,5
Marrón oscuro a negro
Metálico
4
Agregados macizos- terrosos o
botroidales
Amarilla a
marrón
Sin exfoliación
Sulfuros
Óxidos e
hidróxidos
40
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Grupo
Mineral
Fórmula
Dureza
Color
Brillo
Peso E.
Hábito
Raya
Exfoliación
HALITA
NaCl
2,5
Incolora a blanca.
Puede presentar otros
tonos claros
Vítreo a Graso
2,2
Cristales cúbicos
Blanca
Perfecta
FLUORITA
CaF2
4
Púrpura, verde, azul,
amarillo
Vítreo
3,2
Agregados macizos y cristales cúbicos
y octaédricos
Blanca
Perfecta
CALCITA
CaCO3
3
Blanco a transparente
Vítreo
2,7
Agregados macizos a granulares y
cristales romboédricos y prismáticos
Blanca
Perfecta
DOLOMITA
CaMg(CO3)2
3,5 - 4
Gris blanco a rosado
Vítreo a
Nacarado
2,8 – 2,9
Agregados macizos a granulares y
cristales romboédricos
Blanca
Perfecta
Malaquita
Cu2CO3(OH)2
3,5 - 4
Verde brillante
Mate
4
Pátinas, masas botroidales o cristales
aciculares muy pequeños
Verde
Sin exfoliación
Azurita
Cu3(CO3)2(OH)2
3,5 - 4
Azul intenso
Mate
3,8
Pátinas, masas botroidales o cristales
de hábito variado, muy pequeños
Azul
Sin exfoliación
Barita o
Baritina
BaSO4
3 - 3,5
Blanco a transparente
Vítreo a
perlado
4,5
Cristales tabulares o prismáticos,
comúnmente agregados en roseta o
macizos
Blanca
Perfecta
YESO
CaSO4 . 2H2O
2
Blanco a gris claro,
transparente
Vítreo a
Perlado
2,3
Cristales prismáticos, agregados
fibrosos, en drusa o roseta
Blanca
Muy perfecta
APATITA
Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)
5
Verde claro, marrón
amarillo
Vítreo
3,2
Cristales prismáticos y agregados
macizos a granulares
Blanca
Imperfecta
Haluros
Carbonatos
Sulfatos
Fosfatos
41
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Grupo
Mineral
Fórmula
Dureza
Color
Brillo
Peso E.
Hábito
Raya
Exfoliación
OLIVINO
(Mg,Fe)2SiO4
6,5 - 7
Verde oliva
a marrón
Vítreo a
graso
3,3 - 3,4
Cristales prismáticos o
agregados granulares
Blanca
Sin exfoliación
GRANATE
(Mg,Fe,Ca)3(Al, Fe)2(SiO4)3
7
Rojo, verde,
naranja
Vítreo a
graso
3,4 - 4,6
Cristales dodecaédricos o
agregados macizos
Blanca
Sin exfoliación
CIANITA Y
SILLIMANITA
Al2SiO5
6-7
Blanco
grisáceo
Vítreo a
graso
3,2
Cristales prismáticos o
agregados fibrosos
Blanca
Perfecta
Topacio
Al2SiO4(OH,F)2
8
Incoloro, a
coloreado
Vítreo
3,4 -3,6
Cristales prismáticos
Blanca
Perfecta
ESTAUROLITA
Fe2Al9O6(SiO4)4(O,OH)2
7 – 7,5
Marrón
rojizo a
negro
Vítreo a
resinoso
3,7
Cristales prismáticos
Blanca
Sin exfoliación
EPIDOTO
Ca2(Fe,Al)Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH)
6-7
Verde
oscuro
Vítreo
3,3 - 3,5
Cristales prismáticos y
agregados macizos
Blanca a
gris
Perfecta
7 - 7,5
Negro,
rosado, azul
Vítreo
3 - 3,3
Cristales prismáticos,
generalmente con secciones
triangulares
Blanca
Sin exfoliación
7,5 - 8
Gris
verdoso,
amarillo
Vítreo
2,7 - 2,8
Cristales prismáticos
Blanca
Imperfecta
Silicatos
Tetraedros de SiO2
NESOSILICATOS
Dobles Tetraedro de SiO2
SOROSILICATOS
TURMALINA
(Na,Ca)(Li,Mg,Al)(Al,Fe)(BO3)2
(Si6O18)(OH)4
Anillos de tetraedros de SiO2
CICLOSILICATOS
BERILO
Be3Al2(Si6O18)
42
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Grupo
Cadenas de
tetraedros de SiO2
INOSILICATOS
Mineral
Fórmula
Dureza
Color
Brillo
Peso E.
Hábito
Raya
Exfoliación
Cadenas
simples
piroxenos
Augita
Ca(Mg,Fe)(SiO3)2
5- 6
Negro a
verde oscuro
Vítreo a
nacarado
3,2 - 3,4
Cristales prismáticos o
agregados granulares
Blanca a
gris claro
Perfecta
Cadenas
dobles
anfíboles
HORNBLENDA
5-6
Negro
Vítreo
3 - 3,4
En prismas prismáticos o
agregados granulares
Blanca a
verdosa
Mediana o regular
(Ca,Na)2-3
(Mg,Fe,Al)5Si6(Si,Al)2O22(OH)2
TALCO
Mg3Si4O10(OH)2
1
Verde claro
a blanco
Perlado
2,7 - 2,8
Cristales hojosos pequeños o
agregados masivos
Blanca
Perfecta
MUSCOVITA
KAl(AlSi3O10)(OH)2
2 - 2,5
Incolora a
blanco
plateado
Nacarado
a Vítreo
2,8 - 2,9
Cristales hojosos
Blanca
Muy perfecta
BIOTITA
K2(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2
2,5 - 3
Negro a
pardo
Nacarado
a Vítreo
2,8 - 3,2
Cristales hojosos
Blanca
Muy perfecta
CLORITA
(Mg,Fe)3(Si,Al)4O10(OH)2 .
(Mg,Fe)3(OH)6
2 - 2,5
Verde a
verde
negruzco
Nacarado
a Vítreo
2,6 - 3,3
Cristales hojosos
Blanca
Muy perfecta
Vítreo
2,7
Cristales bipiramidales o
agregados granulares.
Algunas variedades como
geodas o bandeadas
Blanca
Sin exfoliación
Láminas de tetraedros de SiO2
FILOSILICATOS
CUARZO
SiO2
7
Bl., pardo,
ros., violeta
FELDESPATO
POTÁSICO
KAlSi3O8
6
Rosado
salmón a
blanco
Vítreo
2,5 - 2,6
Cristales tabulares a
prismáticos
Blanca
Mediana o regular
PLAGIOCLASA
NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8
6
Blanco
grisáceo
Vítreo
2,6 - 2,8
Cristales tabulares a
prismáticos
Blanca
Perfecta
Red de tetraedros de SiO2
TECTOSILICATOS
En negrita y mayúscula se señalan los minerales que se identificarán en los trabajos prácticos.
43
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INTRODUCCIÓN A LAS ROCAS
Las rocas de la Tierra
Las rocas son como ¨cajas negras¨ que graban en su interior una valiosa información sobre
los procesos históricos de nuestro planeta. Una buena parte de la actividad de la Geología
consiste en interrogar a las rocas para extraer de ellas la información necesaria y poder contar
esta historia.
Existe una gran variedad de rocas pero éstas pueden ser agrupadas en solo tres grandes
grupos según su origen y su aspecto.
Las rocas varían en color, tamaño de sus cristales o granos y los tipos de minerales que la
componen. Si observamos un corte de ruta de un terreno montañoso podremos ver, por
ejemplo, cómo una roca de color gris claro y muy compacta, constituida principalmente por
cristales visibles a simple vista de cuarzo y feldespatos, pasa bruscamente a otro tipo de roca,
de color gris plateado, que presentan las características de aquellas rocas transformadas en las
profundidades de la corteza, con cristales laminares de micas y granates. Por encima de las
rocas anteriores podría verse un tercer tipo, de aspecto más friable, dispuesta en capas
horizontales y de colores amarillentos con la apariencia de ser un agregado de granos de arena
cementados entre sí y con restos fósiles de plantas. ¿Qué es lo que determina las diferentes
apariencias de una roca?
Las distintas apariencias de las rocas están determinadas fundamentalmente por dos
aspectos: uno es la mineralogía, es decir los diferentes componentes y la cantidad relativa de
cada uno de ellos. El otro es la textura, o sea el tamaño y ordenamiento espacial de los
componentes. Estos granos o cristales, que en la mayoría de las rocas son solo de algunos
milímetros de diámetro, se los describe como gruesos cuando se los puede ver a simple vista o
como finos si ello no es posible. Por otro lado, los granos minerales individuales tienen
diferentes hábitos (en forma de agujas o escarbadientes, como pequeños prismas, en forma de
láminas, de esferas o de cubos, etc.) y se combinan entre sí para dar los patrones texturales.
Las combinaciones de mineralogía y texturas producen una gran variedad de rocas, y a su vez,
el tipo de mineralogía y textura que tenga una roca en particular dependerá del proceso
geológico que la originó (Figura 14).
45
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Figura 14. Los minerales y las texturas de los tres grupos principales de rocas se forman en
diferentes lugares de la Tierra y por diferentes procesos geológicos. Los geólogos utilizan las
características de cada roca para determinar los procesos que ocurrieron durante su formación.
La roca gris clara de nuestro ejemplo hipotético, se denomina granito, el cual se forma por
la cristalización del magma sin salir a la superficie. Su mineralogía y textura dependerán de la
composición química de la roca que se fundió en el interior de la Tierra. Todas las rocas que
derivan de la solidificación de un fundido son llamadas ROCAS IGNEAS.
La roca de color gris plateado es un esquisto, que se romperá en forma de lajas y contiene
abundante mica intercalada con feldespato, cuarzo y granate. Esta se formó o transformó en el
interior de la tierra por las presiones y temperaturas allí reinantes. Todas las rocas que se
forman por transformación en estado sólido de una roca preexistente se las denomina ROCAS
METAMÓRFICAS.
Por último, la capa de roca de color amarillento es una arenisca y se formó por la
acumulación de partículas de tamaño arena quizás en una playa o en el fondo del mar, que
luego fueron cubiertas por otros depósitos, compactándolas y cementándolas hasta formar una
roca. Todas las rocas que se forman por la acumulación de partículas y granos derivados de la
destrucción de otra, transportados por algún medio (agua o viento) y finalmente depositados,
son denominadas ROCAS SEDIMENTARIAS.
46
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Para poder “leer” en las rocas los procesos geológicos, debemos primero aprender a
descifrar la clave en que está escrito el mensaje, tal como los arqueólogos debieron primero
descifrar la “piedra rosetta” para poder leer posteriormente los jeroglíficos egipcios escritos
en las rocas de sus tumbas y monumentos. El primer paso para encontrar estas claves es
reconocer los varios tipos de rocas; el segundo será entender qué nos dicen éstas sobre las
condiciones bajo las cuales se formaron. Con estas dos herramientas podremos entonces
elaborar y proponer modelos geotectónicos que nos ayuden a comprender la evolución
formacional de un sector determinado de la corteza terrestre.
La Petrología es la especialidad de la Geología que tiene a su cargo el estudio de las rocas.
Entender adecuadamente los procesos que dan origen a los diferentes tipos de rocas es uno de
los principales objetivos de todo estudio geológico, y esto no solo es útil para descifrar la
evolución histórica de nuestro planeta, si no que además nos dan información sobre las
posibilidades de reservas de combustibles fósiles o minerales en un área, de la utilidad o no de
cierta roca para un determinado fin, o nos puede brindar información muy útil para su
aplicación en problemas ambientales. Por ejemplo, saber que el petróleo se forma a partir de
solo cierto tipo de rocas muy ricos en materiales orgánicos, nos permite hacer una exploración
de nuevas reservas mucho más inteligentemente, al igual que la decisión de sí un determinado
lugar es apto o no para almacenar desechos nucleares, estará en función del tipo de roca.
Lo que sigue es una simplificación de como el geólogo interpreta los tres grandes grupos
de rocas (ígneas, metamórficas y sedimentarias). Veremos que su apariencia, textura,
mineralogía y composición química revela como y donde se formó cada una y como a su vez
podemos ligar estos procesos con la Tectónica de Placas.
Las tres grandes familias o grupos de rocas pueden ser vinculados mediante el denominado
Ciclo de las rocas, una serie de procesos que convierte a cada uno de los tipos de roca en
alguno de los otros dos.
El ciclo de las rocas
El denominado Ciclo de las Rocas (Figura 15), es una serie de procesos geológicos por los
cuales uno de los tres grande grupos de rocas se forma a partir de los otros dos. Este ciclo
podría empezar con la generación de magma en el interior de la Tierra, donde las
temperaturas y presiones son lo suficientemente altas como para fundir las rocas
47
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
preexistentes. Esta actividad interna de la Tierra se la denomina el episodio plutónico (esto
deriva de Plutón, el dios romano de las profundidades). El episodio plutónico significa que las
rocas preexistentes son fundidas, los minerales destruidos y su quimismo uniformizado, dando
como resultado un líquido caliente denominado magma. Este, al ser de menor densidad
tenderá a ascender, enfriarse y cristalizar, formando una roca ígnea plutónica.
Como ya sabemos, el magma se forma allí donde las placas colisionan o se separan. En los
límites de convergencia o de colisión de placas, las rocas ígneas junto con las metamórficas y
las sedimentarias son finalmente elevadas para formar las cadenas montañosas. Los geólogos
denominan a estos procesos como una Orogenia; esto es un conjunto de procesos geológicos
acotados en el tiempo que dan como resultado la generación de montañas.
Durante el proceso de alzamiento, las rocas de la corteza que cubren a las rocas ígneas
infrayacentes son erosionadas gradualmente por la acción de los agentes externos, generado
material suelto que será acarreado hacia las zonas bajas y exponiendo en superficie a las rocas
ígneas formadas en las partes más profundas. Estas, al estar ahora en un ambiente mucho más
frío y húmedo que el de su lugar de nacimiento, se encuentran en desequilibrio y sus
minerales comenzarán a sufrir cambios químicos, como por ejemplo los minerales con Fe+2,
se oxidan dando lugar a la formación de óxidos férricos, o como los feldespatos, que se
transforman en minerales arcillosos, con aumento del volumen y rotura del agregado mineral.
Todo esto conduce a la formación de material suelto (regolito) y liberación de sustancias
químicas que pasarán a estar disueltas y a ser transportadas por el agua de los ríos o de los
glaciares de montañas hacia los sectores topográficamente más bajos (cuencas), que en
muchos casos son los fondos oceánicos y reciben todo este material, depositándose para
formar capas horizontales de sedimentos.
48
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Figura 15. El ciclo de las rocas propuesto por James Hutton 200 años atrás, es una síntesis de
la evolución de los materiales de la corteza y su interacción con los procesos geológicos.
La sedimentación suele ir acompañada de hundimiento del fondo, por lo tanto los
sedimentos irán siendo enterrados a medida que nuevas capas se vayan depositando por
encima de ellos. Esto conducirá a una litificación progresiva por compactación, expulsión del
agua de los poros y aumento de la densidad. A mayor profundización habrá una mayor
litificación y como la temperatura y la presión aumentan con la profundidad, los sedimentos
estarán sometidos cada vez a mayor temperatura y presión. A unos 10 km las temperaturas
serán de unos 300 ºC y las presiones de unos 3 kb, aquí los minerales de las rocas
sedimentarias como las arcillas empezarán a cambiar para convertirse en minerales estables a
estas nuevas condiciones físicas y así, sin dejar el estado sólido, un mineral se transforma en
otro (se metamorfiza) y se genera una roca metamórfica. Si este proceso de profundización
continúa y la temperatura de la roca se eleva lo suficiente, terminará por fundirse y generar un
nuevo magma, el que al ascender cristalizará y formará una nueva roca ígnea, cerrando el
ciclo.
Una roca en particular no tiene por qué recorrer inevitablemente este ciclo. No es necesario
de que toda roca ígnea sea levantada de su lugar de formación y expuesta en superficie para
49
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
que los agentes erosivos la ataquen y degraden, puede que una roca ígnea nunca sea expuesta
en superficie, todo depende de la evolución geológica de la región.
El ciclo de las rocas nunca se acaba, está siempre operando de forma lenta y continua y en
diferentes partes del mundo. Es aquí donde mejor se materializan los conceptos de
gradualismo - actualismo de los fenómenos geológicos. Las rocas que alcanzaron la superficie
son recicladas continuamente pero nosotros solo podemos ver la parte superior del ciclo y
debemos deducir los de la parte profunda a partir de evidencias indirectas.
Tectónica de placas y el ciclo de las rocas
Plutonismo, vulcanismo, alzamiento tectónico, metamorfismo, meteorización, transporte,
depositación y enterramiento son los procesos geológicos que combinados en el ciclo de las
rocas hace que un tipo de roca se convierta en alguno de los otros dos. Sin embargo, estos
procesos son a su vez gobernados por la tectónica de placas.
El plutonismo y el vulcanismo son el resultado de calor interno de la tierra y tienen lugar
en tres ambientes geotectónicos bien definidos:
1-En los límites convergentes (Figura 16a): donde una placa oceánica desciende (subduce)
llegando hasta el manto donde se funde, formando magma y rocas ígneas.
2-En los límites divergentes (Figura 16b): como en las dorsales centro-oceánicas, donde el
fondo oceánico se expande permitiendo el ascenso del magma basáltico proveniente del
manto.
3- En las denominadas Plumas Mantélicas o puntos calientes (Figura 16d), que son lugares
donde el magma asciende desde el manto y sale a la superficie para formar volcanes.
Todo esto significa que las rocas ígneas son en general el producto de la interacción de las
placas y de la actividad del calor interno de nuestro planeta. Si no hay diferencia de calor
entre núcleo y corteza, no hay movimiento de las corrientes de convección y por lo tanto no
hay movimiento de las placas litosféricas, y si las placas no se mueven no hay formación de
magma, ni volcanes ni rocas ígneas. En la Luna no hay volcanes, ¿Como será térmicamente el
interior de la Luna...?.
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Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Los sedimentos son llevados desde las zonas altas de las montañas hacia las cuencas
ubicadas en los continentes y en los fondos oceánicos (Figura 16c). Esto ocurre al mismo
tiempo que las placas litosféricas se hunden lentamente y las capas de sedimentos depositados
en primer término son cubiertas por los más modernos, iniciando el proceso de litificación.
Al contrario de lo que ocurre en el interior de la Tierra, en la superficie, el calor solar
gobierna la circulación de los océanos y la atmósfera, controlando la distribución de la
humedad y produciendo meteorización y transporte de sedimentos por agentes tales como el
viento, el agua y el hielo. Sin embargo, el clima de una región no solo depende de su
ubicación geográfica, si no que además, influye la topografía y ésta depende de la formación
de montañas que a su vez depende de la actividad de las placas.
Las rocas metamórficas se forman allí donde las placas continentales colisionan (Figura
16e), en los límites convergentes. Estas colisiones generan montañas y la corteza es sometida
a grandes presiones y temperaturas, transformando a las rocas preexistentes y convirtiéndolas
en rocas metamórficas.
¿Como se clasifica una roca?
Así como los biólogos clasifican a las plantas y a los animales dándoles nombres específicos,
los geólogos hacemos lo mismo con las rocas. Para clasificar adecuadamente una roca es
necesario hacer una serie de estudios previos que van desde la forma en que ésta se encuentra
en el campo (yacencia), y su relación con las otras rocas; luego son necesarios estudios
microscópicos para identificar la mineralogía, y en algunos casos contar la cantidad de sus
componentes y observar la textura. En muchos tipos de rocas se requiere además un análisis
químico de elementos mayores, trazas y tierras raras. Con toda esta información es posible
darle un nombre que ha sido previamente definido, y que hará referencia a sus características
y origen. Por ejemplo: un granito, es una roca ígnea que yace como cuerpos intrusivos
(plutones o batolitos), que está compuesto de cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa
(cuarzo = 30-50%, feldespato potásico = 40-60% plagioclasa = 20-30%), además de micas
(muscovita y/o biotita 2 a 5%) y su textura es frecuentemente granular, con cristales bien
desarrollados y del mismo tamaño.
51
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
52
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Las rocas ígneas
Las rocas ígneas se forman por la cristalización de un magma, una masa viscosa de
silicatos fundidos que se originan en el interior de la corteza terrestre o en el manto superior,
allí donde la temperatura asciende hasta los 700 ºC o más, que son las temperaturas necesarias
para fundir a la mayoría de las rocas. Cuando el magma se enfría en el interior de la corteza,
la pérdida de calor es muy lenta y por lo tanto los cristales que se forman a partir de éste
tendrán suficiente tiempo como para crecer y formar una roca ígnea de grano grueso. Sin
embargo si el magma es expelido bruscamente hacia la superficie como lo hace un volcán, su
enfriamiento y solidificación es muy rápido, y por lo tanto los cristales no tienen tiempo para
un crecimiento gradual. En estas circunstancias, se formarán una gran cantidad de pequeños
cristales y el resultado final será una roca de grano muy fino. A partir de esto podemos decir
que, en base al tamaño de los cristales, los geólogos distinguen dos grandes subgrupos de
rocas ígneas: las intrusivas, enfriadas en el interior de la corteza, y las extrusivas, enfriadas
en la superficie.
Las rocas ígneas están formadas por cristales, es decir minerales generados por un proceso
de cristalización. Eventualmente pueden tener material vítreo, sustancia silicatada no
ordenada en un sistema cristalino específico.
Rocas Ígneas Intrusivas
Son las formadas por la cristalización lenta de un magma, que desde la zona de generación
se movilizó y se alojó en otra roca sólida en la profundidad de la corteza. Ellas pueden ser
reconocidas fácilmente por sus agregados de grandes cristales (la mayoría reconocibles a
simple vista) los cuales crecieron lentamente a medida que el magma se enfriaba
gradualmente (figura 4). Como se dijo anteriormente, el enfriamiento lento de magma en el
interior de la corteza, es debido a que las rocas de caja (rocas que contienen al magma), son
por lo general muy malas conductoras del calor, y por lo tanto este se disipa lentamente. El
Granito es una roca ígnea intrusiva por excelencia.
Rocas Ígneas extrusivas
A diferencia de las anteriores, las rocas tales como el basalto se forman a partir de un
enfriamiento muy rápido como el que tiene lugar en una erupción volcánica, donde el magma
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es lanzado hacia la superficie. Allí, el contraste térmico es muy alto y la disipación del calor
es muy rápida, dando una roca muy compacta y con cristales muy pequeños rodeados de
material vítreo, o solo vidrio. Estas rocas ígneas extrusivas, son fácilmente reconocidas por la
presencia del vidrio volcánico, por su textura muy fina o por presentar agujeros (vesículas)
como si fuera un queso gruyere, producto del escape de gases durante el enfriamiento.
Minerales Comunes en Rocas Ígneas
La mayoría de los minerales de las rocas ígneas son silicatos. Por una parte, es debido a
que la sílice es un componente abundante en la Tierra, y por otro, es por que los minerales
silicatados se funden a temperaturas y presiones propias de la corteza y manto superior. Los
silicatos más comunes de las rocas ígneas son el cuarzo, los feldespatos, las micas, piroxenos,
anfíboles y olivinos.
Figura 17. Rocas ígneas intrusivas y extrusivas: El basalto, roca extrusiva típica se forma
cuando el magma alcanza la superficie y se enfría rápidamente. El granito, roca intrusiva, lo
hace cuando el magma se aloja en rocas no fundidas dentro de la corteza y allí se enfría
lentamente.
Clasificación de las rocas Ígneas
Para clasificar una roca ígnea debemos conocer su composición mineralógica y la
cantidad de cada uno de los minerales esenciales (composición modal), además de su textura,
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la cual nos dará información sobre la forma en que se enfrió el magma. Con toda esta
información es posible darle un nombre específico a cada roca ígnea (Figura 18).
Una roca ígnea nos da información sobre que tipo de material es el que se fundió, y en que
condiciones térmicas se realizó la fusión. Las rocas ígneas son muy buenos indicadores de las
condiciones geotectónicas de una región, ya que el tipo de roca ígnea está íntimamente
relacionado con el tipo de interacción entre las placas tectónicas. En la Cordillera de los
Andes, la roca volcánica típica es la andesita, que es a su vez la roca característica de las
zonas de subducción entre una corteza continental y otra oceánica.
Figura 18. Esquema de clasificación de rocas ígneas. Una roca intrusiva puede tener su
equivalente extrusivo. La riolita, es el equivalente extrusivo del granito, y ambas son rocas
con mucho feldespato de tipo ortoclasa, cuarzo, plagioclasa, algo de micas (más muscovita
que biotita) y muy poco o nada de anfíbol. A su vez, tienen un contenido de SiO2 superior al
60 %.
Las rocas sedimentarias
El sedimento es el precursor de una roca sedimentaria, y se encuentra en la superficie de
la Tierra como capas de partículas sueltas tal como la arena, el limo o la arcilla. Algunas
partículas, como los granos de arena y limo, provienen de la destrucción de otras rocas en la
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superficie terrestre por un proceso denominado meteorización. Esto es, las rocas son
fragmentadas y disgregadas en trozos de varios tamaños. Estos fragmentos son luego
transportados por algún agente de transporte y erosión (agua, viento o hielo) y depositados
en los sectores topográficamente bajos, formando capas sucesivas (figura 19).
La meteorización y la erosión producen dos tipos de sedimentos:
-Sedimentos Clásticos: son las partículas depositadas físicamente, tales como granos de
cuarzo y feldespatos provenientes de la fragmentación y alteración de otra roca, como podría
ser un granito (la palabra clasto, del griego Klastos, significa romper).
-Sedimentos químicos o bioquímicos: son sustancias nuevas que se forman por
precipitación química de algunos componentes de las rocas originales que fueron disueltos
durante el proceso de meteorización, y son llevados por el agua de los ríos hasta el mar o un
lago. Estos sedimentos incluyen capas de minerales tales como halita (sal de cloruro de sodio)
y calcita (carbonato de calcio). En estos procesos suelen intervenir organismos vivos que
asimilan ciertas sustancias, y que al morir dejan sus restos en el lugar donde vivieron, y pasan
a formar parte del sedimento.
Las rocas sedimentarias están compuestas de clastos (fragmentos de minerales y rocas),
matriz (parte fina que rodea y sostiene a los clastos, puede o no existir) y cemento (material
de origen químico que aglutina a los clastos, puede o no existir).
Desde el sedimento a la roca sólida
Litificación: es el proceso que convierte a un sedimento (material suelto) en roca sólida, y
puede ocurrir de dos formas:
-Por compactación, cuando los granos son apretados unos contra otros por el efecto del
peso de los sedimentos suprayacentes, produciendo un material mas denso y compacto que el
sedimento original.
-Por cementación, cuando una sustancia aglutinante (cemento) se deposita entre los granos
de un sedimento y los une entre sí. Estas sustancias pueden ser de varios tipos, y los más
comunes son el Fe2O3, carbonatos o sílice.
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Figura 19. La meteorización de las rocas expuestas en la superficie, permite que los agentes
de transporte lleven material hacia las zonas más bajas (cuencas) y lo depositen, para formar
allí las capas de rocas sedimentarias. La acumulación sucesiva de capas, hará que los niveles
inferiores estén sometidos a una compactación cada vez mayor.
Los sedimentos son compactados y cementados después de que son enterrados y cubiertos
por las capas de otros sedimentos. Así, una arenisca se forma por la litificación de granos de
arena, y una caliza es la litificación de pequeños caparazones de fósiles marinos y otras
partículas de carbonato de calcio.
Tanto los sedimentos como las rocas sedimentarias, están caracterizados por la alternancia
de capas de diferentes colores. Cada una de estas capas suele ser un estrato, y reflejan
cambios en la mineralogía y el tamaño de grano (por ejemplo capas de areniscas intercaladas
con limolitas), o diferencias en las texturas, como cuando una arenisca de grano grueso se
intercala con una de grano fino.
Debido a que las rocas sedimentarias se forman sobre la superficie terrestre, éstas cubren
una buena parte de su superficie y de los fondos oceánicos. Sin embargo, solo representan una
capa muy delgada, comparadas con las rocas ígneas y metamórficas que ocupan el mayor
volumen de la corteza.
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Minerales comunes en rocas sedimentarias
Los minerales de origen clástico más comunes en los sedimentos son también los silicatos.
Esto no es más que un reflejo de la abundancia de estos minerales en las rocas originales, las
cuales aportan sus fragmentos (clastos) para formar las rocas sedimentarias. El cuarzo, los
feldespatos y las arcillas son los más comunes.
Los minerales formados por precipitación química o bioquímica en los sedimentos son los
carbonatos (calcita y dolomita), sulfatos (yeso y anhidrita) y cloruros (halita). Los primeros
son frecuentes en depósitos marinos, y los segundos en lagos que han sufrido una evaporación
total.
Clasificación de rocas sedimentarias
Para clasificar una roca sedimentaria clástica, es necesario definir el patrón textural. Los
elementos que definen el patrón textural de las rocas detríticas son el tamaño de grano, la
selección, la morfología de los clastos y el empaquetamiento. De esta forma, se puede
encuadrar a una determinada roca sedimentaria clástica en algunos de los cuatro subgrupos
(conglomerados, areniscas, limolitas o arcilitas, figura 20).
Figura 20. Principales clases de sedimentos y rocas sedimentarias detríticas.
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La clasificación o selección de tamaños, es la medida de la distribución de tamaños de un
sedimento (frecuencia vs clases de tamaño). Una roca con una gran dispersión de tamaños de
grano se dice que posee una pobre selección, mientras que una roca bien seleccionada
muestra, por tanto, escasa variación en el tamaño de grano. La clasificación es indicativa de la
historia del transporte del sedimento.
La morfología de clastos, se refiere a que se pueden medir varios parámetros como la
esfericidad, el aplanamiento, etc. El grado de redondez es el dato morfológico de mayor
interés ya que es un dato indicativo de la historia del sedimento. Se distinguen clastos muy
redondeados, redondeados, subredondeados, subangulosos, angulosos y muy angulosos
(figura 21).
Figura 21. a) Clastos redondeados. Fotomicrografía de una arenisca con clastos con
morfología redondeada. B) Clastos angulosos. Fotomicrografía de una arenisca con clastos
con morfología angulosa y cemento carbonático.
El empaquetamiento, es el espacio entre los clastos que puede estar ocupado por un
cemento (calcáreo, silíceo, ferruginoso o salino), o por material detrítico menor de 30 micras
(matriz). El empaquetamiento puede caracterizarse en función del porcentaje de matriz frente
al de clastos, observando si la roca presenta una textura grano-sostenida o matriz-sostenida. El
empaquetamiento, entre otros factores, es indicativo de la densidad del medio de transporte
del sedimento (figura 22).
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Figura 22. a) Textura con empaquetamiento grano-sostenido, b) textura con empaquetamiento
matriz-sostenido.
Para el caso de los sedimentos químicos o bioquímicos, la clasificación se basa en su
composición química, que para los sedimentos marinos refleja los principales elementos
químicos disueltos en el agua del mar (figura 23).
Las rocas sedimentarias son las que contienen los fósiles, y por lo tanto la información
guardada en éstas nos permite descifrar la historia de la vida en nuestro planeta. Además,
como la formación de una roca sedimentaria depende del ambiente externo, son buenos
indicadores de las condiciones paleoambientales y paleoclimáticas. A partir de las rocas
sedimentarias podemos deducir como era el clima en una determinada época, y si hubo un río,
un lago, un delta o un océano.
Figura 23 Clasificación de sedimentos químicos y bioquímicos.
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Existen dos grupos principales: las rocas carbonáticas y las evaporitas. Además, hay que
indicar que algunos tipos de rocas carbonatadas pertenecen a las rocas orgánicas (p. ej. las
biohermitas, biolititas, etc.).
Rocas evaporíticas
Son las rocas formadas a partir de la intensa acumulación de sales (sulfatos, carbonatos,
cloruros, bromuros), que puede tener lugar en aguas continentales o marinas sometidas a una
intensa evaporación. Estas rocas se forman por precipitación química directa de sales en un
fluido acuoso sobresaturado. Las principales rocas evaporíticas están compuestas por la
acumulación de alguno/s de los siguientes minerales: yeso (SO4Ca + 2H2O), silvina (ClK),
halita (ClNa), thenardita (SO4Na2), carnalita (ClK.CL2Mg.6H2O), etc.
Estas rocas suelen presentar texturas equigranulares (como las rocas plutónicas), y se
reconocen fácilmente por ser solubles o por su baja dureza.
Rocas carbonatadas
Son rocas que están mayoritariamente compuestas por carbonatos; o bien calcita (CO3Ca),
y entonces se denominan Calizas, o bien por dolomita (CaMg (CaCO3)2), y entonces se
denominan Dolomías. En función del porcentaje de calcita y dolomía que presenta la roca
reciben diferentes nombres. De esta forma, podemos clasificarlos en: calizas, calizas
dolomíticas, dolomías calcáreas y dolomías.
También es posible encontrar junto con los carbonatos clastos detríticos, en ese caso se
habla de calcarenitas y calcilutitas (calizas litográficas), en función del tamaño de grano de los
clastos. Dentro de este grupo se englobarían también las margas. Existen otros tipos de rocas
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carbonatadas como los travertinos formados por precipitación directa de carbonato cálcico
relacionado a procesos hidrotermales.
Rocas orgánicas
Son rocas formadas por la acumulación de materiales generados mediante procesos
orgánicos. Por ejemplo, acumulación de conchas, exoesqueletos, restos vegetales, etc. Dentro
de este grupo incluimos los carbones y algunos tipos de rocas carbonatadas y silíceas.
Carbones
Los carbones son las rocas organógenas más típicas. Estas rocas se forman a partir de
materia orgánica (fundamentalmente vegetal) transformada por un proceso denominado
carbonización. Este proceso va transformando la materia orgánica, dando lugar a una serie de
acumulados cada vez más ricos en carbono: turba, lignito, hulla y antracita.
LIGNITO
HULLA
ANTRACITA
Calizas
Existen una serie de rocas carbonatadas formadas por la acumulación directa de material
orgánico carbonático, generalmente conchas y exoesqueletos. Estos depósitos se encuentran
en ocasiones en el registro geológico conservando su estructura biológica original (p. ej.
arrecifes). Podemos distinguir los siguientes tipos:
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Calizas coralinas
(Calizas biohérmicas)
Contienen restos de esqueletos
de corales, briozoos,
bivalvos, moluscos, etc.
Calizas algales
Estromatolitos (algas azules)
Lumaquelas
Acumulación de restos de
(Coquinas)
conchas cementadas.
Cretas
Acumulación de esqueletos
(Calizas pelágicas)
de foraminíferos y flagelados
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Precipitados de carbonato
sobre tallos de plantas
Tobas
Rocas silíceas
Algunos tipos de rocas silíceas formadas por la acumulación directa de material orgánico
silíceo, generalmente caparazones de diatomeas (diatomitas), restos de radiolarios
(radiolaritas) y acumulaciones de espículas de esponjas (espongiolitas).
Diatomitas
Acumulación de caparazones
de diatomeas
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Rocas Metamórficas
Las rocas metamórficas son llamadas así porque en realidad, son la transformación de una
roca preexistente (meta = cambio, morfos = forma). Estas rocas son generadas cuando las
altas temperaturas y presiones en las profundidades de la Tierra, causan algún cambio en una
roca ígnea, sedimentaria o metamórfica previa. Lo que cambia es la mineralogía, la textura y
eventualmente la composición química sin perder su estado sólido; por eso se dice que los
minerales de las rocas metamórficas no cristalizan, si no que crecen lentamente en estado
sólido. A este proceso se lo denomina blástesis (blástesis = crecer), y por lo tanto las rocas
metamórficas están compuestas de blastos de diferentes minerales. Las temperaturas
requeridas para metamorfizar una roca van de 200 a 700 ºC; por encima de esta temperatura,
las rocas se funden y dan lugar a rocas ígneas. En realidad, existe un paso intermedio donde
se observan rocas de mezclas, parte ígnea y parte metamórfica, que se denominan rocas
migmáticas (migma = mezcla).
El límite inferior de este proceso está considerado cuando los restos vegetales que puedan
existir en las rocas sedimentarias alcanzan el grado de carbonización correspondiente a la
hulla, coincidiendo además con la llamada línea muerta que corresponde a la desaparición del
petróleo. También se considera como límite inferior cuando aparecen uno o más minerales
metamórficos. El límite superior lo marca la fusión parcial de la roca, con la consecuente
aparición de alguna fase fundida.
Una fase mineral se encuentra en estado de equilibrio cuando encuentra la cantidad mínima
de energía interna. Cualquier cambio en las condiciones de equilibrio de esta fase coaccionará
otra nueva que alcance sus propias condiciones de energía mínima.
Factores del metamorfismo
Temperatura: Está directamente relacionada con el gradiente geotérmico. Este varía entre 6
º/km (fosas oceánicas) y 90 º/km (puntos calientes), siendo el promedio del gradiente
alrededor de los 30 º/km (figura 25).
Presión: La presión estática está referida únicamente a la presión de confinamiento, que es
la presión litostática + la presión de fluidos. Además de estas presiones, también influye en el
proceso metamórfico la presión dirigida, la cual es originada por los procesos tectónicos.
En la corteza continental, que tiene densidades promedios de 2.7 a 2.8, 1 kbar equivale
aproximadamente a 3 km de profundidad.
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La presión y la temperatura van a influir directamente sobre los minerales involucrados en
las reacciones metamórficas, por lo tanto existen ciertos minerales característicos bajo ciertos
rangos de P y T que se denominan geotermómetros y geobarómetros.
Figura 24. Curvas de variación aproximada de la presión, la temperatura y la gravedad con la
profundidad.
Intensidad del metamorfismo
La intensidad del metamorfismo está relacionada directamente con la aparición y
desaparición de ciertos minerales o asociaciones minerales. Dicha intensidad se la puede
dividir en zonas metamórficas, aunque esta clasificación está casi en desuso. Dichas zonas
son:
Epizona – 200º a 450º
Mesozona – 450º a 650º
Catazona – 650º hasta el límite de fusión
Actualmente se utiliza la denominación de grado metamórfico, el cual se divide en:
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-Muy bajo
-Bajo
-Medio
-Alto
La facies metamórfica es un conjunto de rocas recristalizadas bajo el mismo rango de
presión y temperatura.
Figura 25. Superior, cuadro de diferenciación de grados metamórficos; inferior, diagrama de
facies metamórficas.
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Ambiente metamórfico y tipos de metamorfismo:
Metamorfismo Regional y de Contacto
Los procesos que producen rocas metamórficas pueden tener lugar sobre un área muy
amplia de la corteza o sobre un sector limitado. Cuando las altas temperaturas y presiones se
extienden sobre una región muy amplia, se dice que las rocas han sido afectadas por un
metamorfismo regional o dinamotérmico. Este tipo de metamorfismo se produce siempre
en zonas de subducción o en zonas de colisión continental. Es el más difundido de todos
debido a que siempre abarca grandes áreas dando lugar a un gran número de rocas tales como
las pizarras, esquistos, gneises, etc. En las zonas de subducción se producen dos bandas que se
denominan cinturones dobles de metamorfismo, y que se caracterizan uno por ser de alta
presión y baja temperatura, y está ubicado siempre junto a la fosa oceánica, dando como
resultado las facies de zeolitas, prehnita y esquistos azules, mientras que el otro es de baja
presión y temperatura media o elevada y se forma hacia la zona interna del orógeno, siendo
siempre de mucha mayor extensión que el primero, y las facies mas comunes aquí son los
esquistos verdes, anfibolitas y granulitas.
En las zonas de colisión continental abarcan mayores áreas debido a que el proceso
metamórfico puede afectar a ambos continentes. Las facies y rocas resultantes pueden ser las
mismas que se encuentran en los cinturones dobles, pero tienen la influencia de los efectos
tectónicos por lo que se forman rocas con mayor complejidad principalmente estructural. Esta
deformación puede afectar a las rocas antes, durante o posteriormente al clímax metamórfico,
por lo que a este proceso se lo denomina precinemático, sincinemático o postcinemático
respectivamente.
Cuando la elevación de la temperatura es local y restringida a una pequeña área, tal como
ocurre en las proximidades de una intrusión de roca ígnea, se dice que el metamorfismo es de
contacto o térmico (figura 26). Aquí predomina la recristalización mineral sobre la
deformación, la cual está casi ausente en la mayoría de los casos. Se produce siempre debido
a la intrusión de cuerpos ígneos que sean capaces de producir la recristalización de su
encajante. Sobre este último se forman aureolas metamórficas, que se caracterizan por la
aparición o desaparición de uno u otro mineral índice (sillimanita, andalucita, biotita y
clorita).
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Figura 26. Dos tipos principales de metamorfismos. El regional abarca grandes sectores de la
corteza, en cambio el de contacto se localiza en los bordes de las intrusiones magmáticas.
Muchas de las rocas metamórficas producidas por un metamorfismo regional (tal como los
esquistos) presentan una foliación característica, es decir una debilidad planar por la cual se
romperá en forma de lajas paralelas. Esta foliación es el resultado de la deformación sufrida
por la roca cuando fueron presionadas y plegadas. En cambio, las rocas del metamorfismo de
contacto, se caracterizan por la ausencia de esta foliación y están formadas por un agregado
de pequeños cristales de igual tamaño lo que las hace muy resistente a la rotura.
Metamorfismo de enterramiento
Se produce en las cuencas donde la subsidencia permite la acumulación de sedimentos de
10 a 12 km, resultando un metamorfismo de grado muy bajo en facies de zeolitas, con
presiones de 3 kb y T de 300º.
Metamorfismo dinámico
Se produce como resultado de la deformación intensa que tiene lugar en las zonas de falla,
y puede llevar a la recristalización de ciertos minerales de bajo grado.
Metasomatismo
Se produce por la influencia de un material a mayor temperatura con la presencia de
fluidos que aportan nuevos elementos químicos a las rocas afectadas, por lo que este
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metamorfismo es de carácter aloquímico. Las rocas resultantes se denominan skarns, y
principalmente están formadas por silicatos de calcio. Estas rocas generalmente están ligadas
a la génesis de yacimientos minerales.
Metamorfismo de fondo oceánico
Se produce en las zonas de dorsales oceánicas donde la corteza joven presenta
temperaturas elevadas y la circulación del agua del mar, calentada en el interior de grietas
muy profundas produce un metamorfismo de tipo hidrotermal. A pesar de su carácter local, es
muy difundido debido a que la expansión del fondo oceánico es ininterrumpida, dejando la
impronta de este metamorfismo hidrotermal incluso en las zonas de subducción.
Metamorfismo de impacto
Se produce exclusivamente en los lugares de choque de los meteoritos sobre la superficie
terrestre, pudiendo alcanzar esa zona elevadas presiones y temperaturas, produciéndose la
transformación de algunos minerales.
Minerales comunes en rocas metamórficas
Por ser las rocas metamórficas la transformación de rocas ígneas y sedimentarias previas,
los minerales más abundantes son también los silicatos. Los más típicos son el cuarzo, los
feldespatos, las micas, piroxenos y anfíboles, siendo estos últimos también frecuentes en rocas
ígneas. Pero además son comunes otros minerales como el disteno, la sillimanita, andalucita,
estaurolita y algunas variedades de granate que caracterizan solamente a las rocas
metamórficas, ya que éstos se forman en condiciones de presión y temperatura superiores a
las de las rocas ígneas, y por lo tanto su presencia en una roca es una buena guía para
clasificarla como metamórfica.
Se puede clasificar a las rocas metamórficas en base a minerales más comunes. Los
términos de la clasificación estructural/composicional que se mostrará luego, pueden ser
definidos estrictamente atendiendo a los porcentajes relativos de los minerales más comunes:
cuarzo, feldespato potásico, micas, anfíbol, piroxeno, plagioclasa y granate.
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Clasificación de rocas metamórficas
Para clasificar una roca metamórfica es necesario conocer su textura, su mineralogía y
además, deducir, a partir de esta última, las condiciones de presión y temperatura de
formación. De esta forma, podemos tener rocas metamórficas de bajo, medio o alto grado
metamórfico. Para clasificar a las rocas metamórficas se utiliza el concepto de facies
metamórficas. Una facies está definida por un rango de temperatura y presión, por lo tanto,
una determinada roca metamórfica, pertenecerá a una u otra facies según las condiciones de
presión y temperatura a la que se formó (figuras 27b).
Figura 27. Clasificación de rocas metamórficas: a) Clasificación según su aspecto y desarrollo
de la planaridad de origen metamórfico. b) Clasificación según las condiciones de presión y
temperatura; cada roca metamórfica puede ser incluida en alguno de los grande grupos de
facies.
Los minerales de una roca metamórfica acusan las condiciones físicas bajo las cuales ésta
se formó, por lo tanto pueden ser usados como geotermómetros y geobarómetros. Una roca
metamórfica es una fuente de información sobre las paleotemperaturas que reinaron en un
determinado lugar del interior de la Tierra, y esto está en relación directa con la actividad de
las placas litosféricas de ese sector, es decir, que al igual que las rocas ígneas, éstas son muy
buenas indicadoras de los ambientes tectónicos.
Textura
Las rocas metamórficas tienen exclusivamente textura cristaloblástíca. Los minerales, que
se denominan blastos, crecen en un medio esencialmente sólido por transformación de
minerales preexistentes, o como resultado de alguna reacción entre dos o más fases
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preexistentes. Dicho proceso se denomina blástesis, y a la textura resultante se la denomina
cristaloblástíca.
La aparición de una textura cristaloblástica supone la desaparición de cualquier otra textura
que existiera anteriormente en la roca original o protolito. Sin embargo, en áreas metamórficas de bajo grado, pueden quedar restos de la textura original de la roca como relicta.
Las texturas cristaloblásticas pueden ser agrupadas en cuatro tipos morfológicos dependiendo
del hábito de los cristales que la forman. Estos cuatro grupos deben ser tomados como
términos extremos o miembros finales, siendo cualquier otra textura una combinación de dos
o más de ellos. Las cuatro texturas se representan esquemáticamente en la figura 28 y pueden
ser definidas de la siguiente manera:
Textura granoblástica (Fig. 28a)
Los cristales forman un mosaico de granos, más o menos equidimensionales, con fuerte
tendencia al empaquetamiento hexagonal. Es característica la presencia de puntos triples
(contacto entre tres granos) a 120º aproximadamente. Esta textura es característica de algunas
rocas monominerálicas, como cuarcitas y mármoles, de rocas poliminerálicas granulíticas, así
como de rocas desarrolladas en metamorfismo estático en aureolas de contacto (corneanas)
sea cual sea la composición mineral.
Figura 28. Los cuatro tipos de texturas cristaloblásticas. a) Granoblástica; b) Lepidoblástica;
c) nematoblástica; d) Porfidoblástica.
Las rocas más comunes con textura granoblástica son: cuarcitas, mármoles, eclogitas,
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corneanas y algunos gneises. En la figura 29 se presenta de modo esquemático el desarrollo
de un agregado mineral con textura granoblástica a partir de una roca metamórfica
lepidoblástica, pasando por la situación intermedia de una estructura nodulosa. Este ejemplo,
aunque idealizado, se observa comúnmente en aureolas de contacto de intrusiones ígneas.
Textura lepidoblástica (Fig. 28b)
Definida por minerales laminares (filosilicatos) intercrecidos y homogéneamente orientados con los planos basales más o menos paralelos entre sí. No siempre los filosilicatos
definen una textura lepidoblástica. Las rocas más comunes con textura lepidoblástica son las
micacitas, esquistos micáceos y algunos gneises.
Textura nematoblástica (Fig. 28c)
Definida por minerales aciculares (generalmente anfíboles) entrecrecidos y orientados
homogéneamente con sus ejes mayores paralelos entre sí. Las rocas más comunes con textura
nematoblástica son las anfibolitas y algunos gneises anfibólicos.
Textura porfidoblástica (Fig. 28d)
Definida por la existencia de cristales de mayor tamaño (porfidoblastos) que la matriz.
Morfológicamente es igual a la textura porfídica en las rocas ígneas. La matriz puede ser
afanítica o fanerítica y tener cualquier textura de las descritas anteriormente, o alguna combinación de dos o más de ellas.
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Combinaciones más comunes de texturas cristaloblásticas
Por lo general, en la mayor parte de las rocas poliminerálicas (excepto granulitas, eclogitas
y corneanas) existen minerales planares, aciculares y equidimensionales. Por tanto, la textura
de la roca es generalmente una combinación de dos o más de los tipos anteriormente
descritos.
Tres de las combinaciones texturales más comunes en rocas metamórficas se presentan en
la figura 30. Se trata de las texturas granolepidoblástica (granoblástica + lepidoblástica),
granonematoblástica y granoporfidoblástica. La primera es típica de los gneises pelíticos y
cuarzo-esquistos bandeados. En ambos casos existe una alternancia de bandas ricas en micas
y bandas ricas en cuarzo (esquistos) o un agregado cuarzo-feldespático (gneises) con textura
típicamente granoblástica. De igual modo, la segunda combinación, granonematoblástica, es
típica de gneises anfibólicos y cuarzoesquistos con anfíbol, incluso de algunas anfibolitas.
Finalmente, la última, granoporfidoblástica, aunque puede darse en cualquier roca, es más
común en corneanas y rocas de contacto en general.
Clasificación y nomenclatura
A diferencia de las rocas ígneas que poseen una sistemática internacional, las metamórficas
no poseen una clasificación composicional precisa, existiendo en muchos casos cierto
confusionismo de nomenclatura entre distintos autores y/o escuelas. Es evidente que, a pesar
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de la amplia variedad de rocas metamórficas existentes, su sistemática no posee excesivo
interés frente al que tiene la determinación de paragénesis minerales y su variación espacial
en áreas metamórficas. De este modo se utilizan sólo algunos nombres, que abarcan grandes
grupos de rocas de composición variada, pero con características texturales y estructurales
comunes. Además de esta clasificación estructural/composicional, se puede proponer otra
estrictamente composicional basada en los minerales más comunes. En esta última, se
pretende establecer limites composicionales precisos para los términos estructurales de la
primera clasificación.
Clasificación basada en los rasgos estructurales y composicionales
Tan sólo una decena de nombres es suficiente para designar todas las rocas metamórficas
más comunes existentes en la naturaleza. Estos nombres se basan principalmente en
características texturales, estructurales y composicionales.
Atendiendo a las características estructurales, se pueden establecer dos grandes grupos de
rocas metamórficas:
1) Rocas foliadas o esquistosadas.
2) Rocas no foliadas o masivas.
En el primero están incluidas las pizarras, filitas, esquistos, anfibolitas, gneises y
migmatitas. En el segundo grupo están las corneanas, granulitas, cuarcitas, mármoles y
eclogitas. Las características texturales y microestructurales de estos términos se dan en la
figura 31.
Esta nomenclatura tiene la ventaja de poder ser aplicada con cierta facilidad, incluso en el
campo, y de ser fácilmente recordada. No obstante, esta terminología por simple es ciertamente insuficiente, siendo preciso asignar adjetivos composicionales en determinados casos.
El caso más sobresaliente es el de los esquistos y gneises, que pueden presentar una
composición muy variada. En este caso, se suele posponer un término mineralógico al término
estructural; p. ej. esquisto cuarzo-feldespático, esquisto biotítico, gneis anfibólico, etc.
75
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Figura 31. Características principales de las rocas metamórficas más comunes.
Los prefijos ORTO y PARA
Como se indicó anteriormente, las rocas metamórficas se originan por transformación en
estado sólido de rocas preexistentes de cualquier composición y naturaleza. Existen, por otra
parte, rocas de marcada similitud composicional pero desarrolladas en ambientes geológicos
diferentes. Este es el caso de los granitos, riolitas y arcosas, compuestas todas esencialmente
de cuarzo y feldespatos, con escasa proporción de material pelítico (micas, arcillas, etc.).
Todas estas rocas, al ser metamorfizadas en ciertas condiciones, pueden dar como resultado
rocas metamórficas gnéisicas (gneises cuarzo-feldespáticos) en las que difícilmente puede
determinarse la naturaleza ígnea o sedimentaria del protolito original. Otro ejemplo lo
constituyen las anfibolitas. Estas pueden originarse, tanto a partir de rocas ígneas básicas,
como de rocas calcosilicatadas sedimentarias. Cuando puede conocerse la naturaleza del
protolito original, ígneo o sedimentario, mediante datos geoquímicos y/o de campo, es preciso
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Guía de Trabajos Prácticos
indicar este dato en la nomenclatura de la roca metamórfica estudiada. Esto se hace
anteponiendo el prefijo orto (ortogneis, ortoanfibolita) cuando el protolito es de naturaleza
ígnea, y el prefijo para (paragneis, paraanfibolita) cuando se trata de protolitos sedimentarios.
Gneises y anfibolitas, son las rocas en que suele darse esta convergencia composicional, y en
las que se suelen usar, por tanto, los prefijos orto y para.
Dónde y cómo vemos las rocas
En la naturaleza, las rocas no se encuentran convenientemente separadas en una roca ígnea
aquí, una sedimentaria por allí y otra metamórfica mas allá. Por el contrario, ellas están todas
juntas y superpuestas unas a otras, reflejando la historia geológica de una determinada región.
Los mapas y perfiles geológicos, muestran la distribución espacial de las rocas de una región,
y a partir de éste es posible deducir la distribución de las rocas en el pasado hasta la
actualidad. Si nosotros hiciéramos una perforación en un determinado punto de la Tierra,
encontraríamos una secuencia de rocas en sentido vertical, que reflejan la historia geológica
de esa región. Desde la superficie hasta algunos kilómetros probablemente encontremos capas
de rocas sedimentarias; perforando más profundo, quizás entre 6 a 10 km, podríamos penetrar
en rocas ígneas y metamórficas de una historia mucho más antigua.
Si realizamos un viaje desde la ciudad de Córdoba hasta la ciudad de San Juan,
atravesaremos una serie de sierras separadas por zonas de llanura. En las sierras es donde
podemos ver una gran variedad de rocas tanto ígneas como metamórficas y sedimentarias, de
diferentes edades, que han sido expuestas por los acontecimientos tectónicos. Saliendo de la
ciudad de Córdoba por la ruta que va a la localidad de La Calera, antes de llegar a la misma,
encontraremos rocas sedimentarias de color rojizo, del período Cretácico (areniscas y
conglomerados de la formación Saldán). Luego, al cruzar la Sierra Chica, iremos viendo
rocas ígneas y metamórficas de unos 520-480 millones de años (del período Cámbrico
Inferior al Ordovícico inferior); en el valle de Punilla se pueden observar sedimentos de edad
terciaria (1 a 3 millones de años), y si cruzamos la Sierra Grande por Los Gigantes, veremos
una gran cantidad de granito que forma parte del denominado Batolito de Achala, un gran
cuerpo intrusivo que cristalizó hace unos 360 millones de años atrás (período Devónico). Al
bajar hacia el valle de Taninga vuelven las rocas metamórficas con algunos niveles de
mármoles, antiguos sedimentos marinos de un mar del Cámbrico, ahora intensamente
deformados y metamorfizados. En la Pampa de Pocho, nos llamará la atención unos cerros en
forma de conos; son volcanes extinguidos hace ya unos 5 millones de años atrás. Si cruzamos
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la Sierra de Pocho por el camino de los Túneles, volveremos a ver rocas metamórficas del
Cámbrico Inferior, y en el pié occidental de estas sierras, aparecen de nuevo rocas
sedimentarias (areniscas blanquecinas), pero ahora del período Carbonífero.
Continuando hacia el oeste, veremos una enorme sierra que sobresale de la llanura riojana
(la sierra de Chepes-Ulapes) compuesta por rocas ígneas plutónicas, pero distintas que las del
granito de Achala; aquí son granodioritas del período Ordovícico Inferior (480 millones de
años). Antes de llegar a la localidad de Marayes en la provincia de San Juan, atravesamos el
extremo sur de otra gran sierra (Sierra de Valle Fértil- La Huerta) compuestas por rocas
ígneas y metamórficas de edad similar a las de Chepes-Ulapes. En este sector aparecen
también rocas sedimentarias rojizas de edad triásica (unos 245 Ma), las mismas que afloran
más al norte en la zona del Valle de la Luna y Talampaya.
Antes de llegar a San Juan rozaremos otra gran unidad serrana (La Sierra de Pié de Palo)
compuesta por rocas metamórficas muy antiguas (1.000 millones de años); éste es un bloque
exótico que en algún momento formaba parte de un antiguo continente (Laurentia), y que
actualmente sería la parte sur-este de los Estados Unidos.
Si cruzamos la ciudad de San Juan y nos internamos por el valle del Río San Juan, veremos
las espectaculares rocas sedimentarias de la Precordillera, compuesta esencialmente de calizas
y areniscas del Cámbrico y Ordovícico, representantes del fondo marino de aquella época.
En esta travesía desde las Sierras Pampeanas de Córdoba hasta la Precordillera de San
Juan, habremos viajado a través del tiempo por rocas de otros continentes y otros mares. La
historia geológica de nuestro territorio está guardada allí, en esas rocas, solo es cuestión de
saber leerla e interpretarla.
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Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Bibliografía
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2. 132 Pág. (Disponible en la Cátedra de Geología General).
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Precordillera: Un terreno exótico a Gondwana”. XIII Congreso Geológico Argentino.
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Brussi, D., Bach, J., Montserrat, D. y Gassiot, X., 1993. ¨La Geología en la enseñanza no
universitaria: Desaparición o evolución?” Enseñanza de las Ciencias de la Tierra
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Bloxham, J. y Gubins, D., 1990. “La Evolución del campo magnético terrestre”. Investigación
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(Disponible en Cátedra de Geología General).
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McGraw-Hill, Nueva York. 339 pág.
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(Disponible en Cátedra de Geología General).
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Ramos, V., 1995. “Sudamérica: un mosaico de continentes y océanos”. Ciencia Hoy, Vol 6 Nº
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Tuzo, W., 1993. “Revolución en las Ciencias de la Tierra”. Enseñanza de las Ciencias de la
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Investigación y Ciencia Nº 234, (1996) Los movimientos y la Corteza Continental.
Investigación y Ciencia Nº 219, 1994. La evolución de la Tierra.
Si tienes acceso a Internet, te sugerimos que visites las siguientes direcciones de páginas
Web. Allí encontrarás mucho material para ampliar estos temas, y además podrás conseguir
material didáctico de muy buena calidad para organizar tus clases.
Direcciones de páginas Web de interés
http://www.quik.guate.com/acropoli/links/04090100.html
Http://www.seds.org./billa/tnp/
http://pds.jpl.nasa.gov./planets/
http://www.seismo.unr.edu./ftp/pub/louie/class/100/interior.html
http:www-ir.phast.umass.edu/welcome/mars.htm
http://mineral.galleries.com/
http://www.science.ubc.ca/geol202/s/cgi-bin/mineral.cgi
http://galaxy.einet.net/images/gems/gemsicns.htlm
http://www.xtal.iqfr.csic.es/Cristalografia/
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Trabajos Prácticos Módulo I
Trabajo práctico Nº 1
Material de trabajo necesario: hojas, lápiz, goma, calculadora, regla milimetrada o escalímetro.
1º Parte: La escala, una herramienta imprescindible para la construcción e interpretación de
mapas.
Preguntas:
1- Si 10 m están representados en un mapa por 10 cm, 50 m, por cuantos cm estarán
representados?
2- Si 25 km están representados en un mapa de 5 cm,
a- 10 km, en cuantos cm estarán representados?
b- 100 km, en cuantos cm estarán representados?
c- Cual es la escala del mapa?
d- Dibuje la escala gráfica.
3- Con los siguientes datos,
a- Calcular la escala numérica
a- Construir la escala gráfica
-
Distancia AB en el mapa = 5 cm; distancia AB en el terreno = 20 km
-
Distancia AB en el mapa = 15 cm; distancia AB en el terreno = 3 km
4- El mapa adjunto es una porción de la hoja geológica 3166-30 “Los Gigantes”, desarrollada por
el Instituto de Geología y Recursos Minerales del Servicio Geológico Minero Argentino
(SEGEMAR). En el área de trabajo elegida, ubicada en las cercanías de la Ciudad de Villa
Carlos Paz, a unos 40 km de la ciudad de Córdoba, resolveremos la mayor parte de los de los
problemas geológicos con que nos encontraremos durante los trabajos prácticos.
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Guía de Trabajos Prácticos
a) Si unimos los puntos A (Cabalango) y B (Villa Carlos Paz) por una línea que tiene ......
cm de longitud, por medio de la escala gráfica, puedes determinar que la distancia real es
de ........ km, por lo tanto la escala numérica es de .....................
b) Si ahora unimos una recta a la localidad de Cuesta Blanca (C) y Cabalango (A), cuantos
km tiene la misma?
c) La unión los puntos A y B define una línea AB. Si la línea AB tiene una orientación
.............., por lo tanto, la Ciudad de Villa Carlos Paz se encuentra ubicada al …........ de
la localidad de Cabalango. Cual es la orientación de la línea AC?
d) Determine las coordenadas geográficas de las localidades de Cabalango, Cuesta Blanca y
Villa Carlos Paz.
EJERCICIOS ADICIONALES:
1- Un mapa tiene una escala de 1:20000 y la distancia entre dos puntos AB es de 3 cm. Cual será
la distancia AB en otro mapa de escala 1:50000?
2- Si 50 km están representados en un mapa por 2,5 cm, 1 km, en cuantos cm estarán
representados? cual es la escala del mapa?
3- En un mapa 5 cm representan 2,5 km.
a- 1 cm, cuantos km representan?
b- 1 cm, cuantos m representan?
c- 1 cm, cuantos cm representan?
d- Cual es la escala del mapa?
4- Una superficie de 100 km2 tiene una forma cuadrada.
a- Representarla a escala 1:100000
b- Representarla a escala 1:50000
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Guía de Trabajos Prácticos
2º Parte: Mapas topográficos y curvas de nivel
Ejercicio Nº 1.
Dibujar las curvas de nivel que pasan por los puntos acotados con altura conocida, utilizando una
equidistancia de 5 m.
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Ejercicio Nº 2.
Rasgos planimétricos más destacados:
a) Determinar los puntos de altura máxima y mínima y ubicarlos en el mapa de curvas de nivel.
b) Calcular la escala numérica utilizando la información suministrada en el mapa.
c) Identificar y describir las distintas formas del relieve que se observa en el mapa de curvas de
nivel.
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Trabajos Prácticos Módulo I
Trabajo práctico Nº 2
Material de trabajo: Papel milimetrado, hojas, calculadora, lápiz, goma, regla, transportador de 360º, brújulas “tipo
Brunton” (esta última será brindada por la Cátedra).
1º Parte: Perfiles topográficos.
Ejercicio Nº 1
En el mapa topográfico correspondiente a la localidad de La Calera podemos observar un punto
trigonométrico el cual está a 863 m SNM.
Determinar:
-
El valor de cada curva de nivel dibujada.
-
Determinar la cota de los puntos “a”, “b” y “c” (equidistancia 25 m).
-
Calcular la pendiente entre “a” y “c” (angular).
-
Dibujar el perfil AB marcado en el mapa.
-
Igual escala o escala natural (horizontal y vertical).
-
Escala vertical exagerada.
Ejercicio Nº 2
Utilizando el mapa de curvas de nivel realizado en el Práctico Nº 1, correspondiente al área
circundante a la localidad de Cabalango, realizar el perfil AB marcado en el mapa utilizando una
escala exagerada. La altura estará representada con una exageración de 10 veces la normal. ¿Usted
cree que sería conveniente usar una escala natural para realizar este perfil?
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2º Parte: Ejercitaciones sobre rumbo y buzamiento
Objetivos: comprender los conceptos de rumbo, buzamiento e inmersión; aprender a volcar los
datos medidos en un mapa y a determinar la orientación de los principales elementos en el mismo.
Ejercicio Nº 1
Representar en el mapa los siguientes datos de rumbo y buzamiento, utilizando la simbología
geológica adecuada.
a- 48º/70º SE
b- 20º/90
c- 0º/90º
d- 3º/89º O
e- 340º/12º SO
f- 270º/90
g- 90º/45º N
h- 350º/60º NE
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Ejercicio Nº 2
Con los datos que se observan en el mapa:
a) Calcular la escala numérica
b) Que orientación tendrá la traza del perfil B-D?
Ejercicio Nº 3
Determinar los valores de orientación de las líneas AB, CD, EF y GH
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Trabajos Prácticos Módulo I
Trabajo práctico Nº 3
1º Parte: Ejercitación con brújulas
Objetivos: reconocer los diferentes tipos de brújulas geológicas, sus principales elementos y las
mediciones que se realizan con cada una de ellas. Ejercitarse en el uso de las mismas.
Ejercicio Nº 1
Transformar los siguientes valores de rumbo medidos por cuadrante en mediciones de limbo
completo.
Medición por cuadrantes
Medición con limbo completo
(Azimutal)
N 20º E
S 10º E
S 60º O
N 45º O
Ejercicio Nº 2
Toma de datos de rumbo y buzamiento de diferentes planos
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2º Parte: Levantamiento planimétrico y el método de construcción de una Poligonal
Metodología
Los levantamientos planimétricos tienen por objetivo la determinación de las coordenadas
planas de puntos en el espacio para representarlos en un plano o mapa. La construcción de la
poligonal es uno de los métodos de levantamiento planimétrico. Una poligonal es una sucesión de
líneas quebradas unidas entre sí por vértices (puntos a levantar: estaciones). Cada vértice queda
definido por sus coordenadas (rumbo y distancia). El levantamiento de la poligonal involucra la
medición de: (1) el rumbo de la línea que une dos estaciones y (2) la distancia entre esas dos
estaciones.
Las poligonales pueden ser clasificadas de manera sencilla en los siguientes tipos:
a) Poligonal cerrada: las coordenadas de la
primera estación son las mismas que las
de la última.
b) Poligonal abierta: las coordenadas de la
primera estación no son las mismas que
las de la última.
Por lo general es recomendable la construcción de una poligonal cerrada, aunque una poligonal
abierta puede ser más útil en algunos casos, por ejemplo delimitar el cause de un río.
Construcción de la poligonal:
Para construir una poligonal se deben establecer:
1-La orientación de cada segmento de la poligonal: o rumbo de la línea que une dos estaciones; se
mide con la brújula geológica.
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2-La distancia entre dos vértices consecutivos o distancia entre las estaciones; esta distancia se
mide en pasos, cuya longitud debe ser establecida previamente.
Algunas pautas para lograr establecer estas dos variables son las siguientes:
1- Hacer un reconocimiento de la zona a relevar, materializando las estaciones (vértices), de
acuerdo al tipo de poligonal que se pretenda construir y a las características topográficas del
terreno. Siempre que sea posible es preferible evitar que un alineamiento entre estaciones
atraviese un obstáculo o accidente que presente considerable dificultad para la medición (eg.
vegetación densa, rocas, parvas y propiedades privadas). Siempre se elegirán las estaciones
de manera que haya visibilidad a la base anterior y siguiente y que la distancia sea tal que
con el instrumento utilizado pueda medirse.
2- Registrar las coordenadas de al menos una de las estaciones mediante GPS para poder luego
localizar el resto en la imagen satelital con la que se trabajará.
3- Frecuentemente, la distancia entre dos estaciones se estimara mediante el conteo de pasos.
Por eso es necesario determinar la medida de nuestro paso. Esto se puede lograr recorriendo
una distancia de X metros marcada en el terreno, haciendo esto varias veces y promediando
la cantidad de pasos realizados en cada recorrida tanto de ida como de vuelta.
4- Una vez seleccionadas las estaciones, medir la distancia entre dos estaciones sucesivas. La
medición de las distancias entre los vértices se hace en línea recta. Se recomienda medir esta
distancia varias veces, tanto de ida como de vuelta, de manera de tener un valor promedio de
la distancia.
5- Medir en cada vértice el rumbo entre la estación en la que nos encontramos y la estación
siguiente. Tener en cuenta que, debido a que debemos establecer un sentido y no una
orientación, debemos utilizar la aguja norte de la brújula para hacer la lectura en todos los
casos.
De manera práctica, la persona debe colocarse en la estación A y medir con la brújula
geológica el rumbo de la línea que une la estación A con la B (la estación siguiente visible). La
lectura se toma con la aguja norte de la brújula, por lo que el dato que se obtiene es la dirección en
la que se encuentra la estación B respecto de la A, medida en grados desde el norte hacia el este.
Esta medición se llama visual hacia adelante. El valor medido debe ser cuidadosamente anotado en
una libreta de campo con una planilla de control semejante a la que se muestra en la tabla adjunta
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más abajo. Luego la persona debe caminar desde la estación A a la B contando los pasos entre las
mismas. La cantidad de pasos deber ser anotada en la planilla y posteriormente convertida a su
valor en metros. Este procedimiento debe repetirse entre las estaciones sucesivas: B a C; C a D; D a
E, etc. Es posible a medida que se van tomando los datos hacer en la libreta de campo un esquema
sencillo de la distribución de las estaciones para que luego ayude en el gabinete en la construcción
de la misma.
En cada estación se puede realizar una segunda medición de control, por ejemplo desde la
estación B hacia la A, denominada visual hacia atrás. La diferencia en grados entre la visual hacia
adelante y la visual hacia atrás debe ser de 180°. Una diferencia de 1 ó 2 grados entre ellas es
aceptable. Si el error es mayor, se debe repetir la medición antes de continuar hacia la próxima
estación.
Estación
Visual
A
B
B
C
C
D
D
E
E
F
F
G
G
A
Rumbo
Distancia en
pasos
Distancia en
metros
Observaciones
Una vez completada la planilla con los datos de campo se debe proceder a la representación
gráfica de la poligonal en el gabinete. La estación o estaciones cuyas coordenadas son conocidas
deben ser ubicadas en el mapa y mientras que las restantes se localizan con los datos de rumbo y
valores angulares medidos.
Corrección gráfica de la poligonal por error de cierre:
El error de cierre de una poligonal es la discrepancia entre los valores obtenidos por la
observación y los previamente conocidos. Es consecuencia de los errores cometidos en la medida de
los ángulos y distancias. De manera gráfica, este error queda evidenciado porque no coincide la
localización de las estaciones a partir de las coordenadas previamente conocidas (por ejemplo la
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estación A de partida), con la localización obtenida a partir de las mediciones tomadas en el campo.
Tanto la poligonal cerrada como la poligonal abierta con control tienen controles angulares y
lineales y por lo tanto los errores de las mediciones pueden corregirse o compensarse. En cambio la
poligonal abierta sin control no permite la realización de correcciones.
La metodología para realizar la corrección gráfica de una poligonal se basa en reflejar el
error obtenido con un vector. El error representado por dicho vector debe ser “repartido” entre todas
las estaciones relevadas tal como se muestra en la siguiente figura.
Ejercicio
Asumiendo un paso medio de 0,80 metros, construir la poligonal a partir de los datos de la tabla
siguiente. Se trata de una poligonal abierta o cerrada? Realizar las correcciones que corresponda.
Estación
Visual
Rumbo
A
B
C
D
B
C
D
E
N45E
N25O
N10O
N15E
Distancia en
pasos
35
42
21
38
Distancia en
metros
Observaciones
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TRABAJO PRÁCTICO DE CAMPO N° 1: EJERCITACIÓN CON BRÚJULA
Levantamiento planimétrico
Lugar de trabajo: Cabalango
Punto de encuentro: Camping Cabalango, a las …..hs (Comisión A), a las …. hs (Comisión B)
Objetivos del práctico:
-Primeras observaciones geológicas en el campo: discriminación de diferentes elementos
litológicos, reconocimiento de estructuras geológicas planares (eg. diaclasas, foliaciones, planos de
falla, etc);
-Utilización de la libreta geológica para registrar las diferentes observaciones en el campo;
-Práctica con brújula geológica, su uso en la medición de rumbo y buzamiento y la construcción de
poligonales;
-Resolución grupal de problemas en el campo y en gabinete, incorporando iniciación en la
utilización de softwares geológicos sencillos.
-Confección de un informe con los resultados obtenidos.
Material necesario:
• Libreta de campo (cuaderno de tapas duras de 50 hojas)
• Brújula geológica
• Lupa
• GPS
• Cinta métrica
Nota: NO SE PUEDE LLEVAR MASA NI MARTILLO.
Conocimientos previos requeridos:
• Conceptos de rumbo y buzamiento; diferencia entre orientación y sentido;
• Manejo de la brújula geológica
• Manejo de algunos términos geológicos: Litología; Foliación; diaclasa; falla; etc.
• Construcción de poligonales abiertas y cerradas
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Tareas:
• Construir una poligonal que permita reconstruir la longitud y forma aproximada del cause
del río y las dimensiones aproximadas del área de trabajo (seguir las instrucciones expuestas
más abajo).
• Calcular la longitud y forma aproximada del cause del río y las dimensiones aproximadas
del área de trabajo.
• En cada una de las estaciones medir rumbo y buzamiento de los diferentes objetos
geológicos planares que puedan identificar y especificar de que tipo de estructura se trata
(foliaciones, diaclasas, etc).
• A partir de los datos de GPS trasladar la poligonal a una imagen satelital utilizando el
software Google Earth (http://earth.google.com/). Sobre la imagen, señalar con la
simbología apropiada los diferentes elementos geológicos planares que fueron medidos,
utilizando colores diferentes para discriminarlos entre sí (ejemplo: rojo para foliaciones, azul
para diaclasas, verde para planos de falla).
• Con la imagen provista por el docente y utilizando la versión de prueba del software Global
Mapper
(http://www.globalmapper.com/)
confeccionar
perfiles
E-O
que
permitan
comprender la morfología general de la región e interpretar las mediciones de los objetos
geológicos planares realizadas en ese contexto.
• Confeccionar el informe del práctico siguiendo las recomendaciones publicadas en la página
de la cátedra:
http://www.efn.uncor.edu/departamentos/GeoBas/GeoGral/Elaboracion%20de%20informes
.pdf
Instrucciones para realizar la poligonal
1- Estimar la medida del paso, recorriendo la distancia de 50 metros marcada en el terreno
varias veces y promediando los resultados obtenidos en cada caso, utilizar la siguiente tabla
(cabe aclarar que la medición de paso es individual y NO debe promediarse con la del resto
de los integrantes del grupo).
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Distancia en metros
Distancia en pasos
Medida del paso
2- Hacer un reconocimiento de la zona a relevar, materializando las estaciones (vértices), de
acuerdo al tipo de poligonal que se pretenda construir y a las características topográficas del
terreno.
3- Registrar las coordenadas de al menos una de las estaciones mediante GPS para poder luego
localizar el resto en la imagen satelital con la que se trabajará.
4- Siempre que sea posible es preferible evitar que un alineamiento atraviese un obstáculo o
accidente que presente considerable dificultad para la medición. Las estaciones deben ser
visibles entre sí.
5- Una vez seleccionadas las estaciones se mide la distancia entre los ejes de la poligonal. La
medición de las distancias entre los vértices se hace en línea recta y contando la cantidad de
pasos, por lo tanto es importante seleccionar los vértices de tal manera que no presenten
dificultades para su medición.
6- En cada estación se miden el rumbo entre la estación en la que nos encontramos y la
estación siguiente. Tener en cuenta que, dado que de se trata de medir sentidos, debemos
utilizar la aguja norte de la brújula en todos los casos.
Utilizar la siguiente tabla:
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Estación
Visual
A
B
B
C
C
D
D
E
E
F
F
G
G
A
Rumbo
Distancia en
Distancia en
pasos
metros
Observaciones
7- Con los datos obtenidos en campo y registrados en la libreta, se elige la escala adecuada para
la construcción de la poligonal. El dibujo se realiza midiendo las distancias con regla a
escala y los ángulos con transportador.
8- Posteriormente, y en caso de ser necesario, se deberá realizar la corrección gráfica de la
poligonal construida.
Bibliografía:
Casanova, L. 2002. Topografía plana. Taller de Publicaciones Facultad de Ingeniería ULA,
Mérida.
Gaido, M.F., Zarco, J.J., Miró, R.C., Sapp, M., Gamba, M.T. y López, H. 2005. Hoja geológica
3166-30 Los Gigantes, provincia de Córdoba, 1:100.000. Servicio Geológico Minero Argentino,
Instituto de Geología y Recursos Minerales, Boletín 299, 126 p., Buenos Aires.
Lencinas, A. y Timonieri, A., 1968. Algunas características estructurales del Valle de Punilla,
Córdoba. III Jornadas Geológicas Argentinas. Tomo 1, 195 - 207.
Valdés Doménech, F. 1991. Topografía. Ediciones CEAC, Barcelona
Wolf, R. y Brinker, C. 1998. Topografía. 9a Edición. Editorial Omega. 378 p.
Cátedra de Geología General
Guía de Trabajos Prácticos
Trabajo Práctico Nº 4: Los minerales, propiedades físicas y químicas Reconocimiento de los principales minerales formadores de rocas (Elementos
nativos, Sulfuros, Óxidos e hidróxidos, Haluros, Carbonatos, Sulfatos, Fosfatos)
Objetivo de las prácticas de reconocimiento mineral
El principal objetivo de esta práctica es aprender a reconocer un grupo importante de
minerales petrogenéticos, es decir los minerales formadores de rocas, y de minerales que
tienen importancia como indicadores de menas de interés económico, mediante la
identificación de sus principales propiedades físicas macroscópicas (color, dureza, brillo,
etc.). Si bien se conocen alrededor de 4.200 minerales y permanentemente se están
descubriendo especies nuevas, los que más abundan en la corteza terrestre apenas alcanzan la
docena, indicando también que los elementos que constituyen la mayor parte estos minerales
son solamente ocho (oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio).
Intentaremos entonces identificar minerales dentro de los grupos de los elementos nativos,
sulfuros, óxidos e hidróxidos, haluros, carbonatos, sulfatos, fosfatos y silicatos.
Método
Se recomienda que el alumno trabaje con la FICHA DE RECONOCIMIENTO MINERAL
que se adjunta en la guía de trabajos prácticos durante el reconocimiento de los minerales. En
la ficha se anotarán las propiedades físicas que resulten especialmente útiles para su
identificación. Es importante recordar que no todas las muestras minerales permiten el
reconocimiento de las propiedades que teóricamente deberían presentar macroscópicamente.
Estas propiedades son detalladas en la tabla de reconocimiento mineral por lo que no es
necesario repetirlas en las fichas que se irán rellenando. En la ficha deberán señalarse
únicamente aquellas propiedades que realmente se identifican en el espécimen con el que les
ha tocado trabajar para, a partir de ellas, poder reconocer de qué mineral se trata.
Para establecer las propiedades de cada mineral será necesario disponer de algunos
elementos sencillos como: una placa de vidrio, una placa de porcelana, un punzón de acero,
lápices de dureza, una lupa y un gotero con ácido clorhídrico.
Luego de completar el listado de propiedades del mineral con el que están trabajando se
sugiere utilizar las tablas 1, 2, 3, 4, 5, 6 y 7, que se adjuntan más abajo para ver de qué
mineral se trata.
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Guía de Trabajos Prácticos
Minerales a reconocer en esta clase:
Elementos nativos: Cobre, Azufre, Grafito
Sulfuros: Galena, Pirita
Óxidos e hidróxidos: Hematita, Magnetita, Gohetita
Haluros: Halita, Fluorita
Carbonatos: Calcita, Dolomita
Sulfatos: Yeso
Fosfatos: Apatita
Actividades:
1-Reunirse en grupos de 7 alumnos, cada grupo trabajará con el conjunto de minerales
mencionado más arriba. Para cada mineral se llenará una ficha como la provista.
2- Qué hábito tiene cada mineral?
3- Determinar el color de cada uno.
4- Determinar el brillo, ¿Tienen brillo metálico o no metálico? Si son no metálicos indicar
qué tipo de brillo tienen: ¿Vítreo, resinoso, graso, oleoso, perlado, sedoso, mate, adamantino?
5- Estimar la dureza de cada uno (utilizar la tabla de la guía).
6- Estimar el peso específico de las muestras (ligero, normal o pesado).
7- ¿Las muestras presentan exfoliación o clivaje? Si lo hacen establecer cuántos planos
poseen y con qué ángulo se interceptan. Además establecer si presentan fracturas.
8- Determinar el color de la raya de cada muestra mineral.
9- Poner una gota de ácido clorhídrico en las muestras y ver qué ocurre.
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FICHA DE RECONOCIMIENTO MINERAL
Hábito
Color
Brillo
Dureza
Peso específico
estimado
Exfoliación
Raya
Fractura
Otras características
de interés
Nombre del mineral:
Fórmula:
Clase sistemática a la que pertenece:
FICHA DE RECONOCIMIENTO MINERAL
Hábito
Color
Brillo
Dureza
Peso específico
estimado
Exfoliación
Raya
Fractura
Otras características
de interés
Nombre del mineral:
Fórmula:
Clase sistemática a la que pertenece:
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Guía de Trabajos Prácticos
Modificado de Laboratory Manual for Physical Geology, Jones y Jones (2006)
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Guía de Trabajos Prácticos
TABLA 2
BRILLO METÁLICO
DUREZA
RAYA
EXFOLIACIÓN
Una, pero no siempre visible
Negra, gris negruzca,
marrón negruzco o gris
Tres, exfoliación cúbica bien desarrollada
Ninguna
MENOS DE 5,5
Ninguna
MÁS DE 5,5
Amarilla-marrón
Ninguna
Cobriza-roja
Ninguna
Gris negruzca a negra
Ninguna
Negra
Roja-marrón
OTROS
Gris a blanco,
D:1; PE: 2,5.
Puede tener poco brillo.
Textura grasienta, mancha el papel y los
dedos
Gris plateado;
D: 2,5; PE: 7,5.
Comúnmente forma cubos y octaedros.
Negro a marrón negruzco,
D: 5,5; PE: 4,6.
El brillo puede ser casi no metálico.
Raya marrón-negra, levemente magnético.
Amarillo oro a amarillo grisáceo;
D: 3,5 a 4; PE: 4,2. Masivo.
Marrón oscuro a negro;
D: 5 a 5,5; PE: 4.
Masivo o con formas redondeadas.
Cobrizo a rojo, puede tener una costra
verde;
D: 2,5; PE: 8,9.
Maleable, séctil.
Amarillo latón
D: 6 a 6,5; PE: 5
Masivo o como cristales (cubos o
piritoedros)
MINERAL
MINERALES
SEMEJANTES
GRAFITO
C
GALENA
PbS
Observando el color, el
brillo y su perfecto, es
inconfundible.
CROMITA
FeCr2O4
CALCOPIRITA
CuFeS2
La Pirita es más dura.
GOETHITA
FeO(OH)
COBRE NATIVO
Cu
PIRITA
FeS2
Ninguna
Gris oscuro a negro
D: 6; PE: 5,2
Puede tener brillo apagado si la superficie
no es fresca; es atraída por un imán.
MAGNETITA
Fe3O4
Todos los minerales
parecidos carecen de
magnetismo o poseen esta
propiedad en grado
mínimo.
Ninguna
Gris acero a rojo apagado
D: 6; PE: 5
Puede presentarse como finas láminas o
masivo.
HEMATITA
Fe2O3
La magnetita e ilmenita
poseen raya negra.
D: Dureza en la escala de Mohs; PE: Peso específico. NOTA: LOS MINERALES REMARCADOS SON LOS QUE SE RECONOCERAN EN CLASE.
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RAYA
Gris-negra
TABLA 3
BRILLO NO METÁLICO – DUREZA MENOR A 5,5 – RAYA COLOREADA
EXFOLIACIÓN
OTROS
MINERAL
Gris a negro,
D: 1; PE: 2,5
GRAFITO
Una, no siempre visible
Puede tener brillo metálico, tacto graso,
C
ensucia el papel y los dedos
Amarillamarrón
Ninguna
Amarilla-marrón
Ninguna
Roja-marrón
Ninguna
Ninguna
Amarilla
Seis, puede resultar dificultoso
contarlas
Azul
Ninguna
Verde
Ninguna
Amarillo-anaranjado amarronado;
D: 1,5; PE: 3,6 a 4
Brillo apagado, terroso.
Marrón oscuro a negro;
D: 5 a 5,5; PE: 4.
Masivo o con formas redondeadas.
Rojo a morrón rojizo,
D: 1,5 a 5,5; PE: 5
Brillo apagado, terroso a oolítico (puede
contener estructuras esféricas de 0,25 a
2 mm de diámetro)
Amarillo
D: 1,5 a 2,5; PE: 2,1
Brillo resinoso a vítreo
Amarillo claro, marrón amarillento,
negro
D: 3,5 a 4; PE: 4
Brillo resinoso a vítreo.
Azul intenso
D: 3,5 a 4; PE: 3,8
Se presenta como pátinas, masas o
cristales pequeños, comúnmente
asociada a MALAQUITA y como un
mineral accesorio.
Verde brillante
D: 3,5 a 4; PE: 4
Se presenta como pátinas, masas o
cristales pequeños, comúnmente
asociada a AZURITA y como un
mineral accesorio.
LIMONITA
Óxidos de Fe hidratados
MINERALES SEMEJANTES
No es un mineral verdadero, es el
nombre que se le da al conjunto de
óxidos de Fe de grano fino y aspecto
terroso.
GOETHITA
FeO(OH)
HEMATITA
Fe2O3
La magnetita e ilmenita poseen raya
negra.
AZUFRE
S
ESFALERITA
ZnS
AZURITA
Cu3(CO3)2(OH)2
El color, la efervescencia ante el
ácido clorhídrico y su presencia,
distinguen fácilmente a la azurita de
todos los demás minerales.
MALAQUITA
Cu2CO3(OH)2
Los que pudieran ser motivo de
confusión no son efervescentes al
toque con ácido clorhídrico
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TABLA 4
BRILLO NO METÁLICO – DUREZA MENOR A 5,5 – RAYA BLANCA, BLANQUECINA O DEBILMENTE COLOREADA – SIN EXFOLIACIÓN APARENTE
EXFOLIACIÓN
OTROS
MINERAL
MINERALES SEMEJANTES
Blanco, puede tener un tinte marrón
CAOLINITA
D: 1 a 2,5; PE: 2,6
Al2Si2O5(OH)4
Brillo apagado, tacto graso, polvoriento.
Blanco, gris o gris verdoso, brillo perlado
TALCO
El bajo grado de dureza y su tacto graso hacen
D: 1 (o 2 en algunas variedades impuras); PE: 2,7 a 2,8
Mg3Si4O10(OH)2
del talco un mineral inconfundible.
Tacto graso, puede tener raya levemente gris.
Marrón rojizo a marrón.
No es un mineral verdadero sino una roca
D: 1 a 6; PE: 2 a 2,5
BAUXITA
formada por varios minerales similares. Puede
Brillo apagado a terroso, en general masivo. Puede rayar el vidrio
Mezcla de óxidos de Fe hidratados
tener una raya leva de color marrón rojizo.
con dificultad.
Blanco
La exfoliación y el bajo grado de dureza
D: 2; PE: 2,3
YESO
distinguen al yeso de todos los demás
Brillo sedoso o satinado.
CaSO4·2H2O
minerales
La variedad opaca, blanca a gris y masiva corresponde a
Ninguna o indistinguible
ALABASTRO
Verde, gris, negro.
D: 3 a 5; PE: 2,5 a 2,6
SERPENTINA
Brillo graso a apagado, tacto graso débil, masivo a fibroso
Mg3Si2O5(OH)4
(asbestos)
Verde claro, marrón, amarillo, con brillo vítreo
D: 5; PE: 3,2
El cuarzo y el berilo son más duros; la calcita
APATITA
Comúnmente cristales de seis lados.
Ca5(PO4)3(F,C,OH)
es más blanda.
Pueden mostrar una exfoliación débil.
Ocre, gris, blanco, rosado.
D: 3,5 a 4; PE: 2,8 a 2,9
La calcita es efervescente al simple toque con
En cristales romboédricos pequeños o masivo, tres exfoliaciones
DOLOMITA
ácido clorhídrico; el cuarzo e más duro, el yeso
CaMg(CO3)2
(no a 90º) que pueden no distinguirse en variedades masivas.
es más blando.
Reacciona levemente con ácido clorhídrico en la muestra
reducida a polvo.
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TABLA 5
BRILLO NO METÁLICO – DUREZA MENOR A 5,5 – RAYA BLANCA, BLANQUECINA O DEBILMENTE COLOREADA – UNO O MAS PLANOS DE EXFOLIACIÓN
EXFOLIACIÓN
OTROS
MINERAL
MINERALES SEMEJANTES
Verde claro, gris, blanco, brillo perlado.
D: 1; PE: 2,7 a 2,8
TALCO
El bajo grado de dureza y su tacto graso
Exfoliación no evidente en las variedades con cristales
Mg3Si4O10(OH)2
hacen del talco un mineral inconfundible.
pequeños o masivas; puede tener raya gris claro, tacto graso.
Verde a verde negruzco, brillo apagado a vítreo o perlado.
D: 2 a 2,5; PE: 2,6 a 3,3
CLORITA
Puede tener raya gris-amarilla débil.
(Mg,Fe)3(Si,Al)4O10(OH)2·(Mg,Fe)3(OH)6
Las láminas de exfoliación pueden flexibles pero no
elásticas.
Negro a negro amarronado, brillo vítreo.
D: 2,5 a 3; PE: 2,8 a 3,2
Puede tener raya marrón-gris débil, los cristales individuales
BIOTITA
UNA
La muscovita tiene un color diferente.
son comúnmente pequeños y las superficies de exfoliación
K2(Fe,Mg)3(Al,Si3O10)(OH)2
son onduladas.
Tiene exfoliación perfecta. Es transparente, flexible y elástica
en láminas delgadas.
Sin color, blanco plateado, blanco plateado amarronado
MUSCOVITA
D: 2 a 2,5; PE: 2,8 a 2,9
El talco y la clorita son más blandos.
Exfoliación perfecta, transparente, flexible y elástico en
KAl(Al,Si3O10)(OH)2
láminas delgadas.
Blanco, gris claro
La exfoliación y el bajo grado de dureza
D: 2; PE: 2,3
YESO
distinguen al yeso de todos los demás
Brillo vítreo a perlado, láminas frágiles, un exfoliación
CaSO4·2H2O
minerales
perfecto, dos exfoliaciones pobres son característicos de la
variedad SELENITA, el ALABASTRO es masivo.
Negro,
HORNBLENDA
La augita tiene un ángulo de exfoliación
D: 5 a 6; PE: 3 a 3,4
(Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5 Si6(Si,Al)2O22(OH)2
diferente, la turmalina no tiene exfoliación.
Brillo vítreo, dos exfoliaciones perfectas que se cruzan a 124º
y 56º, aspecto astilloso, puede tener raya negra a gris oscura.
DOS
Negro a verde oscuro
D: 5 a 6; PE: 3,2 a 3,4
AUGITA
Brillo apagado a lustroso, dos exfoliaciones imperfectas que
Ca(Mg,Fe)(Si,O3)2
se cruzan a aproximadamente 90º.
Claro a gris a rojo
D: 2,5; PE: 2,2
La fluorita es más dura e insoluble en
HALITA
Tres exfoliaciones perfectas que se cruzan a 90º.
NaCl
agua.
Sabe a sal.
TRES
Claro, blanco, gris claro
La exfoliación y el bajo grado de dureza
YESO
D: 2; PE: 2,3
distinguen al yeso de todos los demás
CaSO4·2H2O
Brillo vítreo a perlado
minerales
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CUATRO
Láminas frágiles, un exfoliación perfecto, dos exfoliaciones
pobres que pueden ser evidentes en buenas muestras.
No coloreado o blanco
D: 3 a 3,5; PE: 4,5
Cristales tabulares, en forma de roseta o masivo, tres
exfoliaciones que se cortan a 90º
Claro, blanco, menos frecuentemente de otros colores, brillo
vítreo.
D: 3; PE: 2,7
Tres exfoliaciones perfectas que forman fragmentos
rómbicos, a través de cristales claros se pueden ver las
imágenes dobles. Reacciona fuertemente con ácido
clorhídrico.
Gris, blanco a rosado
D: 3.5 a 4; PE: 2,8 a 2,9
Cristales pequeños, romboédricos o masivos, tres
exfoliaciones, no a 90º, que pueden no distinguirse.
Reacciona levemente con ácido clorhídrico en muestras de
polvo.
Púrpura, verde, azul, amarillo, claro
D: 4; PE: 3,2
Brillo lustroso, exfoliación perfecta en cuatro direcciones que
puede generar fragmentos octaédricos. Puede presentarse en
cristales cúbicos.
BARITA
BaSO4
El cuarzo y el feldespato son más duros, el
yeso y la calcita mucho más livianos.
CALCITA
CaCO3
La dolomita es sólo efervescente en un
agregado de polvo y el cuarzo es más duro.
DOLOMITA
CaMg(CO3)2
La calcita es efervescente al simple toque
con ácido clorhídrico; el cuarzo e más
duro, el yeso es más blando.
FLUORITA
CaF2
La apatita tiene diferente forma cristalina y
diferente exfoliación, la calcita y el cuarzo
son reconocibles por su dureza y la halita
porque es soluble en agua y tiene sabor
salado.
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TABLA 6
BRILLO NO METÁLICO – DUREZA MAYOR A 5,5 – RAYA BLANCA O BLANQUECINA – SIN EXFOLIACIÓN
EXFOLIACIÓN
NINGUNA
OTROS
Marrón, rosado, azul, gris.
D: 9; PE: 4.
Cristales prismáticos de 6 caras. El rubí (rojo) y el
zafiro (comúnmente azul) son gemas.
Negro, rosado, azul, verde, marrón, con brillo
vítreo.
D: 7 a 7,5; PE: 3 a 3,3.
Cristales delgados con secciones triangulares y
caras estriadas.
Marrón rojizo, amarrillo bronce, brillo vítreo a
resinoso.
D: 6.5 a 7.5; PE: 3.6 a 4.3.
Comúnmente cristales de 12 caras.
Marrón rojizo a negro amarronado, brillo vítreo,
resinoso a apagado.
D: 7 a 7.5; PE: 3,7.
Cristales prismáticos o con forma de X.
Variedades claro, lechoso (cuarzo lechoso),
blanco, púrpura (amatista), ahumado (cuarzo
ahumado), rosado (cuarzo rosa), transparente a
translúcido. Brillo vítreo.
D: 7; PE: 2.7. Fractura concóidea, usualmente
masivo. A veces se presenta como cristales de seis
caras. Las variedades microcristalinas son el chert,
pedernal, calcedonia, ágata y ónix.
Marrón rojizo a marrón.
D: 1 a 6; PE: 2 a 2,5
Brillo apagado a terroso, en general masivo.
Puede rayar el vidrio con dificultad.
Incoloro, blanco o con sombras pálidas amarillas,
verdes, rojas o azules. Brillo vítreo a resinoso.
D: 5 a 6; PE: 2 a 2,3.
Las formas redondeadas son comunes, pero
también se presenta en forma masiva. Tiene
fractura concoidea. Es un mineraloide.
Verde oliva a marrón, con brillo vítreo a apagado.
D: 6,5 a 7; PE: 3.3 a 4.4
MINERAL
MINERALES
SEMEJANTES
CORINDÓN
Al2O3
TURMALINA
(Na,Ca)(Li,Mg,Al)(Al,Fe)(BO3)2(Si6O18)(OH)4
La sección transversal de tres
caras, generalmente visible,
distingue a la turmalina de los
demás minerales.
GRANATE
(Mg,Fe,Ca)3(Al,Fe)2(SiO4)3
ESTAUROLITA
Fe2Al9O6(SiO4)4(O,OH)2
CUARZO
SiO2
La dureza y resistencia a los
ácidos, dos características del
cuarzo, lo distinguen de otros
minerales.
BAUXITA
Mezcla de óxidos de Fe hidratados
No es un mineral verdadero
sino una roca formada por
varios minerales similares.
Puede tener una raya leva de
color marrón rojizo.
OPALO
SiO2·H2O
OLIVINO
(Mg,Fe)2SiO4
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EXFOLIACIÓN
UNA
DOS
TABLA 7
BRILLO NO METÁLICO – DUREZA MAYOR A 5,5 – RAYA BLANCA O BLANQUECINA
– UNO O DOS PLANOS DE EXFOLIACIÓN
OTROS
MINERAL
Incoloro, amarillo, marrón, rosa, azulado.
D: 8; PE: 3.4 a 3.6
TOPACIO
Brillo vítreo. Los cristales forman prismas alongados con
Al2SiO4(OH,F)2
caras estriadas.
Gris verdoso, amarillo, blanco, rosa.
BERILO
D: 7,5 a 8; PE: 2,7 a 2,8.
Comúnmente cristales prismáticos con seis caras y
Be3Al2(Si6O18)
terminaciones planas.
Azul claro a azul grisáceo. Brillo vítreo.
CIANITA
D: 5 (paralela al lado mayor del cristal)
Al2SiO5
7 (en los lados menores)
Blanco, gris pálido, marrón.
SILLIMANITA
D: 6 a 7; PE: 3,2.
Al2SiO5
Cristales largos, comúnmente en grupos paralelos.
Rosado salmón, blanco, gris, verde. Brillo vítreo.
FELDESPATO POTÁSICO
D: 6; PE: 2,5 a 2,6
Dos direcciones de exfoliación que se cortan en ángulos
KAlSi3O8
casi rectos. Sin estrías.
Blanco a gris oscuro, en ocasiones con tonos ocres. Brillo
vítreo.
D: 6; PE: 2,6 a 2,8
PLAGIOCLASA
NaAlSi3O8 a CaAl2Si2O8
Dos direcciones de exfoliación que se cortan en ángulos
casi rectos. Algunas caras de exfoliación tienen
estriaciones paralelas.
Verde, verde amarillento.
EPIDOTO
D: 6 a 7; PE: 3,3 a 3,5
Ca2(Fe,Al)Al2O(SiO4)(S2O7)(OH)
Cristales alongados o masas finamente cristalinas.
Negro.
D: 5 a 6; PE: 3 a 3,4
HORNBLENDA
Brillo vítreo.
(Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5Si6(Si,Al)2O2(OH)2
Dos exfoliaciones perfectas que se cruzan a 124º y 56º. Las
caras de exfoliación
Negro a verde oscuro.
D: 5 a 6; PE: 3,2 a 3,4. Brillo vítreo a apagado. Dos
AUGITA
exfoliaciones imperfectas que se cruzan a
Ca(Mg,Fe)(SiO3)2
aproximadamente 90º.
MINERALES SEMEJANTES
El cuarzo e más liviano, la fluorita no
presenta exfoliación.
La apatita es mucho más blanda
El cuarzo no presenta exfoliación, la
calcita, barita, yeso, dolomita son más
blandos. La plagioclasa tiene forma
cristalina distinta.
El cuarzo no presenta exfoliación, la
calcita, barita, yeso y dolomita son más
blandos.
La augita y la hornblenda tienen
diferente exfoliación. La turmalina tiene
diferente forma cristalina.
La augita tiene diferente ángulo de
exfoliación, la turmalina no presenta
exfoliación.
La hornblenda tiene exfoliación
diferente y un corte transversal más
hexagonal.
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Guía de Trabajos Prácticos
Trabajo práctico Nº 5: Reconocimiento de los principales minerales formadores
de rocas (Silicatos)
Minerales a reconocer en esta clase:
Silicatos: Olivino, Granate, Sillimanita, Estaurolita, Epidoto, Turmalina, Berilo, Hornblenda,
Talco, Muscovita, Clorita, Biotita, Cuarzo, Feldespato potásico, Plagioclasa
Actividades:
1-Reunirse en grupos de 7 alumnos, cada grupo trabajará con el conjunto de minerales
mencionado más arriba. Para cada mineral se llenará una ficha como la provista.
2- Qué hábito tiene cada mineral?
3- Determinar el color de cada uno.
4- Determinar el brillo, ¿Tienen brillo metálico o no metálico? Si son no metálicos indicar qué
tipo de brillo tienen: ¿Vítreo, resinoso, graso, oleoso, perlado, sedoso, mate, adamantino?
5- Estimar la dureza de cada uno (utilizar la tabla de la guía).
6- Estimar el peso específico de las muestras (ligero, normal o pesado).
7- ¿Las muestras presentan exfoliación o clivaje? Si lo hacen establecer cuántos planos poseen y
con qué ángulo se interceptan. Además establecer si presentan fracturas.
8- Determinar el color de la raya de cada muestra mineral.
9- Poner una gota de ácido clorhídrico en las muestras y ver qué ocurre.