Geología General: Modernización Enseñanza-Aprendizaje GLG-100

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMÓN
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGÍA
CARRERA DE INGENIERÍA CIVIL
“MODERNIZACIÓN DE LA ENSEÑANZA
APRENDIZAJE EN LA ASIGNATURA DE
GEOLOGÍA GENERAL
GLG – 100”
TRABAJO DIRIGIDO, POR ADSCRIPCIÓN,
PRESENTADO PARA OPTAR AL DIPLOMA ACADÉMICO DE
LICENCIATURA EN INGENIERÍA CIVIL.
PRESENTADO POR:
RONALD BALDELLON ALVAREZ
SANDY ROCHA BARRIONUEVO
TUTOR:
Ing. Julio Torrez Navarro
Cochabamba – Bolivia
Marzo - 2006
i
GEOLOGÍA GENERAL
ÍNDICE GENERAL
Página
CAPÍTULO I : CIENCIAS DELA TIERRA
1.1 INTRODUCCIÓN
Pág. 2
1.2 GEOLOGÍA E INGENIERÍA
Pág. 3
1.3 ESPECIALIDADES DE LA GEOLIGÍA
Pág. 3
1.4 RELACIÓN DE LA GEOLOGÍA CON OTRAS CIENCIAS
Pág. 4
1.5 LAS FERAS
Pág. 5
1.6 EL UNIVERSO
Pág. 6
1.7 EL SISTEMA SOLAR
Pág. 8
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág. 11
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág. 12
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág. 12
CAPÍTULO II : LOS MATERIALES DE LA TIERRA
2.1 INTRODUCCIÓN
2.1.1 DATOS GENERALES DE LA TIERRA
2.1.2 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
2.1.3 GRADIENTE DE TEMPERATURA
2.1.4 ISOSTASIA
2.1.5 MÉTODOS DE INVESTIGACIÓN
2.1.6 CORTEZA
2.1.6.1 COMPOSICIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE
2.1.6.2 TIPOS DE CORTEZA
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
2.2 MINERALOGÍA
2.2.1 DEFINICIONES
2.2.2 CAMPOS DE LA MINERALOGÍA
Pág. 22
Pág. 23
Pág. 24
2.3 CRISTALOGRAFÍA
2.3.1 FORMAS EXTERIORES
2.3.2 CLASES Y SISTEMAS
2.3.3 MACLAS
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
2.4 MINERALOGÍA QUÍIMICA
Pág. 29
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21
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FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
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GEOLOGÍA GENERAL
2.5 MINERALOGÍA FÍSICA
2.5.1 PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MINERALES
2.5.1.1 PROPIEDADES QUE DEPENDEN DE LA ESTRUCTURA
2.5.1.2 PROPIEDADES DEPENDIENTES DE LA LUZ
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
29
29
29
33
2.6 MINERALOGÍA DESCRIPTIVA
2.6.1 MINERALES FORMADORES DE ROCA
2.6.2 SILICATOS
2.6.3 MINERALES NO SILICATADOS
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
35
35
35
40
2.7 MINERALES EN BOLIVIA
2.7.1 DESCRIPCION DE YACIMIENTOS MINERALES
2.7.1.1 ESCUDO PRECÁMBRICO
2.7.1.2 SISTEMA ANDINO
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
42
43
44
45
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág. 50
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág. 51
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág. 51
CAPÍTULO III : ROCAS IGNEAS
3.1 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS
Pág. 53
3.2 ROCAS ÍGNEAS
Pág. 58
3.3 ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Pág. 60
3.4 TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS Y SU RECONOCIMIENTO
Pág. 61
3.5 TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Pág. 62
3.6 NOMENCLATURA Y CLASIFICACION DE LAS ROCAS ÍGNEAS
3.6.1 CLASIFICACIONES QUÍMICAS
3.6.2 CLASIFICACIONES CASI QUÍMICAS
3.6.2 CLASIFICACIONES POR CARACTERISTICAS FÍSICAS
Pág.
Pág.
Pág.
Pág.
3.7 FAMILIA DE LAS ROCAS ULTRABÁSICAS
Pág. 68
3.8 FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS CALCO ALCALINAS
Pág. 68
3.9 FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS ALCALINAS
Pág. 69
3.10 FAMILIA DE LOS LAMPROFIDOS
Pág. 69
3.11 FAMILIA DE LAS ROCAS INTERMEDIAS
Pág. 70
3.12 FAMILIA DE LAS ACIDAS
Pág. 70
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
65
65
66
68
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
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GEOLOGÍA GENERAL
3.13 FAMILIA DE LAS ROCAS PIROCLASTICAS
Pág. 71
3.14 ACTIVIDAD ÍGNEA EN BOLIVIA
3.7.1 ROCAS PLUTONICAS
3.7.2 ROCAS HIPABISALES Y VOLCÁNICAS
Pág. 72
Pág. 72
Pág. 72
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág. 75
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág. 76
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág. 76
CAPÍTULO IV: ROCAS SEDIMENTARIAS
4.1 INTRODUCCIÓN
Pág. 78
4.2 SEDIMENTOS Y EL CICLO DE LA ROCA
Pág. 79
4.3 SEDIMENTOLOGÍA
Pág. 80
4.4 METEORIZACIÓN
4.2.1 METEORIZACIÓN MECÁNICA
4.2.2 METEORIZACIÓN QUÍMICA
4.2.3 METEORIZACIÓN ORGANICO-BIOLÓGICA
Pág. 81
Pág. 81
Pág. 82
Pág. 84
4.5 SUELOS (EDAFOLOGIA)
4.3.1 HORIZONTE “A”
4.3.2 HORIZONTE “B”
4.3.3 HORIZONTE “C”
Pág. 85
Pág. 85
Pág. 85
Pág. 85
4.6 PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN
4.6.1 LITIFICACIÓN
4.6.2 RECRISTALIZACIÓN
4.6.3 DIAGÉNESIS
Pág. 87
Pág. 87
Pág. 88
Pág. 88
4.7 AMBIENTES DE DEPOSITACIÓN DE SEDIMENTOS
4.7.1 CUENCA SEDIMENTARIA
4.7.2 FACIES
Pág. 88
Pág. 89
Pág. 89
4.8 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
4.8.1 ROCAS CLÁSTICAS
4.8.1.1 TEXTURA DE LAS ROCAS CLÁSTICAS
4.8.1.2 PROPIEDADES DE LOS CLASTOS
4.8.1.3 ROCAS DE ORIGEN CLASTICO
Pág. 89
Pág. 90
Pág. 91
Pág. 92
Pág. 94
4.8.2 ROCAS DE ORIGEN QUÍMICO
4.8.2.1 ROCAS DE SÍLICE
4.8.2.2 ROCAS CARBONÁTICAS
4.8.2.3 EVAPORITAS
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
Pág. 97
Pág. 98
Pág. 98
Pág.100
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
iv
GEOLOGÍA GENERAL
4.8.3 ROCAS ORGANOGENAS
4.8.3.1 ROCAS CARBONÁCEAS
4.8.3.2 ROCAS DE KEROGENO
Pág.100
Pág.100
Pág.102
4.9 RASGOS COMUNES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
4.9.1 ESTRATIFICACIÓN
4.9.2 CONTENIDO DE FÓSILES
4.9.3 ESTRUCTURAS PRIMARIAS SINGENÉTICAS
4.9.4 ESTRUCTURAS PRIMARIAS EPIGENÉTICAS
4.9.5 FORMACION DE CAVERNAS
Pág.102
Pág.102
Pág.102
Pág.103
Pág.103
Pág.103
4.10 ROCAS SEDIMENTARIAS EN BOLIVIA
Pág.104
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.108
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.109
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.109
CAPÍTULO V : ROCAS METAMÓRFICAS
5.1 INTRODUCCIÓN
Pág.111
5.2 FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL METAMÓRFISMO
5.2.1 LA TEMPERATURA
5.2.2 LA PRESIÓN DE CARGA
5.2.3 LA FUERZA ELÁSTICA
5.2.4 EL QUIMISMO TOTAL
Pág.113
Pág.113
Pág.113
Pág.113
Pág.114
5.3 TIPOS DE METAMÓRFISMO
5.3.1 METAMORFISMO DE CONTACTO
5.3.2 METAMORFISMO POR DISLOCACIÓN
5.3.3 METAMORFISMO REGIONAL
Pág.114
Pág.115
Pág.116
Pág.116
5.4 DESCRIPCIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS
5.4.1 ROCAS DERIVADAS DE SEDIMENTOS PELÍTICOS
5.4.2 ROCAS DE DISLOCACIÓN
Pág.116
Pág.117
Pág.119
5.5 ROCAS METAMÓRFICAS EN BOLIVIA
Pág.119
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.120
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.121
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.121
CAPÍTULO VI : GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.1 LA VIDA SOBRE LA TIERRA
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
Pág.123
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
v
GEOLOGÍA GENERAL
6.2 CICLO GEOQUÍMICO
Pág.124
6.3 LA VIDA DEL PASADO
Pág.124
6.4 PROCESOS DE FOSILIZACIÓN
6.4.1 MOLDES Y VACIADOS
6.4.2 PETRIFICACIÓN
6.4.3 RESIDUOS CARBONIZADOS
6.4.4 RASTROS, HUELLAS Y SURCOS
6.4.5 RESTO HELAOS Y MOMIFICADOS
6.4.6 TESTIMONIOS INDIRECTOS
Pág.125
Pág.125
Pág.126
Pág.126
Pág.126
Pág.127
Pág.127
6.5 GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.1 COLUMNA GEOLOGICA
6.5.2 HISTORIA DEL PRECÁMBRICO
6.5.3 ERA PALEOZOICA
6.5.4 ERA MESOZOICA
6.5.5 ERA CENOZOICA
Pág.127
Pág.128
Pág.130
Pág.132
Pág.144
Pág.149
6.6 ESTRATIGRAFÍA
6.6.1 COLUMNA ESTRATIGRÁFICA
Pág.152
Pág.153
6.7 INTERPRETACIÓN DE MAPAS GEOLÓGICOS
6.7.1 ELEMENTOS GENERALES DEL MAPA GEOLÓGICO
6.7.2 LECTURA INTERPRETATIVA DEL MAPA GEOLÓGICO
6.7.3 MAPAS GEOLÓGICOS DE BOLIVIA
Pág.155
Pág.155
Pág.157
Pág.157
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.159
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.160
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.160
CAPÍTULO VII: GEOMORFOLOGÍA
7.1 INTRODUCCIÓN
Pág.162
7.2 MODELADO DE LA SUPERFICIE TERRESTRE
7.2.1 FACTORES ESTRUCTURALES
7.2.2 FACTORES CLIMATOLÓGICOS
Pág.163
Pág.163
Pág.164
7.3 METEORIZACIÓN
Pág.164
7.4 REMOCIÓN EN MASA
7.4.1 TIPOS DE REMOCIÓN EN MASA
7.4.2 FACTORES QUE INFLUYEN EN LA REMOCIÓN EN MASA
Pág.165
Pág.166
Pág.170
7.5 EROSIÓN
Pág.171
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
vi
GEOLOGÍA GENERAL
7.5.1 EROSIÓN ANTROPICA
7.5.1.1 PRINCIPALES FORMAS DE EROSIÓN ANTROPICA
7.5.2 LOS FACTORES DE LA EROSIÓN DEL SUELO
Pág.171
Pág.171
Pág.176
7.6 CICLO GEOMORFICO FLUVIAL
7.6.1 RÍOS Y VALLES
7.6.2 DESARROLLO DE UN VALLE
7.6.3 NIVEL DE BASE Y SUS VARIACIONES
Pág.177
Pág.177
Pág.177
Pág.178
7.7 CLASIFICACIÓN DE VALLES
Pág.179
7.8 DISEÑO DE DRENAJE Y SU SIGNIFICACIÓN
Pág.179
7.9 DEPOSICIONES ALUVIALES
7.9.1 LA LLANURA DE DESBORDE Y SU MORFOLOGÍA
7.9.2 ABANICOS ALUVIALES
7.9.3 TERRAZAS
Pág.183
Pág.183
Pág.184
Pág.185
7.10 PROCESOS GEOMORFICOS ESPECIALES
7.10.1 GLACIACIÓN
Pág.186
Pág.186
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.191
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.192
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.192
CAPÍTULO VIII: GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
8.1 INTRODUCCIÓN
Pág.194
8.2 TEORÍA DE PLACAS
8.2.1 TIPOS DE LÍMITES ENTRE PLACAS
Pág.194
Pág.198
8.3 GEOSINCLINALES Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS
83.1 GEOSINCLINALES
8.3.2 FORMACIÓN DE MONTAÑAS
Pág.200
Pág.200
Pág.201
8.4 TRANSGRECIONES Y REGRESIONES MARINAS
Pág.205
8.5 ESTRUCTURAS GEOLOGICAS
8.5.1 ESTRUCTURAS PRIMARIAS
8.5.2 ESTRUCTURAS SECUNDARIAS
A) DEFORMACIÓN DÚCTIL
- PLIEGUES
B) DEFORMACIÓN FRÁGIL
- DIACLASAS
- FALLAS
Pág.205
Pág.206
Pág.209
Pág.209
Pág.210
Pág.215
Pág.215
Pág.217
8.6 TRANSCENDENCIA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLOGÍCAS EN INGENIERIA Pág.222
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
vii
GEOLOGÍA GENERAL
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.223
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.224
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.224
CAPÍTULO IX : GEOFÍSICA- SISMOLOGÍA
9.1 GEOFÍSICA
Pág.226
9.2 GRAVIMETRÍA
Pág.226
9.3 MAGNETOMETRÍA
Pág.228
9.3.1 INSTRUMENTOS
9.3.2 APLICACIONES
Pág.230
Pág.231
9.4 GEOELECTRICIDAD
9.4.1 GEOELÉCTRICA
9.4.2 METODO GEOELECTRICO DE RESISTENCIA
9.4.3 DIAGRAFÍA GEOFÍSICA
9.4.3.1 DIAGRAFIA GEOLÓGICA
9.4.3.2 DIAGRAFIA GEOTÉCNICA
Pág.231
Pág.232
Pág.232
Pág. 236
Pág.236
Pág.236
9.5 INTRODUCCIÓN A LAS SISMOLOGÍA
Pág.237
9.6 SISMOLOGÍA
6.5.1 MÉTODOS SÍSMICOS DE EXPLORACIÓN
6.5.2 TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS
6.5.3 COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN LAS ROCAS
Pág.238
Pág.238
Pág.238
Pág.241
9.7 TERREMOTOS
9.7.1 CAUSAS DE LOS TERREMOTOS
9.7.2 ESCALAS SÍSMICAS
Pág.243
Pág.243
Pág.245
9.8 EL SISMÓGRAFO
Pág.248
9.9 DISTRIBUCIÓN DE ZONAS SISMICAS
9.9.1 TERREMOTOS DEL MUNDO
Pág.250
Pág.251
9.10 SISMICIDAD EN BOLIVIA
9.10.1 SISMOS HISTORICOS REGISTRADOS EN BOLIVIA
Pág.253
Pág.254
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.258
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.259
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.259
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FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
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GEOLOGÍA GENERAL
CAPÍTULO X : NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
10.1 INTRODUCCIÓN
Pág.261
10.2 CICLO HIDROLÓGICO
10.2.1 ECUACIÓN BÁSICA DE LA HIDROLÓGIA
Pág.261
Pág.262
10.3 EL AGUA DEL SUBSUELO
10.3.1 AGUAS METEÓRICAS / AGUAS DEL INTERCAMBIO
10.3.2 AGUAS DE RESERVA
10.3.3 AGUAS PROFUNDAS AGUAS DE FORMACIÓN
10.3.4 ZONA DE AIREACIÓN
10.3.5 ZONA SATURADA
Pág.263
Pág.263
Pág.263
Pág.264
Pág.264
Pág.264
10.4 DESCARGA DEL AGUA SUBTERRÁNEA
Pág.265
10.5 ACUÍFEROS POROSOS
10.5.1 CRITERIOS DE POROSIDAD
10.5.2 CRITERIOS FÍSICOS
10.5.2.1 CLASIFICACIÓN EN FUNCIÓN A LA TRANSMISIVIDAD
10.5.2.2 CLASIFICACIÓN EN FUNCIÓN A PRESIÓN DEL AGUA
Pág.265
Pág.265
Pág.267
Pág.267
Pág.269
10.6 ACÚIFEROS DE FISURA
Pág.272
10.7 EXPLOTACIÓN
10.7.1 POZOS EXCAVADOS
10.7.2 POZOS PERFORADOS A MÁQUINA
Pág.274
Pág.275
Pág.276
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.282
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.283
BIBLIOTECA VIRTUAL
Pág.282
CAPÍTULO XI : SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
11.1 INTRODUCCIÓN
Pág.285
11.2 DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO DE SUD AMÉRICA
Pág.285
11.3 GEOLOGÍA DE BOLIVIA
Pág.286
11.3.1 FISIOGRAFÍA DE BOLIVIA
11.3.1.1 LA CORDILLERA OCCIDENTAL
11.3.1.2 EL ALTIPLANO
11.3.1.3 LA CORDILLERA CENTRAL Y ORIENTAL (BLOQUE
PALEOZOICO)
11.3.1.4 LA FAJA SUB-ANDINA
11.3.1.5 LA LLANURA CHACO – BENIANA
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
Pág.287
Pág.288
Pág.289
Pág.290
Pág.290
Pág.291
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
ix
GEOLOGÍA GENERAL
11.3.1.6 LAS SERRANIAS CHIQUITANAS
11.3.1.7 EL ESCUDO BRASILEÑO
Pág.292
Pág.292
11.4 ESTRATIGRAFÍA
Pág.292
11.5 ESTRATIGRAFÍA BOLIVIANA
Pág.293
11.5.1
11.5.2
11.5.3
11.5.4
11.5.5
11.5.6
11.5.7
11.5.8
11.5.9
11.5.10
11.5.11
11.5.12
PRE-CAMBRICO
CAMBRICO
ORDOVICICO
SILURICO
DEVONICO
CARBONIFERO
PERMICO
TRIASICO
JURASICO
CRETACICO
TERCIARIO
CUATERNARIO
Pág.294
Pág.295
Pág.295
Pág.296
Pág.296
Pág.297
Pág.297
Pág.298
Pág.298
Pág.298
Pág.298
Pág.299
11.6 YACIMIENTOS PALEONTOLOGICOS Y AREAS PROTEGIDAS
Pág.299
11.6.1
METODOLOGÍA PARA LA DETERMINACIÓN DE YACIMIENTOS
PALEONTOLÓGICOS Y ÁREAS PROTEGIDAS
Pág.300
11.6.2 RESULTADOS OBTENIDOS SEGÚN INDAGACION PALEONTOLÓGICA Y
NATURALEZA GEOMORFOLÓGICA
Pág.301
11.6.3 CONCLUSIONES ACERCA DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS
Pág.304
PREGUNTAS DE CONTROL
Pág.306
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS
Pág.307
CONCLUSIONES
Pág.308
RECOMENDACIONES
Pág.309
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
x
GEOLOGÍA GENERAL
ÍNDICE FIGURAS
Página
1.1 Esquema de la relación de la Geología
1.2 Esquema de la cuatro Feras que presenta la tierra
1.3 Big Bang (gran explosión) ocurrió hace 20 Mil Millones atrás
1.4 Composición química del universo
2.1 Estructura interna de la Tierra
2.2 Corte a travez de la tierra
2.3 Equilibrio Isostático
2.4 La corteza terrestre
2.5 Composición de la corteza terrestre
2.6 Diversidad de minerales existentes en la corteza terrestre
2.7 Composición de minerales y de rocas
2.8 Formas exteriores: planos de simetría, ejes de simetría, centro de simetría
2.9 Tipos de maclas
2.10 Escala de Mohs
2.11 Tipos de clivaje que se presentan en los minerales
2.12 Tipos de fractura que se presentan en los minerales
2.13 Propiedades dependientes de la luz en los minerales
2.14 Series de cristalización de Bowen
2.15 Potencial Geológico – Minero de Bolivia
3.1 Ciclo Geológico
3.2 Métodos de reconocimiento de rocas
3.3 Esquema de las intrusiones ígneas
3.4 Esquema de los lugares de formación de las rocas ígneas
3.5 Basalto cantera Chilla
3.6 Bomba volcánica Sur Lipez
3.7 Granito Taxara
3.8 Andesita Colquechaca
4.1 El ciclo de la roca
4.2 Rocas sedimentarias generadas por el ciclo exógeno
4.3 Formación de las rocas sedimentarias
4.4 Meteorización mecánica y química
4.5 Cambios de la roca durante la meteorización
4.6 Los horizontes del suelo
4.7 Los suelos más conocidos del mundo
4.8 Clastos, matriz y cemento ferruginoso
4.9 Redondez de los clastos de una roca
4.10 Clasificación de las rocas sedimentarias por el tamaño de los clastos
4.11 Clasificación de clastos
4.12 Clasificación textural de las rocas carbonaticas
4.13 Rocas sedimentarias de origen químico
4.14 Estalactitas y estalagmitas
4.15 Rocas sedimentarias combustibles
4.16 Formación de Cavernas
4.17 Rocas sedimentarias en nuestro país
4.18 Conglomerado Sipe Sipe
4.19 Caliza Morochata
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
Pág. 5
Pág. 5
Pág. 7
Pág. 7
Pág. 17
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Pág. 19
Pág. 20
Pág. 21
Pág. 23
Pág. 24
Pág. 26
Pág. 28
Pág. 30
Pág. 31
Pág. 31
Pág. 33
Pág. 40
Pág. 44
Pág. 53
Pág. 57
Pág. 60
Pág. 62
Pág. 73
Pág. 73
Pág. 73
Pág. 74
Pág. 79
Pág. 80
Pág. 81
Pág. 83
Pág. 84
Pág. 86
Pág. 87
Pág. 91
Pág. 91
Pág. 93
Pág. 94
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Pág.103
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Pág.106
FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
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GEOLOGÍA GENERAL
4.20 Arenisca Sipe Sipe
4.21 Lutitas Camino a Morochata
5.1 Esquema de un ciclo metamórfico
5.2 Esquema de las facies metamórficas
5.3 Esquema de los tres tipos de metamorfismos
5.4 Cuarcita Mizque
5.5 Pizarra Huyna Potosí
5.6 Filita Las Petas
5.7 Esquisto Escudo Brasileño
5.8 Gneis Escudo Brasileño
6.1 Cadena alimenticia
6.2 Ciclo del carbono en la naturaleza
6.3 Dignomia Boliviensis
6.4 Ofiuroideo
6.5 Leonaspis Chacaltayano
6.6 Loxonema
6.7 Coral inde.t
6.8 Nuculites Sharpei
6.9 Metacryphaeus caffer
6.10 Ciathophyllum Bolivianun
6.11 Australospirifer Antarcticus
6.12 Helecho fósil
6.13 Spirifer Cyclopterus
6.14 Neospirifer condor
6.15 Linoproductus cora
6.16 Restos vegetales
6.17 Melania Potosinensis
6.18 Huellas de Dinosaurios
6.19 Huellas de Iguanodontido
6.20 Piña fósil
6.21 Columna crono estratigráfica del Chapare
6.22 Formato de un mapa geológico
7.1 Formación de una montaña
7.2 Roca meteorizada in situ
7.3 Esquema de reptación
7.4 Deslizamiento rotacional
7.5 Deslizamiento a causa de la deformación de arcillas margas
7.6 Zona con solifluxión en el suelo
7.7 Apreciación del hielo en el suelo
7.8 Erosión laminar en la cima de una montaña
7.9 Erosión en surcos
7.10 Erosión en barrancos
7.11 Suelo expuesto a la erosión eolica
7.12 Depósitos Eólicos
7.13 Patrones de drenaje
7.14 Desarrollo de meandros
7.15 Desarrollo del trenzado de un rió
7.16 Llanuras de desborde en un rió
7.17 Depósitos aluviales
UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN SIMON
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Pág.136
Pág.136
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Pág.143
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Pág.145
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Pág.149
Pág.149
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FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
xii
GEOLOGÍA GENERAL
7.18 Formación de terrazas
7.19 Glaciares
7.20 Formación del hielo glaciar
7.21 Esquema de los glaciares
7.22 Esquema de la glaciación
7.23 Glaciación en alta montaña
7.24 Glaciación continental
7.25 Formación de morrena
8.1 Origen de los lomos oceánicos
8.2 Trincheras oceánicas
8.3 Diagrama de relación entre las placas litosféricas
8.4 Mapa geotectónico de la tierra
8.5 Tipos de límites entre placas
8.6 Relación entre mares epirogénicos y geosinclinales
8.7 Cadenas montañosas del Himalaya
8.8 Formación de una meseta
8.9 Cuenca de los Yungas
8.10 Bloques levantados y fosas tectonicas
8.11 Rumbo y Buzamiento de un estrato inclinado
8.12 Tipos de discordancia
8.13 Agentes orogénicos
8.14 Partes de un Pliegue
8.15 Nomenclatura de los tipos de pliegues
8.16 Monoclinal
8.17 Nomenclatura de pliegues de acuerdo al plano axial
8.18 Pliegues parásitos
8.19 Estructuras menores
8.20 Sistema de diaclasas ortogonales
8.21 Agrietamiento y patrones de juntas dentro de los cuerpos plutonicos
8.22 Elementos de una falla
8.23 Falla normal
8.24 Falla inversa
8.25 Falla lateral o de desgarre
8.26 Desarrollo de una cabalgadura
8.27 Resumen (Tensión / deformación) en fallas
9.1Gravímetro de HARTLEY
9.2 Campo Magnético de la tierra
9.3 Sondeo eléctrico vertical
9.4 Ondas longitudinales “P”
9.5 Ondas transversales “s”
9.6 Ondas superficiales “R”
9.7 Ondas superficiales “L”
9.8 Camino que siguen las ondas sísmicas
9.9 Reflexión – Refracción de ondas sísmicas
9.10 Principales causas del origen de un terremoto
9.11 Foco y epicentro de un terremoto
9.12 Escala de Mercalli y Richter
9.13 El sismógrafo
9.14 Sismo en Chile
9.15 Sismogramas
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FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
xiii
GEOLOGÍA GENERAL
9.16 Cinturones sísmicos en el mundo
9.17 Mapa de intensidades sísmicas de Bolivia
9.18 Sismos históricos registrados en Bolivia
10.1 Cantidades aproximadas de escorrentía, precipitación y evaporación
10.2 Ciclo hidrológico
10.3 Agua en el subsuelo
10.4 Esquema de manantiales tipo vertedero
10.5 Esquema de un acuífero – acuifugo
10.6 Esquema de agua confinada
10.7 Esquema de un sistema artesiano
10.8 Clasificación de los acuíferos en función a la presión del agua
10.9 Proceso de recarga de los acuíferos
10.10 Curso efluente – influente
10.11 Esquema de un acuífero Figurado
10.12 Esquema de un pozo perforado
10.13 Rejilla del tipo de ranura continúa
10.14 Esquema de la pared del acuífero – encamisado
10.15 Niveles piezometricos
11.1 Unidades estructurales de Bolivia
11.2 Mapa geológico de Bolivia
11.3 Determinación de un área protegida
11.4 Áreas protegidas y unidades geomorfologicas de Bolivia
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xiv
GEOLOGÍA GENERAL
ÍNDICE DE TABLAS
Página
1.1 Comparación de elementos químicos
1.2 Planetas del sistema solar
2.1 Datos generales de la tierra
2.2 Distribución de superficies en el planeta tierra
2.3 Características de la corteza terrestre
2.4 Sistemas cristalográficos
2.5 Escala de Mohs
2.6 Clasificación de minerales
2.7 Principales minerales hallados en Bolivia
3.1 Descripción de rocas
3.2 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento
3.3 Clasificación por el contenido de SO 2
3.4 Clasificación por el contenido de Al 2 O 3
3.5 Clasificación por el contenido de Cuarzo
3.6 Criterio de Ellis
3.7 Criterio de Shand
3.8 Clasificación de los clastos solidificados
4.1 Clasificación de las rocas sedimentarias
4.2 Clasificación de rocas sedimentarias
4.3 Cuadro de clasificación de las rocas de origen clástico
4.4 Rocas de origen clástico
6.1 Columna geológica
7.1 Estabilidad contra la meteorización
7.2 Características de las partículas transportadas por el viento
8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo
8.2 Separación en discontinuidades
8.3 Persistencia en discontinuidades
8.4 Abertura en discontinuidades
9.1 Descripción del material a través de su resistividad
9.2 Resultados obtenidos mediante el SEV.
9.3 Velocidad de onda en los materiales
9.4 Formaciones geológicas en una prospección sísmica
9.5 Sismos según la profundidad
9.6 Escala de Rossi – Forel
9.7 Cantidad de terremotos por año
9.8 Terremotos clasificados según magnitud y número de victimas
10.1 Distribución del volumen de agua en el planeta
10.2 Propiedades hidrogeológicas de las rocas
11.1 Áreas protegidas según indagación paleontológica
11.2 Potencial paleontológico por área protegida
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FACULTAD DE CIENCIAS Y TECNOLOGIA
GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
CAPÍTULO I
CIENCIAS DE LA TIERRA
1.1
INTRODUCCIÓN
La geología es la ciencia que concierne a la tierra y las rocas de las que esta constituida,
los procesos que las formaron durante el tiempo geológico y el modelado de la
superficie en el pasado y en el presente. La tierra no es un cuerpo estático sino que
continuamente esta sujeta a cambios, tanto en su superficie como a niveles más
profundos.
Los cambios superficiales pueden ser observados igualmente por los ingenieros y por los
geólogos, entre esos cambios, la erosión es un proceso dominante que destruye los
alcantarillados costeros, reduce la altura de los continentes y transporta el material así
removido, ya sea al mar o a las cuencas continentales de depositación.
Los cambios que se originan bajo la superficie no son fáciles de observar directamente.
Algunos de ellos, son la causa de los lentos movimientos de los continentes que cruzan
la superficie del globo; otros causan cambios más rápidos, los cuales están asociados con
las erupciones volcánicas y los terremotos.
Como ejemplo de estos cambios que resultan de la acción de la energía podemos citar:
 La pérdida de calor geotérmico proveniente del interior de la tierra.
 Perdida de energía al disminuir la rotación de la tierra.
 La energía liberada por los terremotos.
Estos explican los cambios que se originan bajo la superficie e indican la importancia de
los procesos internos que controlan el comportamiento del planeta. Se cree que estos
procesos han operado a través de millones de años, y los geólogos suponen que los que
actualmente se encuentran en operación son fundamentalmente similares a los que han
operado en el pasado.
Los efectos producidos por los procesos geológicos pueden parecer muy lentos para que
tengan alguna importancia en la ingeniería, aunque muchos de ellos operan a ritmos
similares a los que se encuentran en la práctica de la ingeniería. Por ejemplo, los
continentes derivan lateralmente a un ritmo que oscila entre 1 y 3 cm./año, o sea, 10-7
cm./s que es un valor aproximado a la conductividad hidráulica de un buen concreto que
se utiliza en las presas.
Los procesos geológicos, como los que operan actualmente, han dejado su registro en las
rocas durante los enormes espacios del tiempo geológico, algunas veces con toda
claridad y en otras parcialmente borrados por eventos posteriores por tanto, las rocas
registran eventos acaecidos en la larga historia de la tierra, como lo atestiguan los restos
y marcas de organismos vivientes, como animales o plantas, cuando son conservados.
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2
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Todas las rocas contribuyen a formar el registro y en cierto sentido la geología es la
historia de la tierra, se incluye no solo su composición química elemental, sino también
su constitución mineralógica y litológica, las estructuras internas de los minerales y las
rocas y las relaciones estructurales que existen entre unas y otras, es decir, los rasgos
arquitectónicos y ornamentales de la tierra.
1.2
GEOLOGÍA E INGENIERÍA
El hombre, desde las épocas más remotas, en que empezó a practicar las artes de la
ingeniería, se ha enfrentado con problemas relativos a los materiales y los procesos; ya
había empezado a construir estructuras, había llegado a ser un ingeniero. La experiencia
le enseñó mucho y la ingeniería empírica se adelanto muchas generaciones a la ciencia
teórica. Sin embargo, en los tiempos modernos, el ingeniero civil confía menos en los
conocimientos empíricos y recurre cada día más a las ciencias.
En la ingeniería moderna se han reducido los factores de seguridad, se han introducido
innovaciones de todo tipo, en los materiales, en los métodos, en las funciones; y las
escalas de tamaño, peso y uso se han multiplicado notablemente. Ninguna estructura, sin
embargo, es mejor que sus cimientos o que el material de que estos están constituidos; es
más, la mayor parte de los fracasos de nuestros tiempos se deben en cierto grado a
causas geológicas subyacentes.
El Ingeniero civil se enfrenta a una gran variedad de problemas, en los que el
conocimiento de la geología le es necesario, cuyas ventajas son:
 Le dará un conocimiento sistematizado de los materiales, su existencia o
localización y sus propiedades.
 Los problemas de cimentaciones, estabilidad de taludes son esencialmente
geológicos, por ejemplo los puentes, las presas, las carreteras y otras
construcciones, se establecen sobre algún material natural.
 El conocimiento de la existencia de aguas subterráneas, y los elementos de la
hidrología subterránea, son excelentes auxiliares en muchas ramas de la
ingeniería práctica. Ingeniería sanitaria, abastecimiento de aguas, drenaje de
terrenos, riego, excavaciones, defensa contra deslaves y otros muchos trabajos.
 El conocimiento de las aguas superficiales, sus efectos de erosión, su transporte y
sus sedimentaciones, es esencial para el control de las corrientes, los trabajos de
defensa de márgenes y costas, los de conservación de suelos y otras actividades.
 La capacidad para leer e interpretar informes geológicos, mapas, planos
geológicos y topográficos y fotografías aéreas, es de gran utilidad para la
planeación de muchas obras.
1.3
ESPECIALIDADES DE LA GEOLOGÍA
La geología presenta una diversidad de especialidades entre las que podemos mencionar:
 Geofísica: Estudio de la física de la tierra: gravimetría, sismología,
magnetometría, Sondeo Eléctrico Vertical (SEV).
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
 Mineralogía: Estudio de los minerales: (estructura interna, composición
química, clasificación).
 Petrología: Estudio de las rocas, su origen, los procesos de su formación, su
composición.
 Petrografía: Es un rama de la petrología, que se ocupa de la descripción de las
rocas.
 Geoquímica: Es estudia la distribución y la abundancia de los elementos en las
distintas partes de la tierra y se trata de explicar la distribución de los elementos
en las rocas.
 Geología estructural: Análisis e interpretación de las estructuras tectónicas en la
corteza terrestre. (fracturamiento, plegamiento y montañas).
 Geología Histórica: Estudio de las épocas geológicas desde la formación de la
tierra aproximadamente 4600 Millones de años atrás hasta hoy día.
 Paleontología: Estudio de la vida de épocas geológicas pasadas; estudio de los
fósiles.
 Estratigrafía: Estudio de las rocas estratificadas, por su naturaleza, su existencia,
sus relaciones entre si y su clasificación.
 Sedimentología: Estudio de los sedimentos y su formación. Análisis del
ambiente de deposición como las propiedades físicas en el agua de un río.
 Mecánica de suelos: Estudio de las propiedades de los suelos para encontrar
terreno apto para la construcción, para calcular y evitar riesgos geológicos, Ej.
deslizamientos.
 Hidrogeología: Investigaciones de la cantidad y calidad del agua subterránea,
cual es el agua presente debajo de la tierra. Se trata de la interacción entre roca,
suelo y agua.
 Geología Económica: Exploración de yacimientos metálicos y no-metálicos.
Evaluación de la economía de un yacimiento o producto mineralico.
 Exploración Prospección: Búsqueda de yacimientos geológicos con valor
económico. Por medio de la geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas e
imágenes satelitales.
 Geología Ambiental: Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de
contaminación, del agua superficial, subterránea y suelos. Investigación/calidad
de agua y suelo.
1.4
RELACIÓN DE LA GEOLOGÍA CON OTRAS CIENCIAS
Para entender los procesos geológicos es necesario conocer algunos principios físicos,
químicos, biológicos y matemáticos.
Los principios físicos permiten entender la destrucción física de rocas en un río, la
acumulación de arena y bloques; la química ayuda entender la formación de minerales y
de algunas rocas; la biología actual permite entender la vida de las épocas pasadas.
En la figura 1.1 podemos apreciar la relación intima que tiene la geología con las otras
ciencias.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Fig. 1.1 Esquema de la relación de la Geología
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
1.5
LAS – FERAS
En la tierra se presentan cuatro "- Feras": La Atmósfera (Gases que envuelven la tierra),
la Hidrosfera (Toda el agua que esta por encima de la superficie terrestre: océanos, ríos,
lagos, agua subterránea, lluvia), la Biosfera (Parte del mundo en la cual están presentes
los seres vivos: La superficie de la tierra, el suelo, los mares, el aire) y la Litosfera (Parte
sólida exterior de la tierra). La figura 1.2 muestra las cuatro feras que tenemos en
nuestro planeta.
La geología es la ciencia
de la litosfera y sus
relaciones con las otras "Feras".
La intersección de
Litosfera-Atmósfera
presenta todos los
procesos como erosión y
meteorización.
La intersección de
Hidrosfera-Litosfera trata
del agua subterránea
transporte en el agua,
ambiente de río.
El conjunto de biosferalitosfera se trata de la vida
en las épocas pasadas, la
evolución, los fósiles y en
general la paleontología.
Fig. 1.2 Esquema de la cuatro Feras que presenta la tierra
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
1.6
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
EL UNIVERSO
El universo es el conjunto de todas las galaxias existentes y del espacio en que se
mueven a su vez, en una galaxia hay estrellas, planetas, nebulosas y partículas
interestelares; todos estos componentes se encuentran organizados, confiriendo a la
galaxia una forma concreta: elíptica, espiral o irregular.
En el universo conocido hay millones de galaxias, situadas unas de otras a distancias
enormes, de hasta 12.000 millones de años luz.
El año luz es la unidad de longitud que se emplea en astronomía: un año luz equivale a
9,46 billones de kilómetros, es decir la distancia que recorre la luz en un año (la luz viaja
a 300.000 kilómetros por segundo).
Un estrella es en acumulo enorme de gases incandescentes que emiten energía al exterior
gracias a las reacciones termonucleares que se producen en su interior.
Los planetas son cuerpos sólidos que giran alrededor de las estrellas.
Las nebulosas son inmensas nubes de gas sin forma específica y en su interior se forman
nuevas estrellas.
Las partículas interestelares son moléculas que se hallan entre las estrellas; se han
descubierto hasta cincuenta tipos de moléculas diferentes, algunas de ellas, como el
alcohol etílico, de naturaleza orgánica.
Datos generales:
 El universo contiene: 1080 átomos - 1050 ton. Métricas.
 Edad: 20 mil millones de años.
 Número de Galaxias: 75 Millones.
 Estrellas en la vía láctea: 75 Millones.
 Estrella más grande: VV Cephei (2400 diámetros del sol).
En la figura 1.3 podemos apreciar la edad de la tierra, como también los eventos más
relevantes que ocurrieron en el tiempo.
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6
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GEOLOGÍA GENERAL
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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Edad del universo: 20 mil millones de años
10
en mil millones de años
Big Bang
5
4
3
2
1
hoy
15
20
Formación de la via lactea
Formación de la tierra
Las rocas más antigua
Los primeros unicelulares
Los primeros multicelulares
Fig. 1.3 Big Bang (gran explosión) ocurrió hace 20 Mil Millones atrás
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
La composición química predominante en el universo es esta expresada a continuación e
ilustrada en la figura 1.4:
 hidrógeno (75%).
 helio (20%).
 Demás elementos (5%).
H
924.000
He
74.000
O
830
C
470
N
84
Ne
82
Si
33
Fe
32
S
18
Ar
8
Al
3
Ca
3
otros
2
H
He
o
Ne Si Fe
S
N
c
Otros
Fig. 1.4 Composición química del universo
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Rango de elementos químicos no inertes:
En comparación al Universo - Ser vivo - La tierra, se nota que el universo y los seres
vivos muestran una composición bien parecido: Los cuatro elementos (no inertes) más
importantes en ambos son H, O, C y N. Solo los rangos son diferentes. La Tierra tiene
una composición totalmente diferente: Hierro, Oxígeno, Sílice y Magnesio marcan la
mayor abundancia, la tabla 1.1 es una ilustración de los elementos químicos más
importantes en comparación del Universo, el Ser vivo y la tierra
.
Tabla 1.1 Comparación de elementos químicos
Universo
H
O
C
Ser vivo
N
C
O
H
La Tierra
N
Fe
O
Si
Mg
Fuente: elaboración propia
1.7
EL SISTEMA SOLAR Y LOS PLANETAS
El Sistema Solar nació hace como 4,6 billones de años, cuando algo perturbó una vasta
nube de gas y polvo. Esta perturbación pudo haber sido una colisión con otra nube, o
una onda de choque producida por una estrella que explotó.
La nube se dividió en aglomerados de materia más pequeños y densos, los cuales se
colapsaron hacia el centro bajo el peso de su propia gravedad. Tal vez en 100.000 años,
uno de estos aglomerados, llamada nebulosa, se condensó dentro de un volumen de
espacio como del tamaño del sistema solar actual. Protones individuales, núcleos de
átomos de hidrógeno, fueron unidos para formar el núcleo de helio más pesado. Al
chocar también se produjo energía y en un instante cósmico, nació el Sol.
Con el tiempo se formaron los planetas rocosos del interior: Mercurio, la Tierra, Venus y
Marte.
En las afueras el sistema solar, las temperaturas eran lo suficientemente frías para que
los hielos permanecieran intactos. Pero estos también se unieron para formar cuerpos
aún más grandes, llamados planetesimales, los cuales a su vez se unieron para formar los
núcleos de los planetas gigantes: Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno.
La mayoría de las lunas probablemente se formaron a la misma vez que sus planetas
progenitores. A distancias más grandes del Sol, las lunas se formaron de roca y hielo.
La Luna terrestre se formó un poco después, cuando un cuerpo tan grande como Marte
chocó contra nuestro planeta. La colisión lanzó un geiser de roca derretida en órbita
alrededor de la Tierra; el material se enfrió rápidamente y se unió para formar la Luna.
Plutón, el planeta más lejano, quizás es un cometa gigante.
El cambio de mayor importancia desde el nacimiento del sistema solar es el desarrollo
de la vida. La Tierra es el único planeta con las condiciones necesarias para albergar la
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8
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
vida. Los primeros organismos unicelulares aparecieron en la Tierra por lo menos hace
3,5 billones de años.
La vida pudo haber evolucionado en alguna otra parte del sistema solar. Pudo haber
existido en Marte hace como 3,6 billones de años. Agua líquida fluyó sobre la superficie
marciana, manteniendo la esperanza de que Marte pueda aún estar habitado por
organismos sencillos.
A continuación podemos observar los diferentes planetas de nuestro sistema solar, como
también en la tabla 1.2 podemos ver las diferentes características de cada uno de ellos.
SOL
MARTE
MERCURIO
VENUS
JÚPITER
SATURNO
NEPTUNO
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TIERRA
URANO
PLUTON
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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Tabla 1.2 Planetas del Sistema Solar
Nombre
Distancia
Densidad
Diámetro
Tierra
g/cm3
(Km.)
Mill. Km.
(Pe.)
Numero
de
Satélites
1.392.000
1,41
--------
El sol
Duración
del Año
Grav.
Composición
Con resp.
de la
Tierra = 1
atmósfera
28.0
?
Mercurio
77,2
4.835
5,69
--------
88 días
0,36
no tiene
Venus
38,6
12.194
5,16
--------
244,7 días
0,87
CO 2
Tierra
-------
12.756
5,52
1
365,26 días
Marte
54,7
6.760
3,89
2
686 días
0,38
CO 2 , N 2 , Ar
Júpiter
589
141.600
1,25
12
11,86 años
2,64
H 2 , He
Saturno
1105,7
120.800
0,62
10
29,46 años
1,13
H 2 , He
.Urano
2570
47.100
1,60
5
84,01 años
1,07
H 2 , He, CH 4
Neptuno
4209
44.600
2,21
2
164,8 años
1,41
H 2 , He, CH 4
Plutón
4264
14.000
4,2
?
247,7 años
0,3
?
1,00
N2, O2
Fuente: Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Preguntas de control:
1.- ¿Por qué la geología es importante para la ingeniería civil?
2.- ¿De las especialidades de la geología cuales son las más importantes para la
ingeniería civil?
3.- ¿Explique con sus palabras que es el universo y que datos importantes tiene?
4.- ¿Cuál de los elementos químicos es el más predominante en el Universo?
5.- ¿Cuál es el elemento químico común entre el universo, la tierra y el ser vivo?
6.- ¿Los primeros unicelulares hace cuantos billones de años aparecieron?
7.- ¿Cuál es la densidad aproximada de la tierra en g/cm3?
8.- ¿Según la tabla 1.2 después del sol cual es el sexto planeta y cual es la composición
de su atmósfera?
9.- ¿Júpiter cuantos satélites tiene?
10.- ¿Cuáles son las características más importantes de la tierra?
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CAP I.- CIENCIAS DE LA TIERRA
Referencias bibliográficas:
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
Biblioteca virtual:
- Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991
- http://usuario.tiscali.es/solyplanetas
- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html
- http://usuario.tiscali.es/solyplanetas/galeriafotos.htm
- www.portalciencia.net/ geoloroc.html
- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
CAPÍTULO II
LOS MATERIALES DE LA TIERRA
2.1
INTRODUCCIÓN 1
La tierra forma parte del sistema solar y por lo tanto debe tener una estructura y
composición similar a otros planetas y estar sometida a las mismas leyes generales. De
esta manera el estudio de otros planetas, especialmente los más próximos,
necesariamente ha de proporcionar datos importantes sobre el nuestro, especialmente
sobre su pasado y sobre su futuro.
La tierra es uno de los 9 planetas que dan vueltas alrededor del sol, que es solo una entre
los 100.000 millones de estrellas que existen aproximadamente, en nuestra Vía Láctea.
La Tierra no es una esfera perfecta, sino que entonces la forma de la tierra es un
elipsoide de rotación. Cálculos basados en las perturbaciones de las órbitas de los
satélites artificiales revelan que la Tierra es una esfera imperfecta porque el ecuador se
engrosa 21 Km.; el polo norte está dilatado 10 m y el polo sur está hundido unos 31
metros.
La tierra es el único planeta habitado por los seres vivos que conocemos, hecho que es
posible gracias a que se encuentra a una correcta distancia del sol.
La tierra es el tercer planeta desde el Sol y quinto en cuanto a tamaño de los nueve
planetas principales. La distancia media de la Tierra al Sol es de 149.503.000 km. Es el
único planeta conocido que tiene vida, aunque algunos de los otros planetas tienen
atmósferas y contienen agua.
2.1.1
Datos generales de la tierra
El radio ecuatorial de la tierra es de 6370 km y el radio polar es de 22 km mas corto. De
esta manera la tierra no es una esfera perfecta. Su superficie es de 510 x 106 km2, de los
cuales un 29% corresponde a los continentes, si a este se le añade el área de los mares
someros de la plataforma que rodea a los continentes, el área terrestre representa un 35%
del total de la superficie.
En otras palabras casi las dos terceras partes de la superficie esta cubierta por el océano
profundo. En las tablas 2.1 y 2.2, podemos apreciar los datos generales de la Tierra
que se presentan de forma goblal y resumida.
1
F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Tabla 2.1 Datos generales de la Tierra
Datos Generales de la Tierra
Radio
ecuatorial
Km.
Radio
polo/polo
Km.
Volumen km3
Masa ton.
Peso específico
promedio g/cm3
Edad
millones
de años
Rocas más antiguas
millones de años
6378
6357
1,083 X 1012
6 X 1021
5,517
4650
3750
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)
Tabla 2.2 Distribución de superficies en el Planeta Tierra
Océanos y Continentes
Superficie de los continentes
15 X 107 km2
Altura promedia de
la tierra firme
Superficie de los océanos (total)
Mar de baja
profundidad
Mar de alta
profundidad
9 X 107 km2
27 X 107 km2
623 m
18 %
53 %
29%
Profundidad
promedia de
los océanos
3800 m
71%
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)
Las edades absolutas de la formación de rocas, se llegó a determinar por el método de
descomposición radioactiva (permanente), de algunos isótopos (U, Rb, C).
La datación radiométrica ha permitido a los científicos calcular la edad de la Tierra en
4.650 millones de años. Aunque las rocas más antiguas de la Tierra datadas de esta
forma, no tienen más de 4.000 millones de años, los meteoritos, que se corresponden
geológicamente con el núcleo de la Tierra, dan fechas de unos 4.500 millones de años, y
la cristalización del núcleo y de los cuerpos precursores de los meteoritos, se cree que ha
ocurrido al mismo tiempo, unos 150 millones de años después de formarse la Tierra y el
Sistema Solar.
2.1.2
Estructura interna de la Tierra 2
El conocimiento que se tiene actualmente del interior de la tierra esta basado en las
investigaciones directas que pueden hacerse a profundidades de unos cuantos kilómetros
respecto a la superficie, junto con extrapolaciones hechas a niveles mas bajos. Los
estudios del flujo del calor, presión geoestática, terremotos y estimaciones de equilibrio
isostático revelan mucho acerca del interior de la tierra.
La tierra joven probablemente era una mezcla homogénea sin continentes y sin océanos.
Mediante el proceso de diferenciación el Fe y el Ni bajaron hacia al centro de la tierra y
los elementos más livianos subieron hacia la superficie y formaron la corteza.
2
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Se puede considerar que la Tierra se divide en cinco partes: la primera, la atmósfera, es
gaseosa; la segunda, la hidrosfera, es líquida; la tercera, cuarta y quinta, la litosfera, el
manto y el núcleo son sólidas.
 La atmósfera: Es la cubierta gaseosa que rodea el cuerpo sólido del planeta.
Aunque tiene un grosor de más de 1.100 km, aproximadamente la mitad de su masa se
concentra en los 5,6 km más bajos.
 La litosfera: Esta compuesta sobre todo por la fría, rígida y rocosa corteza
terrestre, se extiende a profundidades de 100 km. Las rocas de la litosfera tienen una
densidad media de 2,7 veces la del agua y se componen casi por completo de 11
elementos, que juntos forman el 99,5% de su masa.
La litosfera comprende dos capas (la corteza y el manto superior) que se dividen en unas
doce placas tectónicas rígidas (véase Tectónica de placas). La corteza misma se divide
en dos partes. La corteza siálica o superior, de la que forman parte los continentes, está
constituida por rocas cuya composición química media es similar a la del granito y cuya
densidad relativa es de 2,7. La corteza simática o inferior, que forma la base de las
cuencas oceánicas, está compuesta por rocas ígneas más oscuras y más pesadas como el
gabro y el basalto, con una densidad relativa media aproximada de 3.
La litosfera también incluye el manto superior. Las rocas a estas profundidades tienen
una densidad de 3,3. El manto superior está separado de la corteza por una
discontinuidad sísmica, la discontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por una
zona débil conocida como astenósfera. Las rocas plásticas y parcialmente fundidas de la
astenósfera, de 100 km de grosor, permiten a los continentes trasladarse por la superficie
terrestre y a los océanos abrirse y cerrarse.
 La hidrosfera: Es la capa de agua que, en forma de océanos, cubre el 70,8% de la
superficie de la Tierra. La hidrosfera se compone principalmente de océanos, pero en
sentido estricto comprende todas las superficies acuáticas del mundo, como mares
interiores, lagos, ríos y aguas subterráneas.
 El manto y el núcleo: Son el pesado interior de la Tierra y constituyen la mayor
parte de su masa.
El denso y pesado interior de la Tierra se divide en una capa gruesa, el manto, que rodea
un núcleo esférico más profundo. El manto se extiende desde la base de la corteza hasta
una profundidad de unos 2.900 km. Excepto en la zona conocida como astenosfera, es
sólido y su densidad, que aumenta con la profundidad, oscila de 3,3 a 6. El manto
superior se compone de hierro y silicatos de magnesio como el olivino y la parte inferior
de una mezcla de óxidos de magnesio, hierro y silicio.
La investigación sismológica ha demostrado que el núcleo tiene una capa exterior de
unos 2.225 km de grosor con una densidad relativa media de 10. Esta capa es
probablemente rígida y los estudios demuestran que su superficie exterior tiene
depresiones y picos, y estos últimos se forman donde surge la materia caliente. Por el
contrario, el núcleo interior, cuyo radio es de unos 1.275 km, es sólido. Se cree que
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
ambas capas del núcleo se componen en gran parte de hierro con un pequeño porcentaje
de níquel y de otros elementos. Las temperaturas del núcleo interior pueden llegar a los
6.650 °C y se considera que su densidad media es de 13.
La tierra esta construida por zonas:
 0-40km: corteza continental : en parte está dividida por la discontinuidad de
Conrad, en una zona superior, generalmente se constituye de rocas metamórficas de
grado medio y alto, su composición media es probablemente granodiorítica; y una
zona inferior tiene probablemente una composición similar de los gabros y basaltos,
es decir los elementos Si, Al y Mg, son los principales.
Esta discontinuidad no está desarrollada en todas las partes de la corteza terrestre,
normalmente se ubica en una profundidad de 15 - 25km. En montañas altas la
corteza continental es más ancha y en los Alpes llega hasta una profundidad de
55km.
 Discontinuidad de Mohorovicic: Es la división entre corteza y manto, y hasta los
900km forma el manto superior que esta compuesto por una litosfera sólida y rígida,
y de una astenósfera parcialmente fundida subyacente, plástica; de los 900 – 2900km
forma el manto inferior.
 Discontinuidad de Gutenberg: Es la división entre el manto y núcleo. Entre los
2900 – 5100 Km. esta el núcleo exterior líquido de Fe.; desde los 5100 – 6370km
esta el núcleo interior que es sólido y denso de Fe.
En la figura 2.1 podemos apreciar gráficamente lo desarrollado acerca de la estructruta
interna de la tierra.
Fig.2.1 Estructura interna de la Tierra
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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2.1.3
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Gradiente de temperatura y densidad 3
Por medio de los laboreos mineros profundos se ha obtenido la información de que la
temperatura aumenta hacia abajo a un ritmo promedio de 30°C por kilómetro. Este ritmo
se eleva cerca de la fuente de calor, que puede ser un centro volcánico. Suponiendo que
el gradiente de temperatura continúa el ritmo promedio, el cálculo demuestra que a una
profundidad de unos 30km la temperatura estaría tan elevada que muchas rocas
comenzarían a fundirse. Resulta que el material rocoso se encuentra en una condición
relativamente sólida; pero habrá una profundidad a la cual se encuentre un fluido
viscoso, y esto define la base de la litosfera.
La densidad media de la tierra, que se estima de la masa y volumen calculados, es de
5.527 (g /cm3). Esta densidad es mucho mayor que la de muchas de las rocas que se
encuentran en la superficie, y raramente exceden la de 3. El promedio de densidad de
las rocas sedimentarias es de 2.3 y las abundantes rocas graníticas tienen una densidad
promedio de 2.7. Para explicar el promedio de 5.5 de densidad, se supone que en los
niveles más profundos de la tierra debe haber material más denso (ver fig. 2.2).
Fig.2.2 Corte a través de la Tierra – fuente (Elaboración propia)
2.1.4
Isostasia 4
Termino que proviene del griego y que quiere decir “igual modo de estar”. Se utiliza
para indicar un estado ideal de equilibrio entre las diferentes partes de la corteza. Las
masas continentales pueden visualizarse como bloques extensos semejantes a “balsas”
de una composición esencialmente granítica soportadas por material subcortical. La
diferencia en densidad de estos dos materiales implica que los continentes están
sumergidos en su mayor parte en un material subcortical más denso, como si fueran
bloques de hielo que flotan en el agua. Tiende a mantenerse en estado de equilibrio
3
4
F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
arriba de cierto nivel llamado nivel de compensación. De esta manera en la fig.2.3 el
peso de una columna de materia en una región montañosa como en A, de igual al de la
columna B, donde la corteza más ligera es más delgada por lo que desplaza menos
material del lecho subyacente más denso. Las columnas están en equilibrio a cierta
profundidad donde sus pesos son iguales.
El concepto de equilibrio isostático ha sido comprobado por los levantamientos
gravimétricos que han revelado un exceso o deficiencia de densidad de la corteza que se
encuentra debajo del área levantada. De toda la evidencia reunida es probable que todos
los grandes rasgos topográficos de la superficie de la tierra, están isostaticamente
compensadas a escala regional y probablemente limitadas por fallas.
La isostasia requiere que debajo de la concha exterior, la litosfera, hay una capa débil
que tenga la capacidad de ceder a esfuerzos aplicados a largo plazo. Esta zona de
debilidad se llama astenósfera. Se localiza en la parte mas alta del manto y el rasgo
característico es su debilidad. La isostasia implica que para que un área terrestre sufra
denudación debe haber una lenta elevación de la superficie a medida que es aligerada
con un influjo de material más denso abajo del área.
i)
ii)
Fig.2.3 i) Sección diagramática que atraviesa parte de un continente. Densidad en (103 kg/m3),
ii)Equilibrio isostático ; columnas ideales de corteza de diferentes longitudes que están
sumergidas en un material subcortical mas pesado, el cual es desplazado a una mayor
profundidad por las columnas mas altas que se corresponden con las “raíces” de las montañas.
2.1.5
Métodos de investigación 5
Se puede encontrar informaciones del interior de la tierra a través de los
siguientes métodos de investigación los cuales son:
a) Perforaciones: Investigación por medio de la perforación, cuya ventaja es la
posibilidad de tomar muestras a distintas profundidades. La perforación más
5
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
profunda del mundo lo realizó la ex-Unión Soviética hasta una profundidad de
12km.
b) Métodos geofísicos: se los realiza a través de:
 Sismología: Por medio de ondas sísmicas se puede detectar
discontinuidades, cambios petrográficos, diferenciar entre rocas sólidas y
rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación de la
geología del interior de la tierra.
 Gravimetría: Detecta anomalías de la gravedad, los cuales permiten calcular
la densidad y el espesor de la corteza terrestre.
c) Volcanología: Algunos volcanes tienen su cámara de magma en altas
profundidades (manto superior), cuyo análisis de las rocas volcánicas da
información.
2.1.6
Corteza 6
Corteza terrestre, capa superficial de la geósfera, que está en contacto con la atmósfera,
y que limita con el manto mediante la discontinuidad de Mohorovicic. Presenta una
estructura muy compleja derivada de los procesos dinámicos a los que se ve sometida.
Además, su composición geoquímica es muy diversa. Junto con la zona superficial del
manto forma la litosfera.
La corteza terrestre tiene un espesor variable (ver fig.2.4): puede medir 5 km bajo los
océanos y hasta 70 km en las cordilleras. Se divide en dos grandes unidades: la corteza
continental, granítica, y la corteza oceánica, basáltica.
Fig.2.4 La corteza terrestre
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
6
Dorling Kindersley : “ The visual dictionary of the human body ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
2.1.6.1 Composición de la corteza terrestre
Es esencial entender que la costra a través de los continentes es muy diferente en
composición y espesor a la costra a través del fondo de los océanos. Aproximadamente
1/3 del globo esta cubierto por costra continental y 2/3 por costra oceánica. Es fácil
establecer como difieren estos tipos de costra. Un simple razonamiento nos conducirá a
concluir que si los silicatos minerales formadores de rocas podrían libremente
acomodarse bajo la fuerza de atracción de la gravedad terrestre encontraríamos rocas
félsicas en las capas más superficiales, seguidas a profundidad por rocas máficas y rocas
ultramáficas en el fondo. En realidad este arreglo general es aceptado como el modelo
más razonable para la costra y manto de la tierra.
Los cuerpos celestes, así como la tierra están formadas por elementos, que hallan
constituidos por átomos y forman las moléculas, que su vez constituyen los minerales y
las rocas.
Muchos análisis químicos han demostrado que las rocas que constituyen la corteza
terrestre, están formados por (ver fig. 2.5):
 En un 98.5 % por 8 elementos: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg.
 Y el 1.5% de elementos restantes: Ti, H 2 , P, Mn, F, S, Sr, Ba, C, CL, Cr, Zr, Rb, V,
Ni.
Fig.2.5 Composición de la corteza terrestre – fuente (elaboración propia)
2.1.6.2 Tipos de Corteza: 7
La corteza presenta la siguiente composición química: SiO 2 , Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 , FeO, MgO,
CaO, Na 2 O K 2 O, y se divide en:
7
F. G. H. Blyth and M. H. freitas : “ Geología para ingenieros ”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
 Corteza Continental.- Incluye los continentes y los sectores del mar de baja
profundidad, y tiene una composición química diferente al de la corteza oceánica.
La corteza continental se encuentra en las zonas emergidas del planeta pero también
bajo los océanos, cerca de las costas. Está formada por rocas plutónicas, volcánicas,
sedimentarias y metamórficas. Es más gruesa y menos densa que la oceánica. En ella
se encuentran las rocas más antiguas. Éstas son parte de los cratones o núcleos
continentales, constituidos por granitos y gneises; son zonas consolidadas desde hace
más de dos mil millones de años. Las áreas más complejas de la corteza continental
son los orógenos o cordilleras. Pueden presentar una capa superficial, la cobertura,
constituida por rocas sedimentarias, aunque éstas han podido ser erosionadas; en este
caso, aparece el zócalo formado por rocas metamórficas y plutónicas. Los orógenos
se forman como consecuencia de la convergencia de placas litosféricas en una zona
de subducción o al colisionar dos masas continentales.
 Corteza Oceánica.- Se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad, y
una mayor cantidad en aluminio, hierro, magnesio, calcio y potasio.
La corteza oceánica es delgada y está formada por rocas volcánicas básicas, los
basaltos, que se forman en las dorsales oceánicas. Éstas también se denominan
bordes constructivos porque su actividad volcánica permite la formación de corteza
nueva. La capa superficial de la corteza oceánica es sedimentaria y su espesor medio
es de 300 m, pero cerca de las dorsales no aparece porque no se ha podido formar
aún sobre los basaltos recién consolidados.
En la tabla 2.3 podemos observar las diferentes características entre la corteza
continental y la corteza oceánica.
Tabla 2.3 Características de la corteza terrestre
Características
Peso especifico
Espesor
Altura
Edad
Rocas
Corteza continental
menor (más liviano)
grueso (30-70km)
entre -200m hasta 8849m
tal vez antigua
rico de Si
Corteza oceánica
mayor (más pesado)
Delgado (6-8km)
Fondo del mar
Más joven (jurasico)
pobre de Si
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)
2.2
MINERALOGÍA 8
“Mineralogía es una ciencia que tiene por objeto el estudio físico, químico y
cristalográfico de las sustancias de origen inorgánico de origen natural”. La mineralogía,
es una parte de las ciencias geológicas que estudia la identificación y la génesis de los
minerales su practica data desde hace unos 5.000 años.
8
Frederic H. Lahee : “ Geología practica”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Los minerales son elementos o compuestos inorgánicos, sólidos, naturales, simples,
homogéneos, en su composición química. Poseen propiedades físicas y químicas únicas;
pertenecientes a la corteza terrestre. Normalmente los minerales presentan una estructura
cristalina.
Los minerales pueden formarse en cualquier parte de la superficie o en el interior de la
tierra, los que están constituidos por uno o más elementos, que se unen para formar una
multitud de minerales, algunos de composición sencilla como el cuarzo o composiciones
como los piroxenos y los anfíboles, donde intervienen en su formación, el hierro,
magnesio. En la fig. 2.6 podemos apreciar la diversidad de minerales que podemos
encontrar en la corteza terrestre.
Fig. 2.6 Diversidad de minerales existentes en la corteza terrestre – fuente (W.Griem &
S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
2.2.1
Definiciones 9
 Mineral.- Es una sustancia de origen inorgánico que tiene una composición
química definida, y un arreglo atómico también definido, propiedades que le dan
características físicas definidas.
Un mineral es un conjunto de elementos químicos, como: Si, Al, K, Na, Fe, Ca,
Mg, Cl, O, (entre otros) forman el mineral, cuyos nombres dependen de su
formula y de su estructura atómica.
Los minerales en general sólidos; materialmente homogéneos; cristalinos o
amorfos (sin estructura cristalina, por ejmp. Los vidrios naturales); la mayoría de
los minerales son cristales.
Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la
colaboración de organismos p. ej. Azufre elemental, pirita y otros sulfuros
pueden ser formados por reducción con la colaboración de bacterias.
A veces los minerales forman parte de organismos como por ej. La calcita, ópalo,
pueden formar esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados.
9
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geologia General”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
 Roca.- Es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural
(obsidiana), el nombre de la roca depende de su génesis y del contenido en
minerales.
Una roca compuesta de un solo tipo de mineral es Monomineral, por ej.: la
piedra caliza compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo; y otra
roca compuesta de varios tipos de minerales es Polimineral, por ej. El granito
compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en
menor cantidad.
 Suelo.- cubierta superficial de la mayoría de la superficie continental de la
Tierra. Es un agregado de minerales no consolidados y de partículas orgánicas
producidas por la acción combinada del viento, el agua y los procesos de
desintegración orgánica.
 Mena.- Mineral a partir del cual se extrae un metal, tal como se encuentra en el
yacimiento, Ejemplos de menas son la calcopirita para el cobre, la galena para el
plomo o la magnetita para el hierro.
En la fig. 2.7 se observa la composición de los minerales como el de las rocas en su
diversidad.
ELEMENTO QUÍMICO
Si
ROCA
Fe
Al
Mg
MINERAL
O
Na
Conjunto de elementos químicos
Conjunto de minerales
Fig. 2.7 Composición de minerales y de rocas – fuente (Elaboración propia)
2.2.2
Campos de la mineralogía
Los campos principales de la mineralogía son: la cristalografía, la mineralogía química,
la mineralogía Física y la mineralogía Descriptiva.
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24
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GEOLOGÍA GENERAL
2.3
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
CRISTALOGRAFÍA
La cristalografía es una ciencia que estudia las propiedades de los cristales que se
refieren a sus estructura interna, como ser las relaciones matemáticas de sus caras,
ángulos, ejes, etc. así como las relaciones de cristal a cristal. También la cristalografía
mediante estas relaciones divide y clasifica a los cristales en clases y sistemas.
 Cristal.- El término cristal se emplea en ele sentido tradicional de una forma
geométrica poliédrica limitada por caras lisas, que adquiere un compuesto bajo las
influencias Interatómicas, cuando pasa del estado líquido o gaseoso al estado sólido.
Los cristales muchas veces se los reconocen por su belleza y simetría.
 Cristalino.- Cuando en un mineral, los diferentes componentes químicos se
encuentran en lugares definidos y se ordenan regularmente, formando un cristal con
estructura atómica regular o con arreglo atómico ordenado.
Cuando un mineral no presenta formas externas bien definidas de modo que no se
puedan considerarse como cristales, se dice que tiene formas externas macizas.
 Amorfo.- Es cuando un mineral no tiene una estructura interna bien definida (sin
estructura cristalina) por ejm. Los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de
gel (ópalo).
Los minerales en un 98 % son de constitución cristalina.
2.3.1 Formas exteriores
Un cristal esta limitado por superficies planas llamadas caras, las mismas que muestran
una simetría matemática, que es la base de la división de los cristales. Esta simetría
puede definirse en relación a los elementos de simetría que son:
 Planos de simetría.- Si consideramos una mesa cuadrada, y hacemos pasar un
plano de tal manera que queda dividido en dos partes iguales, se considera a este
como un plano de simetría, es decir que las dos partes son exactamente iguales,
siendo la mitad del sólido igual a la otra como la imagen de un espejo. Un cubo
puede tener hasta 9 planos de simetría (ver fig. 2.8 a).
 Eje de simetría.- Si hacemos girar un cuerpo alrededor de una línea recta
llamada eje y en una rotación de 360º coincide en su posición original por lo
menos dos veces, se dice que el cuerpo tiene simetría, y esta puede ser binaria si
se repite dos veces, ternaria si se repite 3 veces, cuaternaria 4 veces, etc. (ver fig.
2.8 b).
 Centro de simetría.- Es el punto que se encuentra en el interior del cuerpo, y
cualquier característica exterior del cuerpo se repetirá a la misma distancia en
dirección opuesta. si cruzamos una línea del centro del prisma a una esquina, y
si esa línea extendida en dirección opuesta desde el centro encontramos otra
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
esquina a la misma distancia, este punto central tendrá que ser el centro de
simetría de dicho cuerpo (ver fig. 2.8 c).
a)
b)
c)
Fig.2.8 a) planos de simetría, b) ejes de simetría, c) centro de simetría – fuente (W.Griem &
S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
2.3.2 Clases y Sistemas
De acuerdo a los elementos de simetría, ha establecido que existen 32 clases de
simetrías posibles para los cristales, estas están agrupadas por sus características en 6
sistemas cristalográficos, los cuales podemos apreciarlos en la tabla 2.4.
Conocidos los elementos de simetría podemos hablar de ejes cristalográficos y de la cruz
axial. Los ejes cristalográficos son líneas imaginarias que se cruzan en el centro de
simetría y sirven para ubicar las distintas caras del cristal en el espacio .Generalmente
coinciden con los ejes de simetría y en su intersección forman la cruz axial.
La cruz
axial responde a una relación angular y de longitud entre los ejes cristalográficos. En la
cruz axial los ejes cristalográficos se denominan, convencionalmente, “a”, “b” y “c” y
los ángulos que forman entre sí: α , ß y δ .
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Tabla 2.4 Sistemas cristalográficos
GRUPO
ISOMETRICO
SISTEMA
REL. DE LONG.
FIGURA
RELA. ANG.
CUBICO
a=b=c
α = β = γ = 90°
TETRAGONAL
a=b≠c
α = β = γ = 90°
EJEMPLO
Diamante
Halita
Pirita
Galena
Blenda
Casiterita
calcopirita
Pirolucita
DIMETRICO
HEXAGONAL
a=b =d≠c
α = β = δ = 90°
γ= 120°
ROMBICO
a≠b ≠c
α = β = γ = 90°
a≠b ≠c
α = γ = 90°
β= 120°
TRIMETRICO MONOCLINICO
Cuarzo
Soladita
Magnecita
Berilio
Amatista
Antimonita
Azufre
Aragonita
Baritina
Anhidrita
Yeso
Talco
Alabastro
Biotita
Muscovita
Andesita
a≠b ≠c
TRICLINICO
α≠β≠γ
Albita
Fuente (elaboración propia)
 Sistema isométrico.- Cúbico o regular, los tres ejes tienen la misma longitud y son
perpendiculares entre sí. Ej. Halita NaCl, Pirita FeS 2 , Diamante C.
Su cruz axial responde a la siguiente relación:
a=b=c
α = ß = δ = 90°
 Sistema tetragonal.- Presenta dos ejes iguales y un tercero desigual. Dos ejes iguales
(horizontal) y un tercero (vertical) de longitud diferente, todos perpendiculares entre sí.
Ej. Casiterita SnO 2 . Su cruz axial responde a la siguiente relación:
a=b≠c
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α = ß = δ = 90°
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
 Sistema hexagonal.- En este sistema intervienen cuatro ejes cristalográficos en lugar
de tres. Los tres horizontales son iguales entre sí y se cortan a 120°. Ej. Apatito y
grafito C. Su cruz axial responde a la siguiente relación:
a=b=d≠c
α = ß = δ = 90°, γ= 120°
 Sistema rómbico.- Posee tres ejes perpendiculares, todos de distinta longitud. Los
elementos de simetría característicos de este sistema son tres ejes diagonales o un eje
diagonal y dos planos perpendiculares entre sí, que pasan por él. Ej.: Olivino.
Su cruz axial responde a la siguiente relación:
a ≠ b ≠c
α = ß = δ = 90°
 Sistema monoclínico.- Los cristales se refieren a tres ejes desiguales, dos de los cuales
se cortan según un ángulo oblicuo y el tercero es perpendicular al plano de los otros
dos. Los ángulos son iguales mayor de 90°. Sus elementos de simetría característicos
son un eje diagonal y un plano.. Ej.: Mica Su cruz axial responde a la siguiente
relación:
a≠b≠c
α = δ = β > 90°
 Sistema triclínico.- Tres ejes desiguales y tres ángulos desiguales entre sí y diferente
de 90°. Ej.: Albita. Su cruz axial responde a la siguiente relación:
a≠b≠c
2.3.3
α ≠ ß ≠ δ ≠ 90°
Maclas
Cuando dos o mas cristales crecen conjuntamente de acuerdo a alguna ley, a este Intercrecimiento se conoce con el nombre de macla o cristal geminado (ver fig. 2.9). Las
superficies según las cuales están unidos los cristales se conocen como superficies de
unión, y puede haber maclas de contacto o maclas de penetración.
También llamada Hemitropia, que es la agrupación de cristales unidos por una superficie
plana de tal forma que las caras y aristas correspondientes queden dispuestas en sentido
contrario.
Fig.2.9 Diferentes tipos de
maclas: de
izquierda a
derecha (macla de pirita,
macla en forma de cruz,
macla de ortosa)
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2.4
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
MINERALOGÍA QUÍMICA 10
La mineralogía química, “Estudia las propiedades químicas de los minerales, así como
los diferentes métodos químicos para la identificación”.
Las propiedades de los minerales dependen en gran manera de la composición química que
estos posean, las mismas que estos tengan relación íntima con la constitución interna.

Polimorfismo.- Se llama polimorfismo cuando existen minerales con la misma
composición química pero con diferente estructura interna. Por. Ej.

Isomorfismo.- Cuando un mineral reemplaza dentro de su estructura parcial o
totalmente sus cationes, para que ocurra este fenómeno el catión
reemplazante tendrá que tener las mismas dimensiones que el catión a ser
reemplazado, como en el caso:
Calcita
Magnesita
Albita

2.5
CaCO 3
MgCO 3
NaAlSi 3 O 8
Magnesita
Siderita
Anortita
MgCO 3
FeCO 3
CaAl
Seudomorfismo.- Cuando un mineral se altera cambiando completamente su
estructura cristalina, así como su composición química, pero manteniendo sin
embargo su forma exterior, como por ejemplo:
Pirita
S 2 Fe
en Hematita
Fe 2 O 3
Aragonita
CaCO 3
en
Calcita
CaCO 3
MINERALOGÍA FÍSICA
Estudia las Propiedades físicas de los minerales, como cohesión, elasticidad, densidad,
propiedades que dependen de la luz, color, etc.
2.5.1 Propiedades físicas de los minerales
A efecto de reconocimiento de un mineral, la primera observación es la determinación
de sus propiedades físicas. No todas tienen la misma importancia y a veces por sí solas
alcanzan para determinar una especie mineral. De tal manera que la dureza, la raya y el
peso específico, podríamos asignarle mayor importancia que el color, por ejemplo, que
puede sufrir variaciones debido a trazas de elementos extraños.
2.5.1.1 Propiedades que dependen de la estructura
 Dureza.- La dureza se define como la resistencia al rayado de la superficie lisa
de un mineral. Una superficie blanda se raya con más facilidad que una dura;
10
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes de geología general ”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
de esta forma un mineral duro, como el diamante, rayará uno blando, como el
grafito, mientras que la situación inversa nunca se producirá. La dureza relativa
de los minerales se determina gracias a la escala de dureza de Mohs, nombre
del mineralogista alemán Friedrich Mohs que la ideó en el año 1822.
En esta escala, diez minerales comunes (ver fig. 2.10) están clasificados en
orden de creciente dureza recibiendo un índice: talco, 1; yeso, 2; calcita, 3;
fluorita, 4; apatito, 5; ortosa (feldespato), 6; cuarzo, 7; topacio, 8; corindón, 9,
y diamante, 10, (ver tabla 2.5) La dureza de una muestra se obtiene
determinando qué mineral de la escala de Mohs lo raya. Así, la galena, que
tiene una dureza de 2,5, puede rayar el yeso y es rayado por la calcita. La
dureza de un mineral determina en gran medida su durabilidad.
La dureza está relacionada con la solidez, la durabilidad y la resistencia de
sustancias sólidas, y, en sentido amplio, este término suele extenderse para
incluir todas estas propiedades.
Tabla 2.5 Escala de Mohs (Según dureza de los minerales)
ESCALA DE MOHS
Dureza
Mineral
Comparación
SISTEMA
1
Talco
MUY BLANDOS ( rayado con facilidad )
Monoclínico
2
Yeso
MUY BLANDOS
Monoclínico
3
Calcita
BLANDOS ( rayado con facilidad )
4
Fluorita
BLANDOS
5
Apatito
SEMIDUROS
6
Feldespato
SEMIDUROS ( rayado con dificultad )
7
Cuarzo
DUROS ( despide chispas )
Hexagonal
8
Topacio
DUROS ( despide chispas )
Rombico
9
Corindón
MUY DUROS ( despide chispas )
Rombico
10
Diamante
MUY DUROS ( despide chispas )
Cúbico
Hexagonal
Cúbico
Hexagonal
Monoclínico
RAYA
Rayados por la uña
Rayados por la
navaja
Rayados por el
vidrio
Rayan al vidrio
Fuente (elaboración propia)
Fig. 2.10 Escala de Mohs
Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)
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 Clivaje.- (Exfoliación): Es la propiedad que tienen algunos minerales que al
aplicarles una fuerza (golpe) se parten según ciertos plano dejando superficies
planas y paralelas entre si. Pueden ser: muy perfectos (micas), perfectos (la
calcita), buena (feldespatos), imperfectos.
Fig.2.11 Tipos de clivaje que se presentan en los minerales.
Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)
 Fractura.- Los minerales al ser sometidos a presión se rompen dejando formas
irregulares sin seguir las caras planas que presenta, lo cual se observa en la fig.
2.12. Pueden ser:
-
Exfoliación: Se presenta dos superficies planas y paralelas a
las caras reales o posibles del cristal.
Terrosa: En forma de tierra, como el yeso.
Ganchuda: En forma de ganchos, como el Cobre.
Concoidal: Cuando la fractura es lisa y curva como el cuarzo.
Astilllosa: Laminar o acicular, cuando es completamente
irregular.
Fig.2.12 Tipos de fractura que se presentan en los minerales
Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)
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 Tenacidad.- Es la resistencia que ofrece un mineral a la ruptura, trituración,
curvatura o desgarre (seccionado), en resumen es su cohesión. Pueden ser:
elásticos (cuando un mineral recupera su forma original tras ser deformado : Las
micas ) , flexibles (Cuando un mineral puede ser doblado y pero no tiene la
capacidad de recuperar su forma original, manteniendo la deformación de forma
permanente : Talco , Clorita ), frágiles ( Cuando se rompe o reduce a polvo
fácilmente ) , maleables (cuando puede ser conformado en hojas delgadas por
percusión : plata, cobre), sectil (minerales blandos se pueden cortar con cuchillo:
grafito, yeso) , Dúctil ( Cuando un mineral puede estirarse fácilmente hasta
formar un hilo ) .
 Peso específico.- Se llama peso específico de un cuerpo a la relación entre el
peso del mineral y el peso de un volumen igual de agua destilada a 4°C, ver
ecuación. Por ejemplo, si un mineral tiene un pe.= 2, significa que dicho mineral
pesa dos veces mas que un volumen igual de agua destilada. El peso depende de
la composición química y la estructura cristalina (minerales que cristalizan en
formas diferentes tienen distinto peso específico, aunque su composición
química sea idéntica: diamante - grafito.)
PE =
P1
P1 − P2
Donde P1; es el peso del mineral medido en el aire y , P2; es el peso del mineral
medido en el agua destilada a una temperatura de 4° C.
El peso específico de los minerales en g/cm3, varían entre 1,96 la Ulexita hasta
19,3 el oro nativo - minerales no metálicos (rocas) 2,6 a 2,8 - minerales
metálicos (medio) 5,0 – cuarzo 2,65 – feldespato 2,5 – plagioclasa 2,6 a 2,8 –
baritina 4,47 – magnetita 4,9 – Pirita 5,0 a 5,2 g/cm3
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2.5.1.2 Propiedades dependientes de la luz 11
 Brillo.- El brillo es debido a la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente
sobre su superficie. Pueden ser: metálico, semimetálico y no metálico
(Diamantino, vítreo, graso, nacarado, sedoso).
 Color.- Respecto al color se distinguen dos grupos de minerales:
a) Minerales idiocromáticos, los que tienen colores característicos relacionados
con su composición. En este caso el color es útil como medio de identificación;
así la magnetita es negra, hematina es rojo, epidota verde, clorita es verde, la
turquesa es azul, la malaquita es verde brillante, el cobre nativo es rojo cobrizo,
el oro es amarillo, la plata es blanca.
b) Minerales alocromáticos, presentan un rango de colores dependiendo de la
presencia de impurezas o de inclusiones. Así los feldespato K varía desde
Incoloro hasta carne, rojo y verde, el cuarzo puro es incoloro, con inclusiones
blanco lechoso, amatista es púrpura por las impureza de Fe y Ti, el corindón puro
es incoloro, el zafiro es una variedad transparente del corindón de varios colores.
De lo anteriormente mencionado podemos ilustrarnos con la fig. 2.13 a).
a)
b)
Fig. 2.13 Propiedades dependientes de la luz: a) De izquierda a derecha, los minerales son:
hematita (también llamado rojo de joyero), malaquita (compuesto verde cobre), azurita
(azul real), cinabrio (rojo bermellón), lapislázuli (azul marino), rejalgar (compuesto de
arsénico) y oropimente (mostrada en el centro, es un tipo de oropel u "oro de los locos"). b)
Color de los minerales de acuerdo a la raya. – fuente (Dorling Kinddersley: “The visual
dictionary of the human body”)
11
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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 Raya.- (El color de la raya) Es el color del polvo de trozos de cristal molido muy
fino que se desprenden de un mineral, al frotar el mineral sobre una porcelana
blanca. Ej. feldespato potásico siempre será blanco (si es incoloro, color carne o
verde); la magnetita es negro, la hematita es rojo cereza, de goethita es de color
café. (ver fig. 2.13 b)).
 Fluorescencia.- Es la propiedad que tienen algunos minerales de emitir luz
"mientras" estén bajo la influencia de ciertos influjos, como la fluorita bajo
influjos eléctricos o ciertos minerales como uranio bajo luz ultravioleta.
 Luminiscencia.- Es la emisión simultanea de luz de longitud de onda superior.
 Fosforescencia.- Se presenta cuando la emisión de luz de la Fluorescencia
continúa.
Con todas las propiedades ya desarrollados anteriormente podemos realizar la tabla 2.6
que es una clasificación de los minerales de acuerdo con su uso y propiedades.
Tabla 2.6 Clasificación de los minerales
CLASIFICACION DE LOS MINERALES
METALICOS
NO METALICOS
Hierro
Cobre
MATERIALES DE
BASICOS Plomo
CONSTRUCCION
Estaño
Zinc
Oro
PRECIOSOS Plata
FERTILIZANTES
Platino
Aluminio
LIGEROS
Magnesio
Cromo
Tungsteno
Molibdeno
DE
Vanadio
ALEACION
OTROS
Cobalto
Manganeso
Tantalio
Radio
OTROS
Uranio
Mercurio
Caliza
Mármol
Yeso
Arena
Arcillas
Potasa
Fosfatos
Nitratos
Caolín
Sal
Azufre
Asbesto
talco
PETROGENETICOS COMBUSTIBLES
Cuarzo
Carbones:
Feldespato
Turba
Lignito
Hulla
Antracita
Feldespatoides
Plagioclasas
Petróleos
Micas
Gas Natural
Piroxenos
Asfalto
Anfíboles
Bitumenes
Piedras
preciosas
Piedras
semipreciosas
Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de Geología y geotecnia para ingenieros”)
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2.6 MINERALOGÍA DESCRIPTIVA 12
Es la que clasifica, a los minerales, los describe de acuerdo a sus características
químicas, físicas y cristalográficas. Existen en la actualidad unos 2000 minerales
descritos, sin embargo solo 200 son los más corrientes.
Los minerales formadores de rocas son:
2.6.1
Minerales formadores de rocas 13
Es conveniente distinguir entre los minerales que con constituyentes esenciales en los
cuales ocurren, y cuya presencia está implicada para dar nombre a la misma y otros que
son accesorios. Los últimos, comúnmente se encuentran en pequeñas cantidades pero su
presencia o ausencia no influye en el nombre de la roca. Los secundarios son aquellos
que resultan de la descomposición de los primeros minerales comúnmente estimulada
por la acción del agua de alguna forma, con la adición o sustracción de otro material, y
con la formación de subproductos del mineral.
 Identificación de minerales en especimenes de mano.- Es posible identificar los
minerales formadores de roca comunes en un espécimen de mano, con la ayuda de una
lente de mano, donde la dimensión de un grano mineral es menor de un milímetro. Con
la práctica, granos mucho más pequeños pueden determinarse. Las características más
útiles para este propósito son los siguientes :
1) Forma general de los granos que depende de la cristalización del mineral: las
caras de cristales bien formados comúnmente pueden observarse.
2) Color y transparencia.
3) Dureza.
En las siguientes descripciones de minerales se incluyen algunas notas para ayudar a la
identificación en el espécimen de mano, de acuerdo con lo que ya se ha dicho antes
utilizándose algunas abreviaciones, como G para la gravedad especifica y D para la
dureza.
2.6.2
Silicatos
2.6.2.1 Grupo del Olivino
 Olivino: El Olivino común tiene la composición (MgFe) 2 SiO 4 , en el cual Fe2+
reemplaza parte del Mg2+.
Cristales: Ortorrómbico; verde olivo pálido o amarillo; lustre vítreo, Fractura
concoidal, D= 6.5, G= 3.2 – 3.6.
12
R. Brauns – Karl F. Chudoba : “ Mineralogía especial ” - Julio Torrez Navarro: “Apuntes
de clases”
13
F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “ Geología para ingenieros ”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
El olivino ocurre principalmente en rocas básicas y ultrabásicas. Puesto que cristaliza
a altas temperaturas, más de 1000°C, es uno de los primeros minerales en formarse de
muchos magmas básicos. Es común la alteración a serpentina verde.
Color: Ninguno cuando esta fresco, la alteración a serpentina verdosa es muy
característica. Este mineral se desarrolla comúnmente a lo largo de grietas y alrededor
de las márgenes de los cristales de olivino. Algunos olivinos han sido convertidos
completamente a serpentina, o las reliquias del olivino pueden ser conservadas como
áreas incoloras aisladas en la serpentina. La magnetita (Fe 3 O 4 ), puede formarse durante
la alteración del hierro en el olivino original y aparece como pequeñas manchas negras
en la serpentina.
2.6.2.2 Grupo de la Piroxena
Los minerales de este grupo pertenecen a dos sistemas de cristalización:
1) Ortorrómbico, como la Enstatita y la Hiperstena.
2) Monoclínico, como la Augita y la Diopsida.
Forman cristales de 8 lados y como son silicatos de Fe y Mg su color es oscuro.
1) Piroxenas Ortorrómbicas:
 Enstatita (MgSiO 3 ), Hiperstena ((MgFe)SiO 3 ): Estos nombres tienen raíces
griegas que se refieren a los cambios de color al pleocroismo: enstantes (débil), stena
(fuerte).
Cristales: Generalmente castaño oscuro o verde, de 8 lados y prismática; lustre vítreo a
metálico, D= 5 – 6, G= 3.2 (enstatita), aumentando con el contenido de hierro a 3.5
(hiperstena).
Los minerales ocurren también en algunas rocas básicas, tales como la Norita, también
en algunas Andesitas y en ciertas rocas Ultrabasicas.
2) Piroxenas Monoclínicas:
 Augita (CaMgFeAl) 2 (SiAl) 2 O 6 : Un silicato aluminoso cuya formula puede ser
escrita como se indica al principio del párrafo en conformidad con el patrón Si 2 O 6 de
la estructura de la cadena atómica. Las proporciones relativas de los iones metálicos
(Ca, Mg, Fe, Al) son variables dentro de ciertos limites, dando una variedad de
composición y variedades diferentes del mineral. Algo de Al3+ es sustituido por Si4+.
Cristales: Prismáticos y por lo general de 8 lados, terminados en dos caras piramidales
en cada extremo, color castaño a negro, lustre vítreo a resinoso. D= 5 – 6, G= 3.3 – 3.5.
La Augita ocurre principalmente en rocas ultrabasicas, como el gabro. En las rocas
básicas de grano fino no se distingue los especimenes de mano. La Augita también es
constituyente de algunas andesitas y dioritas y ocasionalmente del granito.
Color: Castaño pálido a incoloro.
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2.6.2.3 Grupo de la Anfibola
Los minerales de este grupo son principalmente monoclínicos. Los cristales están
alargados en una dirección y generalmente están limitados por 6 caras verticales.
 Hornblenda ((CaMgFeNaAl) 3 -(AlSi) 4 O 11 (OH)): Silicato aluminoso cuyas
proporciones relativas de los iones metálicos varían dentro de los limites mostrados,
dando un rango de composición; el radical (OH) se encuentra en todas las anfibolas.
Cristales: Monoclínicos, castaño oscuro o negro grisáceo; generalmente de 6 lados.
Lustre vítreo, D= 5 – 6, G=3 – 3.4.
La hornblenda común se encuentra en las dioritas y en algunas andesitas como el
constituyente oscuro. También se encuentra en algunas sienitas y granidioritas y en las
rocas metamórficas como en el esquisto de hornblenda.
Color: Verde a castaño.
 Asbestos: La forma fibrosa de la Anfibola en la cual crecen cristales muy largos y
que son flexibles. Estos minerales son útiles a causa de su resistencia al calor y a su
naturaleza fibrosa, la cual los capacita por tener una trama que les da una textura a
prueba del fuego.
2.6.2.4 Grupo de la Mica
Las micas son un grupo de minerales monoclínicos cuya propiedad de separarse en
hojuelas muy delgadas es característico y fácilmente reconocible. Las micas que
comúnmente ocurren como la moscovita y la biotita se describen los cristales de mica
son de 6 lados con simetría seudohexagonal.
 Muscovita (KAl 2 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 ): De color blanco , a menos que las impurezas
estén presentes para darle un tinte al mineral; lustre perloso. D= 2 – 2.5, G= alrededor
de 2.9 (variable). La muscovita ocurre en los granitos y otras rocas acidas como
cristales plateados de los cuales pueden separarse fácilmente las hojuelas con un
cortaplumas; también se encuentra en algunos gneises y esquistos de mica. Es un
mineral muy estable y persiste como pequeñas hojuelas en las rocas sedimentarias tales
como las areniscas micáceas.
 Biotita (K(MgFe) 3 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 ): Los cristales son castaños a casi negros en
espécimen de mano; las simples hojuelas son castaño pálidas y tienen un lustre perloso
o submetalico. D= 2.5 – 3, G= 2.8 -3.1. Esta mica ocurre en muchas rocas ígneas,
como los granitos, sienitas, dioritas y en sus lavas. Es también constituyente de ciertos
gneises y esquistos.
2.6.2.5 Grupo del Feldespato
Los feldespatos forman un grupo grande de minerales monoclínicos y triclínicos y son
los constituyentes más abundantes de las rocas ígneas. Los miembros principales de la
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familia del feldespato pueden clasificarse por la composición como en la ortoclasa,
KAlSi 3 O 8 .
 Ortoclasa (KAlSi 3 O 8 ): Feldespato de potasio.
Cristales: Monoclínicos; color blanco o rosado, lustre vítreo; limitado por caras del
prisma, pinacoides lateral y domos. D= 6, G= 2.56. La variedad vítrea incolora, es una
forma de alta temperatura encontrada en lavas que han sufrido un enfriamiento rápido.
La ortoclasa ocurre en granitos y sienitas, como cristales blancos duros. También se
encuentra en algunos gneises y areniscas feldespáticas.
Color: Ninguno cuando esta fresco, pero muestra frecuente alteración a caolín cuando
aparece el mineral.
 Plagioclasas: Los feldespatos de esta serie son formados de mezclas (soluciones
sólidas) de albita y anortita en todas proporciones.
NaAlSi3O8 + CaAl2O8
Cristales: Triclínico; blanco incoloro a gris limitado por prismas, pinacoides lateral,
lustre vítreo. Los feldespatos plagioclasa ocurren en muchas rocas ígneas y en algunas
sedimentarias y metamórficas.
2.6.2.6 Grupo del feldespatoide
Los minerales de este grupo se asemejan a los feldespatos químicamente y tienen un
armazón de estructuras tridimensionales; difieren de los feldespatos en su bajo contenido
de sílice. Los 2 principales minerales del grupo son: Leucita K(AlSi 2 )O 6 , Nefelina
Na(AlSi)O 4 . Los feldespatoides ocurren en lavas no saturadas las cuales son bajas en
sílice y altas en contenido de álcali, como los basaltos.
2.6.2.7 Formas de Sílice
La sílice se encuentra sin combinar con otros elementos en varias formas cristalinas de
las cuales el cuarzo, es de especial importancia. Cuando el contenido de cuarzo de una
roca aumenta, también lo hace su resistencia Otras formas de Sílice incluye la tridimita
de alta temperatura, calcedonia que es agregado de fibras de cuarzo y las formas
criptocristalinas, variedad de calcedonia impura, ópalo y pedernal.
 Cuarzo (SiO 2 ): Sus cristales son trigonales con prismas de 6 lados. Lustre vítreo,
fracturada concoidal. Incoloro cuando esta puro (“Cristal de roca”), pero pueden
ocurrir muchas variedades coloreadas, el color es debido a impurezas como el cuarzo
rosado, cuarzo ahumado (gris), cuarzo lechoso (blanco), amatista (violeta). D= 7,
G= 2.66. Es un constituyente esencial de los granitos, ocurre en cantidades pequeñas
en las granidioritas y las dioritas con cuarzo. Muchas arenas y areniscas tienen el
cuarzo como principal constituyente; el mineral se encuentra en forma abundante en los
esquistos y rocas metamórficas.
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
2.6.2.8 Minerales Secundarios
Estos minerales son: Clorita, serpentina, talco, caolín, epidota y zeolita. Los cuales
resultan de la alteración de minerales preexistentes; tienen baja resistencia mecánica.
 Clorita (MgFe) 5 Al(Si 3 Al)O 10 (OH) 8 : Es de color verde azuloso, verde amarillento ,
se encuentra en las rocas ígneas y en las rocas metamórficas , tales como esquisto de
clorita y en algunas arcillas. La clorita proviene de la alteración de la biotita, Augita y
la hornblenda.
 Serpentina Mg 6 Si 4 O 10 (OH) 10 : Proviene de la alteración del olivino, enstatita,
hornblenda; esta alteración tiene lugar en la roca ígnea cuando esta moderadamente
caliente. Se encuentra en rocas básicas y ultrabasicas y en los mármoles.
 Talco Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 : Es un mineral hojoso, suave, de color blanco o verdoso,
que ocurre como un producto secundario en rocas básicas y ultrabásicas .
2.6.2.9 Minerales Arcillosos
Las arcillas pueden formarse ya sea como minerales primarios o secundarios, pueden ser
vistos solamente utilizando un microscopio electrónico. Los minerales arcillosos están
construidos de lechos o capas atómicas bidimensionales, las cuales son: Capa de siliciooxigeno (Cada una formada por el ligamiento de grupos tetraédricos SiO 4 ) y Capa
Octaédrico (en el cual un ion metálico Al o Mg yace dentro de un grupo de 6
hidroxilos).
 Caolinita Al 4 Si 4 O 10 (OH) 10 : Formado de lechos alternantes tetraédricos y
octaédricos , se encuentra en los suelos y arcillas sedimentarias de las cuales forma una
proporción variable pero pequeña. Principal constituyente de las arcillas refractarias.
 Montmorillonita (bentonita): Esta constituida por 3 lechos que comprenden 2
tetraédricos separadas por 1 octaédrico. El mineral rara vez ocurre en los suelos junto
con la caolinita; es el principal componente de las arcillas.
 Illita: Esta constituida de 3 lechos que comprenden 2 lechos tetraédricos separados
por 1 octaédrico. Las arcillas sedimentarias son principalmente mezclas de Illita y
caolinita, con algo de montmorillonita y las lutitas tienen a la illita como el mineral
arcilloso dominante.
2.6.2.10
Serie de cristalización de Bowen
La cristalización es el proceso de solidificación del magma y se efectúa en dos series,
una continua y otra discontinua, estudiadas por Bowen. Ver fig. 2.14.
La significación petrológica del principio de reacción se puede aclarar al considerar en
forma breve y resumida la cristalización de un magma de composición basáltica, de
manera que el olivino y la anortita son los primeros minerales en formarse a modo de
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
cristales aislados dentro la masa ígnea fundida. A medida que la temperatura va
disminuyendo estos primeros cristales reaccionan con la masa aun fundidas y se
convierten en piroxeno y bitownita respectivamente, y así sucesivamente hasta que al
final queda un líquido residual muy rico en Sílice.
De acuerdo con este principio de reacción, la cristalización fraccionada de un magma de
composición basáltica, en condiciones apropiadas puede dar origen a la formación
sucesiva de rocas cada vez más silíceas, hasta llegar por ultimo a uno de composición
granítica.
Fig. 2.14 Serie de cristalización de Bowen
Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para ingenieros”)
2.6.3
Minerales no Silicatados
2.6.3.1 Elementos
Son elementos químicos puros que se encuentran sólidos o líquidos, a temperatura
ordinaria, y sus mezclas homogéneas (aleaciones), en la naturaleza en estado libre sin
combinar. En la corteza terrestre se presentan unos treinta elementos en estado nativo,
en primer termino los metales y luego los gases; el mercurio es un metal liquido.
Ejemplo: metálicos Au (oro), Pt (platino); no metálicos el S (Azufre) , C (diamante) .
2.6.3.2 Sulfuros y sulfosales
Los minerales Sulfuros son combinaciones naturales de Asufre con metales (Fe, Ni, Co,
Cu, Pb, Ag, Zn, etc.) y metaloides (As, Sb, Bi, Se, Te). Como en muchos casos los
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
arseniuros, antimoniuros, seleniuros y telururos, son análogos a los sulfuros, aquellos
minerales se describen también en este lugar, como combinaciones afines.
Los minerales Sulfosales son combinaciones de sulfobases con sulfoacidos. Muchas
combinaciones forman entre ellas soluciones sólidas. Conviene clasificar a los sulfuros
y sulfosales en cuatro grupos clásicos: grupo de la pirita, grupo de la galena, grupo de la
tetraedrita y de la blenda.
Ejemplo: Sulfuros son: galena PbS, esfalerita ZnS, pirita Fe 2 S, calcopirita CuFeS2,
Sulfosales son: combinaciones de S, Ar, Sb con Cu, Ag, Pb.
2.6.3.3 Óxidos e hidróxidos
Esta clase comprende las combinaciones oxigenadas del reino mineral que no tienen
carácter salino. En ella se incluyen también los hidróxidos.
Los Óxidos Pueden ser producto de la alteración de otros minerales o bien de la
descomposición de rocas del tipo sedimentario, e incluso tener un origen metamórfico o
magmático. Los óxidos (metal + oxígeno). Ej. SnO 2 casiterita, cuprita Cu 2 O, corindón
Al 2 O3, hematita Fe 2 O3, cuarzo SiO 2 , magnetita Fe 3 O 4 .
Los hidróxidos forman un grupo de minerales dispares de hierro y aluminio. Los
hidróxidos (iones (OH-) o H 2 O-) Ej. Limonita (FeOOH): goethita (*-FeOOH).
2.6.3.4 Haluros
Esta clase comprende los cloruros, fluoruros, bromuros y yoduros de los elementos con
red iónica típica. Su brillo varía de vítreo a adamantino, en general son incoloros o de
colores muy claros y de poca dureza, muchos son solubles en agua. Generalmente son
los productos de la cristalización del agua de mar o de aguas saladas. Los aniones son F,
Cl, Br, I; Ej. CaF 2 (fluorita), NaCL (halita), silvinita (KCL), etc.
2.6.3.5 Carbonatos
Son sales resultantes de la combinación del acido carbónico con un metal y son muy
abundantes en estado natural, su dureza no pasa de 5, se reconocen fácilmente por que al
ser tratadas con acido desprenden (dióxido de carbono, anhídrido carbonico). El anión es
el radical carbonato CO 3 =, Ej. Calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO 3 ) 2 , malaquita
Cu 2 [(OH) 2 /CO 3 ].
2.6.3.6 Nitratos
Son sales derivadas del acido nítrico, que forman un grupo mas bien escaso de
minerales, caracterizados físicamente por su solubilidad y blandura, lo que hace que
sean difíciles de hallar concentrados en la naturaleza. Minerales que incluyen radicales
NO 3 , Ej. K NO 3 (salitre).
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
2.6.3.7 Boratos
Constituidos por sales minerales del acido bórico lo componen minerales que difieren
tanto en su apariencia como en sus propiedades fisicas, estan poco difundidos en la
naturaleza. Comprenden grupos de BO 3 como Na 2 B 4 O 7 10 H 2 O (borax).
2.6.3.8 Sulfatos, wolframatos, molibdatos y cromatos.
 Sulfatos.- Son las sales del acido sulfurico, anhidras o hidratadas, que se presentan
en la naturaleza Ej. baritina BaSO 4 , yeso CaSO 4 *2H 2 O.
 Wolframatos y Molibdatos.- Sales anhidras de los acidos molibdico y wolframico ,
caracterizadas por tener densidad alta . Ej. scheelita CaWO 4 , (FeMg)WO 4
wolframita.
 Cromatos.- Ejemplo la Crocoita.
2.6.3.9 Fosfatos, arseniatos y vanadatos
Los minerales de esta clase son compuestos derivados del acido fosforito tribasico, del
acido arsénico y del acido vanádico, son en su mayoría hidratados. La estructura esta
determinada predominantemente por tetraedros. Los fosfatos son numerosísimos en la
naturaleza; sin embargo, en su mayoría son minerales raros. Fosfatos: el apatito Ca 5 [(F,
Cl, OH)/P O 4 ) 3 ], Arseniatos: contienen (AsO 4 ) 3 - y los Vanadatos: contienen (VO 4 ) 3 -.
2.7 LOS MINERALES EN BOLIVIA 14
Bolivia es un país que vive de su potencial mineral, recurso de característica no
renovable y parte de su economía está basada en esta riqueza. En nuestro país, la minería
se remonta a épocas de los tiawanacotas y los incas que fueron conocidos por sus
riquezas en oro y plata, que se deduce por las piezas arqueológicas encontradas. Ya que
fue a partir de la colonia que se realizo una explotación masiva de los minerales, como
la Plata en los departamentos de Oruro y de Potosí.
En su tiempo la Plata y el Estaño colocaron a Bolivia como uno de los mayores
productores de estos minerales.
Y es así que existe una gran variedad de minerales, habiéndose reconocido unas 250
especies, siendo algunas de importancia por su interés económico y otras por su rareza,
teniéndose algunos como minerales únicos en el mundo.
El sector minero metalúrgico tiene como ente rector al Ministerio de Minería e
Hidrocarburos.
14
Ismael Montes de Oca : “Enciclopedia geográfica de Bolivia”
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Una descripción ordenada de los yacimientos minerales de Bolivia debe comprender dos
grandes grupos: los yacimientos metálicos incluyendo los ferrosos y los yacimientos de
minerales no metálicos.
 Yacimientos de minerales metálicos.- En Bolivia existen 120 especies diferentes de
minerales metálicos de los cuales solo una docena tienen una importancia económica,
los demás constituyen rarezas mineralógicas. Los yacimientos ferrosos sin ninguna
importancia en el pasado, hoy adquieren con el depósito del Mutun, una desiciva y
estratégica significación para el país, por la posible utilización de gas y por la
construcción de carreteras dentro de los corredores bioceanicos.
Se puede establecer el siguiente orden de ubicación de los minerales según el valor de
su exportación: 1)Zinc, 2)Plata , 3) Estaño, 4) Plomo, 5) Antimonio, 6) Wólfram, 7)
Oro, 8) otros(Sal, yeso, cadmio, mármol, baritina, bórax, etc.) . Oscar Kempff en su
libro Minerales de Bolivia describe 153 minerales aceptados por la Asociación
Internacional de Mineralogía.
 Yacimientos de minerales no metálicos.- Estos yacimientos son poco conocidos y
menos explotados por su bajo valor de comercialización, sin embargo, algunos
adquieren relativa importancia como materia prima de industrias importantes, tal es el
caso de los yacimientos de caliza, yeso y arcilla, para la fabricación de cemento,
magnesita para la fabricación de refractarios, arcilla para la cerámica roja. Minerales
de litio empiezan a tener significado para nuevos tipos de batería, En otro
2.7.1
Descripción de los yacimientos de minerales metálicos
Para una descripción de los yacimientos minerales metálicos se tomara en cuenta la
ubicación territorial (escudo precámbrico y el sistema andino).En el sistema andino se
hará una descripción por especie.
La ubicación territorial mencionada se la puede observar en el siguiente mapa (ver fig.
2.15). En el que podremos visualizar muy bien las dos provincias metalogenéticas, ya
que en el país son los dos grandes sectores mineralizados: el Oriental relacionado al
escudo precámbrico y el Occidental ligado al sistema andino.
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Fig. 2.15 Potencial geológico – minero de Bolivia (los principales yacimientos son descritos a
continuación). Fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”)
2.7.1.1 Escudo Precámbrico
 Yacimiento de Pando.- La mineralización de oro y estaño que se presenta, a lo
largo del río madera, esta asociada a cuerpos graníticos precámbricos, que en Brasil
muestran una alineación en dirección mas o menos NE, constituyendo una faja
relativamente continua. Los yacimientos primarios de estaño y oro parecen de poca
importancia. El tamaño del grano de casiterita, la presencia de columbita, tantalita de
Cachuela Carmen (Pando), indica que esta mineralización corresponde a la fase
pegmatica.
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
 Ascensión de Guarayos.- Zona donde se determino una extensa anomalía
geoquímica de estaño y concentraciones de casiterita, a la cual la acompañan topacio,
turmalina y scheelita.
 Don Mario.- Es un yacimiento de Oro y Cobre, localizada en la población de San
Juan, provincia Chiquitos, departamento Santa Cruz. Las rocas de mineralización
cobre-oro, incluyen anfibolitas esquistos micáceos verdes, meta-arenitas y esquistos.
El cuerpo metalífero de Don Mario contiene sulfuros de metales de base auríferos y
levemente argentíferos, Calcopirita, pirita, galena, hematita, magnetita, carbonatos y
silicatos magnesianos y cálcicos.
 Rincón del Tigre.- Ubicada en Santa Cruz (German Busch - Chiquitos), los
primeros resultados de los trabajos geológicos de esta área, han mostrado valores
anómalos de: níquel, cobre, cobalto y platino. Constituye una pauta suficiente para
realizar una mayor exploración para ubicar depósitos platíferos y otros.
 Cerro Manomó.- Se trata de un complejo carbonatitico, donde se ha encontrado
roca fosfática que contiene Uranio, tierras raras y mineralización de thorio.
 Concepción.- Fajas de esquistos se han constituido en rocas huéspedes de una
mineralización de Cu, Pb, Zn, Ag, Au. Las vetas de cuarzo asociadas, son auríferas y
el complejo pegmatítico contiene minerales de estaño, caolín, wólfram, berilio y
además mica.
 Serranía San Simón.- Situada en la provincia Itenéz (Beni), en ella se presentan
yacimientos auríferos. La mena de cuarzo aurífero son sulfuros de hierro y
especularita. Las acumulaciones metálicas más importantes se encuentran a lo largo
de los denominados Arroyos del oro, Las Abras, Colorado, Desviado y Manganeso.
 Cerro Mutún.- Constituye el yacimiento de hierro manganeso mas grande de
Bolivia, con mas de 200 millones de toneladas de reservas probadas. Sin embargo, el
potencial de este recurso puede ser diez veces mayor que la cantidad mencionada.
 Provincia aurífera de San Ramón - San Javier.- Situada en Santa Cruz, incluye
rocas volcánicas, volcanoclasticas, sedimentarias y metamórficas. La mineralización
aurífera presenta tres clases de menas primarias y presencia de oro en un
conglomerado cuarzoso.
2.7.1.2 Sistema Andino
 Yacimientos de Estaño.- Constituyen uno de los principales recursos no
renovables del país, por las reservas existentes y por el significado económico que
representa su explotación. El estaño se explota en vetas de casiterita y wolframita
asociadas con los batolitos graníticos de la Cordillera Real y de Tres Cruces; en el sur
del país se explota en vetas de estaño-plata y estaño-zinc. En todo el mundo no existe
otra provincia estañífera comparable a la boliviana por la extensión e intensidad de su
mineralización.
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Los minerales de estaño existentes en el país son: Casiterita, estaño madera, souxita e
hidrocasiterita, estanina, tealita, cilindrita y otros.
Entre las principales yacimientos de Estaño tenemos: Mina Viloco (Loayza-La Paz),
Mina Caracoles (Inquisivi–La Paz), Mina Colquiri (Inquisivi–La Paz), Provincia
polimetálica de Colquiri – La Serena (Inquisivi–La Paz), Mina San José (Oruro),
Mina Llallagua siglo XX (Bustillos-Potosí), Mina Huanuni (Dalence-Oruro), Minas
Avicaya Totoral (Poopo-Oruro) y entre otras tenemos Bolívar, Colavi, Chorolque,
Chocaya, Tasna, Chojlla, Fabulosa, Milluni, Kelluani.
Casiterita
Estaño madera
 Yacimientos de Plomo y Zinc.- Se hallan distribuidos por toda la cordillera Real,
desde la frontera con el Perú por el N, hasta la frontera con la Argentina por el S.
Algunos yacimientos se presentan generalmente en la periferia de la faja estañífera y
pertenecen a la misma época.
Entre los minerales de Plomo tenemos: Galena (fuente importante de plomo de
Bolivia), cerusita, anglesita. Entre los minerales de Zinc tenemos: la más importante
es la blenda, marmatita, wurtzita, willenita, franklinita, smithsonita.
Entre las principales yacimientos de Plomo y Zinc tenemos: Provincia polimetálica de
Cascabel-Muñecas (La Paz), Mina Matilde (Camacho–La Paz), Mina Tatasi (Sud
Chichas-Potosí), Provincia plumbo-argentífera de Independencia (IndependenciaCochabamba), Distrito polimetálico de Asientos (Mizque-Cochabamba), Mina Toldos
(Nor Lípez-Potosí), Mina Bolívar (Poopo-Oruro), mina Huari Huari (Frías-Potosí) y
entre otras tenemos : Colquiri, Cascabel, San Vicente, San Lucas, Animas, Cerro rico
de Potosí.
Blenda
Galena
 Yacimientos de Cobre.- Los minerales de Cobre en el país tienen amplia
distribución geográfica. Entre los minerales de cobre tenemos: cobre nativo, cuprita,
tenorita, malaquita, azurita, calcopirita, bornita, enargita, calcosina, covelina,
atacamita, brocantita.
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Las principales minas de cobre tenemos: mina Corocoro (Pacajes-La Paz),
Chacarilla, Laurani, Cuprita.
Cobre Nativo
Calcopirita
Malaquita
 Yacimientos de Antimonio.- En Bolivia se presenta casi exclusivamente en forma
de vetas alojadas en sedimentos paleozoicos. Los principales minerales de Antimonio
son: antimonita, cervantina, jamesonita, bournonita, calco estibina.
Las principales yacimientos de antimonio tenemos: Distrito Caracota (GuijarroPotosí), mina Churquini (Nor Chichas-Potosí), mina Chilcobija (Sud ChichasPotosí), Distrito antimono-aurífero de Amayapampa (Bustillos-Potosí), Faja auroantimonifera (Potosí).
Calco estibina
 Yacimientos de Wólfram.- Están ampliamente distribuidos a lo largo de la
cordillera de Los Andes, los cuales se pueden clasificar según su origen y
características geológicas. Entre los minerales de wólfram tenemos: wolframita,
ferberita, huebnerita, scheelita, tungstita, hidrotungstita.
Entre las principales minas de wólfram tenemos: minas Ucumani-San AntonioMercedes (Larecaja-La Paz), mina Reconquistada (Sud Yungas-La Paz), mina
Chojlla (Sud Yungas-La Paz), mina Bolsa Negra (Sud Yungas-La Paz), mina
Chambilaya (Inquisivi-La Paz), mina Kami (Ayopaya-Cochabamba).
Scheelita
Wolframita
 Yacimientos de Bismuto.- En Bolivia existe una relación entre el estaño y el
bismuto. Minerales de bismuto acompañan a los de estaño en toda la extensión de la
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
faja estañífera y se limitan estrictamente a ella. Entre los minerales de bismuto
tenemos: bismutina, tetradimita, matildita, cosalita, aramayoita, pavonita, wittichenita.
Las principales yacimientos son: Hucumarini, Mercedes del Illampu, Carmen,
Caracoles, Santa Maria, Condor, Esmoraca, Bolívar, cerro Bonete, cerro Turquí.
Bismutina
 Yacimientos de Plata.- En Bolivia se han explotado minerales de plata desde hace
mas de 500 años, actualmente ya no hay minas que exploten plata nativa o minerales
nobles de plata que fueron completamente agotados, aunque todavía se recupera la
plata como un subproducto de minerales de plomo, zinc y estaño.
Entre los principales minerales de plata tenemos: plata nativa, pirargirita, andorita,
querargirita, miargyrita, polibasita. Entre las principales yacimientos tenemos: Distrito
polimetálico de Colquechaca (Chayanta-Potosí), Provincia polimetálica de San
Antonio de Lípez-Esmoraca (Potosí), distrito Argentífero de San Cristóbal (Uyuni),
distrito polimetálico de Salinas de Garci Mendoza (Potosí), distrito Argentífero de
Carangas (Oruro), Provincia polimetálica de Potosí.
Plata Nativa
 Yacimientos de Oro.- Los yacimientos auríferos primarios se ubican en el bloque
paleozoico de los Andes, desde Apolobamba hasta Lípez. La mineralización se
presenta en mantos o vetas de cuarzo gris azulado en areniscas y pizarras del
Ordovícico.
Entre los principales yacimientos de oro tenemos: Provincia Aurífera de Apolobamba
(La Paz), Provincia Auro-Antimonifera de Cajuata-Catavi (La Paz), Faja
polimetálica de Oruro-Patacamaya (Oruro), Provincia Aurífera de Cocapata
(Ayopaya-Cochabamba). Entre los yacimientos Aluviales tenemos: departamentos de
Pando-Beni-La Paz, Cuenca Aurífera de Mojos (F.Tamayo-La Paz), cuenca Aurífera
de Tipuani-Mapiri (La Paz).
 Yacimientos de Hierro.- El hierro es uno de los elementos mas abundantes en la
corteza terrestre y ocupa por esta razón el cuarto lugar después del oxigeno, silicio y
aluminio en la escala de la abundancia. En Bolivia existen depósitos sedimentarios
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
(Mutún) y pequeños depósitos hidrotermales. Los minerales de hierro mas importantes
son: hematita, limonita, magnetita, siderita, oligisto. Los principales yacimientos son:
el Mutún (económicamente explotable), Vilaque, Challapata, Uspa Uspa, Changolla,
Villazon, Challa, Ravelo y Lípez.
Magnetita
Limonita
Siderita
Tabla 2.6. Principales minerales hallados en el territorio nacional
Principales Minerales hallados en Bolivia
Minerales
Ubicación
Utilidad
Minas
Estaño
En las vetas de chisteria y
wolfranita
Fabrica de Hojalata , químicos
y otros
Colquiri,la Serena, Viloco,
San Jose, Llallagua, Huanuni,
Morocacala, Avicaya, Totoral.
Antimonio
Departamento de Potosí y Oruro
Uso Industrial
Chilcobija, Amayapampa,
Caracota , Churiquini .
Cobre
Centro minero de Coro Coro
prov. Pacajes - La Paz
Industrias electrónicas ,
ferroviarias , equipamientos
industriales y de comunicación
Corocoro Chacarilla.
Casacabel, Matilde,
en la industria , Fabricación de
Independencia, Bolivar, Toldos,
baterías, cables , placas ,
Huari huari, Candelaria, San Luis,
pintura , etc.
Porco, Chorolque.
Plomo y Zinc
Cordillera Oriental o Real
Hierro
En Santa Cruz (zona del Mutún )
En la construcción de
ferrocarriles, industria pesada
y otros.
Challapata, Poopo, Chayanta,
Tapacari, Mutun ( Oruro,Potosi,
Cochabamaba, Santa Cruz ).
Plata
En el departamento de Potosí
En acuñación de monedas y
medallas, industria química.
Porco, Chayanta, Colcha,
Lipez, San Cristobal,
Chorolque, Cerro rico de
Potosi .
Oro
En Oruro y La Paz
Joyería, aviación, entre otros.
Catarata, Manuripi, Moxos,
Tipuani, Cangalli ,Mapiri.
Wólfram
Cordillera de los Andes
En aleación de plata, acero,
cobre, en la industria textil,
química y eléctrica.
Chicote Grande, Chokilla, San
Antonio,Bolsa negra,
Chambillaya .
Bismuto
Ubicado en la zona volcánica del
país
En la industria cosmetología,
farmacéutica y a su vez en
materiales odontológicos.
Mercedes en Chojlla , Tasna ,
Caracoles , Jucumarini .
Fuente (Julio Fuentes Royo: “Reservas de minerales en Bolivia y manual de mineralogía”)
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CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Preguntas de control:
1.- ¿En cuantas partes se divide la tierra y cuales son?
2.- ¿Qué es la Atmósfera?
3.- ¿Qué es la Litosfera?
4.- ¿Qué es la hidrosfera?
5.- ¿Cuáles son las principales discontinuidades que se presentan en el interior de la
tierra?
6.- ¿Cuál es la densidad media de la tierra?
7.- ¿En que consiste el principio de Isostasia?
8.- ¿Qué es la corteza terrestre, como esta compuesta y que tipos de corteza se conocen?
9.- ¿Qué es la mineralogía?
10.- ¿Describir que es un mineral y una roca?
11.- ¿Cuáles son los principales campos que abarca la mineralogía?
12.- ¿Qué es la cristalografía?
13.- ¿Qué es un plano, eje y centro de simetría?
14.- ¿Qué es una macla?
15.- ¿Cuáles son las propiedades físicas de los minerales?
16.- ¿Desarrollar en forma ordenada la escala de dureza de Mohs?
17.- ¿Cuáles son los minerales formadores de rocas?
18.- ¿Explique la serie de cristalización de Bowen?
19.- ¿Cómo están constituidos los silicatos y los minerales no silicatados?
20.- ¿Cuáles son los yacimientos mas importantes de Plomo y Zinc?
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP II.- LOS MATERIALES DE LA TIERRA
Referencias Bibliográficas:
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” Chile - (1999, 2003), Universidad
de Atacama.
- F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “Geología para ingenieros” – Segunda Edición, México
1995.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases (Ingeniería Civil)” – Geología General, 2005.
- Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991.
- R. Brauns – Karl F. Chudoba: “Mineralogía especial”, México – 1963, Primera Edición.
- Julio Fuentes Royo: “Reservas de minerales en Bolivia y manual de mineralogía”, Bolivia –
1981, Primera Edición.
- Frederic H. Lahee: “Geología practica”, Barcelona – 1975, Cuarta Edición.
- Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”,La Paz (Bolivia) – 2005,
Primera Edición.
Biblioteca virtual:
-
www.adlerplanetarium.org
-
www.cielosur.com/ tierra.htm
-
www.geociencias.unam.mx
-
http://www.uam.es/cultura/museos/mineralogia/especifica/
-
http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/geology/mohs.sp.html
-
www.uned.es/.../mineral/ prop_fis/dureza.htm
-
www.uned.es/cristamine/ cristal/crist_intr.htm
-
www.estrucplan.com.ar/ Producciones/entrega.as...
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
CAPÍTULO III
ROCAS ÍGNEAS
3.1
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS
3.1.1 Ciclo geológico
En la naturaleza en general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas
sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas.
Cada grupo principal tiene sus subdivisiones. Una roca puede transferirse a un otro tipo
de rocas a causa de cambios físicos y/o químicos como la meteorización/erosión que
puede afectar una roca ígnea para formar un sedimento, como se puede observar en la
fig. 3.1.
Fig.3.1 El ciclo geológico
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
 El ciclo de las rocas.- Aproximadamente 200 años atrás James Hutton propuso el
ciclo geológico considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior
de la Tierra como un proceso cíclico. El esquema del ciclo geológico ilustra la
interacción entre sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo,
levantamiento y meteorización.
Los magmas, de las que se derivan las rocas ígneas o magmáticas (como las rocas
plutónicas, volcánicas y subvolcánicas), se forman en el manto superior y en la
corteza terrestre profunda. Emplazándose en secuencias en la corteza terrestre, el
magma enfría paulatinamente dando lugar a las rocas plutónicas. Cuando el magma
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
sube hacia la superficie terrestre se enfría repentinamente resultando en rocas
volcánicas. Por levantamiento las rocas plutónicas también pueden llegar a la
superficie terrestre.
En la superficie terrestre todas las rocas están expuestas a los procesos de
meteorización y erosión. En consecuencia las rocas son trituradas en fragmentos de
rocas y minerales y/o son disueltas por reacciones químicas por soluciones acuosas a
cierto pH (= potencial de hidrógeno), potencial redox (Eh), temperatura y presión.
Los componentes disueltos como iones, moléculas y complejos químicos son
transportados en solución y se depositan en sitios con condiciones ambientales que
favorecen su precipitación. Las componentes disueltos pueden precipitarse formando
minerales distintos con respecto de los que se derivan. Por ejemplo la componente
'calcio' de una labradorita, que es una plagioclasa básica con un alto contenido en
calcio, se disuelve y precipita en otro lugar formando calcita.
Los componentes detríticos como los fragmentos de rocas y minerales pueden ser
transportados por el agua, viento y hielo, y depositados en otro lugar. Cuando se
depositan los componentes detríticos y químicos primeramente forman sedimentos
blandos como la arena, un lodo de minerales arcillosos o un lodo de caliza. Por
hundimiento, compactación y cementación los sedimentos se convierten en rocas
sedimentarias sólidas. Los procesos responsables para la transformación de una roca
sedimentaria blanda a una roca sedimentaria compacta son los procesos diagenéticos.
Por tales procesos de diagénesis una arena se convierte en una arenisca por ejemplo.
Cuando el hundimiento continúa, las rocas se calientan y su temperatura sobrepasa la
temperatura T = 200 ºC, que es el límite superior de temperatura para los procesos
sedimentarios, a temperaturas más altas los procesos que actúan en una roca (sea
sedimentaria, magmática o ya metamórfica) la transforman en rocas metamórficas.
En el límite superior del metamorfismo las rocas metamórficas empiezan a fundirse,
que depende de las condiciones de temperatura y presión presentes y de la
composición de la roca. La fundición de las rocas metamórficas los convierte en
magma.
Las rocas podemos agruparlas en 3 (tres) grandes grupos:
 Rocas Ígneas.- (Magmáticas), son aquellas que tienen su origen en la
solidificación, cristalización de un material viscoso caliente y móvil que se llama
magma (fundición).
 Rocas Sedimentarias.- Son aquellas que se han formado en la superficie de la
tierra o en los fondos del agua y que resultan de la acción de los agentes de
erosión y transporte o de actividad de deposición de seres vivientes.
Sedimentos.- Son el producto de la Meteorización – Erosión y Transporte. Todas
las rocas que afloran superficialmente (puede ser una roca magmática o
metamórfica o sedimentaria), sufren la acción de las fuerzas atmosféricas como
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
temperatura, viento, flujo de agua, oxidación. De la destrucción de una roca
sólida, mas el transporte y la deposición (sedimentación) de estas partículas se
forma un sedimento. Ej. Rocas blandas como arena y grava.
 Rocas Metamórficas.- Son rocas sedimentarias o ígneas que han sido
transformados por presión y/o temperatura.
3.1.2 Textura de las rocas
La textura es la relación de tamaño, forma y arreglo de los minerales. Significa el modo
de construcción de la roca y describe las relaciones entre las componentes constituyendo
la roca. Los parámetros principales de textura, pueden observarse a continuación, de
igual manera expresados en la tabla 3.1.
a) Forma de los cristales:
 Idiomorfa (panidimórfica): Todos los cristales presentan caras propias
(euhedrales).
 Hipidoforma: Los cristales presentan algunas caras propias (subhedrales).
 Xenomorfa (alotromórfica): Todos los cristales no presentan caras propias
(anhedrales).
b) Granularidad (tamaño de grano):
 Grano muy grueso: >30 mm.
 Grano grueso: 5-30 mm.
 Grano medio: 2-5 mm.
 Grano fino: < 2 mm. (reconocibles).
c) Tamaño absoluto de cristales (granularidad):
 Macrocristalino: cristales visibles a simple vista.
 Afanítico (microscopio), Microcristalino (microscopio), Criptocristalino (rayos
X).
 Porfírica: Fenocristales situados en una masa básica de grano mas fino.
 Amorfo, vítrea: Sin estructura cristalina.
d) Tamaño relativo de cristales:
 Equigranular: Todos los cristales son de tamaño similar.
 Inequigranular: El tamaño de los cristales varía.
e) Grado de cristalinidad: Proporción de cristales y vidrio en la roca.
 Holocristalino: Compuesta totalmente por cristales (>90% en vol. de cristales).
 Hipocristalino: Compuesta por vidrio y cristales.
 Hialino: Compuesta totalmente por vidrio (amorfos). (>90% en vol. de vidrio).
f) Estructura:
 Distribución y orden de los cristales dentro de la roca. Ej. Homogéna, masiva,
bandeada, nodulosa, etc.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
g) Morfologías especiales:
 Vesículas: cavidades irregulares.
 Amígdalas: cavidades rellenas con uno o más minerales.
 Inclusiones o enclaves: elementos que se distinguen de la roca albergante por su
mineralogía, forma, color, etc.
h) Índice de color: % de minerales máficos (ferro-magnesianos).
 Leucocrático: 0-30%
 Melanocrático: 60-90%
 Mesocrático: 30-60%
 Ultramáfico: >90%
3.1.3 Métodos de reconocimiento de minerales y rocas
Generalmente existen tres maneras de investigar un mineral o una roca:
 Métodos Macroscópicos.- El reconocimiento macroscópico es el método más
simple y más económico. Solo con los ojos y algunas herramientas se describe una
roca. Las herramientas son: lupa, martillo, ácido clorhídrico, y un trozo de vidrio.
 Métodos Microscópicos.- Para el reconocimiento de minerales y cristales
microscópicos, se utilizan microscopios especiales, y se deben preparar muestras de
secciones pulidas y secciones delgadas obligatoriamente.
 Análisis Químicos.- Análisis químicos se realizan en laboratorios especiales.
Existen varios tipos de análisis geoquímicos, los más importantes son la fluorescencia
de rayos x y la difractometría, en ambos casos se usan equipos especiales y se preparan
las muestras.
 La fluorescencia de rayos x.- Permite un análisis por elementos químicos. Como
resultado sale un listado de los elementos químicos principales (SiO2, Al2O3, FeO,
MgO,..), los elementos de traza (Ba, Sr, U, Cu,...) y las tierras raras (Y, Nb,). Los
elementos químicos principales salen en %, los otros en ppm (partes por millones).
 La difractometría.- Como resultado salen listados de los contenidos en minerales de
la muestra. Algunas veces se puede hacer un análisis semi-quantitiva. Se puede detectar
con este método todos los minerales con estructura cristalina, especialmente se aplica la
difractometría para los minerales arcillosos.
En la fig. 3.2 se puede apreciar los métodos de reconocimientos explicados
anteriormente.
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Tabla 3.1 Descripción de rocas
1.- Generalidades
Color
Color general
Café, amarillo, bicolor, blanco –negro
Peso
El peso específico general
Liviano, normal, pesado
Fracturamiento
Manera como se rompe la roca
Irregular, regular, laminar, cúbico
superficie lisa, áspera
Dureza
Dureza general
Blando, normal, duro
2. Textura / estructura
Cristalinidad
Tamaño absoluto de los
granos
Distribución del los
tamaños
Forma de los cristales /
de los granos
Magnitud de la
cristalización
Orientación de los
componentes
Tamaño, visibilidad de los
cristales (componentes)
Tamaño en mm
Todos iguales o existen diferentes
diámetros
Magnitud de la forma "original"
cristalina de los componentes
Cristal o vidrio?
Con / sin orientación preferida
Ocupación del espacio
Porosidad
Límites de los
componentes
Análisis del conjunto
Tipos de granos
Cristales o fragmentos
Minerales
Componentes: contenido modal
Macrocristalino / fanerítico
microcristalino / afaneritico
criptocristalino amorfo hialino
Grano muy grande, grande, mediano, fino,
compacto
Equigranular, heterogranular (textura
porfídica) irregular
Idiomorfo hipidiomorfo xenomorfo
Holocristalino hemicristalino amorfo –
hialino
Isotropo (sin orientación) anisotropo:
estratiforme, fluidal, esquistosa, plegada,
Compacto poroso: pumítica, espumosa,
esferolítica
Normal, regular alterado soldados
Cristales fragmentos: minerales, rocas:
textura clástica
Componente principal componente
secundaria Minerales especiales
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”)
Fig.3.2 Métodos de reconocimiento de minerales y rocas - fuente (W.Griem & S.Griem-Klee
(1999,2003), Universidad de Atacama)
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3.2
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
ROCAS ÍGNEAS 1
Existen procesos geológicos debido a agentes naturales que se originan debajo de la
superficie e incluye la acción de los volcanes, o sea la vulcanidad. El material rocoso
fundido que es generado dentro o debajo de la corteza terrestre alcanza la superficie de
vez en cuando y fluye de los orificios volcánicos como lava. Material similar puede ser
inyectado en las rocas de la corteza dando lugar a una variedad de intrusiones ígneas, las
cuales se enfrían lentamente y se solidifican, muchas de las cuales fueron formadas
durante pasadas épocas geológicas y ahora son expuestas en la superficie después de
haber sido eliminada su cubierta rocosa debido a la denudación. Las lavas y las
intrusiones solidificadas constituyen las rocas ígneas.
El material fundido del cual han solidificado las rocas ígneas se llama magma. Los
magmas naturales son fundidos calientes, viscosos y silicosos, en los que los elementos
principales presentes son el silicio y el oxígeno y los metales potasio, sodio, calcio,
magnesio, aluminio y hierro (citados en el orden de su actividad química). Junto con
estos constituyentes se encuentran pequeñas cantidades de otros elementos, además de
gases como CO 2 , SO 2 y H 2 O. De esta manera los magmas son cuerpos complejos y las
rocas que se derivan de ellos tienen una gran variedad en su composición. Un magma
rápidamente enfriado solidifica como una roca de vidrio es decir que no contiene
cristales; el que se enfría lentamente los minerales formadores de rocas cristalizan a
partir de él.
El contenido de sílice (como SiO 2 ) en las rocas ígneas varía desde más de 80% hasta un
40%; por lo que resulta en algunas rocas, como el granito, el contenido de cuarzo resulte
visible, en tanto que en otras, como el gabro, no lo tienen.
El SiO 2 es un oxido no metálico y es el componente básico de los silicatos. Estos se
consideraban como “sales” de los ácidos silícicos y las rocas que contenían mucha sílice
fueron llamadas ácidas y aquellas con menos sílice, y por tanto con más óxidos
metálicos, fueron llamadas básicas.
Los magmas básicos son menos viscosos que los ácidos. La temperatura que alcanzan en
la corteza no son completamente conocidas, pero las mediciones hechas en los volcanes,
cuando menos en sus cercanías, es de unos 100 ºC para las lavas básicas, cifra que puede
ser considerablemente si están presentes los hiperfusibles. (Un hiperfusible disminuye el
punto de fusión de las sustancias con las cuales esta mezclado; por ejemplo los gases en
el magma actúan como hiperfusibles.)
Para comprender el mecanismo de la actividad ígnea, es importante tener en cuenta los
siguientes conceptos:
 Magma.- El magma se puede definir como una mezcla silicatada fundida de
componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente
incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del
1
F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
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58
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del
magma.
Los compuestos expresados en sólidos son: SiO 2 ; Al 2 O 3 ; Fe 2 O 3 y FeO; CaO;
Na 2 O; K 2 O.
El compuesto predominante es la sílice, que combinada con estos y otros elementos
van a formar los silicatos que constituyen el 95% del material que forma la corteza
terrestre.
Esta mezcla fundida magma, se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir
en el manto, donde los iones metálicos se mueven más o menos libremente. Se
supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás
está en estado sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación
con la porción sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre
concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas, y enfría lentamente; de este
modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede
producirse el magma a partir de material sólido.
 Lava.- Se denomina Lava la porción del magma, que aparece en la superficie
terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava
enfría rápidamente.
 Volátiles.- Son sustancias químicas líquidas y gaseosas, que se mantienen en estado
líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación
respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de
fusión relativamente altas.
Los componentes volátiles del magma son: el Agua como gas disuelto es el 0,5 - 8%
del magma y es el 90% de todos los volátiles, Carbono en forma de CO 2 , Cloruro
Cl 2 , Azufre S 2 , Nitrógeno N 2 , Argón Ar, Flúor F 2 , Hidrógeno H 2 .
Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma a
consecuencia de su temperatura de fusión o condensación que es mucho más baja
que la de los silicatos. En un volcán por ejemplo, los volátiles se liberan junto con el
magma emitido.
La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y
de la hidrosfera.
 Gradiente Geotérmico.- El gradiente geotérmico en la corteza es el aumento de la
temperatura con la profundidad, se produce con un promedio 1°/30 m o 30°/1km.
En una zona de subdución a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es
menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente
geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.
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GEOLOGÍA GENERAL
3.3
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS 2
La mezcla fundida magma, se ubica en profundidades entre 100 y 200 Km., es decir en
el manto, donde los iones metálicos se mueven más o menos libremente. Se supone que
sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado
sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción
sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en
bolsas y cámaras magmáticas, y enfría lentamente; de este modo en altas profundidades
en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de
material sólido.
Un magma que tiene un peso específico menor que una roca sólida, puede subir hacia
arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy
importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie
se solidifica da lugar a las rocas volcánicas extrusivas. Pero algunas veces no alcanza
para subir hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques,
stocks o lacolitos los cuales pertenecen a las rocas hipabisales.
Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos
intrusivos muy grandes se llaman batolitos. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el
sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al
magma cuales no se funden, estos trozos extraños se llaman xenolitos.
A continuación presentamos en la fig. 3.3 un esquema ilustrativo de las intrusiones
ígneas:
Fig. 3.3 Esquema de las intrusiones ígneas
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee (1999,2003), Universidad de Atacama)
2
W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”
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GEOLOGÍA GENERAL
3.4
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS Y SU RECONOCIMIENTO 3
Se puede subdividir en 4 subgrupos:
 Rocas Ígneas Intrusivas o Plutónicas.- Son las que han consolidado en altas
profundidades adentro de la tierra, generalmente tienen el aspecto macizo y están
constituidas por cristales que se pueden ver a simple vista, Ej. Batolito de Kari –
Kari al oeste de Potosí.
 Rocas Ígneas Extrusivas o Volcánicas.- Son formadas (cristalización) en la
superficie terrestre, fueron consolidados al contacto con el aire; forman grandes
coladas de lavas, se caracterizan por estar formadas por minerales micro a
criptocristalinos, Ej. La serie de coladas en el altiplano ó interestratificaciones
como ser la Formación Frailes del Terciario.
 Rocas Subvolcánicas o Hipabisales.- Cristalizan adentro de la tierra pero en
sectores cercanos de la superficie, Ej. Los intrusivos de la Cordillera Real en el
Norte de Bolivia.
 Rocas Piroclásticas.- Se forman del material expulsado violentamente por los
conductos volcánicos en forma explosiva, este material después de haber tenido
una trayectoria larga o corta se precipita a tierra y puede ser cementado, material
de este tipo se encuentra al sudoeste del departamento de Potosí.
Como se puede apreciar en la tabla 3.2 presentamos los tipos de rocas ígneas y
reconocimiento.
Tabla 3.2 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento
Intrusivas o plutónicas
Cristalización en altas
profundidades
Enfriamiento lento
Cristales grandes
Sin minerales amorfos
Sin porosidad
Textura equigranular
Cristales hipidiomórfico
ROCAS ÍGNEAS O MAGMÁTICAS
Subvolcanicas o
Extrusivas o
hipabisales
volcánicas
Cristalización en baja Cristalización a la
profundidades
superficie
Enfriamiento mediano enfriamiento rápido
Cristales grandes o
Cristales pequeños y
pequeños
tal vez fenocristales
Casi sin minerales
Con minerales
amorfos
amorfos
Casi sin porosidad
Con porosidad
Textura equigranular o Grano fino o textura
porfídica
porfídica
Cristales
hipidiomórficos
o/y Fenocristales
fenocristales
idiomorficos
idiomorfos
Piroclásticas
Cristalización superficial
o en la atmósfera
enfriamiento muy rápido
Cristales pequeños
Con minerales amorfos
Tal vez textura espumosa
Grano fino con bombas o
clastos
Cristales con contornos
fundidas
Fuente: W.Griem & S.Griem-Klee (1999,2003), Universidad de Atacama
3
Jorge Sánchez O.: “Tratado de Petrografia Ígnea”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
A continuación en la fig. 3.4 presentamos los lugares de formación de las distintas rocas ígneas.
Fig. 3.4 Esquema de los lugares de formación de las rocas ígneas – Fuente
(http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm)
3.5
TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS 4
La textura es el ordenamiento y distribución espacial de minerales en una roca, es decir
su disposición tridimensional.
En este sentido, analizamos a la roca como agregado mineral ordenado ó sin
ordenamiento.
La estructura se refiere a cada uno de los componentes de la roca y su forma ó tipo de
presentación, definiéndose en consecuencia:
4
Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
“La textura de una roca, es el tamaño del grano, el grado de cristalinidad, la forma de sus
granos y el engrane de los mismos.”
3.5.1 Tipos de Estructuras
 Por el tamaño del grano.- Existen 2 alternativas para clasificar las estructuras por el
tamaño del grano.
 Clasificación por tamaños de grano absoluto.
 Clasificación por tamaños de grano relativo.
Para el primer caso, se tiene la alternativa de asignar a la roca un rango específico de
tamaño de grano, pero se requiere de mayor tiempo de trabajo para lograr un promedio
de tamaños por mediciones y dimensionamiento directos.
En la segunda alternativa, se designan solamente rangos amplios y aproximativos, con
términos metafóricos que refieren si la roca es de grano fino ó de grano grueso.
 Por su grado de cristalinidad.- Por su grado de cristalinidad se clasifican en:
 Holocristalinas.
 Hipocristalinas.
 Holohilialinas.
Se dice que una roca tiene estructura Holocristalina, cuando los materiales que la
conforman son en su totalidad cristales (Biotitas, Ortoclasas, Plagioclasas, Anfíboles),
faltando el material vítreo.
La estructura Hipocristalina, corresponderá a rocas en las que junto al material cristalino
se presenta vidrio, en cualquiera de sus variedades. A esta estructura también se la
conoce con el nombre de MESOCRISTALINAS y es frecuente en las rocas extrusivas.
La estructura Holohilialina, es aquella en que el material pétreo esta formado
enteramente de vidrio; en consecuencia, faltan cristales. Existen varios tipos de vidrios,
como por ejemplo: Palagonita, Sideromelano, Obsidiana, etc. Los mismos que son
amorfos y de fractura concoidal.
 Por la forma de sus granos.- Se basan en la configuración externa de los granos y su
desarrollo de caras. Las estructuras en este caso pueden ser:
 Idiomorfas.
 Hipidiomorfas.
 Alotriomorfas.
Las estructuras de grano idiomorfos conforma rocas en las que los minerales,
individualmente observados, presentan clara delimitación de caras, es decir, cada
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
“Individuo” está bien formado y tiene todos sus elementos de simetría. A esta estructura
también se la conoce con el nombre de AUTOMORFA ó EUHEDRAL.
Las estructuras de grano Hipidiomorfos, se presentan en rocas con cristales parcialmente
delimitados por caras, mientras que el resto del cristal adopta formas caprichosas
irregulares. También se la conoce con el nombre de estructura de grano subhedrales.
Las estructuras de grano alotriomorfos, conocidas también con el nombre de estructura
XENOMORFA y es propia de las rocas con minerales de forma caprichosa, sin
delimitación por caras en sus cristales. Generalmente, los minerales últimos en
cristalizar y que se acomodan rellenando espacios intergranulares adoptando esta
estructura.
 Por su engrane.- En relación al engrane, granularidad ó “mosaico” que se forma en
el entrecrecimiento de minerales, las estructuras de principio pueden dividirse en dos
grandes grupos:
 Estructuras equigranulares.
 Estructuras inequigranulares.
La primera se caracteriza por presentar granos de tamaño relativo semejante,
conformado todos ellos un verdadero “mosaico”.
La segunda se caracteriza por presentar minerales que conforman la roca en diferentes
tamaños.
3.5.2 Tipos de Texturas
 Textura masiva.- Dícese cuando los minerales se acomodan uno a lado del otro y se
engranan perfectamente, sin tomar una orientación preferente. La roca da apariencia
de ser bastante compacta y resistente.
 Textura fluidal.- Corresponden a rocas que muestran orientación preferente de los
cristales, presentando ordenamiento paralelo a subparalelo de sus minerales; este
ordenamiento tiene relación con flujos laminares del magma.
 Textura lenticular.- Se caracteriza por presentar una serie de agregados minerales
que forman cuerpos acuñantes lateralmente, es decir, cuerpos lenticulares.
 Textura bandeada.- la roca con este tipo de textura presenta fajas alternantes de
coloración clara y oscura; en algunos casos, este bandeamiento presenta diferente
granularidad en cada faja o banda.
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GEOLOGÍA GENERAL
3.6
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
NOMENCLATURA Y CLASIFICACION DE LAS ROCAS ÍGNEAS 5
Dentro de la sistemática de las rocas ígneas es necesario anotar, que hasta la fecha no se
ha logrado establecer una nomenclatura válida para todos los países; siendo también
evidente la existencia de muchos nombres y limites establecidos que llegan a concordar.
El número de rocas conocidos hasta la fecha es bastante grande, pudiendo llegarse
incluso a más de 800 variedades; esta situación, está fundamentalmente determinada por
la falta de unidad de criterios y la duplicación. De todas formas en la actualidad se tiene
unos 170 nombres de rocas ígneas más frecuentes, numero que puede ir en aumento o
disminución, de acuerdo a cuan grandes establezcamos las diferencias entre ejemplar y
ejemplar.
Las rocas pueden ser clasificadas de acuerdo a diferentes criterios, que se resumen en:
 Clasificaciones Químicas.
 Clasificaciones Casi-Químicas.
 Clasificaciones por Características Físicas.
3.6.1 Clasificaciones químicas
Generalmente se logran por un análisis de rutina en laboratorio, existiendo diferentes
posibilidades para clasificar las rocas dentro este principio; solo nos referiremos algunas
de ellas para dar una idea al estudiante.
 Clasificación por el contenido de sílice.- Para clasificar una roca ígnea de acuerdo a
este principio, se toma en cuenta el porcentaje total de SiO 2 contenido en ellas,
siendo necesario aclarar, que el contenido de sílice no es igual al contenido de de
Cuarzo. El Cuarzo, solamente es la forma “Pura” del Dióxido de silicio cristalizada;
en cambio, cuando nos referimos al sílice, el dióxido de silicio también puede formar
parte de otros silicatos, tales como los feldespatos, piroxemos, olivino, etc. En este
sentido, podrán existir rocas que tienen un 30% de cuarzo, pero llevan más de 66%
de sílice; también otras, que teniendo 40% de sílice, solo tienen cuarzo accesorio por
debajo de 5%; y así sucesivamente.
La clasificación más usual, en la que divide las rocas ígneas de acuerdo al contenido
de sílice en: ULTRABASICAS, BASICAS, INTERMEDIAS y ACIDAS, como se
puede ver en la tabla 3.3.
5
Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Tabla 3.3 Clasificación por el contenido de SiO2
Ultrabásica
Básica
Intermedia
Acida
Menor a 45% de SiO 2
45 - 52 % de SiO2
52 – 66 % de SiO2
Mayor a 66% de SiO 2
Fuente: Elaboración propia
El estudiante no deberá arriesgarse a dar valores del contenido de sílice de una roca,
si es que previamente no se hubieran realizado los correspondientes análisis
químicos.
 Clasificación por el contenido de alúmina.- Otro óxido formador de minerales en
rocas, y segundo en abundancia, es el Al 2 O 3 ó alumina, que forma parte de
moléculas minerales alumo-silicáticas, y también el mineral independiente ó “puro”
de Al 2 O 3 , el Corindón, como un resumen de lo presentado podemos observar la
tabla 3.4, donde muestra la clasificación por el contenido de Al 2 O 3 con sus
respectivos ejemplos.
Tabla 3.4 Clasificación por el contenido de Al 2 O 3
Rocas Peraluminosas Ej.: Biotita,
Muscovita, Almandina, Turmalina.
Rocas Metaluminosas Ej.: Anfíboles
Rocas Sub-Aluminosas Ej.: Feldespatos
Rocas Peralcalinas Ej.: Piroxemos ricos
en Sodio, Anfíboles Sodicos.
Exceso de Alumina
Alumina >Oxi. De Sodio
Déficit de Oxi. De Aluminio
Predomina el Oxi. De Potasio
y el Oxi. De Sodio
Fuente: Elaboración propia
3.6.2 Clasificaciones casi-químicas
Son las más prácticas para el fin que se persigue, refiriéndose a la composición
mineralógica de la roca, sin proporcionar valores exactos, sino solamente estimativos y
relaciones porcentuales aproximadas.
 Clasificación por el contenido de cuarzo.- En párrafos anteriores, se ha aclarado
sobre la necesidad de diferenciar entre lo que es contenido de cuarzo y lo que es
contenido de sílice; en este sentido, tomaremos solamente los contenidos de cuarzo,
que varia de familia a familia de rocas y de roca a roca.
Existen varios criterios entre autores para la variación del contenido de cuarzo, pero
estos no difieren mucho, tomaremos la tabla 3.5 para ello.
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Tabla 3.5 Clasificación por el contenido de Cuarzo
Rocas Ácidas
Rocas Intermedias
Rocas Básicas
Rocas Ultrabásicas
Llevan mas del 10 % de Cuarzo,
El contenido de Cuarzo varia entre 5 y 10 %
El contenido de Cuarzo varia entre 1 y 5 %
Llevan menos del 1 % de Cuarzo e incluso puede faltar
Fuente: Elaboración propia
 Clasificación por el contenido de feldespatos.- Este principio permite diferenciar
rocas de un mismo grupo, principalmente rocas intermedias y ácidas entre si. Esta
basado en la proporción o balance que se puede establecer entre los contenidos de
plagioclasas y feldespatos alcalinos; es decir, en la predominancia de uno de estos
dos tipos de feldespatos, ó también en su equilibrio, si es que este existiera.
Así tendremos: “Rocas con más de 2/3 del volumen porciento en feldespato
alcalino”, cuando en la roca se observe ó compruebe el predominio de este
feldespato frente a la plagioclasa; ó “Roca con menos de 1/3 del volumen porciento
en feldespato alcalino”, cuando la roca presenta los dos tercios restantes en
plagioclasa.
De lo señalado en el párrafo anterior se deduce, que en la naturaleza existen rocas
ricas en feldespato alcalino (Ortoclasa, anortoclasa, sanidina), y rocas ricas en
plagioclasa (Oligoclasa, andesina).
 Clasificación por el contenido de minerales máficos ó índice de color.- Este
principio de clasificación toma en cuenta la tendencia al color negro ó al gris
blanquecino de la roca, tendencia que se relaciona directamente con la mayor ó
menor cantidad de minerales máficos ó félsicos respectivamente. De este modo, se
comprueba la existencia de rocas bastantes oscuras y ricas en minerales máficos;
rocas un tanto mas claras con menor contenido de estos minerales y rocas con
colores bastante claros, ricas en minerales félsicos ó leucocráticos.
Diferentes autores han sugerido escalas ó límites para los índices de color, los cuales
deben ser estimados y se abrevia con la letra M mayúscula, presentamos a
continuación dos criterios en las tablas 3.6, 3.7.
Tabla 3.6 Criterio de Ellis
M menor a 10
M de 10 a 40
M de 40 a 70
M mayor a 70
Holofélsica
Félsica
Mafélsica
Máfica
Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
Tabla 3.7 Criterio de Shand
M menor a 30
M de 30 a 60
M de 60 a 90
M mayor a 90
Leucocrática
Mesocrática
Melanocratica
Hipermelánica
Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
3.6.3 Clasificaciones por las características físicas
En este tipo de clasificación se incluirán las texturales y estructurales. Una clasificación
química ó cuasi-química, sin la clasificación estructural ó textural de una roca, es estéril
y fría en cuanto refiere a datos de génesis é historia de la roca; en cambio, si
complementamos los análisis químicos con clasificaciones texturales y estructurales,
podemos estar en condiciones de interpretar: Niveles de intrusión, velocidades de
enfriamiento, orden de cristalización de los minerales componentes, posibles reacciones
posteriores, etc.
Por lo anterior señalado, podríamos indicar como ejemplo, que las rocas de grano
fanerítico y holocristalinas generalmente corresponden a niveles de intrusión plutónicos,
en consecuencia suponen enfriamiento lento, mientras que variedad de grano medio ó
fino, hipocristalinas y de estructura porfídica, corresponderían a rocas efusivas ó
hipabisales, si a todo esto incluimos referencia sobre el contenido de cuarzo, los índices
de coloración y datos del tipo mineralógicos, inmediatamente nos será posible clasificar
la roca y también dar criterio sobre su génesis ó historia de formación.
3.7
FAMILIA DE LAS ROCAS ULTRABÁSICAS 6
A este grupo corresponden rocas oscuras con índices de color mayores a 70; son rocas
sin ningún ó escaso contenido de cuarzo y contenidos menores a 45 % de sílice.
Llevan bastante piroxeno, principalmente olivino, plagioclasas cálcicas y accesorios. Las
plagioclasas son de los tipos labradoritas, bytownita ó anortita.
En su forma de ocurrencia, son rocas que generalmente forman lopolitos y cuerpos
intrusivos de tipo lacolítico, los mismos que varían en rango vertical y hacia el techo a
rocas básicas. Otras regiones, muestran una marcada variación de mantos de
composición básica a estas rocas, debido posiblemente a una diferenciación por
gravedad, la que ha permitido acumulación de cristales de olivino y piroxeno en las
partes básales de las coladas y mantos.
Las rocas ultrabásicas, gracias a sus altos contenidos de olivino y una transformación
posterior del mismo, pueden formar grandes acumulaciones de serpentina, un mineral
silicático hidratado de magnesio, que en algunos casos puede llegar a ser explotado.
3.8
FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS CALCO-ALCALINAS 7
Este grupo o familia de rocas, es uno de los más abundantes en sus tipos efusivos. Se
conocen tipos de grano grueso, medio y fino, en los que se comprueban contenidos de
6
- 7 Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
cuarzo que no exceden el 5 %, y porcentajes correspondientes de sílice que varia entre
45 y 52 %. Los índices de color varían entre 40 y 70, por lo que será notable una
coloración negruzca con minerales máficos predominantes.
Las plagioclasas son más cálcicas que An 50 Ab 50 , aunque pueden encontrarse
plagioclasas acompañantes un tanto más ácidas, presentándose de preferencia en la
pasta.
Dentro de esta familia de rocas, se tienen tipos frecuentes en regiones continentales,
como también tipos propios para ambientes marinos. A diferencia de las rocas básicas
alcalinas, las variedades calco-alcalinas llevan menos del 10 % de su volumen
conformado por feldespatos alcalino y/ó feldespatoides.
3.9
FAMILIA DE LAS ROCAS BÁSICAS ALCALINAS
Estas rocas, tanto efusivas como intrusivas, son también de carácter básico, aunque se
encuentran mas enriquecidas en elementos alcalinos. Sus índices de color son mayores a
40, su contenido de sílice menor a 52 % y sus plagioclasas cálcicas, con mayor
contenido de sodio.
La diferencia principal con la familia calco-alcalino es su contenido mayor al 10 % del
volumen en feldespatoides y/ó feldespato alcalino, situación que determina una mayor
alcalinidad de este grupo.
3.10
FAMILIA DE LOS LAMPROFIDOS
Estos corresponden a un conjunto de rocas, que por sus características pueden tener
relación con las familias de rocas ultrabásicas, básicas, é intermedias inclusive; sin
embargo, se conviene en tratarlos en forma separada, en razón de tener características
química-mineralógicas especiales y no habérselas observado en ambientes específicos de
formación.
Por lo general son rocas que forman diques radiales, anulares, tangenciales, subparalelos y sills cerca de los centros de actividad magmática; cuentan en su composición
con determinadas moléculas minerales, que pueden presentarse incluso en dos
generaciones; de otra parte, no son rocas muy frecuentes en la naturaleza. Su formación
corresponde a zonas de alta presión, enfriamiento rápido y niveles hipabisales de
enfriamiento, por lo que su ordenamiento estructural es en fallas y grietas de la corteza
terrestre, incluso con cambios posiciónales laterales. Los magmas de origen
posiblemente han sido bastante ricos en CO 2 , P 2 O 5 , agua, elementos raros (Be, Cs, Rb,
Zr, U), azufre y otros, que han dado lugar a la formación de minerales específicos
portadores de estos compuestos.
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69
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Por su semejanza con la pegantita ácida han recibido también el nombre de diques y
filones diasquísticos.
3.11
FAMILIA DE LAS ROCAS INTERMEDIAS
Esta familia de rocas ígneas es quizás una de las que con mayor frecuencia encontramos
en el territorio del altiplano boliviano, junto con el de las rocas ácidas; por esta razón, es
de suma importancia para nosotros.
Las rocas intermedias, como ya se ha convenido, se caracteriza por llevar contenidos de
sílice que varia entre 52 y 66 %, pudiendo ser efusivas, hipabisales ó abisales en cuanto
a su nivel de intrusión, los contenidos de cuarzo no exceden al 10 % del volumen de la
roca, y su formación tiene origen en el alto contenido de sílice de los magmas, estos
contenidos de cuarzo fluctúan entre 5 y 10 %, encontrándose excepcionalmente
variedades con contenidos mayores, tal es el caso de las tonalitas.
Las plagioclasas corresponden a variedades más sódicas que labradorita, es decir,
frecuentemente se encuentran andesina ú oligoclasa; es evidente pero, que algunos
especimenes pueden portar núcleos bastante cálcicos de plagioclasa, con zonación
normal hacia el exterior. Las zonaciones inversa y oscilante, si estuvieran presentes,
referirían procesos de contaminación o mezcla de magmas.
Los índices de color generalmente son menores a 40, teniendo como consecuencia rocas
de color claro; algunos ejemplares sin embargo, pueden ser bastante oscuros y presentar
dificultad para su clasificación dentro de este grupo; pese a ello, existen otros criterios
aplicables y ya comentados en párrafos anteriores, para poder resolver cualquier dudad y
llegar a una clasificación correcta. La mayor complicación puede presentarse en
variedades de grano muy fino, que no permiten apreciar a simple vista los contenidos de
cuarzo.
Por su mayor saturación de sílice que las rocas básicas, los contenidos de piroxeno y
olivino tienden a disminuir, aumentando los contenidos de hornblenda y biotita. Los
minerales accesorios de las rocas básicas van en disminución en estos materiales
intermedios, apareciendo otros nuevos que pueden tener importancia económica en caso
de enriquecimiento por encima del clarke; todos estos aspectos, son de suma importancia
en el campo de la prospección de yacimientos.
3.12
FAMILIA DE LAS ROCAS ÁCIDAS
Comentar sobre rocas ácidas es tratar sobre materiales pétreos con exceso de sílice y
cuarzo en su composición. Son diversas variedades de rocas ácidas que se conocen, las
mismas que por característica general llevan más de 10 % de cuarzo y contenidos
mayores al 66 % de sílice; este hecho determina, que los minerales saturados sean los
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70
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
preferentes y más comunes para estas rocas, cambiando inclusive el tipo de minerales
accesorios frecuentes a otras familias de rocas ígneas.
Los contenidos de feldespatos varían en proporción, pero el caso del feldespato alcalino
enriquecido siempre por encima del 1/8 del total de feldespatos presentes en la roca es
exclusivo para este grupo. Para una mejor clasificación de las rocas acidas, se tiene el
siguiente cuadro propuesto por Turner, Williams & Gilbert.
NIVEL
Plutonico
Efusivo ó
Hipabisal
Feld. Alca.
1/8 – 1/3% del
Vol. Tot. de
Feldespatos
GRANODIORITA
Feld. Alca.
1/3 – 2/3% del
Vol. Tot. de
Feldespatos
ADAMELITA
RIODACITA
(cuarzolatita)
DACITA
Feld. Alca.
Mayor a 2/3%
del Vol. Tot. de
Feldespatos
GRANITO
RIOLITA
Los índices de color son bastante bajos, no exceden el valor de 10; en consecuencia, se
tratan de rocas ricas en minerales leucocráticos. La plagioclasa es generalmente el tipo
oligoclasa, pudiendo variar inclusive a albita.
3.13
FAMILIA DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS
Corresponden a este grupo las rocas diferentes materiales pétreos de origen magmático y
mecanismos especiales de formación. Deben su origen a expulsiones explosivas y
candentes de roca consolidada o material fundido, que son arrojados violentamente al
producirse ruptura de los tapones volcánicos por aumento de la presión de los gases
internos; estos materiales sufren una serie de transformaciones en su trayectoria por el
aire ó luego de su deposición, precipitándose a tierra con mayor ó menor velocidad, a
mayor ó menor distancia del centro de erupción y en función a su peso especifico,
volumen y porosidad.
El nombre aplicado para todos los materiales que comentamos deriva del griego y
significa trozo ó material fracturado candente.
La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos.
Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas
constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios
entre los lapillis (rocas de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) se llenan con
partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y
ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea).
Para una mejor explicación de la clasificación de los clastos solidificados podemos
apreciar la tabla 3.8.
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Tabla 3.8 Clasificación de los clastos solidificados
DIMENSION
(mm)
Mayor a 32
32 - 4
Menor a 4
Bombas / Bloques
MATERAIL
COMPACTADO
Aglomerado / Brecha
Lapilli
Ceniza
Toba de lapilli
Toba de ceniza
MATERIAL SUELTO
Fuente: Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”
3.14
ACTIVIDAD ÍGNEA EN BOLIVIA 8
Según su origen las rocas ígneas existentes en Bolivia son:
3.14.1 Rocas Plutonicas
Las más antiguas se encuentran en el Escudo Brasileño, las mismas que son de tipo
ácido, también se han encontrado algunas de tipo básico.
Las otras rocas plutónicas pertenecen a la cordillera Oriental, en su mayoría están
constituidas por monzonitas cuarzosas hasta granodioritas, su edad estaría asignada entre
Mesozoica superior y en Cenozoico inferior.
3.14.2 Rocas Hipabisales y Volcánicas
Las rocas típicamente volcánicas más antiguas se hallan ubicadas en la Cordillera
Occidental y cubren parte del altiplano, existiendo en cuanto a su composición desde
riolitas (ácidas) hasta basaltos (básicos), siendo la mayoría e carácter intermedio
(dacitas). Su edad estaría asignada a los pisos altos del Terciario hasta el Cuaternario.
Mientras que las rocas hipabisales en su mayoría se encuentran en la región altiplánica,
constituyendo casi todos los pequeños stocks que tienen en su mayoría una composición
intermedia, (latitas cuarzosas) como en Patacamaya, Luribay, Laurani, Pacuni, San José,
Llallagua, Pulacayo, etc. Generalmente son de edad Terciaria.
De manera ilustrativa podemos apreciar en las figuras 3.5, 3.6,3.7,3.8 diferentes tipos de
rocas ígneas encontradas en nuestro país.
8
Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Basalto
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
La Paz: Cantera Chilla.
Oruro: Curahuara de Carangas.
Potosí: Sillajhuay.
Tarija: Entre Ríos
Fig. 3.5 Basalto. Cantera Chilla (La Paz)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
Bomba Volcánica
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
Potosí: Sur Lípez.
Potosí: Cordillera de los Frailes.
Fig. 3.6 Bomba volcánica. Sur Lípez (Potosí)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
Granito
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
La Paz: Apolobamba, Illimani.
Pando: El Carmen, Fortaleza.
Beni: Guayaramerin, la horquilla
Tarija: Taxara.
Santa Cruz: San Ramón, Mutun.
Fig. 3.7 Granito. Taxara (Tarija)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Andesita
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
La Paz: Abichada, La Muela del
Diablo, Cantera Pan de Azúcar.
Oruro: Sajama, Payachatas.
Potosí: San Cristóbal, Tunupa.
Fig. 3.8 Andesita. Colquechaca (Potosí)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Preguntas de control:
1.- ¿Explique el ciclo geológico de las rocas?
2.- ¿Cuáles son los métodos de reconocimientos de los minerales y rocas?
3.- ¿Qué es el magma?
4.- ¿A que se llama xenolito?
5.- ¿Qué tipos de rocas ígneas existen?
6.- ¿Qué es una estructura holocristalina?
7.- ¿Qué tipos de texturas se presentan en las rocas ígneas y cuales son?
8.- ¿Explique la clasificación química de las rocas ígneas?
9.- ¿Explique la clasificación de las rocas ígneas por el índice de color?
10.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas ultrabásicas?
11.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas básicas calco alcalinas?
12.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas básicas alcalinas?
13.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas lamprofidos?
14.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas intermedias?
15.- ¿Describa brevemente la familia de las rocas ácidas?
16.- ¿Describa brevemente la familia de las pirocláticas?
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CAP III.- ROCAS ÍGNEAS
Referencias Bibliografía:
- Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”: Potosí – Bolivia 2000, Primera Edición.
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- Charles Pomerol & Robert Fouet: “Rocas Eruptivas”, Buenos Aires – 1967, Segunda Edición.
- F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava
Edición.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960)
- Jorge Sanchez O.: “Tratado de Petrográfia Ígnea”, Potosí-Bolivia (1981)
Biblioteca virtual:
-
Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.
-
http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html
-
http://www2.sernageomin.cl/museo_final/rocas_igneas.htm&
-
http://web.usal.es/~epavila/webrocas/rmt.html
-
http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm
-
www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
CAPÍTULO IV
ROCAS SEDIMENTARIAS
4.1
INTRODUCCIÓN 1
El término de rocas sedimentarias proviene del latín sedimentum (depositado) y se aplica
por que los materiales que las forman se han acumulado por depositación a través del
aire o el agua. Este proceso tiene lugar de un modo continuo en el seno de cualquier
masa de agua (río, lago, albufera o mar), en tanto exista cantidad suficiente de materiales
suministrados por el viento, río o las olas de la propia masa acuática.
La diferencia fundamental con el proceso de formación de rocas ígneas es que estas son
el producto de procesos internos, mientras que las rocas sedimentarias provienen de
procesos externos. Los agentes externos atacan las rocas ígneas, alteran los silicatos
minerales permitiendo la liberación de sus elementos componentes en las aguas
superficiales.
La gran mayoría de las rocas sedimentarias se forman en los océanos o en las masas de
agua directamente relacionadas con él. Las rocas sedimentarias son las más abundantes
en la superficie terrestre, pues cubren aproximadamente un 75% de ella, mientras que
rocas ígneas y metamórficas constituyen el 25% restante.
La capa de rocas sedimentarias que yace sobre la corteza terrestre varia de espesor en los
distintos lugares, desde delgadas capas hasta 10 – 15 km. Existen buenas razones para
suponer que en otros tiempos, las rocas sedimentarias ocupaban una extensión mucho
mayor. Mas tarde la erosión las separo dejando expuestas las rocas ígneas y
metamórficas.
Por su abundancia las rocas sedimentarias son las más usadas con fines de construcción,
arquitectura e industrias (calizas-cemento). Además la historia de la vida esta escrita en
ellas a través de los restos fósiles que solo se encuentran en este tipo de rocas. Además
su composición, color, forma y localización de depositación proporcionan datos sobre
clima, condiciones paleogeográficas y ambientales.
Debido a que la acumulación de sedimentos es un proceso casi constante e
ininterrumpido la mayoría de las rocas estratificadas. El lugar de depositación final de la
mayoría de los sedimentos es el fondo de los océanos, mares y bahías. Enorme cantidad
se deposita en la desembocadura de los grandes ríos y las olas y corrientes distribuyen
los sedimentos casi continuamente a lo largo de las costas o de cuencas de depositación.
Cuando estos sedimentos se compactan y cementan por presión de las capas superiores o
produce cantos rodados y guijarros que permanecen cohesionados los sedimentos pasan
a la categoría de rocas sedimentarias.
1
Álvaro Fernández Castro :“Principios de Geología y Geomorfología”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias marinas son la más abundante y de amplia distribución. Los
sedimentos se pueden dividir en tres grupos: Clásticos (mecánicos o detrítico) como
arenas, gravas, limos, arcillas; Químicos (precipitados naturales como sal, yesos, etc.),
Orgánicos (remanentes de carbón o conchas).
4.2
SEDIMENTOS Y EL CICLO DE LA ROCA 2
La combinación del poder solar, procesos externos de atmósfera e hidrosfera atacan y
alteran las masas de rocas expuestas. Como resultado las rocas son cambiadas física y
químicamente produciendo sedimentos.
Estos son definidos en forma general como materia mineral u orgánica finamente
dividida, derivada directa o indirectamente por desintegración, descomposición y
reprocesamiento de rocas preexistentes. Estos procesos externos también transportan y
redistribuyen los sedimentos, produciendo acumulaciones que constituyen las rocas
sedimentarias. Estas a su vez pueden estar sujetas a acción de agentes internos por
cambios dando origen a rocas metamórficas.
A través de este análisis de causa y efecto se establece el ciclo de transformación de las
rocas en el cual la materia mineral de la corteza terrestre es continuamente reprocesada,
ver fig.4.1, Los cambios son acompañados por desgaste enorme de energía, parte de la
cual es suministrada por el sol y otra proviene del calor radiogénico.
Fig. 4.1 El ciclo de la roca: Los sedimentos compactados y cementados forman rocas
sedimentarias que, por efecto del calor y la presión, se transforman en metamórficas; los
materiales fundidos y solidificados forman las rocas ígneas – fuente (Dorling Kinddersley: “The
visual dictionary of the human body”)
2
Álvaro Fernández Castro :“Principios de Geología y Geomorfología”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
El ciclo geológico: En la naturaleza en general existen cuatro grupos de rocas:
Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas.
Considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior de la tierra como un
proceso cíclico, el esquema del ciclo de la roca ilustra la interacción entre
sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, levantamiento y meteorización.
4.3
SEDIMENTOLOGÍA
La Sedimentología es el estudio de los sedimentos y su formación (ver fig.4.2). También
llamado geología sedimentaria, investiga los depósitos terrestres o marinos, antiguos o
recientes, su fauna, su flora, sus minerales, sus texturas y su evolución en el tiempo y en
el espacio.
Los sedimentólogos estudian numerosos rasgos intrincados de rocas blandas y duras y
sus secuencias naturales, con el objetivo de reestructurar el entorno terrestre primitivo en
sus sistemas estratigráficos y tectónicos.
El estudio de las rocas sedimentarias incluye datos y métodos tomados de otras ramas de
la geología, como la estratigrafía, la geología marina, la geoquímica, la mineralogía y la
geología del entorno.
Corteza terrestre
Fig.4.2 Rocas sedimentarias generadas en el ciclo exógeno
Fuente (elaboración propia)
Los procesos sedimentarios son fenómenos de la superficie terrestre y del agua (ver fig.
4.3). Empieza con la destrucción de las rocas sólidas por la meteorización, la erosión y
el transporte por un medio (agua, viento, hielo), la deposición o precipitación y como
último la diagénesis, la formación de las rocas sólidas.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Material de partida
Suelo
Meteorización
Erosión y transporte
Rocas sedimentarias blandas
Deposición y/o precipitación
Rocas sedimentarias
Diagénesis
Fig.4.3 Formación de las rocas sedimentarias
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
4.4
METEORIZACIÓN 3
Es el conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que determinan la
descomposición química y destrucción mecánica de la roca "in situ".
La meteorización produce fragmentos de rocas y minerales, así como otros productos
residuales y solubles, que pueden ser transportados y depositados a otros niveles, lo que
deja nuevas superficies expuestas a la meteorización. Se conoce tres tipos de
meteorización: mecánica, química y biológica - orgánica.
4.4.1
METEORIZACIÓN MECÁNICA
La meteorización mecánica depende de fuerzas que pueden destruir las rocas en una
forma mecánica, la roca se rompe en fragmentos cada vez más pequeños que conservan
cada uno las características del material original.
Los más importantes son: La expansión térmica, el agua y la decomprensión.
4.4.1.1 Descarga mecánica
Expansión vertical debido a la reducción de la carga vertical por la erosión. Este
fenómeno ocasionara que se abran las fracturas existentes, creándose nuevas.
4.4.1.2 Carga mecánica
Impacto sobre la roca y abrasión en los desiertos por las partículas arrastradas por el
viento del tamaño de arena y limo. El impacto sobre el suelo y las rocas débiles hecho
por las gotas de lluvia durante las tormentas intensas.
3
F. G. H. Blyth and M. H. Freitas : “ Geología para ingenieros ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
4.4.1.3 Temperatura
Al calentarse las rocas y minerales se producen diferencias de tensión en su estructura.
Los materiales oscuros absorben más calor que los claros y están expuestos.
Las altas variaciones de temperatura entre el día y la noche imprimen a las rocas fuertes
contracciones y dilataciones, que provocan fisuras y, con el tiempo, su fragmentación.
4.4.1.4 Agua (Gelifracción)
El agua líquida influye en la meteorización mecánica de las rocas, y aún más cuando se
trata de hielo. En pocas horas el hielo puede abrir fisuras en las rocas y exponerlas a una
acción acelerada de otros agentes.
Las rocas de las capas más superficiales de la corteza terrestre, presentan grietas o
fisuras. Cuando el agua de lluvia o procedente de los deshielos penetra en el interior de
estas grietas y la temperatura desciende por debajo de los 0 grados, se expande. Si la
roca es muy porosa, su disgregación puede llegar a tener consistencia granular.
4.4.1.5 Cristalización
Expansión de poros y fisuras por la cristalización dentro de ellos de los minerales que
estuvieron en estado de solución. Deberá notarse que la expansión es solamente severa
cuando la cristalización ocurre en el interior de un espacio confinado.
4.4.1.6 Carga neumática
La carga repetida por oleadas de aire atrapado en las cabeceras de origen de las fracturas
expuestas en la zona de oleaje de un acantilado marino.
4.4.2
METEORIZACIÓN QUÍMICA
La meteorización química es el conjunto de los procesos llevados a cabo por medio del
agua o por los agentes gaseosos de la atmósfera como el oxígeno y el dióxido de
carbono.
Las rocas se disgregan más fácilmente gracias a este tipo de meteorización (ver fig. 4.4),
ya que los granos de minerales pierden adherencia y se disuelven o desprenden mejor
ante la acción de los agentes físicos.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
METEORIZACIÓN
MECÁNICA
METEORIZACIÓN
QUÍMICA
Cambio de temperatura
> Temperatura
(Dilatación)
< Temperatura
(Volumen reducido)
Fig.4.4 Meteorización mecánica y meteorización química – fuente (elaboración propia)
4.4.2.1 Disolución
Consiste en la incorporación de las moléculas de un cuerpo sólido a un disolvente como
es el agua. Mediante este sistema se disuelven muchas rocas sedimentarias compuestas
por las sales que quedaron al evaporarse el agua que las contenía en solución.
4.4.2.2 Hidratación
Es el proceso por el cual el agua se combina químicamente con un compuesto. Cuando
las moléculas de agua se introducen a través de las redes cristalinas de las rocas se
produce una presión que causa un aumento de volumen, que en algunos casos puede
llegar al 50%. Cuando estos materiales transformados se secan se produce el efecto
contrario, se genera una contracción y se resquebrajan.
4.4.2.3 Oxidación
La oxidación se produce por la acción del oxígeno, generalmente cuando es liberado en
el agua. En la oxidación existe una reducción simultánea, ya que la sustancia oxidante se
reduce al adueñarse de los electrones que pierde la que se oxida.
Los sustratos rocosos de tonalidades rojizas, ocres o parduscas, tan abundantes, se
producen
por
la
oxidación
del
hierro
contenido
en
las
rocas.
4.4.2.4 Hidrólisis
Es la descomposición química de una sustancia por el agua, que a su vez también se
descompone. En este proceso el agua se transforma en iones que pueden reaccionar con
determinados minerales, a los cuales rompen sus redes cristalinas.
Este es el proceso que ha originado la mayoría de materiales arcillosos que conocemos.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
4.4.2.5 Carbonatación
Consiste en la capacidad del dióxido de carbono para actuar por si mismo, o para
disolverse en el agua y formar ácido carbónico en pequeñas cantidades. El agua
carbonatada reacciona con rocas cuyos minerales predominantes sean calcio, magnesio,
sodio o potasio, dando lugar a los carbonatos y bicarbonatos.
4.4.3
METEORIZACIÓN ORGÁNICO-BIOLÓGICOS
Se realiza especialmente mediante los ácidos producidos por las plantas, formas
vegetales como algas, hongos y líquenes crecen sobre la roca desnuda y extraen
elementos de los minerales a base de procesos químicos.
Los factores que influyen en el tipo y cantidad de meteorización, son el clima,
(temperaturas máximas - mínimas, y cantidad de precipitaciones); y la roca, (dureza/
resistencia contra la meteorización, composición mineralógica, porosidad, desgaste
estructural-fracturamiento).
Cuando las rocas ya presentan fisuras pueden ser colonizadas por las raíces de los
árboles, que imprimen presión conforme crecen y aumentan de volumen. La presión
ejercida por las raíces no es comparable a la del hielo, pero puede ser suficiente para
generar rotura y desprendimiento de rocas, que quedan así expuestas a la acción otros
agentes.
Fig. 4.5 En este ejemplo se aplicó la meteorización a una muestra de un gneis granítico (roca
metamórfica). Al principio la muestra contiene más de 40 % de plagioclasa, 30 % de feldespatos
y 30 % de cuarzo. Durante la meteorización al primero la plagioclasa se descompuso, después
desapareció el feldespato. Durante todo el proceso se formó un mineral nuevo: el caolín.
Entonces la meteorización destruye minerales, pero también se forman minerales nuevos.
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Cada mineral tiene su resistencia relativa contra la meteorización en comparación de
otros minerales.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Mayor resistencia
Cuarzo
Muscovita
Plagioclasa Na
Plagioclasa Ca
Biotita
Horblenda
Piroxeno
Olivino
Menor resistencia
Fuente (Apuntes en clases)
4.5
SUELOS (EDAFOLOGÍA) 4
Es el material producido por los efectos de meteorización, la acción de plantas y
animales sobre las rocas de la superficie de la tierra.
Los suelos pueden quedar en el lugar, directamente de la roca de la cual derivan, dando
así origen a los suelos llamados residuales o suelos no transportados. Pero estos
productos pueden ser movidos del lugar de formación, por los mismos agentes
geológicos y re-depositados sobre otros estratos sin relación directa con ellos, a estos
suelos se los denomina suelos transportados.
El suelo se compone de tres estratos u horizontes (ver fig. 4.6):
4.5.1
Horizonte A
Capa superior del suelo. Descomposición de materia orgánica con liberación de ácidos.
Esta formada principalmente por Arena y arcilla, los ácidos disuelven el aluminio,
hierro, calcio y otos elementos químicos para moverse hacia horizonte B.
4.5.2
Horizonte B
Posee trozos de rocas, en esta capa puede haber raíces.
Generalmente con arcillas y óxidos de hierro.
4.5.3
Zona de acumulación
Horizonte C
Capa inferior del suelo, sobre la roca sólida no meteorizada. Se compone de trozos de
rocas sueltas, ligeramente meteorizados.
4
Frederic H. Lahee : “ Geología practica”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Horizonte A
Horizonte B
Capas del suelo
Horizonte C
Fig.4.6 Los horizontes del Suelo – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología
General”)
Los suelos residuales son aquellos que se forman en el mismo lugar donde se encuentra
por meteorización de la roca del lugar.
Los suelos transportados, se forman por meteorización de la roca en un lugar y posterior
transporte a otro lugar por agentes externos que podrían ser: agua (llamados suelos
aluviales), glaciares, viento (llamados suelos eolicos) y gravedad.
Los factores más importantes de la formación de un suelo son: el clima, la temperatura,
la cantidad de precipitaciones, el tipo de vegetación, el tiempo (en años).
Existen varios tipos de suelos en el mundo (ver fig. 4.7). Los más conocidos son el
Podsol y el Tschernoziem.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Al2O3
Al2O3
-
CaCO3
Mas frecuente del mundo
Regiones templadas húmedas
Bajo cubierto forestales extensas
Abundantes precipitaciones
-
Regiones llanas
Vegetación herbácea
Poca precipitaciones
Fig.4.7 Los suelos mas conocidos del mundo
Fuente (elaboración propia)
Las propiedades físicas del suelo son: Composición mineralógica y composición
química, Granulometría (Forma, tamaño influencia en la composición mineralógica
(redondeada, sub-redondeada, angulosa)), peso especifico, densidad, absorción,
porosidad y permeabilidad.
4.6
PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN
Entre los procesos de sedimentación mencionaremos a continuación los siguientes:
4.6.1
Litificación
Es el proceso que convierte a un sedimento en una roca sedimentaria compacta y
pétrea. Los sedimentos se hallan afectados por los procesos siguientes:
 Compactación: Las partículas sólidas de los sedimentos infrayacentes son
presionadas unas contra otras por el peso del material suprayacente, ocasionando la
reducción del volumen del sedimento. Ej. Las arcillas pueden reducir en un 40% de su
volumen, en las arenas es menos.
 Cementación: Proceso mediante el cual los sedimentos se convierten en rocas
sedimentarias; los materiales cementantes son transportados en solución por el agua
que percola a través de los espacios abiertos entre las partículas, con el tiempo
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
precipita uniendo los clastos. La calcita, la sílice y el óxido ferroso son los cementos
más comunes, en especial de las areniscas.
4.6.2
Recristalización
Parte del material original de los sedimentos es tomado en disolución durante la
diagénesis o durante la compactación larga y profunda, este puede ser redepositado. La
recristalización puede cambiar el tamaño original del cristal, su forma, y su redondez.
4.6.3
Diagénesis
La diagénesis puede definirse como: “los cambios que ocurren en los sedimentos a bajas
temperaturas, entre el tiempo de deposición y antes de la litificación completa. Al
conjunto de procesos de compactación y cementación de los sedimentos, incluyendo la
generación de algunas especies minerales estables en el ciclo exógeno, se les engloba
bajo el nombre de diagénesis”.
También se lo puede definir como la inclusión de procesos físico – químicos que
ocurren dentro de un sedimento, después de su depositación y antes que comience su
metamorfosis como producto del tiempo. Los primeros cambios diagenéticos tienen
lugar en la superficie del sedimento y a menudo a través de desequilibrios inherentes
entre las partículas sedimentarias y los depósitos medios.
Algunos cambios diagenéticos tienen lugar debajo de la superficie donde la conexión
con los depósitos medios es restringida, siguiendo el desarrollo local del ambiente
químico dentro de los poros producidos por el agua. Los cambios en los poros por
acción química resultan de la sedimentación química de los componentes sedimentarios.
Los efectos de circulación agua-tierra dependen de la mineralogía de las rocas. Por
ejemplo la roca arenisca (conteniendo cuarzo) puede llegar a tener pequeñas
modificaciones o cambios debido a desintegraciones físicas producidas por el tiempo,
donde algunos reactivos químicos de la roca, como los depósitos salinos, pueden causar
una Diagénesis química.
4.7
AMBIENTES DE DEPOSITACION DE SEDIMENTOS 5
La composición y las texturas de las rocas sedimentarias están controladas por los
procesos que han operado durante su formación; y estos procesos, a su vez; son
gobernados por el ambiente bajo el cual tiene lugar la sedimentación. Se han
identificado tres principales ambientes; como son: terrestres (continental), transicionales
(líneas de costa) y marinos. Cada uno se caracteriza por ciertas condiciones físicas,
químicas y biológicas.
5
F. G. H. Blyth and M. H. Freitas : “ Geología para ingenieros ”
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GEOLOGÍA GENERAL
4.7.1
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Cuenca Sedimentaria
Son aquellos ambientes geográficos, tanto continentales como marítimos o mixtos,
adonde van a depositarse los sedimentos, que son de variada amplitud y que por lo tanto
tendrán una historia geológica común. Las cuencas sedimentarias son unidades
morfoestructurales que corresponden a sectores de plataforma recubiertos de sedimentos
tras una prolongada subsidencia.
Las cuencas sedimentarias están formadas por plataformas pero, a diferencia de los
escudos y los macizos antiguos, que son superficies de erosión puestas en resalte, las
cuencas sedimentarias se forman sobre cubetas. A menudo sobre ellas se desarrollan
gigantescos sistemas fluviales.
4.7.2
Facies
En cualquier momento dado pueden estarse formando diversos tipos de depósitos en
diferentes ambientes, tales como los marinos – continentales – lacustres. El examen de
una formación sedimentaria en particular (o grupo de estratos) suministra información
acerca de los materiales que la componen, sus texturas, fósiles contenidos y otros
caracteres. Todos estos rasgos juntos distinguen una roca y son conocidos como su
facies y de ellos se obtienen deducciones acerca del ambiente en que fue formada la
roca. Los sedimentos formados en la tierra, como brechas, arenas, constituyen una facies
continental
4.8
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
6
Las rocas sedimentarias en general se producen de dos modos diferentes: Algunas son
acumulaciones mecánicas de partículas de roca conocidas como Detríticas; otras son
depositadas por medios químicos bioquímicos y se designan como Químicas y
Bioquímicas (Orgánicos). Lo cual podemos ilustrar a continuación en la tabla 4.1 y 4.2.
Tabla 4.1 Clasificación de las rocas sedimentarias
Rocas Clásticas
Agregado
Suelto
Consolidado
Según
Wentwort
Gravau
Grava
Conglomerado
Psefita
Rudita
Arena
Limo
Arcilla
Arenisca
Limolita
Arcilita
Psamita
Arenita
Pelita
Lutita
Rocas Químicas Bioquímicas
Siliceas carbonaticas
Evaporitas
Organogenas
Fosfaticas
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
6
Frederic H. Lahee : “ Geología practica”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Tabla 4.2 Clasificación de las rocas sedimentarias
Rocas Sedimentarias Detríticas o Clásticas
Rocas sedimentaciones Químicas –Bioquímicas
(Acumulaciones mecánicas partículas de roca)
(Depositadas por medios químicos bioquímicos)
1.- Conglomerados (Psefita - Rudita)
 Brechas sedimentarias
 Brechas Piroclásticas
 Brechas Tectónicas
2.- Arenisca (Psamitas – Arenitas)
 Arenisca silícea
 Arenisca calcárea
 Arenisca ferruginosa
 Arenisca bituminosa
 Arcosas (25% de feldespatos)
 Wacas (Grauwacas) ( > 15% fragmentos
rocosos)
3.- Limolitas (Pelitas)
 Piedra de Silt
 Depósitos de Looes (viento)
4.- Arcillitas (Pelitas)
(Illita, caolinita, motmorrillonita)
 Lutitas
 Marga
1.- Rocas de Sílice
 Radiolarita
 Diatomitas
2.- Rocas Carbonáticas
 Caliza Masiva (Marga, Calizas (bituminosa,
arenosa, silícea, dolomítica)
 Caliza Oolítica
 Travertino
 Estalactitas - Estalagmitas
3.- Evaporitas (Marinos y Terrestres)
 Depósitos de: silvina, yeso, halita, carnalita,
anhidrita, salitre sódico, borax, ulexita, salitre
potásico)
4.- Rocas Organógenas
 Rocas Carbonáceos (Turba, lignitos y hulla)
 Rocas de Kerógeno ( Kerogenita, Sapropeles,
arcilla bituminosa, pizarra bituminosa)
5.- Rocas Fosfáticas
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
4.8.1
ROCAS CLÁSTICAS 7
Los sedimentos detríticos o clásticos se componen de fragmentos de rocas y minerales,
que se han formados a partir de rocas anteriores a causa de su erosión, han sido
transportados por agua, viento o hielo y finalmente almacenadas mecánicamente.
Las rocas clásticas entonces se puede definir como un conjunto de fragmentos (clastos),
que se encuentran pegados por el cemento y la matriz que junta los clastos.
Las rocas detríticas (terrígenas o clásticas) están formadas por fragmentos de rocas o
minerales procedentes de rocas preexistentes que han quedado expuestas a la
meteorización en la superficie de la tierra. Estos fragmentos suelen estar formados por
minerales estables en las condiciones de la superficie terrestre.
Como generalmente uno de los minerales más resistentes es el cuarzo, este tipo de rocas
suelen contener una gran proporción de este mineral. Se consideran como rocas
detríticas aquellas que poseen más de un 50% de terrígenos.
 Clastos.- Representan los individuos de mayor granulometría los clastos se
denominan cantos (tamaño entre 2 y 62 mm) o bloques (tamaño > 62 mm).
7
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
 Matriz.- Son los individuos más pequeños (fragmentos minerales Ej. granos de
cuarzo, de feldespatos y frecuentemente arcillas).
 Cemento.- Actúa como ligante. Es una sustancia de origen químico, calcáreo,
silíceo, ferruginoso o bien orgánico.
En la fig. 4.8, se ve los tres elementos: clastos, matriz y el cemento ferruginoso, es el
material de color rojizo.
Fig. 4.8 Pueden existir sólo clastos y cemento faltando la matriz. Puede faltar el cemento y estar
formado solo por clastos y matriz. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología
General”)
4.8.1.1 Textura de las rocas sedimentarias clásticas
La textura se refiere a la relación de clasto a clasto de una roca, a diferencia de su
composición mineralógica o química.

La redondez.- Agudeza de las aristas y vértices de un fragmento clástico,
independientemente de la forma (ver fig. 4.9), pueden ser: anguloso,
subredondeado, redondeado, y bien redondeado.
REDONDEZ DE LOS GRANOS
Fig.4.9 Redondez de los clastos de una roca – fuente (elaboración propia)
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
 La Esfericidad.- Es la forma esférica el límite que toman muchas rocas o
fragmentos minerales por abrasión prolongada. La esfera tiene, entre todas las
formas posibles, la mayor velocidad de decantación en un fluido (siendo
constante el volumen y la densidad). Por ello en condiciones de transporte por
suspensión, las partículas más esféricas tienden a depositarse, mientras que las
menos esféricas serán llevadas. La esfericidad está relacionada con las
diferencias existentes entre los distintos diámetros o longitudes de los ejes de la
partícula
4.8.1.2 Propiedades de los clastos
 Tamaño.- La clasificación de los sedimentos clásticos se basa en el tamaño de
los granos de sus componentes y refleja las condiciones de sedimentación (ver
fig. 4.10).
- La grava (Psefitas): De diámetro de grano > 2 mm o su equivalente solidificado,
el conglomerado requiere corrientes fuertes como aquellos de ríos fluyentes con alta
velocidad en las montañas o las altas orillas en una playa rocosa para su transporte.
- La arena (Psamitas): De diámetro de grano = 2 - 0,02 mm o su equivalente
solidificado, la arenisca puede ser transportada por vientos fuertes formando dunas o
por corrientes moderados como aquellos de ríos o aquellos cercanos de la costa.
- El barro (Pelitas): De diámetro de grano < 0,02 mm o su equivalente solidificado,
la roca arcillosa indica áreas de sedimentación de aguas tranquilas.
El análisis granulométrico (con una serie de tamices superpuestos) de los sedimentos o
rocas sedimentarias disgregables permite conocer la distribución de tamaño de grano en
la muestra. La información obtenida se representa en diferentes gráficos tales como: el
histograma y curva acumulativa.
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Fig.4.10 Clasificación según Wentworth y DIN (Por el tamaño de clastos) – fuente
(elaboración propia)
 Porosidad.- Es el porcentaje de espacios vacíos en el volumen total de la roca.
La porosidad efectiva es el porcentaje de poros interconectados. De acuerdo con
su origen la porosidad puede ser clasificada en: porosidad original o primaria que
se desarrolla durante la deposición de los sedimentos, luego la compactación y
cementación la reducen.
Es la porosidad intergranular en areniscas o la intercristalina en calizas, y la
porosidad secundaria, se desarrolla por varios procesos subsecuentes a la
diagénesis de la roca. Se produce por fractura, disolución de clastos, matriz o
cementos. Esta constituye la forma predominante en los reservorios de la
mayoría de los yacimientos de petróleo y gas.
 Permeabilidad.- La permeabilidad de una roca es la propiedad que permite el
pasaje de fluidos sin deteriorar su estructura o desplazar sus partes. Se dice que
una roca es permeable si permite el pasaje de una cantidad apreciable de fluido
en un tiempo determinado, e impermeable si la velocidad de pasaje es
insignificante.
En los sedimentos de grano fino, se produce el fenómeno de adsorción, el agua se
fija en la superficie del clasto y no circula. Es el caso de las arcillas que son las
rocas más porosas pero las más impermeables.
Ejemplos: Porosidad: arcillas 50 - 85%, arena gruesa < 40%.
Permeabilidad: Reservorio 1 a 10 md regular, 100 a 1000 md muy buena.
 Clasificación.- Es la variación al respecto del tamaño de los clastos :
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Clasificación de Clastos
Buena
clasificación
Mala
clasificación
Fig. 4.11 Pueden ser: de buena clasificación cuando en una roca los clastos son un tamaño
único y de mala clasificación cuando contiene todos los tamaños de clastos. La clasificación es
un producto de las fuerzas del transporte; fuerzas de energía poco variable producen una buena
clasificación. – fuente (elaboración propia)
 Tipos de clastos.- Las rocas sedimentarias pueden ser: Monomictica cuando esta
formado por un solo tipo de clasto (puro cuarzo por ejemplo) y Polimictica
cuando esta formado por una variedad petrográfica de los clastos (conjunto de
clastos diferentes como cuarzo, andesita, etc.).
El contenido de clastos se puede usar en reconstruir el sector de origen. También
se puede diferenciar diferentes tipos de conglomerados por su contenido en
clastos. Al otro lado los clastos reflejan la historia del transporte. Trozos de rocas
o minerales blandas no soportan grandes distancias en el transporte fluvial. La
ausencia de minerales y rocas blandas entonces es un indicador de la distancia
del transporte.
4.8.1.3 Rocas de origen clástico
Las rocas sedimentarias de origen clástico, se pueden clasificar de acuerdo a la tabla 4.3,
como se muestra a continuación.
Tabla 4.3 Rocas sedimentarias de origen clástico
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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4.8.1.3.1
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Conglomerados (Psefita ó Rudita)
Son rocas clásticas constituidas por mas del 25% de grava, cuyos tamaños son mayores a
los 2 mm, generalmente redondeado, si este es angulosos la roca toma el nombre de
Brecha, estas rocas tienen una matriz de arena o arena y arcilla.
La masa básica amalgamadora igualmente puede variar, puede constituirse de
componentes clásticos, pelíticos y arenosos (matriz) y de material de enlace carbonático
o silícico (cemento) que es sustituido posteriormente por la roca al solidificares. Los
componentes de los conglomerados son transportados por ríos y/o por el mar.
Según la variación de los tipos de componentes las brechas se distinguen: Brechas
sedimentarias, brechas piroclásticas (pertenecen a las rocas piroclásticas), Brechas
tectónicas (que se forman en zonas de fallas).
4.8.1.3.2
Areniscas (Psamitas o Arenitas)
Son rocas de grano más fino a los conglomerados, fragmentos de 2 hasta (1/16)
0,063mm, constituidos en mas de un 75% de granos de cuarzo, otros componentes son
los feldespatos y la mica clara.
El cemento puede constituirse de minerales arcillosos y de granos de cuarzo, o cemento
variable, que le da el nombre específico de la roca como ARENISCA silícea, calcárea,
ferruginosa, glauconítica, bituminosa, etc.
A menudo las areniscas contienen minerales pesados de d > 2,85 g/cm3 como por Ej.
Circón, rutilo, turmalina, epidota, estaurolita, sillimanita, cianita, andalucita, apatito,
granate, anfíbol, piroxeno y olivino.
A este grupo pertenecen las ARCOSAS que son areniscas que contienen más del 25%
de feldespatos (rico) que provienen de macizos graníticos, los fragmentos de rocas son
mínimos entre 10 – 15%, los granos son mal redondeados y mala clasificación de los
tamaños de granos; y las WACKAS (Grauvaca), se diferencian de las rocas arcosas, por
tener más del 15% de material rocoso en fragmentos.
4.8.1.3.3
Limolitas
 Limonitas.- Se constituye de partículas clásticas con tamaño de granos entre
0,002 y 0,063mm. A estas partículas se llama silt o Limonitas, ocupan una
posición intermedia entre las rocas areniscas de grano más grueso y las rocas
arcillosas de grano más fino. En general se incorpora al grupo de las rocas
arcillosas. Los componentes principales son minerales arcillosos y cuarzo. Otros
componentes adicionales de significado local son las micas, zeolitas, calcita,
dolomita y yeso. Las limonitas son de color amarillo pálido, café, anaranjado,
amarillento, gris o verdoso y son estratificadas.
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4.8.1.3.4
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Rocas Arcillosas (Pelitas)
Están constituidas de granos de tamaño menor de 0,002mm., por minerales de arcilla
acompañadas de carbonatos, yeso, glaucomita, pirita, óxidos de hierro, etc. Las rocas
arcillosas ocupan el 45-55% de todas las rocas sedimentarias, pueden formarse
prácticamente en cualquier zona de sedimentación, en ríos, lagos, deltas grandes y
océanos (en las pendientes continentales y las fosas oceánicas).
Los principales minerales de arcilla son: la caolinita, que proviene de alteración de rocas
con feldespatos, la illita, proviene generalmente de rocas metamórficas, y de rocas
volcánicas, y la motmorillonita, provenientes de rocas eruptivas, siendo la principal la
bentonita
 Lutita.- Es una roca masiva, terrosa, normalmente bien compactada, a menudo
porta fósiles, Ej. foraminíferos, ostracodos, graptolites y trilobites. Muchas
lutitas muestran bioturbación es decir una estructura sedimentaria irregular
producida por la acción de organismos excavadores al fondo del mar. Se
constituye de granos de tamaños menores de 0,002mm (barro).
Principalmente se compone de minerales arcillosos (grupo de la caolinita, grupo
de la montmorillonita, illita), que se forman en el campo sedimentario y de restos
de cuarzo, feldespato y mica. Componentes adicionales son la hematita, limonita,
calcita, dolomita, yeso y los súlfuros.
Son de colores muy variables: gris, verde, rojo, café, negra. Las variedades
negras son particularmente ricas en sustancias orgánicas.
 Marga.- La marga se compone de arcillas y carbonatos. Según las relaciones
cuantitativas se distingue marga arcillosa, y marga calcárea. Normalmente el
carbonato es calcita, a veces dolomita, los componentes adicionales pueden ser
cuarzo, mica y compuestos carbonosos.
La marga frecuentemente lleva nódulos de yeso, calcita y pirita, a veces contiene
microfósiles y restos de hojas, su color es gris claro a oscuro, café o verdoso .El
tamaño de los granos es igual al de la arcilla (< 0,02mm). La estratificación es
difícil de reconocer, se forma en agua dulce, y en el mar.
En la tabla 4.4 podemos apreciar las rocas sedimentarias de tipo clásticas, poniendo
énfasis al tipo de roca, como reconocerla, sus principales características y sus figuras
correspondientes.
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Tabla 4.4 Cuadro de clasificación de las rocas de origen clástico.
ROCAS DE ORIGEN CLASTICO
RECONOCIMIENTO
FIGURA
ARENISCA
LOS GRANOS REDONDEADOS INDICAN QUE
HAN SIDO TRANSPORTADOS POR AGUA O POR
AIRE, EL GRADO DE REDONDES INDICA LA
DISTANCIA O EL TIEMPO TRANSCURRIDO.
LUTITA
DE ACUERDO A LA COMPOSICION QUIMICA SE
RELACIONA A VECES CON EL COLOR ,SE
PUEDE DAR INFORMACION ESPECIFICA .SE
APLICA EL TERMINO DE LUTITA A LA ROCA
SEDIMENTARIA DE GRANO FINO , POSEE
ESPACIOS POROSOS MICROSCOPICOS QUE
EVITAN LA PENETRACION DEL AGUA .
MANCHA LOS DEDOS, SEMEJA ESCORIA DE
FUNDICION. SON DE COLOR AMARILLO
PALIDO, CAFÉ, etc. Y SON ESTRATIFICADAS.
CARACTERISTICAS
CONSISTE GENERALMENTE EN
GRAVA, CON CLASTOS GRANDES Y
REDONDEADOS. SI LOS CLASTOS
TIENEN BORDES ANGULOSOS,
CORRESPONDE A UNA BRECHA
.ENTRE LOS HUECOS DE LOS
CLASTOS, CONTIENEN LODO..
LOS TAMAÑOS DE LOS CLASTOS PUEDEN
VARIAR DESDE UN CANTO RODADO, ATROZOS
PEQUEÑOS DEL TAMAÑO DE UN POROTO. SE
ACUMULAN EN DIVERSOS AMBIENTES,
GENERALMENTE LOS FLUVIALES.
LIMOLITA
CONGLOMERADO
TIPO
PREDOMINAN LOS CLASTOS DEL
TAMAÑO DE LAS ARENAS , SIENDO
LAS MAS ABUNDANTES DESPUES DE
LAS LUTITAS
COMPUESTA POR PARTICULAS DEL
TAMAÑO DE LAS ARCILLAS Y DE LOS
LIMOS , CORRESPONDE A MAS DE LA
MITAD DE LAS ROCAS
SEDIMENTARIAS .SUS PARTICULAS SE
ORIENTAN AL AZAR , CON MUCHOS
ESPACIOS QUE SE LLENAN DE AGUA
CONSTITUIDA POR PARTICULAS
CLASTICAS CON TAMAÑOS DE
GRANOS ENTRE 0,002-0,063 mm.
Fuente (elaboración propia)
4.8.2 ROCAS DE ORIGEN QUÍMICA 8
_______________________________________________________________________
Se forman por precipitación de los productos disueltos por la erosión son aquellos, que
no son captados mediante la formación de nuevos minerales o mediante la alteración en
el suelo o en sedimentos en el lugar de su disolución, estos productos disueltos son
transportados por ríos hacia los lagos o hacia el mar. La evaporación y otras influencias
pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y en la precipitación de
minerales.
La precipitación puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos
puramente químicos como la evaporación en el caso de las evaporitas.
Estas rocas se clasifican principalmente según su composición química o material.
8
Frederic H. Lahee : “ Geología practica”
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
4.8.2.1 Rocas de sílice
La radiolarita o la lidita, son rocas masivas, con fractura concoide, de cantos vivos y de
brillo vítreo, se forman por la sedimentación de los esqueletos silícicos (de ópalo) de los
radiolarios unicelulares, que son microorganismos que viven en las aguas superficiales
del mar. Las Diatomitas, que son rocas de caparazones microscópicos silicios
4.8.2.2 Rocas carbonáticas
Pueden ser de origen biológico por acumulación de conchillas muertas, o de origen
químico por la precipitación de carbonato de calcio. Los procesos de la formación de
carbonatos son del tipo marino anorgánico, del tipo bioquímico y del tipo terrestre (ver
fig.4.12).
Los carbonatos se constituyen básicamente de calcita (caliza: masiva, fosilífera,
oolítica, travertino, y estalactitas.), magnesita, aragonita y dolomita; subordinadamente
pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos.
Fig.4.12 Clasificación textural de las rocas carbonaticas - fuente (W.Griem & S.GriemKlee: “Apuntes de Geología General”)
 Caliza Masiva.- Se constituye de calcita, tiene una fractura concoide y puede
tener varios colores: blanco, amarillo, rosado, rojo, gris o negro. En contacto con
ácido clorhídrico frío diluido se produce efervescencia. Caliza + arcilla = marga;
caliza + marga + arena de cuarzo = arenisca caliza, caliza + sílice = caliza
silícica, caliza + restos orgánicos = caliza bituminosa y caliza + dolomía = caliza
dolomítica.
 Caliza Oolítica.- Se compone de un cúmulo de granos compactados de caliza de
forma redondeada y de diámetro entre 1 y 2 mm (ver fig. 4.13 a).
 Travertino.- Es una caliza formada en el agua dulce en manantiales y fuentes
termales (ver fig. 4.13 b). Aparte de calcita puede constituirse de aragonita, en
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
cantidades menores puede participar limonita produciendo el color amarillento
del travertino. La segregación de la calcita disuelta se produce cuando se retira
dióxido de carbono (CO 2 ) del agua por calentamiento o por liberación de la
presión.
a)
b)
Fig.4.13 Rocas sedimentarias de origen químico, a) Caliza Oolitica, b) Travertino.
Fuente (Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”)
 Estalactitas y Estalagmitas.- Son las segregaciones de calcita de las cuevas, se
componen de calcita, ocasionalmente de aragonita.
Se forman por la precipitación del carbonato de calcio disueltos en las aguas
subterráneas al haber pasado por rocas carbonatadas.
Las estalactitas (fig. 4.14 a) son formaciones pilares crecientes desde el techo de
la cueva hacia abajo, estas son porosas, normalmente cristalinas, gruesas y de
color blanco o amarillo y las estalagmitas (fig. 4.14 b) son las formaciones
pilares, que crecen desde el piso de una cueva hacia arriba.
a)
b)
Fig.4.14 a) Estalactitas unidas b) Domo estalagmitico y suelo estalagmitico
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
4.8.2.3 Evaporitas 9
 Depósitos de Sal.- Las sales se forman por la evaporación de las aguas.
Principalmente existen dos ambientes que forman grandes estratos de sal. En el ambiente
marino por evaporación de los sales del agua del mar (teoría de barreras), o en la tierra
firme por evaporación de lagunas solubles (formación de salares). Se puede observar en
los Andes la precipitación de sales en los salares.
Estructuras de sal o domos de sal son muy importantes en la búsqueda de petróleo, en la
minería de sales y sirven como depósito de desechos, especialmente desechos nucleares.
La composición de las aguas superficiales, difiere de la composición del agua del mar en
la proporción de sus iones.
Las evaporitas terrestres, pueden formar incrustaciones de sal, salitrales y salares. En
Chile en el desierto de Atacama se explota el salitre o nitrato de Chile, que puede estar
concentrada hasta el 60% en los primeros dos metros de la superficie; además existe el
yodo y litio.
Las evaporizas marinas, se forman en los océanos donde se encuentran las reservas más
grandes de cloruros, sulfatos de álcalis, alcalinotérreos. A parte de estos componentes
principales, hay cerca de 70 componentes subordinadas en el agua del mar. En los
depósitos de sal del mundo se han identificado más de 50 minerales principales.
Rocas evaporíticas importantes son: Trona Na 2 CO 3 ×NaHCO 3 ×2H 2 O - Salitre Sódico
NaNO 3 -Yeso CaSO 4 × 2H 2 O – Bórax Na 2 B 4 O 7 ×10H 2 O - Ulexita NaCaB 5 O 9 ×8H 2 O Calcita CaCO 3 - Soda Na 2 CO 3 ×10H 2 O - Halita Nacl - Salitre Potásico KNO 3 Anhidrita CaSO 4 - Dolomita Mgca(CO 3 ) 2 - Silvina KCl - Carnalita KCl×MgCl 2 ×6H 2 O.
La sal-gema (halita) es empleada en infinidad de usos químicos como fuentes de Na y
Cl, carbonatos de sodio, sosa cáustica, abonos, curtido de pieles, como refrigerante, etc.
4.8.3 ROCAS ORGANÓGENAS 10
_______________________________________________________________________
Bajo la denominación colectiva de las rocas sedimentarias organógenas se presentan
todas las rocas sedimentarias combustibles, como los depósitos carbonáceos y los
depósitos kerogenos.
4.8.3.1 Rocas Carbonáceas
Los depósitos carbonáceos se componen de la materia orgánica, generalmente vegetal o
sus derivados producidos, compuesto a menudo de minerales y componentes volátiles
como agregados. A los depósitos carbonáceos pertenecen La turba, los lignitos y los
carbones o hulla.
9
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10
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100
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
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
La Turba.- Forma masas de color amarillo claro hasta café o negro de restos
vegetales, que están impregnados con agua (fig. 4.15).
Se constituye de fragmentos de madera en una matriz de trozos desintegrados
vegetales pequeños típicos para las marismas y los pantanos. Los fragmentos
vegetales son atacados por residuos no completamente descompuestos de la
vegetación muerta de marismas o pantanos.
Las aguas subterráneas estancadas protegen la materia vegetal residual de
descomponerse completamente.
La turba se caracteriza por la presencia de celulosa libre y por un contenido en
agua mayor al 70%. La turba forma masas de color amarillo claro hasta café o
negro de restos vegetales, que están impregnados con agua.

Los Lignitos.- Es una roca combustible con un contenido de agua menor al 75%
del volumen y un contenido de restos vegetales transformados debido a la
carbonización (fig.4.15). En el lignito se puede reconocer macroscópicamente
algunos trozos de madera, de hojas y de frutos. Otros componentes adicionales
en poca cantidad pueden ser minerales arcillosos, siderita, pirita, calcita y otros.
Los lignitos sólo aparecen en sedimentos no compactados o muy poco
compactados.
El límite inferior hacia la turba se traza con un contenido de agua del 75% del
volumen, el límite superior hacia la hulla o el carbón se muestra por la variación
del color de la raya de café (lignito) a café-oscuro a negro (hulla).

El carbón o hulla.- Es una roca sedimentaria orgánica, el color de la raya es café
oscuro a negro (fig. 4.15). En el sistema internacional se distingue entre el lignito
y la hulla en base de su valor calorífico y de su contenido en volátiles: el lignito
tiene un valor calorífico menor que la hulla.
TURBA
ROCAS ORGANOGENAS
LIGNITO
HULLA
Fig. 4.15 Rocas sedimentarias combustibles, de depósitos carbonaceos.
Fuente (elaboración propia)
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
4.8.3.2 Rocas de keroseno
El kerogeno se define como un complejo de materia vegetal y animal diagenéticamente
transformada en el estado sólido y de origen sapropélico (Sapropel es un barro o lodo
con un contenido variable de materia orgánica no identificable en un ambiente acuático
sin oxígeno)

Kerogenita.- Depósito con contenido alto en keroseno, para producir petróleo
por destilación.

Sapropelita.- Es un sapropel solidificado, que por destilación destructiva genera
petróleo.

Arcilla Bituminosa.- Es una sapropelita con un contenido variable en materia
orgánica (10 - 67%), que por destilación destructiva fue transformado a petróleo.

Esquistos Bituminosos o pizarra negra.- Reúne a las rocas arcillosas, arcillas
esquistosas, limonitas, calizas, con un contenido elevado (>10%) en material
orgánico de origen vegetal y animal.
4.9
RASGOS COMUNES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
11
Las rocas sedimentarias poseen características que las distinguen de las demás rocas, las
más importantes son las siguientes:
4.9.1
Estratificación
Es la disposición de estas en bancos regulares o estratos. Estos depósitos se conforman
de fragmentos de rocas preexistentes. Si tales fragmentos son transportados antes de su
acumulación, el agente que los arrastra puede ser capaz de separar los más ligeros de los
más pesados, este proceso es característico cuando los fragmentos son tratados por el
viento y las aguas corrientes. Los estratos pueden ser diferentes atendiendo a sus
características: textura, composición y los dos a la vez.
4.9.2
Contenido de fósiles
Animales o vegetales (de la edad de la roca y ambiente de deposición). Con la muerte de
los organismos vivientes, vegetales y animales, sus residuos, formados por hojas,
troncos de árboles, conchas, huesos, etc., son a menudo enterrados junto con rocas
sedimentarias en vías de formación en los ríos, lagos y mares, de manera que petrifican
con la roca.
11
Frederic H. Lahee : “ Geología practica”
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4.9.3
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Estructuras Primarias Singenéticas
Son rasgos característicos que fueros formadas durante la sedimentación, los principales
son: la estratificación cruzada (formada por el cambio en la dirección de la corriente); la
estratificación gradada debido a un cambio en el caudal (disminución de la energía
durante el tiempo); y las ondulitas (son ondulaciones producidas por el viento o las
aguas, a causa del diferente tamaño de las partículas que son arrastradas).
4.9.4
Estructuras Primarias Epigenéticas
Son formadas con posteriormente a la sedimentación, las principales son: las marcas de
lluvia que son pequeños huecos dejados por la lluvia, sobre todo en las rocas de grano
fino como las arcillitas y las grietas de desecación, por la deshidratación de los
sedimentos sobre todo los arcillosos.
4.9.5
Formación de cavernas
Las cuevas se forman en zonas donde predominan las calizas, aunque las áreas costeras
también presentan en otros tipos de rocas. La caliza esta compuesta de calcita, disuelta
en el acido carbónico naturalmente presente en el agua de lluvia y en los ácidos húmedos
que se originan durante la descomposición de los vegetales.
El agua acidulada gotea a través de las grietas y junturas de la caliza y entre los estratos
rocosos, rompiendo la superficie del terreno en trozos de roca, separados dos grietas de
disolución, profundas hendiduras y por sumideros en cuya superficie las corrientes
pueden desaparecer. Bajo la tierra, el agua acidulada disuelve las rocas alrededor de las
fisuras, abriendo una red de galerías y cuevas que pueden convertirse en grandes
cavernas si el techo cede (ver fig. 4.16).
A medida que el agua gotea del techo, la calcita disuelta se va precipitando
químicamente formando las estalactitas, en el lugar del suelo donde caen las gotas se
forman las estalagmitas.
Fig. 4.16 Formación de cavernas.
Fuente (Dorling Kindersley: “The visual dictionary of the human body”)
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4.10
CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
ROCAS SEDIMENTARIAS EN BOLIVIA 12
Las rocas sedimentarias se han formado por la consolidación de fragmentos derivados de
la erosión de rocas preexistentes. Estos fragmentos denominados genéricamente
detríticos, dan lugar, según su granulometría a las lutitas, areniscas y conglomerados.
Por lo menos un 50 % de la parte andina, subandina y altiplanica del país, esta cubierto
por rocas sedimentarias detríticas. Estas rocas tienen edades geológicas que van del
Cámbrico al Terciario. Se destaca la abundancia de ceniza volcánica cinerita o pocke
que en capas de 1 – 20 m de espesor cubren extensas áreas en/o cerca de las ciudades de
La Paz, Oruro y Potosí.
Las lutitas y conglomerados no han tenido uso ni aplicación en el país. Sin embargo, de
la erosión de lutitas, areniscas y conglomerados, se forman depósitos de arcillas, arenas
y gravas, que tienen gran demanda como materiales de construcción.
Las calizas en cambio son rocas sedimentarias de origen químico y orgánico, y es de
distribución geográfica muy reducida en Bolivia, por lo que su explotación es mínima;
los principales Yacimientos son:
La Paz: Italaque Mocomoco, Carabuco, Tiquina, Cumaca, Cerro Catavi, Colquencha.
Oruro: Pazña-Huancane, Sevaruyo, Tarapichi, Kollu, Lagunillas.
Potosí: Miraflores-El Molino, Chita, Yura, Uncia, Ubina, Toracani, Torotoro,
Chayanta.
Cochabamba: Santiváñez, La Viña, Irpa Irpa, Safari, Alto Chapare, Cristal Mayu,
Parotani, Morochata, Suches, Pojo.
Chuquisaca: Maragua, Cala Orkho, Presto-Tarabuco, Camargo, San Lucas, Icla.
Tarija: Chaupi Uni, Yesera, Nogalitos, Salado, Villa Montes, Canaleta.
Santa Cruz: El Tunal, Vitiacua, Abapo, Yacuses, Tacuaral.
Existe gran cantidad de rocas sedimentaria, sobre todo del tipo clástico, distribuidas en
las diferentes zonas morfológicas como podremos ver en la fig. 4.17:
12
Ismael Montes de Oca: “ Enciclopedia geográfica de Bolivia ”
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases”
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Fig. 4.17 Predominación de las rocas sedimentarias en nuestro país (Constituyen casi todas las
zonas morfoestructurales de Bolivia) – fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica
de Bolivia”)
 En la zona oriental estas no se hallan visibles por la vegetación por consiguiente
el estudio de estas se torna difícil, sin embargo se ha podido observar algunas del
tipo clástico como areniscas y conglomerados, así como de algunos horizontes de
caliza.
 La cordillera oriental debido a los diferentes intrusivos que han metamorfizado
los sedimentos no existen rocas del tipo sedimentario.
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
 La cordillera occidental se halla constituida principalmente por rocas ígneas,
siendo mínimos los afloramientos de rocas sedimentarias del tipo clástico,
areniscas del terciario.
 En la zona subandina es donde existen gran cantidad y variedad de sedimentos,
en su gran mayoría son de tipo clástico areniscas y grauwacas de edad
Paleozoica.
 En el altiplano es donde mayor y gran variedad de sedimentos, de diferentes
edades se hallan aflorando. Existiendo en su mayor parte sedimentos del tipo
clástico (areniscas y grauvacas) tanto de edad Paleozoica, Mesozoica como
Cenozoica. También existen calizas en el Pérmico como en el Cretácico Así
como horizontes de yeso en el Terciario. Las evaporitas se encuentran en los
salares de Uyuni y de Coipasa que también contienen otras sales como silvina y
otros carbonatos y sulfatos, pero en su constitución es de NaCl (Cloruro de
Sodio).
De manera ilustrativa podemos apreciar en las figuras 4.18, 4.19, 4.20 y 4.21 diferentes
tipos de rocas ígneas encontradas en nuestro país.
Conglomerado
Las regiones de Bolivia
donde encontramos esta
roca son:
En el chapare, en la
formación Morochata de
Cochabamba.
Fig. 4.18 Conglomerado. Sipe Sipe (Cochabamba)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
Caliza
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
Cochabamba: Morochata, Irpa –
Irpa, Arque.
La Paz: Italaque Mocomoco,
Carabuco, Tiquina.
Santa Cruz: Vitiacua, Abapo,
Yacuses.
Oruro: Catavi, Lagunilla, Kollu.
Fig. 4.19 Caliza. Sinclinal de Morochata (Cochabamba)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Areniscas
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
Cochabamba: Chapare, el la
formación El Molino, Sipe Sipe.
Casi la mayor parte de la
Cordillera Oriental
Fig. 4.20 Arenisca. Sipe Sipe (Cochabamba)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
Lutitas
Las regiones de Bolivia donde
encontramos esta roca son:
Casi un 50% de la parte Andina,
Subandina y Altiplanica.
Fig. 4.21 Lutitas. Camino a Morochata (Cochabamba)
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Preguntas de control:
1.- ¿Qué son los sedimentos?
2.- ¿Qué es la Sedimentologia?
3.- ¿Cómo se forma una roca sedimentaria?
4.- ¿Qué es la meteorización y cuantos tipos de meteorización existen?
5.- ¿Definir en breves palabras lo que es suelo?
6.- ¿Cómo se compone el suelo, explicar?
7.- ¿Cuáles son las propiedades físicas del suelo?
8.- ¿Cuáles son los procesos de sedimentación y explicar cada uno de ellos?
9.- ¿Describir los ambientes de depositacion de sedimentos?
10.- ¿Cómo se clasifican las rocas sedimentarias?
11.- ¿Nombrar los grupos en los que se dividen las rocas clásticas?
12.- ¿Explique como es la textura en las rocas sedimentarias?
13.- ¿Cómo se diferencian el conglomerado, la arenisca, la limolita y la lutita?
14.- ¿Cómo están divididas las rocas de origen Químico?
15.- ¿Qué son las evaporitas?
16.- ¿Cómo estan divididas las rocas organogenas?
17.- ¿Mencione y explique los rasgos mas comunes que se presentan en las rocas
sedimentarias?
18.- ¿Dónde podemos encontrar Calizas en el departamento de Cochabamba, mencione
los principales yacimientos?
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CAP IV.- ROCAS SEDIMENTARIAS
Referencias Bibliografía:
-Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S.
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- Frederic H. Lahee: “Geología practica”, Barcelona – 1975, Cuarta Edición.
- F. G. H. Blyth and M. H. Freitas: “Geología para ingenieros”, Mexico 1995 - Segunda
Edición.
- Dorling Kinddersley: “The visual dictionary of the human body”. – Londres 1991
- Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia.
- Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia ”, La Paz-Bolivia 2005, Primera
Edición.
Biblioteca virtual:
-
Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.
-
http://geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Sedimentos.html
-
http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/ggcap05e.htm
-
http://www.fagro.edu.uy/geologia/web/Mat_Apo/RyM/rym-5.htm
-
http://www.astromia.com/tierraluna/sedimeta.htm
-
www.fortunecity.es/.../ profesor/171/suelos.html
-
www.codelcoeduca.cl/.../ rocas/rocas.html
-
web.usal.es/~epavila/ webrocas/rqc.htm.
-
html.rincondelvago.com/files
-
www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm
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109
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
CAPÍTULO V
ROCAS METAMÓRFICAS
5.1
INTRODUCCIÓN 1
Metamorfismo es un término utilizado para indicar la transformación de las rocas en
nuevos tipos, por la recristalización de sus constituyentes; el término se deriva del
griego, meta que significa un cambio y morfe de forma.
La roca original puede ser ígnea, sedimentaria u otras que ya han sido metamorfoseadas
y los cambios que sufren resultan de la adición de calor o de la operación de la presión.
El calor y la presión son los agentes del metamorfismo que imparten energía a las rocas,
la suficiente para movilizar los constituyentes de los minerales y reunirlos como nuevos
minerales cuya composición y red cristalina están en equilibrio con las condiciones
existentes. Tales procesos transforman o metamorfosean las rocas y les superponen una
textura metamórfica que puede ser enteramente diferente de la textura que originalmente
poseían. La superposición de las texturas hace posible la historia de las rocas
metamórficas para definirlas especialmente cuando la composición y la orientación de
los nuevos minerales reflejan la temperatura del metamorfismo y la dirección
prevaleciente del esfuerzo (ver fig. 5.1).
Fig. 5.1 Esquema de un ciclo metamórfico
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
1
F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente altas
con respecto a la superficie.
El grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos
básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.
 El grado metamórfico.- (Introducido por Winkler, H.G.F). Se refiere a la
intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el
grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del
metamorfismo.
 Las zonas metamórficas.- (Introducido por Escola, Pentii). Se distinguen en
base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por Ej. la zona de
granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se
caracteriza por la apariencia de sillimanita.
 Las facies metamórficas.- Se distinguen a través de grupos de minerales, que se
observan en rocas de composición basáltica (ver fig. 5.2).
Fig. 5.2 Esquema de las facies metamórficas
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Las facies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de temperatura y presión.
Se puede observar que bajo 200º C se encuentra la diagenesis o este sector no está
realizado en la naturaleza.
Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los
grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales
metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las
condiciones de temperatura y presión características para el grado metamórfico, por
ejemplo la apariencia simultánea de orto piroxeno y granate indica condiciones de T y P
elevadas.
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112
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5.2
CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL METAMORFISMO 2
Los factores principales son las variaciones producidas en la temperatura, presión, el
esfuerzo elástico (de compresión) y la migración de los fluidos. Estos son factores
externos y pueden efectuar cambios en la mineralogía, en el quimismo de los minerales
y en el quimismo total de la roca.
Un factor también importante es el quimismo total de la roca, puesto que la misma
combinación de factores externos causará distintos cambios en rocas de diferente
composición química.
5.2.1 La temperatura
Es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la mayoría de las
reacciones metamórficas se debe a variaciones de la temperatura. Las variaciones de
temperatura hacen necesario un aporte calorífero a la roca. La fuente calorífera puede ser
un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de
subducción o una fuente calorífera regional profunda como el calor derivado del manto
por ejemplo. Además la descomposición radioactiva de elementos influye la estructura
térmica de la Tierra.
5.2.2 La presión de carga
Es el segundo factor importante, es causado por la masa de las rocas sobre yacentes y
depende de la profundidad y de la densidad de las rocas sobre yacentes. Por ejemplo una
pila rocosa de 1km de potencia de un granito ejerce una presión de carga de 264bar, de
un basalto ejerce una presión de carga de 294bar, de una peridotita (ultramáfica de
olivino, típica del manto superior) ejerce una presión de carga de 323bar y el agua ejerce
una presión de carga de 98bar.
5.2.3 La fuerza elástica (esfuerzo elástico)
Se refiere al componente de presión dirigida, que no es del mismo valor en todas las
direcciones. Normalmente el esfuerzo elástico tiene valores pequeños de 5-10bar hasta
100bar. El esfuerzo elástico puede deformar la roca, en que actúa: puede alinear los
minerales, formar la foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica o causar
rotaciones de minerales. Por consiguiente el esfuerzo elástico produce las texturas
dirigidas (‘fabric’) de una roca metamórfica como de un esquisto, de un gneis o de una
milonita. Además los fluidos, que pasan por la roca, la presión, que ejercen estos fluidos
y la interacción de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.
2
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
5.2.4 El quimismo total
O la composición química de la roca expresada por los contenidos en óxidos de
elementos también son de importancia. Puesto que en rocas de diferente composición
química cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las mismas condiciones de
temperatura y presión.
Por ejemplo con una temperatura T = 550 °C y una presión P = 5 kbar (+/- 15km de
profundidad) una roca arcillosa se convertirá en un esquisto micaceo, mientras que una
caliza se convertirá en un mármol.
La cuarcita compuesta de SiO 2 puro puede derivarse de una arenisca de puro cuarzo,
como puede encontrárselo en la playa o puede derivársela de un silex, (roca sedimentaria
de precipitación de sílice).
Los esquistos de cuarzo y feldespato o el gneis se componen principalmente de SiO 2 Al 2 O 3 - CaO - K 2 O - Na 2 O - H 2 O. La roca de partida puede ser una arenisca con
feldespato, una arcosa, una grauvaca o una roca magmática ácida, es decir de
composición granítica o granodiorítica.
Las pelitas son de composición SiO 2 - Al 2 O 3 - FeO - MgO - K 2 O - Na 2 O - H 2 O. A
grado metamórfico medio se convierten en esquistos micaceos, a grado metamórfico alto
se convierten en gneis.
En pelitas calcáreas y en margas cristalizan minerales metamórficos ricos en calcio
como coisita, lawsonita y margarita.
5.3
TIPOS DE METAMORFISMO 3
Los minerales metamórficos crecen en la roca sólida y su desarrollo es ayudado por
solventes, especialmente agua expedida por los poros restantes y de la deshidratación de
los minerales arcillosos.
Pueden distinguirse tres amplias clases de metamorfismo, las cuales dependen de los
controles ejercidos por la temperatura y la presión, de los podemos mencionara
continuación y verlas en la fig.5.3.
 Metamorfismo termal o de contacto, es aquel donde la elevación de la
temperatura es el factor predominante. Los efectos termales se llevan a cabo en
la zona de contacto adyacentes a las intrusiones ígneas o donde los sedimentos
plegados son llevados a las partes inferiores de la corteza donde se encuentran las
regiones mas calientes.
3
F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
 Metamorfismo dinámico o de dislocación, es aquel donde el control es el
esfuerzo como en fajas de cizallamiento.
 Metamorfismo regional, es aquel donde la presión y la temperatura han operado
sobre una gran área (regional).
Existen 3 tipos principales de
metamorfismo respecto a la
temperatura y presión:
Metamorfismo de contacto:
Temperatura alta, presión baja
Metamorfismo regional:
Temperatura mediana, presión
mediana
Metamorfismo de subducción o
dislocación: Alta presión con
temperaturas relativamente bajas.
Fig. 5.3 Esquema de los tres tipos de metamorfismo
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
5.3.1 Metamorfismo de contacto
La intrusión de una masa ígnea caliente como un granito o un gabro producen un
aumento en la temperatura de las rocas circundantes (o rocas encajonantes). Este
incremento motiva la recristalizacion de alguno o de todos los componentes de las rocas
afectadas ocurriendo los cambios mas marcados cerca del contacto con el cuerpo ígneo.
Cuando la recristalizacion puede desarrollarse sin el impedimento debido a un esfuerzo
externo que actúa sobre las rocas, los nuevos cristales crecen fortuitamente en todas
direcciones y la roca metamorfoseada adquiere una fabrica granular, la cual se conoce
como textura corneana.
Durante el metamorfismo también puede haber una transferencia de material en el
contacto cuando los gases calientes de la masa ígnea penetran las rocas encajonantes y a
este proceso se le conoce con el nombre de pneumatólosis (Minerales que cristalizan
debido a la emanación gaseosa a altas temperaturas mas de 600 ºC).
Las rocas encajonantes no están fundidas, pero las emanaciones calientes de ácido
carbónico, SO 2 , vapor de agua y compuestos volátiles de boro y flúor las atraviesan, lo
que da por resultado la formación de nuevos minerales. Las temperaturas pueden variar
de unos 500 a 800 ºC durante el proceso, y las emanaciones hidrotermales asociadas
peden llevar metales de mena como Sn, Zn y Fe, los cuales pueden ser depositados como
vetas minerales en fisuras y las rocas encajonantes.
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
5.3.2 Metamorfismo por dislocación
Cuando el esfuerzo es el principal control, y la temperatura queda subordinada como en
las zonas afectadas por fuertes movimientos de esfuerzo cortante, las rocas sufren el
metamorfismo por dislocación con la generación de texturas cataclásticas; las cuales
resultan del rompimiento mecánico de las rocas bajo esfuerzo, es decir, por cizalla o
brechación.
5.3.3 Metamorfismo regional
La operación del esfuerzo así como la elevación de la temperatura resulta en la
cristalización con la formación de nuevos cristales, muchos de los cuales crecen con su
longitud o superficie de crucero planas, perpendicularmente a la dirección de máximo
esfuerzo compresivo.
Las altas temperaturas y esfuerzos son originados en las fajas orogénicas de la corteza, y
las rocas correspondientes al metamorfismo regional se encuentran en estas grandes
fajas plegadas en donde son expuestas después de la denudación. Muchos componentes
de las rocas han adquirido una orientación paralela principalmente, la cual da a la roca
texturas características; la textura orientada producida por minerales hojosos o
columnares se llama esquistocidad, y una alteración de los lechos esquistosos de la
textura bandeada conocida como foliación. Las rocas argiláceas bajo la influencia de una
temperatura de moderada a baja, y un gran esfuerzo, desarrolla un crucero pizarroso.
5.4
DESCRIPCIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS 4
 Mármoles.- Roca metamórfica que proviene de la recristalización de la caliza
(dolomita), Los mármoles que contienen serpentina se llaman oficalcias, los que
posean mica cipolitos, existen además mármoles negros, debido a su contenido de
carbón, otros rojos por su elevada proporción de hematinas. Los mármoles son
susceptibles al buen pulimento, por lo que son empleados en la ornamentación.
 Cuarcitas.- Provienen del metamorfismo de areniscas, son rocas duras de fractura
concoidea, empleada para el empedrado de caminos (ver fig. 5.5).
4
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Cuarcita
Existen en la formación
Mizque, en la formación
las Petas, formación
Torohuayco.
Fig. 5.5 Cuarcita. Formación Mizque
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
5.4.1 Rocas derivadas de sedimentos pelíticos
Al actuar el metamorfismo en una roca pelítica, este aumenta con su grado, dando rocas
de diferentes nombres siendo del más bajo al más alto los siguientes:
 Pizarra.- Roca de bajo metamorfismo, solo se pueden apreciar sericita, micas,
cuarzo y minerales de arcilla, sus minerales no presentan ninguna orientación
preferencial (ver fig. 5.6).
Pizarra
Los lugares donde
afloran este tipo de
rocas son:
La cordillera huayna
Potosí, Chacaltaya
Fig. 5.6 Pizarra. Cordillera Huayna Potosí
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
 Filitas.- Rocas mas o menos semejantes a las pizarras pero se distinguen por su
aspecto brillante sedoso, se pueden ver algunos minerales a simple vista los que
encuentran orientados en dirección preferencial. (lajas son empleadas en
ornamentación) (ver fig5.7).
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Filita
Los lugares donde afloran
este tipo de rocas son:
Cordillera Oriental, escudo
Brasileño,
formación las Petas.
Fig. 5.7 Filita. Formación las Petas
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
 Esquistos.- La recristalización es mas avanzada (grado de metamorfismo bajo a
medio), el cuarzo y minerales micáceos pueden ser perceptibles a simple vista y
están orientados en dirección preferencial que dan características típicas a la
roca, además este mineral micáceo dará el nombre específico a la roca. Por Ej.
Esquisto sericítico, clorítico, talcoso, calcáreo, micáceo, etc. (ver fig. 5.8)
Esquisto
Los lugares donde
afloran este tipo de rocas
son:
Santa Cruz, Beni, Pando
Formación
Independencia,
formación Torohuayco.
Fig. 5.8 Esquisto. Escudo Brasileño
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
 Gneis.- Son rocas de mayor metamorfismo que los esquistos (grado de
metamorfismo medio a alto), se caracterizan por la presencia de feldespatos
perceptibles a simple vista, así como el cuarzo no tiene una fábrica foliada y
bandeada, ya que las capas delgadas de micas las separan donde se encuentra el
cuarzo y feldespato. Su composición mineralógica es similar al granito, son de
color claro o rojizas, se emplea también como piedra de ornamentación (ver fig.
5.9).
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Gneis
Los lugares donde
afloran este tipo de rocas
son:
Santa Cruz, Beni, Pando
Formación las Petas,
Escudo Brasileño.
Fig. 5.9 Gneis. Escudo Brasileño
Cortesía: Ing. Álvaro Fernández C.
 Eclogitas y Granulitas.- Rocas de grano grueso (grado de metamorfismo alto),
sin bandeamiento formadas esencialmente de cuarzo y feldespato, las micas están
casi ausentes, producidas por metamorfismo de contacto, se la emplea como roca
de construcción.
5.4.2 Rocas de Dislocación (Cataclásticas)
Se caracterizan por una disminución de los tamaños de grano de los eductos por rotura
mecánica.
 Brecha de falla.- Roca no cohesiva, se constituye en más de 30% de fragmentos
de rocas visibles distribuidas irregularmente.
 Pseudotachilita.- Roca no cohesiva, se constituye de componentes vítreas
distribuidas irregularmente.
 Milonita.- Roca cohesiva, que se compone en 50 - 90% de matriz de granos
recristalizados y de formación nueva y que es foliada.
5.5
ROCAS METAMÓRFICAS EN BOLIVIA 5
Las rocas metamórficas en Bolivia se hallan restringidas a la cordillera oriental, siendo
este, en su mayor parte esquistos micáceos, y en menor abundancia pizarras y gneis, así
como también filitas y cuarcitas paleozoicas.
En la zona oriental se encuentran rocas metamórficas especialmente de contacto. Los
mármoles son de metamorfismo bajo del pérmico empleándose para la construcción.
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Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia” - Julio Torrez Navarro:
“Apuntes de Geología general”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Preguntas de control:
1.- ¿Cómo se forman las rocas metamórficas?
2.- ¿En que consiste el grado de metamórfico?
3.- ¿Qué son las facies metamórficas?
4.- ¿La temperatura como contribuye al metamorfismo?
5.- ¿Qué es el metamorfismo de contacto?
6.- ¿La presión como favorece al metamorfismo?
7.- ¿En que consiste el metamorfismo por dislocación?
8.- ¿Cuáles son las características del metamorfismo regional?
9.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Cuarcitas?
10.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Pizarras?
11.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Filitas?
12.- ¿En que lugares de Bolivia se encuentran Gneis?
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CAP V.- ROCAS METAMÓRFICAS
Referencias Bibliografía:
- Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”,
México – 2000, Primera Edición.
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- Charles Pomerol & Robert Fouet: “Las Rocas Metamórficas”, Buenos Aires – 1967, Segunda
Edición.
- F. G. H. Blyth and M. H. de freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava
Edición.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960)
Biblioteca virtual:
-
Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation.
-
http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html
-
http://www2.sernageomin.cl/museo_final/rocas_metamorficas.htm&
-
http://www.fragro.edu.uy/geologia
-
http://www.astromia.com/tierraluna/igneas.htm
-
www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm
-
http://www.codelcoeduca.cl/tecnico_profesional/asistencia_geologica/modulos/reconocimi
ento/rocas/rocas.html
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
CAPÍTULO VI
GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.1
LA VIDA SOBRE LA TIERRA
Todo ser que nace, crece, se reproduce y muere es un ser animado, es decir, un ser con
vida, un ser viviente; todo el espacio del planeta ocupado por organismos se llama
biosfera es decir que 1a biosfera incluye la tierra, los mares y el aire que poseen seres
vivos, la vida se encuentra prácticamente en todos los ambientes geológicos. Se han
encontrado bacterias tanto en zonas de la atmósfera como en el agua de formación de los
pozos petrolíferos, también existen seres vivientes en las profundidades de los mares
como en su superficie.
Los seres vivientes se adaptan así mismo a las diferentes temperaturas y medios
reinantes en la tierra, así se han encontrado organismos activos a – 4°C en los océanos
polares y a 85°C en las fuentes termales; en aguas dulces, saladas y salobres. Sin
embargo la mayor concentración de organismos está restringida en nuestro planeta en el
mar, la máxima cantidad de seres vivos se encuentra hasta la profundidad donde penetra
la luz, es decir 200 m.
Los seres vivientes químicamente están formados principalmente por compuestos
orgánicos y agua, se han determinado más de un millón de especies diferentes de
animales de los cuales se han extinguido alrededor del 13%. En términos de números la
cantidad de plantas y animales que han habitado la tierra en los últimos 600 millones de
años, es tan grande, que su volumen se calcula es semejante al volumen de la tierra, es
conocido que toda función vital requiere de energía para su actividad. En la tierra la
fuente natural principal de energía es el sol; así las plantas mediante la fotosíntesis,
producen compuestos químicos por la acción de la energía solar en presencia de
clorofila.
La fotosíntesis es la formación de carbohidratos, cono ser azucares, almidones y celulosa
y las plantas son las únicas capaces de realizarla, por esta razón son indispensables para
la llamada cadena alimenticia (ver fig. 6.1). Esta empieza con una planta que sirve de
alimento a un animal, el que a su vez puede servir de alimento a otro animal. Sin
embargo, seguramente quedarán restos de animales muertos que a su vez servirán para
que ciertos grupos especiales de organismos los descompongan y pasen a formar parte
del suelo de cuyos minerales se nutrirá la planta.
Principal fuente de energía
SOL
PLANTA
ANIMAL
Hervíboro
(Fotosíntesis)
ANIMAL
Carnívoro
SUELO
DESCOMPOSICION
De Organismos
Fig. 6.1 Cadena Alimenticia – Fuente (Elaboración Propia)
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GEOLOGÍA GENERAL
6.2
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
CICLO GEOQUÍMICO
6.2.1 Ciclo del Carbono
Los elementos químicos, entre ellos el carbono sufren en la naturaleza un ciclo, es decir,
se encuentran en un ser inanimado, de éste pasan a un ser animado, para volver en
muchos casos al primero. En el carbono de manera simplificada se puede establecer el
siguiente ciclo mostrado en la fig. 6.2 en la cual el carbono por sedimentación al fondo
convirtiéndose en caliza después este pasa en forma de CO2 a la atmósfera.
CO2
Atmósfera
Hidrosfera
Descomposición Respiración Fotosíntesis
Industrial
Biosfera
Petróleo
Y
Carbón
Formación y
Precipitación
De CO3Ca
CO2
Juvenil
Caliza
Y
Dolomita
LITOSFERA
Fig. 6.2 Ciclo del Carbono en la Naturaleza – Fuente (Elaboración Propia)
El carbono, pese a no ser uno de los elementos más abundantes de la corteza, es uno de
los más importantes, precisamente por que sus compuestos son esenciales en toda forma
de vida conocida. Está por otra parte estrechamente ligada con otros elementos
importantes de los organismos como: hidrógeno, oxígeno, nitrógeno y azufre.
6.3
LA VIDA DEL PASADO
La aparición de fósiles abundantes en el periodo Cámbrico añade numerosos detalles a la
historia geológica. Son los testimonios de la existencia de vida en el pasado.
La palabra fósil (del latín fossilis) significa "desenterrado", Al igual que los seres
vivientes, las plantas y animales fósiles son numerosos y variados, tanto en tipo, número
y tamaño. Pueden variar desde varios metros cono el diplodocus (dinosaurio fósil), hasta
microscópicos (microfósiles).
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Los fósiles pueden ser directamente restos reales de animales y/o plantas o bien moldes,
huellas y señales dejados por los mismos, el término es antiguo y en su origen se aplicaba a cualquier objeto curioso extraído de la tierra. En su sentido primero, la palabra se
refería por lo tanto a ejemplares minerales, a cristales, piedras raras y restos petrificados
de animales y plantas. Con el tiempo el término se fue restringiendo y hoy solo se aplica
a restos de organismos conservados de modo natural en la corteza terrestre.
Existe una enorme diversidad de procesos de fosilización, es decir los cambios capaces
de convertir en fósil un organismo muerto, el tipo de conservación depende en gran parte
de la naturaleza del animal o de la planta, de sus hábitos y de las condiciones en que
murió y fue sepultado.
Dentro de las variadas condiciones requeridas, tálvez las más necesarias, aunque no
esenciales son la existencia de partes duras y el inmediato enterramiento, en efecto una
ostra es más fácil de fosilizar que un insecto y un animal sepultado en arena con agua se
fosiliza más fácilmente que un ser muerto en una pradera, donde pueden existir animales
necrófogos y putrefacción, sin embargo hay excepciones.
6.4
PROCESOS DE FOSILIZACIÓN
Existen muchas maneras por las cuales un animal se fosiliza. Entre ellas mencionaremos:






Moldes y vaciados.
Petrificación.
Residuos carbonizados.
Rastros, huellas y surcos.
Restos helados y momificados.
Testimonios indirectos.
6.4.1 Moldes y vaciados
Es un proceso corriente de conservación, imaginemos el caparazón de un animal que se
entierra en un sedimento, ocurren muchas transformaciones al tiempo que el sedimento
se convierte en roca algunas veces los caparazones se disuelven por acción de aguas
circulantes y dejan tan solo un molde hueco que refleja la configuración externa del
animal sin indicar nada de su estructura interna.
Pueden existir dos tipos de moldes:
 Externos.- Muestran la superficie exterior.
 Internos.- Reproducen la superficie interior.
Bajo algunas circunstancias les huecos se rellenan con sustancias minerales y originan
de esta manera, los llamados vaciados.
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Estos tampoco reflejan la estructura interna, el material de relleno es muchas veces de
composición diferente a la de la roca que lo contiene.
Este tipo de fosilización es muy común y existen numerosos casos en areniscas y calizas.
6.4.2 Petrificación
Existen casos en que materia mineral sustituye a las materias orgánicas dando lugar a
reproducciones pétreas del animal. Estas pueden ser más o menos perfectas y el proceso
ser total o parcial; en el primer caso, cuando el reemplazamiento es solo de las cavidades
internas o los conductos leñosos o de los caparazones, se habla de ejemplares
permineralizados. Cuando el proceso es completo se dice que el ejemplar está
holomineralizado.
Las soluciones de aguas circulantes son importantes para este proceso, los mas comunes
son sílice y calcita dando fósiles silicificados o calcificados.
Sin embargo existen otros agentes, aunque menos comunes tales como: pirita, marcasita,
dolomita, baritina.
6.4.3 Residuos carbonizados
Es especialmente importante para la conservación de hojas de plantas, intervienen la
presión y el poder absorbente del material circundante, que expulsan a los constituyentes
líquidos de un organismo, dejando una delgada lámina generalmente de carbono. En
éstas láminas es posible, a veces, estudiar hasta las nervaduras de las hojas.
Cuando no queda la lamina de carbono, suele quedar la impresión del objeto mineral.
6.4.4 Rastros, huellas y surcos
El desplazamiento de un organismo, generalmente produce marcas que indican su
recorrido. Si esas marcas se conservan, tendremos evidencias de la existencia de esos
individuos.
Los organismos se abren paso a través del barro en busca de alimentos o de protección,
estos canales a veces se conservan y pueden estar rellenados por sedimentos, muchas
huellas se graban en, sedimentos húmedos. El estudio de las huellas se ha convertido
hasta cierto punto en una especialización dentro de la paleontológica que se denomina:
INOLOGIA.
El estudio de las pisadas de los animales permite determinar el peso y dimensiones de
los mismos hasta la velocidad de desplazamiento.
En Bolivia son famosas las huellas de dinosaurios encontradas en sedimentos cretácicos
de la región de Toro Toro (ver fig. 6.18, 6.19).
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.4.5 Restos helados y momificados
Estos son casos raros pero espectaculares, son clásicos los hallazgos hacia el año 1900
efectuados en el rió Berezvoka en Liberia, de un mamut perfectamente conservado, aun
con sus partes blandas, que había habitado esas regiones hace unos 20.000 años.
Así mismo en las impregnaciones petrolíferas de Polonia se han hallado restos de un
rinoceronte lanudo, contemporáneo del mamut, el petróleo ha impedido la acción
bacteriana y la putrefacción.
También son famosos los insectos conservados en ambar donde se han conservado los
organismos íntegros, desafiando el ataque de los elementos y del tiempo.
6.4.6 Testimonios indirectos
Existen algunos objetos que no han sido jamás orgánicos, pero que de una manera u otra
han estado vinculados con seres vivos. Es el caso de los llamados gastrolitos, que son
piedras ingeridas por animales (Posiblemente para ayudar a la trituración de alimentos,
algo semejante al “buche” de las actuales gallinas) de distintos tipos y que luego se
depositan con sus huesos, muchos excrementos de animales, también se han conservado
por petrificación, son los llamados coprolitos.
Del estudio de los fósiles se encarga la ciencia llamada paleontología. La paleontología
actualmente se encuentra dividida en muchas ramas como: paleobotánica, paleontología
de vertebrados, paleontología de invertebrados y micropaleontología.
La paleontología es fundamental para poder interpretar la historia geológica de la tierra.
6.5
GEOLOGÍA HISTÓRICA
La geología histórica tiene por objeto establecer la sucesión de los acontecimientos
geológicos ocurridos a partir de la formación de los núcleos continentales y el papel que
han desempeñado en la elaboración de la morfología y estructura que la tierra exhibe
actualmente.
La historia de la tierra comienza con el origen de la misma, como hemos visto en los
capítulos anteriores, esta historia está llena de acontecimientos, ya que nuestro planeta
ha experimentado muchos cambios desde que se convirtió en cuerpo independiente. De
estos cambios algunos son rápidos (Ej. cambios de temperatura), otros son lentos tales
como el avance y retroceso de glaciares, de las costas, formación de montañas, petróleo,
etc, pero en todo ello se evidencia una continua evolución.
Al igual que cualquier historia, en geología es necesario interpretar los testimonios
dejados por la evolución terrestre y ordenar adecuadamente los acontecimientos
ocurridos, para ello existen algunas leyes o principios que son básicos para la ciencia
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
llamada estratigrafía y para la geología histórica. Tal vez la más importancia es la ley de
la superposición que explica que las camadas de rocas se van depositando sucesivamente
de manera que si tomamos en cuenta varias capas A, B, C, D, E, se deduce que E es la
más nueva, luego B-C, etc hasta llegar a la primera o más antigua capa llamada A.
6.5.1 Columna Geológica
La historia de la tierra puede subdividir en varios segmentos o fracciones sucesivas, que
llevan diferentes nombres. Primero dividimos todo el pasado de la tierra en dos Eones.
La palabra eon quiere decir que se trata de una enorme duración; que puede representar
desde 500 millones hasta varios billones de años.
El primero de ellos, el Eon Criptozoico (eon de la vida latente), ocupa la mayor parte de
la historia de nuestro planeta, algo como las primeras nueve décimas partes de su
pasado, es decir unos 4.500.000.000 (cuatro mil quinientos) millones de años.
El eon Fanerozoico (eon de la vida permanente o manifiesta), tiene una duración de solo
600.000.000 (Seiscientos millones) de años. El criterio para hacer tal separación se basa
en la presencia o ausencia de fósiles en las rocas pertenecientes a las dos grandes
unidades. Mientras que en las rocas del criptozoico no se encuentran fósiles, en las rocas
sedimentarias del eon fanerozoico encontramos fósiles con relativa abundancia, desde su
comienzo, hace 600 millones de años, hasta nuestros días, este momento decisivo ocurre
al principio del periodo llamado Cámbrico, y por ello el tiempo ocupado por el eon
criptozoico lo llamamos corrientemente eon Precámbrico.
Los dos eones se dividen a su vez en unidades menores, llamadas eras y estas
comprenden varios periodos cada una. Nosotros trataremos brevemente la historia del
precámbrico, pero discutiremos con mayor detalle los sucesos que han ocurrido después
del cámbrico hasta el presente. Con ese sistema comienza una nueva era, la era
Paleozoica, que comenzó hace unos 600 millones de años y termino hace unos 225
millones de años, esta era se divide en siete periodos, desde el mas viejo hasta al mas
joven, son los siguientes: Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero y
Pérmico.
La próxima era es la ERA MESOZOICA que comenzó hace 225 millones de años y
termino hace unos 70 millones. Esta se divide en tres periodos, en orden ascendente son
los siguientes: Triásico, Jurásico y Cretácico.
La tercera era es la ERA CENOZOICA que comenzó hace aproximadamente hace 70
millones de años y todavía sigue durante la época presente. Se divide en dos unidades
mayores, el periodo Terciario y el periodo Cuaternario. El primero se llama a veces
simplemente el TERCIARIO y al segundo el CUATERNARIO o el Pleistoceno.
Colocando estas unidades en una columna; ubicando las unidades más antiguas más
abajo y las más nuevas arriba obtenemos la columna geológica que ilustramos a
continuación:
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Tabla 6.1 Columna geológica
Periodo
Cuaternario
Época reciente
Época del pleistoceno
3,5 millones de años
10,5 millones de años
Época del Mioceno
Periodo Terciario
12 millones de años
Época del Oligoceno
14 millones de años
Época del Eoceno
15 millones de años
Época del Paleoceno
10 millones de años
Periodo Cretácico
65 millones de años
Periodo Jurásico
50 millones de años
Periodo Triásico
45 millones de años
Periodo Pérmico
Periodo
Carbonífero
50 millones de años
ERA PALEOZOICA
10 mil
10 mil años
Época del plioceno
ERA MEZOSOICA
ERA CENOZOICA
Atrás
Periodo Pennsylvánico
35 millones de años
Periodo Mississípico
35 millones de años
Periodo Devónico
60 millones de años
Periodo Silúrico
30 millones de años
Periodo Ordovícico
45 millones de años
Periodo Cámbrico
120 millones de años
Tiempo del Precámbrico
Alrededor de 4 billones de años
3,5
millones
14 millones
26 millones
40 millones
55 millones
65 millones
130
millones
180
millones
225
millones
275
millones
310
millones
345
millones
405
millones
435
millones
480
millones
600
millones
4,5 billones
Fuente: Leonardo Branisa: “Bolivia en el espacio y en el tiempo”
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.2 Historia del Precámbrico
Como hemos visto ya, el tiempo precámbrico ocupa casi las nueve décimas partes de la
historia de la tierra. Los geólogos dividen el cambrico en tres eras:
 Proterozoica (Griego PROTEROS – Primero; ZOE – Vida).
 Arqueozoica (Griego AREHATOS – Antiguo; ZOE – Vida).
 Azoica (Griego A – Sin; ZOE – Vida).
6.5.2.1 Era Azoica
Es la más antigua y la más larga. Abarca esta unidad el intervalo de tiempo desde el
momento en que nuestra tierra empezó su existencia como un planeta independiente.
Durante muchos millones de años, la tierra era una bola de fuego, con altísimas
temperaturas; todos sus componentes se hallaban en fusión o en forma de gases, algo
como el sol actualmente. En tales condiciones la vida era imposible. Poco a poco esta
masa se fue enfriando y la parte superior de la masa se consolidaba formando una costra
sólida. Partes de esta costra se fundían de nuevo y de nuevo se consolidaban.
Después de millones de años estas primeras costras sólidas aumentaban de extensión y
profundidad formando unos núcleos extensos que llamamos escudos o Kratones.
Tales kratones fueron los primeros núcleos de los futuros continentes; estos contienen
las rocas más antiguas que se conocen.
En América tenemos varios de estos núcleos primitivos o Kratones:
 El escudo Canadiense.
 El escudo de las Guayanas.
 El escudo Brasileño.
Los escudos están compuestos principalmente de rocas ígneas, como Granitos, Gabros,
Sienitas, etc... y de rocas metamórficas como Gneises bandeados, Micaesquistos,
Cuarcitas, etc. Las rocas de los escudos son generalmente muy ricas en minerales de
valor como Oro, Plata, Níquel, Cobre, Uranio, Hierro, Diamantes, etc.
Un momento decisivo fue cuando la temperatura de la tierra llego por debajo de los
100°C, hasta ese momento, el agua se encontraba en forma de vapores.
Al bajar la temperatura convenientemente, los vapores de agua se condensaron en gotitas
dando lugar a la primera lluvia. Y entonces comenzó a realizarse por primera vez el ciclo
circulatorio del agua en la naturaleza.
Cae la lluvia y después de tocar la tierra las gotas se reúnen en pequeños hilitos de agua
que, por la fuerza de gravedad, se mueven por pendientes, se unen en riachuelos y
arroyos y continúan bajando mientras existe un declive hasta que se llega a acumular en
las oquedades formando lagos y finalmente mares. Con el calor del sol el agua se
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
evapora, los vapores suben a la atmósfera donde se forman las nubes, al enfriarse el
vapor se condensa y cae otra vez como lluvia, repitiéndose el ciclo. El agua es uno de los
principales agentes de erosión, los cursos de agua han esculpido muestro paisaje actual,
han cavado los valles, arrastrado pedrones de los cerros; las piedras por el largo arrastre
y continuo desgaste se convierten en guijarros, arenas y arcillas, material que el agua
deposita en las partes mas bajas.
6.5.2.2 Era Arqueozoica
También esta era fue de una duración enorme, las rocas de este período son en su mayor
parte, semejantes a las de la era anterior. La actividad de los volcanes era muy fuerte,
entonces cantidades de lavas se esparcieron por la superficie de la tierra; por las
rajaduras de la primera costra subían magmas o material rocoso en fusión que se iba
consolidando, aumentando así el espesor de la primera corteza.
En esa época se han formado potentes cordilleras, las que por el constante desgaste de la
aguas, vientos y por la simple fuerza de gravedad perdían alturas hasta quedar reducidas
en planicies de donde se han conservado solo las raíces de montaña.
Con solo presente en esta era las aguas del mar se incubaron los primeros seres dotados
de vida, estos eran de aspecto muy modesto, insignificantes, formados de una sola
célula, microscópicos, algo parecido a las amibas o bacterias actuales.
Estos seres primitivos que dieron origen a las plantas y animales, no poseían ningún
esqueleto ni conchilla protectora de manera que al morir su cuerpo se desintegraba sin
dejar rastro, los fósiles son casi ausentes y la presencia de los seres vivos se deduce por
la presencia en ciertas capas de materia carbonosa o de grafito, puesto que el carbono en
la naturaleza es casi siempre de naturaleza orgánica.
6.5.2.3 Era Proterozoica
Las rocas de esta era se distinguen de las dos eras anteriores en que disminuyen
notablemente la cantidad de rocas ígneas y metamórficas.
Aparecen sedimentos poco alterados, en general las rocas Proterozoicas son menos
plegadas, menos perforadas por diques de rocas ígneas y por presentar ya los primeros
fósiles aunque no presentes y reducidos a ciertos lugares privilegiados, como por
ejemplo Australia.
Entre los raros fósiles prevalecen algas marinas, pero aparecen también los primeros
tipos de animales primitivos, como medusas, esponjas, vermes, etc.
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.3 Era Paleozoica
Como podemos ver en la columna geológica presentada en la figura anterior, después
del Precámbrico sigue un largo intervalo de tiempo, llamado la era Paleozoica, o
simplemente Paleozoica.
La era Paleozoica comenzó aproximadamente hace unos 600 millones de años y ha
durado unos 380 millones de años.
Se subdivide en seis unidades menores llamadas en forma ascendente:






Cámbrico.
Ordovícico.
Silúrico.
Devónico.
Carbonífero.
Pérmico.
Las rocas paleozoicas están ampliamente desarrolladas en la parte andina de Bolivia, es
decir en las cordilleras que se extienden desde la parte oriental del Lago Titicaca y del
altiplano hasta las llanuras del Beni y el Chaco.
Tales rocas son casi todas de origen marino y sedimentario, depositadas lentamente en el
fondo de los mares Paleozoicos. Se caracterizan por ser rocas estratificadas, o sea
compuestas de capas paralelas, capa sobre capa, en las que alternan camadas de
areniscas, lutita y en menor grados rocas calizas. Las rocas Paleozoicas son en general
de color más oscuro, negras, grises, verduzcas, etc.
6.5.3.1 Período Cámbrico
Ya en las primeras capas que se encuentran encima del limite entre el Precámbrico y el
Cámbrico se encuentran, fósiles bien conservados y con relativa frecuencia, lo que esta
en un fuerte contraste con las rocas de las eras anteriores.
Ya desde el comienzo del cambrico los fósiles están presentes casi siempre en las rocas
de períodos posteriores hasta nuestros días. Los fósiles constituyen un elemento muy
importante para la datación de las rocas.
Las rocas del Cámbrico no abundan mucho en Sud América. Son mas frecuentes en el
Hemisferio Norte, las rocas Cambrianas conocidas son todas de origen marino.
Los primeros fósiles bien conservados se encuentran en las sedimentitas del Cámbrico
inferior, los más abundantes y variados son los trilobites, un grupo ya extinguido de
artrópodos marinos, lejanos parientes de los actuales cangrejos, langostinos, etc. Los
trilobites predominaban en la fauna del Cámbrico, Ordovícico y Silúrico, son todavía
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
numerosos y variados en el Devónico, pero comienzan a escasear en el Carbonífero y los
últimos se extinguen antes de finalizar el Pérmico.
Los fósiles de los diferentes períodos son diferentes entre si por que fueron
evolucionando constantemente. Si no hubiera habido evolución en el mundo orgánico,
los fósiles de las diferentes épocas geológicas no presentarían diferencias entre si, y la
clasificación de las rocas por eras y periodos seria imposible. Pero por suerte, las formas
de vida han cambiado constantemente, surgiendo formas nuevas generalmente más
complejas, de manera que cada periodo presenta fósiles distintos y característicos, que
son llamados Fósiles Guías que nos indican mejor el periodo al que pertenecen.
Durante el período Cámbrico la mayor parte de Sud América se hallaba bajo el nivel del
mar. Solo emergían las regiones ocupadas por los escudos o kratones. En Bolivia
encontramos rocas Cámbricas en el sur del país, principalmente en el departamento de
Tarija, en las cordilleras llamadas Cadenas de Taxara (Sama) y la Cadena de Yanchara.
En Chuquisaca en la región de Culpina – Incahuasi e Impora, y en el Oriente Boliviano.
6.5.3.2 Período Ordovícico
Es el segundo de la Era Paleozoica, comenzó hace unos 480 millones de años y tuvo una
duración de 45 millones de años.
Las rocas Ordovícicas que se conocen son de origen marino y presentan una fauna fósil
mucho más abundante y más variada que el período Cámbrico precedente. Entre los
fósiles predominan todavía los trilobites, pero aparecen un grupo nuevo de diminutos
fósiles llamados Graptolites, que son animalitos coloniales provistos de unos flotadores
llenos de aire que circulaban a la deriva por los océanos de aquellas épocas.
Los moluscos, braquiópodos, como ser corales y briosos aparecen en mayor número y en
formas mas variadas y mas evolucionadas.
Bolivia se halla todavía sumergida bajo el nivel del mar junto con la mayor parte de Sud
América. Las rocas Ordovícicas tienen una vasta difusión en nuestro país, y se calcula
que el espesor sumado de las rocas ordovícicas aquí llega a los 8.000 metros por lo
menos; sedimentitas Ordovícicas están ampliamente representadas en la parte occidental
del departamento de Tarija y de Chuquisaca.
El departamento de Potosí, igual que el de Cochabamba, cuenta con vastísimas zonas
donde afloran rocas Ordovícicas casi exclusivamente. También el departamento de La
Paz cuenta con amplio desarrollo del Ordovícico en la provincia Caupolicán, en los
Yungas, etc.
Ricas faunas de fósiles ordovícicos han sido encontrados en Bolivia. Mencionaremos
solo algunas de las localidades más importantes. En Tarija: Cuesta de Sama, Iscayachi,
Guanacuno, Cuesta de Erquis, Sella, Tomayapo, Chaguaya, Pantipampa, etc. En
Chuquisaca: Rió Cachimayo, Culpina, Santa Elena, San Lucas, etc.
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
En Cochabamba: Serranía de San Pedro (ver fig. 6.3), Cordillera del Tunarí,
Cuchupunata, Arani, Mizque, Vila Vila, Etc. En Potosí: Vitichi, Tuctapari, Puna, Otavi,
Esquire, etc.
Dignomia boliviensis
Denominada anteriormente como lingula spp.,
actualmente todas las especies pertenecientes
al ordovícico fueron asimiladas en esta sola
especie.
Son braquiópodos inarticulados, de conchas
quitinofosfáticas.
Ordovícico superior, Cerro San Pedro
Cochabamba.
Fig. 6.3 Dignomia boliviensis. Ordovícico superior, Cerro San Pedro (Cochabamba)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
6.5.3.3 Período Silúrico
Después del Ordovícico siguió el período Silúrico, llamado a veces también Gotlándico.
Este periodo comenzó hace 435 millones de años y duro cerca de 30 millones de años.
Prevalecían los mares y solo hacia el final del período emergen tierras nuevas. En esas
partes hay sedimentos continentales.
En el Hemisferio Norte el clima era mucho mas caluroso que en el Hemisferio Sur. En el
norte se han depositado grandes espesores de roca caliza y existían arrecifes de corales
que prosperan solo en aguas tropicales. Al contrario, en la mayor parte de Sud América,
los mares del Paleozoico inferior y medio eran de aguas mas bien frías, las calizas faltan
casi por completo al igual que los corales y briosos y no se conocen arrecifes fósiles.
Al final del Silúrico el mar se retiro de la mayor parte de Norte América, solo al sur de
los grandes lagos quedo un mar interno sin comunicación con el océano, este mar se iba
evaporando poco a poco y dejo allí grandes depósitos de sal gema. El yacimiento de sal
abarca una zona de 250 kilómetros de ancho. Las capas individuales llegan a tener un
espesor de hasta 25 metros y en una sola localidad las varias capas totalizan hasta 75
metros de sal pura, las cataratas del Niágara están causadas por unas capas resistentes de
una dolomita de edad Silúrica.
La vida en los mares Silúricos era abundante y variada a demás de los trilobites que
llegaron a su culminación, existían los graptolites y se producen nuevas formas los
monograptus. Hubo abundancia de corales y aparecen los primeros Earypteridos o
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
escorpiones de mar, algunos de ellos tenían solo decímetros de largo, pero otros
alcanzaron tamaños de hasta 3 metros.
Hasta hace poco las rocas Silúricas en Bolivia eran poco conocidas y se confundían a
menudo con las rocas Ordovícicas y Devónicas, sus vecinas por tener aspecto similar,
tampoco sus fósiles son abundantes.
Hay tres localidades que han servido como modelos para el estudio de tales rocas en
Bolivia: Tarabuco en Chuquisaca, La zona minera de Uncia – Catavi – Huanuni y la
localidad de Pojo en el camino Cochabamba – Santa Cruz, otra localidad importante es
el Nevado de Chacaltaya cerca de La Paz (ver fig. 6.4, 6.5, 6.6, 6.7, 6.8).
Lindos Monograptus se han encontrado en Ushpa – Ushpa (8 Kilómetros) al este de
Cochabamba, en la localidad de Pojo, en el Paso Caliente (Camino Quillacollo –
Cocapata), Rió Carrasco (Caranavi – Bella Vista). Una sección completa y fosilífera el
la cuesta de Lampaya (Donde se encontraban dos estaciones de bombeo llamada Safari)
en el camino Cochabamba – La Paz.
Ofiuroideo indet.
Los asteroideos son poco frecuentes como
fósiles, este fósil presenta tres hileras de placas
en cada uno de sus cinco brazos, las placas
laterales y la placa dorsal. En la parte centra
puede observarse el disco donde convergen los
brazos. Un fósil bien preservado de un
asteroideo es el encontrado en Ventilla
(Carretera entre Oruro y Cochabamba) por el
padre Sempere del Colegio San Calixto, el que
se encuentra actualmente en la exposición del
Museo Nacional de Historia Natural en Ciudad
de La Paz.
Fig. 6.4 Ofiuroideo indet. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Leonaspis Chacaltayana (Kozlowski)
Cuerpo redondo. Céfalo que posee
espinas genales largas, provistas de
pequeñas espinitas. Las espinas de las
pleuras son oblicuas al plano sagital. El
pigidio intercala espinas medianas y
cortas. Al igual que en L. aracana posee
hileras de tubérculos
Fig. 6.5 Leonaspis Chacaltayana (Kozlowski). Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Loxonema sp.
Concha turriculada, con
alturas de una vuelta
que disminuyen
proporcionalmente.
Muy abundante en
yacimientos silúricos.
Fig. 6.6 Loxonema sp. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Coral indet.
Coralitos coloniales
muy pequeños similares
al género
Pleurodictyum.
Silúrico superior.
Chacaltaya - La Paz
Fig. 6.7 Coral indet. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Nuculites sharpei
Conchas pequeñas, las
que presentan una sutura
en la imagen al lado
izquierdo, líneas de
crecimiento visibles.
Silúrico superior.
Chacaltaya (La Paz)
Fig. 6.8 Nuculites sharpei. Chacaltaya. Silúrico superior (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.3.4 Período Devónico
Rocas y fósiles de este periodo fueron estudiados por primera vez en la región Sud Oeste
de Inglaterra, en el condado de Devon, de allí viene su nombre, posteriormente fueron
estudiadas rocas equivalentes en Bélgica, Alemania, Bohemia y en el estado de Nueva
York.
Casi todas las rocas Devónicas conocidas en el mundo son de origen marino, solo en
contados lugares se encuentran rocas Devónicas de origen continental o sea depositadas
en la tierra firme.
El período Devónico se inicio hace unos 405 millones de años y tuvo una duración
aproximada de 60 millones de años.
El devónico fue llamado también el Era de los Peces, no por el hecho que los peces
fueran los más numerosos o los más característicos de este período, sino que allí
aparecen los primeros peces bien preservados y bastante variados, y principalmente, por
la importancia que se da al hecho de la aparición de estos primeros vertebrados
conocidos.
En las épocas anteriores predominaban los invertebrados, animales sin columna
vertebral, en su gran parte sedentarios, anclados por la vida a un solo sitio del fondo del
mar. Los peces, grandes nadadores, se desplazan rápidamente y en cualquier dirección
en busca de alimento. Los primeros peces “acorazados” ocurren en los sedimentos
continentales del norte de Inglaterra donde vivían en lagos y arroyos de agua dulce. Sólo
posteriormente invadieron los mares.
A fines del Silúrico se extinguieron prácticamente los graptolites. Los trilobites, aunque
todavía numerosos en cuanto a individuos, ya no presentaban la variedad de formas que
tuvieron en las épocas anteriores.
Los otros grupos de invertebrados marinos, como los briozoos, braquiópos, corales,
gastrópodos, pelecípodos y equinodermos experimentaron un gran desarrollo.
Las primeras plantas terrestres datan de este período. Anteriormente sólo hubo vida
vegetal en los mares en forma es algas marinas siendo un gran paso hacia adelante la
conquista de la tierra firme por las primeras plantas. Estas se desarrollaron en un
comienzo, en tierras húmedas y pantanosas, adaptándose posteriormente a otros
ambientes menos húmedos y alcanzando cada vez formas y tipos más variados. Eran
todavía plantas del tipo primitivo, no florecientes, del tipo de nuestros helechos, musgos
y “cola ce caballo”.
Entre los trilobites predomina la familia ce los Phacopidos (Dalmanites, Phacops,
Metacryphaeus, etc.). Entre los braquiópodos aparecen espiriféridos que llevan en su
interior dos espirales cónicas.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Las rocas devónicas tienen, un amplio desarrollo en el territorio de Bolivia. Son rocas
casi exclusivamente marinas y relativamente fosilíferas.
Comenzando desde el sur, encontramos rocas devónicas en el departamento de Tarija,
al este de la ciudad: Yesera, Polla, al este Sella, etc.
En Chuquisaca se han encontrado los primeros fósiles devónicos ya en el tiempo de
d’Orvigny, hace casi 150 años. La franja devónica comienza a la altura de Tarabuco –
Presto y va hasta al este de Padilla.
En Cochabamba hay rocas devónicas desde el puente Arce hacia Aiquile y de allí a lo
largo del camino antiguo Cochabamba – Santa Cruz, desde Totora hasta Comarapa,
Saipina, Pulquina, Pojo, etc.
Oruro y Potosí no presentan casi afloramientos devónicos.
En el departamento de La Paz tenemos el desarrollo más completo del devónico
alrededor de la población de Sicasica (ver fig. 6.9, 6.11), Belén, Pujravi, Patacamaya
(ver fig. 6.10), Ayo Ayo, Caracato, Sapahaqui, etc.
Hay otros afloramientos devónicos desde-Achacachi hacia Escoma, Italaque, Charazani.
La parte occidental de la Península de Copacabana y de la Isla del Sol también está
constituida por rocas devónicas.
Las rocas devónicas de Bolivia son muy fosilíferas y brindaron a los científicos las
faunas más ricas y variadas de toda la América del Sur.
Estas faunas se diferencian notablemente de las faunas devónicas del Hemisferio Norte,
ante todo de las de Bohemia, Renania, África del Norte y de Australia, pero tienen
elementos comunes con las faunas devónicas, de la Argentina, Brasil, Uruguay, Islas
Malvinas, Sud África y Antártida. Todo este último conjunto se llegó a llamar la
provincia Malvino - Kaffra, una comunidad biológica, que vivió en un mar que tenía
pocas comunicaciones con Europa, Norte América y con los otros mares coetáneos.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Metacryphaeus caffer
Céfalo ovalado, con los surcos bien
diferenciados y ocelos de tipo olocroal. En
conjunto la glabela, los surcos y los ocelos dan
la impresión de un rostro. Axis y pleuras
distribuidas uniformemente. Los pigidios en
este grupo se caracterizan por ser aserrados, en
el caso de M. caffer presentan 5 espinas. El
vértice del pigidio es recto.
Devónico medio
Sicasica (La Paz)
Fig. 6.9 Metacryphaeus caffer. Devónico medio Sicasica (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Ciathophyllum bolivianum
Coralitos salitarios pertenecientes
a los corales de tipo rugoso, los
septos son visibles exteriormente.
El crecimiento de la epiteca es
mayor a lo ancho que a lo largo.
Devónico inferior
Patacamaya - La Paz
Fig. 6.10 Ciathophyllum bolivianum Devónico inferior Patacamaya (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Australospirifer antarcticus
Fósil abundante durante el
devónico, las conchas son muy
ornamentadas, las costillas
determinan profundas
acanalaciones, y las líneas de
crecimiento son bien
diferenciadas.
Devónico medio
Sicasica (La Paz)
Fig. 6.11 Australospirifer antarcticus Devónico medio Sicasica (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.3.5 Período Carbonífero
Comerlo hace unos 345 millones de años y tuvo una duración aproximada de 70
millones de años.
Se le dio este nombre en Inglaterra, porque dentro de sus rocas se explota los
yacimientos más ricos de hulla o carbón de piedra. También en muchos otros países del
Hemisferio Norte en las rocas de este periodo se encuentran yacimientos de hulla muy
ricos que han sido la base de una gran industria siderúrgica.
En Europa y el resto del mundo, excepto Norte América, se divide este período en dos
unidades: Carbonífero Inferior y Carbonífero Superior. En Norte América dieron al
Carbonífero Inferior el nombre de Mississípiano y al Carbonífero Superior el nombre de
periodo Pensilvaniano. Por el rió Mississipi y el estado de Pensilvania donde se hallan
mejor desarrollado.
Tanto el Carbonífero Inferior, como su equivalente el Mississipiano están representados
por sedimentos marinos que carecen de carbón de piedra (En Rusia ocurre lo contrario).
Mientras tanto el Carbonífero Superior o Pensilvaniano está formado por sedimentos
predominantemente continentales y es “productivo”, es decir que contiene capas
explotables de hulla.
En ningún otro período de la larga historia de la tierra hubo una acumulación semejante
de carbón de piedra como durante el Carbonífero Superior. Sin embargo, contrasta la
riqueza de carbón de piedra en el Hemisferio Norte con la relativa pobreza del
Hemisferio Sur, ambos hechos se deben a la presencia de condiciones ambientales
reinantes en ambos hemisferios.
Los geólogos y los biólogos coinciden en afirmar que la atmósfera de la tierra antes del
período Carbonífero estaba frecuentemente saturada de anhídrido carbónico (CO 2 ), en
parte debido a la actividad volcánica. La presencia de la abundante vegetación durante el
Carbonífero fue eliminando ese gas dañino para la vida animal y enriqueciendo la
atmósfera con el oxigeno que fechaban las hojas de las plantas en el proceso continuo de
la fotosíntesis. De esta manera la tierra resulto más habitable para los animales.
Junto con el desarrollo extraordinario de las plantas, iba pareja la aparición y gran
desarrollo de los insectos. Se han encontrado numerosa cucarachas fósiles y grandes
libélulas, algunas de ellas miden hasta 20 cm. de ancho con las alas extendidas.
El desarrollo de rocas Carboníferas en Bolivia ocurre dentro de la Zona Subandina, es
decir en las cadenas frontales frente a las llanuras del Chaco y del Beni. Es esta la zona
petrolífera del país. Los geólogos llaman estas rocas con el nombre de “Gondwana”.
En la parte andina y en el Altiplano, las rocas Carboníferas se han conservados solo en
contados lugares, comúnmente protegidas por otras rocas más jóvenes. Generalmente
ocurren en los mismos lugares donde aparecen las rocas Pérnicas, afloramiento que no
presentan mucho espesor, son pobres en fósiles, pero a veces muestran plantas
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
fosilizadas como es el caso del helecho fósil de la fig. 6.12 encontrado cerca de la
localidad de Copacabana.
Helecho Fósil
Helecho fósil del
carbonífero de la
localidad Zampaya al
este de Copacabana en
el departamento de
La Paz
Fig. 6.12 Helecho Fósil Carbonífero Zampaya (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
6.5.3.6 Período Pérmico
Este es el último período o sistema de la Era Paleozoica y también el ultimo en
describirse. Lleva el nombre de una provincia rusa llamada Perm, por que allí fue
reconocido por primera vez, entre el recodo del Rió Volga y los Montes Urales.
Comenzó este periodo hace unos 275 millones de años y duro unos 50 millones de años.
En el oeste de Europa este sistema esta desarrollado principalmente por rocas de origen
continental, mientras que en el lugar citado en Rusia esta constituido por rocas de origen
marino.
Tanto en su desarrollo terrestre como también marino este periodo es una continuación
del Carbonífero, hasta contienen en algunos lugares, cantidades explotables de carbón de
piedra. La flora y la fauna son bastante parecidas, razón por la cual algunos geólogos
propusieron unirlo junto al Carbonífero y llamarlo el período Antracolitico, cosa que no
prospero, reconociéndose hoy en día su categoría de periodo independiente.
Rocas de este sistema no tiene gran desarrollo en Europa. Más frecuentes son los
afloramientos en Asia (China, Japón, Isla de Timor) y en Australia.
El desarrollo tal vez completo se encuentra en los Estados Unidos, principalmente en el
Estado de Texas y el norte de México. En Sudamérica, son ante todo Perú y Bolivia que
cuentan con un buen desarrollo de este sistema, Argentina posee también un desarrollo
discreto del mismo.
Casi igual que durante el Carbonífero el clima del Pérmico era tropical circunstancia que
favoreció mucho al desarrollo de la vida.
En el ambiente continental se observa un cierto probrecimiento de la flora.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Muchas de las plantas arborescentes del periodo anterior desaparecen, pero notamos la
aparición de otras formas importantes.
Presenciamos en el Pérmico el primer desarrollo importante de los primeros reptiles.
Aunque muchos de estos seguían viviendo en o junto a los pantanos, los reptiles se
independizan notablemente del ambiente acuático. Su piel ya no se seca en el aire como
ocurre con los anfibios, como las ranas y sapos, ponen sus huevos no en el agua, sino los
entierran en la arena, sus crías carecen branquias, pues desde su nacimiento respiran el
aire.
En el ambiente marino la vida era igualmente abundante. Los trilobites van
desapareciendo hacia fines de este periodo sin dejar descendencia. Los braquiópodos
producen nuevas formas de tamaño bastante grande, llamados Productidos, muchos de
estos llenos de espinas. Los moluscos adquieren formas nuevas, sobre todo en los
cefalópodos y gastrópodos. En las aguas tropicales se formaron extensos arrecifes de
corales, formados no solamente de corales, sino de colonias de briozoos, algas calcáreas,
braquiópodos sedentarios, etc.
Es notable la proliferación de las Fusulinas durante el Pérmico son estas unos
foraminíferos que segregan una conchilla calcárea de forma alargada, más gruesa en
medio, que se asemeja a granos de trigo.
Las rocas pérmicas en Bolivia están en su vivo contraste con las rocas Paleozoicas
Pre-pérmicas. Las rocas más antiguas, es decir desde el Cámbrico hasta el Carbonífero
son casi exclusivamente clásticas o dentrícas que carecen completamente de rocas de
carbonatos, de origen químico.
Es decir antes del Pérmico no se presentan rocas calizas o dolomitas.
Esto se debe a que los mares del Paleozoico inferior y medio en Bolivia eran mares fríos
porque las calizas se forman solo en aguas calientes.
Los lugares donde afloran las rocas Pérmicas en Bolivia no son tan numerosos.
Citaremos la Isla del Sol y la Península de Copacabana, la Isla de Cumaná; Mina
Matilde, entre Escoma y Charazani; Yaurichambi (ver fig. 6.13), Colquencha; Yaco, El
Porvenir (Luribay) y otros en el departamento de La Paz. En Cochabamba: Apillapampa,
Pusa Pusa, Cerro Lamarani. Torotoro en Potosí y Zudañez en Chuquisaca completan el
cuadro.
Los primeros fósiles Pérmicos de Bolivia han sido hallados en la localidad de
Yaurichambi, allá por los años 1836 por el sabio naturista Alcides d’Orbigny. El lugar
esta a 46 kilómetros desde el Alto de La Paz a unos 300 metros del camino La Paz
Copacabana, y consiste de dos cerros a la izquierda del camino. En 1842 d’Orbigny
publico la descripción de casi treinta diferentes fósiles con sus ilustraciones, estos fósiles
bolivianos eran de los primeros que se publicaron en el mundo, de manera que sus
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
fósiles se utilizan por doquier. Los mas notables eran el Spirifer cóndor, hoy Neospirifer
cóndor (ver fig. 6.14) y el Productus cora, hoy Linoproductus cora (ver fig. 6.15).
Dos fábricas de cemento utilizan calizas Pérmicas para la elaboración de cemento: la
fabrica de cemento de Viacha, lleva la caliza de las canteras de Colquencha, y la de la
fabrica COBOCE de Apillapampa. Las calizas de Yaurichambi, de la Península de
Copacabana y de las otras localidades ya citadas mas arriba representan una valiosa
reserva para el futuro.
Spirifer cyclopterus
El cuerpo se diferencia del de los
demás espiriféridos por una
notoria forma globosa. La valva
peduncular normalmente se
conforma por 5 a 7 costillas, la
acanalación media se proyecta
ligeramente hacia adelante.
Pérmico inferior. Yaurichambi
(La Paz)
Fig. 6.13 Spirifer cyclopterus Pérmico inferior. Yaurichambi (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Neospirifer condor
Conchas típicas del pérmico,
las finas costillas y líneas de
crecimiento le proporcionan
una elegante ornamentación.
Al ser abundantes se puede
ver la ontogenia completa de
esta especie, desde los
jóvenes que miden escasos
milímetros, hasta los mas
grandes que superan los 10
cm. de envergadura.
Pérmico inferior.
Apillapampa (Cochabamba)
Fig. 6.14 Neospirifer condor Pérmico inferior. Apillapampa (Cochabamba)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Linoproductus cora
Las conchas pueden ser
pequeñas o grandes, en las
formas adultas la valva
braquial es plana, mientras
que la peduncular es
convexa, posee varias líneas
de crecimiento marcadas, y
proyecciones laterales en la
valva peduncular sobre el
eje de la charnela.
Pérmico inferior. Irpa Irpa
(Cochabamba)
Fig. 6.15 Linoproductus cora Pérmico inferior. Irpa Irpa (Cochabamba)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
6.5.4 Era Mesozoica
Después del Paleozoico comienza la Era Mesozoica o de la “Vida Media”. Se llama así
porque, desde el punto de vista de la evolución, los animales y plantas de esta época
ocupan un sitial intermedio entre los seres vicios del Paleozoico y los de las edades
modernas.
Comenzó la era Mesozoica hace 225 millones de años y duro 150 millones de años, los
continentes van adquiriendo contornos cercanos a su forma actual, pero por largas
temporadas los mares invaden las partes bajas en algunas partes. A fines del Paleozoico
se han extinguido grupos enteros de animales y plantas. Los trilobites, gran parte de los
braquiópodos, los cefalópodos del tipo primitivo han desaparecido de los mares y en la
tierra firme las plantas antiguas cedieron el lugar a tipos de plantas mas avanzadas, la
vida se estaba modernizando.
Dos son los animales que adquieren predominancia durante la Era Mesozoica: en los
mares son los Amonites y el los continentes son los Reptiles, predominando entre estos
últimos los Dinosaurios.
Los Amonites eran unos moluscos cefalópodos cuyo cuerpo blando estaba protegido por
una conchilla calcárea en forma de un disco, en el cual se ven muchas voluciones
adornadas con crestas transversales o tubérculos, que dan impresión de un cuerno de
carnero; se los llamo Amonites por el dios egipcio Amón, al cual se lo representaba con
cuernos de carnero.
Se divide el Mesozoico en tres períodos, los que en forma ascendente son:
 Período Triásico.
 Período Jurásico.
 Período Cretácico.
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.4.1 Período Triásico
Este periodo comenzó hace 225 millones de años y duro 45 millones de años. Es una
época de transición, después de la extinción de grandes grupos de animales y plantas a
fines del periodo Pérmico, la vida quedo en algo empobrecida, pero quedaron
desocupadas muchos nichos ecológicos los que fueron ocupados progresivamente por
nuevos grupos de seres modernizados. Ya aparecen los primeros dinosaurios, pero de
tamaños moderados en comparación a sus sucesores del Jurásico y Cretácico.
Rocas del período Triásico no son muy abundantes en Bolivia, se reducen casi
exclusivamente ala parte sur de la Zona Subandina en las serranías al oeste de
Villamontes; y es a lo largo del camino a Villamontes – Tarija, donde se las puede
observar mejor. Los geólogos llaman a las rocas Triásicas de Bolivia como al grupo
Vitiacua y lo dividen en varias formaciones, como la formación Canzapi, Caliza
Vitiacua y la formación Ipaguazú.
La formación Caliza o Dolomita Vitiacua es de origen marino, sin embargo se conoce
muy pocos fósiles de ella y generalmente mal conservados. Un lugar donde se puede
observar la formación Vitiacua, es el oeste de Villamontes, el puente Ustárez sobre el rió
Pilcomayo se apoya en ambos extremos sobre la caliza - dolomita de esta formación.
De la formación Ipaguazú son de origen evaporitico, ya que en esa zona existía un
pequeño mar triásico aislado del océano, después de mucho tiempo se formaron grandes
cantidades de Yeso y de Salgema. En el valle de Entre Ríos y Salinas hay abundantes
yacimientos de sal, como la mina de San Simón.
Se han encontrado restos fósiles mal conservados en el estrecho de Tiquina como
muestra la fig. 6.16.
Restos Vegetales
Estos fósiles vegetales, normalmente
de pequeño tamaño y son frecuentes
en estas rocas oscuras llamadas
tufitas, esta roca proviene del
estrecho de Tiquina en el Lago
Titicaca en La Paz, y los sedimentos
se acumularon unos 300 millones de
años antes de la formación del lago,
durante el período Triásico
Fig. 6.16 Restos Vegetales Triásico. Estrecho de Tiquina (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.4.2 Período Jurásico
Empezó este período hace 180 millones de años y termino hace 130 millones.
El desarrollo típico se halla en el Hemisferio Norte y fue estudiado primero en las
montañas Jura, entre Francia y Alemania; de allí viene su nombre.
El Jurásico marino es uno de los sistemas más ricos en fósiles por lo general
excelentemente preservados, y constituye un verdadero paraíso de los paleontólogos.
Abundan ante todo, los Amonites muy variados y toda clase de moluscos y
representantes de todos los grupos marinos.
En tierra firme abundan los reptiles, ante todo los grandes Dinosaurios entre ellos los
grande Diplodocus, Brontosauros, que llegaron a tener hasta 30 metros de largo y
pesaban hasta 40 toneladas. Sus esqueletos son el orgullo de los mejores museos del
mundo, muy conocido es el Estegosaurus, de menor talla, con las dos filas de
triangulares placas corneas a lo largo de su espinazo. Todos los dinosaurios nombrados
eran herbívoros y de marcha cuadrúpeda.
Existían otros que caminaban sobre sus piernas traseras y tenían una cola potente la cual
con las dos patas formaban un trípode el mas terrible es el Tyrannosaurus rex, que vivió
incluso en el Cretácico llegaba a tener hasta 16 metros de largo.
Rocas Jurásicas no fueron todavía reconocidas con certeza en el territorio de Bolivia
actual, tal vez por falta de fósiles y sin duda, debido a lo poco que se ha investigado
geológicamente una gran parte del país.
6.5.4.3 Período Cretácico
El tercer y último período del Mesozoico, el cual recibió su nombre da la palabra “creta”
que significa en latín tiza, porque se ha estudiado primero en el sur este de Inglaterra,
región conocida por los blancos acantilados verticales junto a Dover, en el estrecho de
Calais, que se componen de decenas de metros de tiza o creta impura, que es una forma
pulverulenta de caliza y sirve después de purificada y comprimida, para escribir en las
pizarras.
Comenzó el período Cretácico hace unos 130 millones de años y tuvo una duración muy
larga unos 65 millones de años.
Rocas cretácicas que afloran en todos los continentes son en parte marinas y en parte
continentales. Naturalmente, los sedimentos marinos, tienen una fauna diferente que los
sedimentos que se han depositado en el continente.
La vida en los mares cretácicos era abundante y muy variada. Predominaban todavía los
Amonites, y junto con ellos otros cefalópodos llamados Belemnites, parientes cercanos
de las actuales sepias o calamares. La parte que se conservó de ellos es el “hueso”
interno en forma de un cigarro o “puro” habano. Los moluscos, corno los caracoles
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CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
marino y los bivalvos presentan formas muy variadas, algunas muy grandes y ricamente
orna mentadas. Los erizos de mar llegan a su apogeo.
Sobre los continentes mantienen su hegemonía los reptiles, y ante todo los Dinosaurios.
Durarle todo el Mesozoico los Dinosaurios ocuparon casi todos los “nichos” biológicos
disponibles, en tierra, mar y aire. Ya hablamos de los dinosaurios terrestres, herbívoros
la mayor parte, y carnívoros los menos. Se supone que los más grandes eran semi
acuáticos o casi anfibios, porque el agua de los lagos, lagunas y pantanos sostenía la
mayor parte de su enorme peso y además les brindaba cantidades de plantas acuáticas.
Varios tipos de dinosaurios carnívoros se aventuraron al mar, donde hay siempre
provisiones inagotables de alimentos: peces, moluscos y otros habitantes marinos. Los
más conocidos de los dinosaurios marinos son los Plesiosaurus, de cuello y cola muy
largos y con un cuerpo rechoncho, y los Ichthyosaurus adaptados completamente a la
vida del mar, que presenta exteriormente la forma de un pez.
Los dinosaurios llegaron a dominar también el aire, conócenos restos de muchos tipos de
dinosaurios voladores, unos de tamaño de una paloma o de un cuervo, y otros de tamaño
mayor. Volaban por medio de una membrana extendida entre las extremidades
delanteras y las posteriores, en forma semejante como los actuales murciélagos.
El más conocido es el Pteranodon que media, con las alas extendida, hasta 3 metros de
ancho. Los restos de ese dinosaurio volador se encuentran en los sedimentos de ”creta”
que dejó en el estado de Kansas un mar interior cretácico.
Los dinosaurios más conocidos del Cretácico son sin duda, el Triceratops con tres
cuernos, de aspecto belicoso aunque en verdad era un pacifico herbívoro cuadrúpedo,
cuyas defensas eran contra su contemporáneo dinosaurio carnívoro, el temible
Tyrannosaurus rex.
A fines del Cretácico se extinguieron los dinosaurios por razones que ignoramos
¿Epidemias? ¿Sequías que han hecho desaparecer los pantanos y las plantas?
¿Inadaptabilidad a las nuevas condiciones climáticas?, no lo sabemos y nunca lo
sabremos.
De los tres sistemas Mesozoicos es el Cretácico que tiene más amplio desarrollo en
Bolivia. El conjunto de las rocas Cretácicas en nuestro país fue llamado por Gustavo
Steinmann “formación Puca” debido a la predominancia del color rojo, posteriormente
fue llamado “Grupo Puca”, “Grupo Pilcomayo” y “Grupo Potosí”, su equivalente en la
Zona Subandina y en el Chaco, fue llamado “Grupo Tacurú”, palabra que significa rojo
en Guaraní.
Rocas Cretácicas forman un amplio sinclinal que corre a lo largo del río San Juan de
Oro, desde Yavi (Norte Argentino) hasta su confluencia con el Rió Camblaya (Pilaya) y
desde allí por Las Carreras, Villa Abesia, Camargo hacia en norte. Al oeste de Potosí, las
rocas Cretácicas ocupan toda la cuenca de Miraflores, Tarapaya, y Cayara. La cuenca de
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147
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Miraflores sirvió como modelo para el estudio de estas rocas en Bolivia. Otra cuenca
Cretácica se extiende a lo largo del camino Potosí – Challapata entre las localidades de
Yocalla – Leñas – Agua Clara – Culta. Al este de Sevaruyo, en el Altiplano boliviano,
comienza otra cuenca Cretácica que continua casi hasta la altura de Uyuní.
Impresionantes afloramientos Cretácicos tenemos al Sud Oeste de Cochabamba, entre
Suticollo y Parotani, a lo largo del camino carretero y del ferrocarril.
Un desarrollo espectacular tienen las rocas Cretácicas en el sinclinal a lo largo del Rió
Caine, desde la localidad La Viña y Torotoro.
La fabrica de cemento de Sucre en el Calorkho esta utilizando rocas Cretácicas.
El clima en Bolivia era de tropical a Subtropical y bastante húmedo, de vegetación
abundante. Hubo una profusión de lagos, lagunas y pantanos en las que se depositaron
las Margas Multicolores.
Muchas de estas lagunas se comunicaban con el mar y por los ríos de poca pendiente se
remontaban desde la costa grandes “Peces Sierra”, unos tiburones que se alimentaban de
moluscos. Dientes de tales tiburones se han encontrado en Torotoro, junto con dientes de
otros peces sierra y numerosas rayas.
Numerosos caparazones de tortugas fósiles se han encontrado en Vila Vila
(Cochabamba), Torotoro y Miraflores, atestiguando un ambiente de lagunas y pantanos.
Las huellas encontradas en Torotoro, presentan a dos tipos de dinosaurios, huellas de
tamaño menor tridáctiles (De tres dedos) miden 20 cm., de la uña del dedo central al
talón, son de dinosaurios de unos 5 a 8 metros de longitud y de marcha bípeda, es decir,
que el animal caminaba apoyándose en las patas traseras. Huellas de dinosaurios mucho
más grandes, miden unos 40 cm. de largo son de animales de unos 20 metros de largo y
de marcha cuadrúpeda y seguramente herbívoros.
Melania potosinensis
Gasterópodos de agua dulce o
salobre, frecuentes en el cretácico en
rocas pertenecientes a la formación
Miraflores, pero vivieron en todo el
Mesozoico, por lo que no son buenos
fósiles guías
Cal Orck'o. Cretácico Superior
(Chuquisaca)
Fig. 6.17 Melania potosinensis Cretácico Superior Cal Orck’o (Chuqisaca)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
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148
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Yacimiento : Toro Toro (Potosí)
Formación : Molino
Periodo : Cretácico
Huellas de correspondientes a dinosaurio
con tres dedos.
Fig. 6.18 Huellas de Dinosaurio. Cretácico Toro Toro (Potosí)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
Yacimiento : Toro Toro (Potosí)
Formación : Molino
Periodo : Cretácico
Huella de un Iguanodóntido,
posiblemente
del
género
Iguanodon, caracterizada por la
marca de los 3 dedos no muy
abiertos.
Fig. 6.19 Huellas de Iguanodóntido. Cretácico Toro Toro (Potosí)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
6.5.5 Era Cenozoica
La Era Cenozoica significa periodo de vida moderna, en esta era desaparecen los grande
Dinosaurios y la mayor parte de los reptiles; en los mares se extinguieron los Amonites y
los Belemnites y también los peces mas anticuados, todos los animales y plantas
adquirieron formas mas evolucionadas, mas modernas y mas semejantes a los seres de
hoy.
La Era Cenozoica comenzó hace unos 65 (Según algunos 70) millones de años y dura
hasta ahora. Se divide en dos grandes unidades: el período Terciario (Duro entre 62 a 67
millones de años), y el periodo Cuaternario (Cuya duración se calcula en unos 3
millones de años).
Esta era es llamada también por algunos la era de los mamíferos, una evolución y una
dispersión inusitada ocupo casi todos los “nichos” ecológicos que quedaron vacantes
después de la desaparición de los Dinosaurios.
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149
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
6.5.5.1 Período Terciario
Se divide este periodo en 5 unidades mayores que son de abajo hacia arriba:





Paleoceno.
Eoceno.
Oligoceno.
Mioceno.
Plioceno.
Durante el período Terciario los continentes fueron adquiriendo contornos cada vez más
cercanos a los actuales. Un aspecto muy interesante es que en el Terciario se han
formado las cordilleras más altas que existen hasta hoy. En Europa, los Alpes, los
Cárpatos, los Pirineos; el Himalaya y el Parir en Asia y en América del Norte la cadena
de montañas Rocallosas que va desde Alaska hasta América Central. En Sud América la
grandiosa cordillera de los Andes que viene desde el Norte de Colombia hasta la Tierra
de Fuego.
Estas cordilleras no han surgido por golpes sino en un proceso lento que duró millones
de años y que consistió en un plegamiento por compresión y un solevamiento paralelo
de toda la masa continental.
El Terciario fue el escenario de un enorme desarrollo de lo mamíferos, a comienzos de
este periodo eran de tamaños reducidos, los mas grandes del tamaño de un perro o zorro
y de aspectos semejantes, no muy diferenciados. De estos modestos comienzos se
origino la gran evolución del grupo que pronto produjo formas cada vez mas variada y
de tamaño mayor; hasta la talla gigante.
Los antecesores a nuestros caballitos comenzaron en el Eoceno con formas no mas
grandes que el zorro (Eohippus, “Caballito de la aurora”), igual que los proboscídeos
cuyo primer antecesor conocido en el Oligoceno del África, era de tamaño de un tapir y
con una trompa corta, como de este mismo animal, llamado anta. En las épocas
posteriores podemos presenciar, en los fósiles que se han hallado, un aumento continuo
de tamaño hasta llegar a los representantes del grupo como ser: Dinotherium,
Mastodonte, Mamut y los elefantes actuales.
La actividad volcánica fue notable durante este período, con la elevación de las cadenas
de montañas aumento notablemente la erosión. El material originado por el desgaste de
las serranías fue llevado a niveles más bajos por las aguas de los ríos.
Los magmas provenientes del interior de la tierra trajeron consigo muchos minerales
metalíferos que se han alojado en vetas y filones entre las fracturas de las rocas.
Las rocas Terciarias en Bolivia tienen un alto desarrollo, los afloramientos mas extensos
se encuentran en las llanuras del Beni, Pando y el Chaco y por toda la extensión del
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150
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Altiplano, afloramientos reducidos y desconectados se encuentran en los valles de la
cordilleras centrales.
Hasta ahora el Terciario mejor estudiado es el de la Zona Subandina y del Altiplano. La
región de Corocoro – Chacarilla, las serranías de Hayllamarca (Entre Toledo y Turco) y
la región a lo largo del ferrocarril La Paz – Arica figuran como lugares de referencia.
Se ha comprobado, con la ayuda de fósiles vertebrados, la edad geológica Oligocena,
Miocena y Pliocena, faltan todavía fósiles que comprueben la edad Paleocena y Eocena
en el Terciario de Bolivia.
Existen también algunos vegetales fósiles de este periodo que han sido encontrados
cerca del Lago Titicaca (ver fig. 6.20).
Piña fósil de una
gimnosperma
Vivió en el Terciario en las
proximidades
del
Lago
Titicaca, mucho antes de que
este se forme.
Se puede observar claramente
las escamas de la piña, así
como las semillas y otros
detalles
Fig. 6.20 Piña fósil de una gimnosperma. Lago Titicaca (La Paz)
Fuente: (Trazas Fósiles de Bolivia)
6.5.5.2 Período Cuaternario
Hace aproximada mente 3 millones de años el clima cambio notablemente y la tierra
empezó a sufrir los rigores de una edad glacial, debido tal vez, a alteraciones de las
manchas solares.
Cuatro veces los glaciales han cubierto vastas regiones de América, de Europa y de Asia
septentrional con una capa de hielo de varios centenares de metros de espesor. Cada una
de las épocas de glaciales fue seguida por una época interglacial, en el cual mejoro el
clima y el calor hizo derretir parte del hielo, retrocediendo el frente glaciar más hacia el
norte en su retroceso los heleros dejaron tras de si enormes masas de material detrítico
llamados morrenas, consiste en arcillas, arenas, cascajo y pedrones mezclados sin mayor
selección de tamaño. Los ríos que se alimentaban con el agua producida de deshielo
desparramaron aquel material morrénico y lo distribuyeron desde el pie de monte hasta
las llanuras mayores.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Con el avance de los hielos hacia el sur, avanzaban también los animales típicos de la
tundra fría, caracterizados por los renos, oso polar, los lobos y los zorros, en la época de
deshielo esa fauna retrocedía hacia el norte, mientras que otra fauna, propia mas de un
clima benigno avanzaba y retrocedía a la inversa. Esta fauna estaba caracterizada por los
grandes Mamuts, semejantes a los elefantes actuales pero con pelaje largo, por los
rinocerontes, también provistos de largo pelaje protector; por los osos de las cavernas.
Las condiciones de un clima benigno con abundantes lluvias, humedad que favorecía
con el crecimiento de grandes bosques y amplios pastizales en las llanuras y sabanas.
Tales condiciones favorecían el desarrollo de grandes manadas de animales herbívoros,
como los predecesores de les caballos, guanacos, llamas y vicuñas, como de los
gigantescos Mastodontes, parientes de los actuales elefantes, provistos de potentes
colmillos y una larga trompa. Todos los animales que acabamos de nombrar, llegaron
a Sud América como inmigrantes desde el norte, después que se formo el “puente” de
tierra firme en el istmo de Panamá al comenzar el período Cuaternario.
Recordemos que durante el período Terciario, Sud América era un continente - isla, sin
conexión por tierra con el resto de los comitentes.
Abundantes fósiles de animales de este periodo se han encontrado en las cuencas de
Tarija, Concepción y Padcaya, pero fueron también hallados en el altiplano boliviano
(Ulloma), en los valles de Cochabamba, Sucre y hacia Potosí (Betanzos, Mojotorillo) y
también en el Chaco, cerca de Carandaití y Capirenda (Ñuapua).
Pero lo importante para nosotros, es el hecho de la aparición del primer hombre durante
el periodo Cuaternario, ya que se trata de nuestro antepasado y del ser que mediante su
inteligencia supo dominar, modificar y hacer útil toda la naturaleza existente y quien
produjo todas las maravillas de la cultura, civilización y tecnología modernas,
constituyéndose en un indiscutido rey del mundo.
6.6
ESTRATIGRAFÍA
Esta rama de las ciencias naturales trata de la descripción de los estratos tal como se
encuentran en las secuencias de áreas locales, su correlación y su interpretación. Es la
parte de la geología histórica o sea el desarrollo de la litosfera a través del tiempo.
Habíamos mencionado en el subtitulo referente a geología histórica el principio de
superposición, tanto este principio, como el del actualismo son fundamentales para la
estratigrafía. Este último principio indica que todos los hechos del pasado geológico se
explican mediante los que se observan en la actualidad, con la única diferencia posible
de una mayor o menor intensidad.
Las diferentes capas o estratos que conforman una pila sedimentaria, se distinguen entre
si por su diferente litología. Pero pueden existir cambios laterales, a veces debidos a
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
ambientes de depositación diversos, aunque depositados en el mismo tiempo, esto
constituye las llamadas facies.
6.6.1 Columna estratigráfica
La secuencia de rocas que se formo durante el tiempo geológico esta representada en la
columna geológica la cual contiene una lista de rocas en orden a su edad: las más
antiguas se encuentran en la base de la columna y las más jóvenes encima.
Las rocas se agrupan en periodos que son nombrados de acuerdo con las áreas en las que
fueron estudiadas.
A continuación se presenta una columna estratigráfica realizada en el chapare (ver fig.
6.21), en esta se puede apreciar y reconocer rocas cuya edad varía desde Cámbrico hasta
el Terciario, es decir, una de las series más completas en el territorio boliviano .
Tiene además, características peculiares que distinguen a1 Paleozoico inferior de esta
zona de otras ya conocidas.
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Cámbrico - ? - Ordovísico
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Silúrico - Devoníco
Carbonífero - Pérmico Cretácico Terciario
154
Putintiri
Avíspas
Capinota
1000
1000
500
a
1000
1000
500
San
Benito
1000
1000
2000
1000
a
10 - 20
Cuchu
punata
?
?
Discordancia
Discordancia
Evaporitas: Anhidritas
serie de carbonatos: calizas y dolomitas
Intercalaciones de limolitas, verdes y negras
Tiloides con clastos de granito, cuarzo y rocas
metamórficas y limolita
Areniscas blancas y lutitas moradas
Lutitas gris - Amarillentas
Areniscas gris - Verdosa
Areniscas macizas, grises y conglomerados
intraformacionales
Tiloides con clastos de cuarzo
Lutitas negras
Areniscas y lutitas
Areniscas macizas, amarillentas con
intercalaciones de lutitas grises
Areniscas blanquesinas y rosadas con
intercalaciones de lutitas
Calizas blancas y cremas
Areniscas rojas con encruzamiento
500
a
1000
Areniscas y Conglomerados rojos
Descripción Litológica
Más de
2000
Espesor
Aprox.
(m)
Cancañiri
Kirusilla
No
Diferenci
ado
Retama
Nube
Beu
Chaco
Sistema Formación
Climacograptus sp.
Didymagraptus spp.
Cruziana spp.
Lingiua spp.
Schizophoria sp.
Chonostrophia Chaparensis
Odontochilo sp.
Australospirifer antarticus
Cristaloporitos
Gastropodo
Fenestella sp.
Troncos fósiles ( carbón )
Contenido Paleontológico
Cámbrico ?
Ordovisico
(Inferior)
Llanvirniano
Caradociano
Wenlockiano
Ludloviano
(Inferior)
Devonico
(Inferior)
Pensilvaniano
(Inferior)
Permico Medio
Eoceno y Cretacico
Superior
Terciario Superior
Edad
COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL CHAPARE ( COCHABAMBA - BOLIVIA )
570
500
435
346
280
225
80
37
Millones
de
Años
Intrusiones
de rocas
Verdes
Movimientos
Epirogenicos
Primera
fase del
plagamiento
Andino
Observaciones
GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Fig. 6.21 Columna Crono Estratigráfica. Chapare (Cochabamba)
Fuente: (Piert Tomasi, Ramiro Suarez -1972)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
INTERPRETACIÓN DE MAPAS GEOLÓGICOS 1
6.7
El mapa geológico es el lugar de coincidencia de cuantos utilizan las ciencias de la tierra
en sentido teórico o aplicado. También resulta ser el “documento”, más consultado por
quienes tienen que tener en cuenta a la tierra y sus cualidades en una determinada
acción.
6.7.1
Elementos generales del mapa geológico
El mapa, “Geológico”, es el más generalizado instrumento de representación de la
información (fundamental o aplicada) de índole geológica, referida a la zona superficial
o sub-superficial de la corteza terrestre, en general y de alguna parte de la misma, en
particular.
Resulta de proyectar sobre un plano (normalmente un plano topográfico, cuya orografía
y altimetría queda claramente matizada) los siguientes valores:
a)
b)
Extensión de los distintos materiales geológicos y grupos o agrupaciones de
los mismos.
Relaciones geológicas-diversas- existentes entre los mencionados materiales
y – eventuales- agrupaciones realizadas.
Estos datos (a,b) fueron, previamente, identificados en el terreno mediante
reconocimientos, prospecciones y estudios diversos; todos integrables, genéricamente,
dentro de la acción profesional denominada cartografía geológica.
Los elementos contenidos habitualmente en un Mapa geológico son los siguientes,
subdivididos en agrupaciones de clara funcionalidad.
- Infraestructurales: Base de representación – Escala.
- Conceptuales:
- Agrupaciones de los materiales geológicos representados y estructuración u
organización primaria o primordial.
- Matización de las características estructurales secundarias o tectónicas.
- Proyectivos: Trama proyectiva geológico-topográfica.
- Complementarios:
- Leyendas diversas.
- Esquemas o diagramas marginales.
1
J.A. Martinez & Alvarez : “ Mapas Geológicos ( explicación e interpretación )”
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155
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
 Base de representación
a) La base material: Es un papel soporte, con cualidades de no deformabilidad.
b) Sistema de representación: Permite destacar los valores propios de la superficie
natural del terreno e implantaciones humanas realizadas sobre la misma .Estos
son: Valores planimetricos, valores altimétricos, datos orograficos e
hidrográficos y datos de implantación humana y biofloristicos.
c) La representación orografica: De la forma extremadamente compleja de la
superficie del terreno. El sistema mas extendido de representación sobre un plano
de elementos topográficos y orograficos es el sistema de curvas de nivel.
d) Los datos hidrográficos: Se disponen con la ayuda de recursos simbologicos
superpuestos o entrelazados con la orografia.
 Agrupación de los materiales geológicos
Para poder ser representados en el mapa geológico, los materiales reconocibles en una
determinada zona de la corteza terrestre tienen que agruparse en unidades características.
a) Agrupaciones litológicas: Los materiales geológicos tienen una identidad
mineralógica y petrográfica, que permite identificarlos tipificándolos y
diversificarlos, estableciendo clases de rocas ya sea ígneas, sedimentarias o
metamórficas.
b) Agrupaciones genéticas: La reunión de los minerales y otras sustancias que han
de constituir una roca así como la acumulación de rocas, es un hecho complejo y
diverso el cual tiene distintas modalidades, caracterizadas por las ciencias de la
tierra.
c) Agrupaciones cronológicas: Podemos diferenciar los materiales formados en
distintas épocas o los procesos habidos en distintos momentos y utilizarlos como
unidades características para ser trasladadas sobre un mapa.
d) Agrupaciones estructurales: La acumulación o formación de rocas de acuerdo
con los distintos procesos geológicos, se ponen de manifiesto por la aparición de
organizaciones o estructuras propias en las masas de rocas.
 Leyendas y esquemas
La representación de algunos datos geológicos se hace en una forma que es necesario
explicar o precisar. Los condicionantes más característicos y ostensibles son:
a) Condicionantes de escala y agrupación: La escala establece el que la
representación de valores próximos o por debajo de sus límites de
representatividad sea imposible y muy imprecisa.
b) Condicionantes de complejidad y densidad: En bastantes casos la complejidad de
elementos geológicos representados y la densidad de datos diversos, hace
ineludible las aclaraciones sintéticas.
c) Condicionantes de dificultad para la expresión de valores profundos: Resulta un
hecho adquirido el que la cartografía geológica necesita utilizar sistemas
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
auxiliares de explicación de la organización profunda de los materiales y formas
geológicas de la corteza a representar. Estos están integrados en la base
cartográfica o constituyen elementos anexos próximos a la misma, como ser:
Corte geológico, columna estratigráfica y bloques de diagrama geológico.
6.7.2 Lectura interpretativa del mapa geológico
En un mapa geológico el objetivo perseguido es leer sus elementos constructivos y
simbologicos e interpretar estos en toda la extensión del documento cartográfico.
 Lectura interpretativa fundamental
La utilización práctica del mapa geológico requiere actuar sobre el mismo en los
siguientes aspectos:
a) Identificación de hechos geológicos: Puestos en manifiesto por la cartografía;
cualificar para cada uno de ellos las principales características, como son
extensión dentro del ámbito cartográfico con sus posibles irregularidades y
particularismos fenomenológicos destacables.
b) Establecer la cronología de los hechos geológicos individuales: Mediante los
datos concretos citados en el mapa o partiendo de los que se van deduciendo del
estudio del mismo.
c) Secuenciar los diversos hechos geológicos: Destacando aquellos que se
manifiesten sucesiva e individualmente y correspondientes, los cuales aparecen
relacionados cronológicamente y superpuestos.
6.7.3
Mapas geológicos de Bolivia 2
Los mapas geológicos utilizados en Bolivia son editados por el Servicio Nacional de
Geología y Minería (SERGEOMIN), Ex-Servicio Geológico de Bolivia (GEOBOL), y
mapas especiales realizados por Instituciones Petroleras, Mineras y otras instituciones.
Los mapas que se manejan y están a la venta por SERGEOMIN, presentan a las
siguientes escalas:
 Mapas geológicos generales muy sintéticos a Esc. 1: 1 000 000 hasta 500 000, que
muestran la geología general de Bolivia a nivel de sistemas, destinados a facilitar
visiones de conjunto en relación con la tierra, continentes, países y departamentos;
recogen aspectos muy generales o comunes de nexo geológica fundamental.
 Mapas geológicos a Esc. 1: 250 000, muestran la geología a nivel de sistemas, son
mapas generales.
2
Julio Torrez Navarro : “Apuntes de Geología General”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
 Mapas geológicos a Esc. 1: 100 000 hasta 50 000, muestran datos geológicos
detallados a nivel sistema y formación de la ocurrencia geológica-litológica, siendo
los mas detallados de accesibilidad directa de las áreas que han sido mapeados por
SERGEOMIN, siendo los de Esc. 1: 50 000, la base de los trabajos de campo y de la
confección de los mapas a Esc. 1: 100 000.
 Mapas geológicos Esc. 1: 10 000 a menores, utilizadas en las representaciones
geológicas de gran detalle y precisión. Llamadas escalas apropiadas a los proyectos
mineros, geotécnicos, hidrogeológicos, etc.
Los mapas geológicos más apropiados para ingeniería civil, son los de Escalas
1: 100 000 hasta 1: 10 000.
Fig. 6.22 Formato de un mapa geológico
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Preguntas de control:
1.- ¿Explique la cadena alimenticia?
2.- ¿Interprete el ciclo del carbono?
3.- ¿Explique los procesos de fosilización?
4.- ¿Qué estudia la geología histórica?
5.- ¿La historia de la tierra en cuantas eras se divide y cuales son, desarrollar?
6.- ¿Qué duración tuvo y en cuantas partes se dividió el Precámbrico?
7.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Paleozoica, describa sus tiempos de duración?
8.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Mesozoica, describa sus tiempos de duración?
9.- ¿En cuantos periodos se divide la Era Cenozoica describa sus tiempos de duración?
10.- ¿Qué es la estratigrafía?
11.- ¿Qué representa una columna estratigráfica?
12.- ¿Mencionar 10 fósiles encontrados en Bolivia?
13.- ¿Qué representa un mapa geológico y que utilidad tiene para la ingeniería civil?
14.- ¿Cómo se interpreta un mapa geológico?
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VI.- GEOLOGÍA HISTÓRICA
Referencias Bibliografía:
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- F. G. H. Blyth and M. H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México 2001 - Octava
Edición.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1960)
- J.A. Martinez & Alvarez : “ Mapas Geológicos ( explicación e interpretación )” , Madrid – 1979
- Leonardo Branisa: “ Los fosiles guias de Bolivia”, La Paz – Bolivia (1965)
Biblioteca virtual:
- Biblioteca de Consulta Microsoft Encarta 2005. Microsoft Corporation
- www.espanol.geocities.com/fosilbol.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
CAPÍTULO VII
GEOMORFOLOGÍA
7.1
INTRODUCCIÓN 1
La geomorfología es el estudio de las formas del relieve terrestre. El nombre deriva de
tres palabras griegas, ge (tierra), morfé (forma), logos (estudio). Constituye una de las
partes de la geografía física o fisiografía, como lo denominan los autores de la lengua
inglesa.
Como toda ciencia de la naturaleza, la geomorfología se propone describir y explicar.
Según la personalidad de cada morfólogo, se acentúa bien el carácter geográfico, o sea la
descripción de las formas, bien su explicación. Pero, en el espíritu de aquello que
insisten más sobre la explicación de los relieves que sobre su descripción, no es
necesario decir que esta es esencial, y que si se reduce a poca cosa es por que las formas
son más conocidas en su especie que en su génesis. Será pues más difícil desviar el
sentido de la geomorfología hacia el de explicación del relieve, evolución del mismo y
estudio de los procesos de su modelado, todas ellas nociones que están incluidas en la
geomorfología, pero que no se confunden con ella.
El primer trabajo del geomorfólogo es, pues, la observación directas de la forma del
terreno, observación que naturalmente debe evitar las ilusiones ópticas y que intentara
ver el relieve desde distintos ángulos. Esta observación no puede limitarse a una simple
enumeración de formas; debe orientarse en función de la interpretación o
interpretaciones eventuales. Para captar las principales articulaciones del paisaje, el
morfólogo debe confrontarlas constantemente con todas las explicaciones posibles.
Podemos también hablar de:
 Procesos geomórficos.- Son todos los cambios físicos y químicos que
determinan una modificación de la forma superficial de la tierra.
 Agente geomórfico o acción.- Es cualquier medio natural capaz de obtener y
transportar material de la tierra. Así, el agua corriente, los glaciares, el viento y
los movimientos dentro de los cuerpos de aguas estancadas, incluidos olas,
corrientes, mareas y tsunamis, son grandes agentes geomórficos.
Sobre las formas terrestres actúan dos procesos:
 Los procesos endógenos.- Trabajan desde el interior de la tierra. Ellos forman la
corteza terrestre y tienen de tal forma una influencia sobre el modelado de la
superficie. A ellos pertenecen la formación de montañas (ver fig. 7.1), los
terremotos y el volcanismo; el estudio de estos procesos pertenece al campo de la
geología.
1
Max Derruau: “Geomorfología”
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162
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
 Los procesos exógenos.- Actúan directamente en la superficie terrestre o desde
el exterior de la tierra. A ellos pertenecen las influencias de la vida y del agua,
hielo y viento sobre las formas terrestres. Los procesos exógenos se relacionan
con la geografía física por la influencia el clima sobre estos procesos.
Fig. 7.1 Formación de una montaña (proceso endógeno)
Fuente (Elaboración propia)
7.2
MODELADO DE LA SUPERFICIE TERRESTRE 2
El relieve resulta por los procesos orogénicos que levantan y deforman las rocas dejando
cadenas de montañas y depresiones, por ejemplo las cordilleras Central con valles
intramontanos; y por los procesos exógenos las rocas levantadas se erosionan y
depositan el material erosionado en otros sitios. La manera en que se desarrollan estos
procesos depende principalmente de dos factores:
 Factores estructurales.
 Factores climatológicos
.
7.2.1 Factores estructurales
Su importancia se manifiesta por:
 La erosión diferencial.- Las diferentes rocas reaccionan de maneras diferentes
sobre los procesos de erosión. Ciertas rocas poseen una resistencia más grande
contra la erosión que otras, así las rocas más resistentes serán menos erodadas
que las menos resistentes. Expresado esto en formas de relieve implica que las
rocas más resistencias tendrán un relieve más alto o más abrupto, mientras que
las rocas más blandas tendrán un relieve más suave y a menudo más bajo.
2
Max Derruau: “Geomorfología”
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
 Disposición de las rocas.- La disposición de las rocas dentro del paisaje
determina donde se hallan las rocas mas o menos resistentes y como será la
interrelación entre ellas. La disposición de las rocas depende los procesos
geológicos que han trabajado sobre ellas.
7.2.2 Factores climatológicos
El clima influye directamente en los procesos de erosión. El clima (temperatura,
precipitación) determina la intensidad de los procesos de erosión e influye en el tipo de
erosión que trabaja o predomina.
7.3
METEORIZACIÓN 3
Es el proceso de desintegración de la roca in situ – por acción de agentes a la superficie,
como se puede observar en la fig. 7.2.
Estos procesos son causados por medios físicos, químicos o biológicos. Se lo puede
considerar como una fase inicial de denudación (denudación = meteorización + erosión),
pues la mayoría de los casos la roca debe ser meteorizada antes de que actúen los otros
procesos de denudación.
Fig. 7.2 Roca meteorizada in situ – Fuente (Elaboración Propia)
3
Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Factores que influyen en el grado y la rapidez de la meteorización, dependen de las
propiedades químicas y físicas de las rocas, el clima y la topografía.
 Propiedades químicas y físicas de las rocas.- La composición mineralógica es
de primera importancia. . Existe en los minerales más comunes en las rocas una
secuencia relativa a sus estabilidades contra la meteorización, la tabla 7.1
indica esta estabilidad en los minerales mas conocidos.
Tabla 7.1 Estabilidad contra la meteorización
Mayor susceptibilidad
Minerales Oscuros
Olivina
Augita
Horblenda
Biotita
Menor susceptibilidad
Minerales Claros
Plagioclasa cálcica
Plagioclasa cálcico-sódico
Plagioclasa sódico-cálcico
Plagioclasa sódico
Ortoclasa
Moscovita
Cuarzo
Fuente B.W. Sparks; 1960
También otras propiedades de las rocas como la textura (dimensión, forma y
distribución de los granos) y estructura (diaclasas, fracturas, planos de
sedimentación, esquistosidad y foliación) influyen en la rapidez de
meteorización.

El clima.- Influye sobre la meteorización y los procesos de degradación en
general se muestra por excelencia en calizas. En un clima tropical húmedo una
caliza será fuertemente meteorizada y formará final mente una topografía
negativa, es decir, que casi toda la caliza se ha disuelto y quedan únicamente
restos en forma de colinas redondeadas. Mientras que una caliza bajo
condiciones áridas formará una topografía positiva escarpada.
En general se dice que en regiones frías y secas la meteorización física
predomina sobre la química, lo cual sería más importante en regiones
templadas y climas tropicales húmedos.
 La Topografía.- La topografía provoca cambios en el clima, dando por
resultado un microclima. Cuando la topografía es empinada, el transporte del
material meteorizado será en general bastante rápido dejando la roca desnuda
y fácilmente alcanzable para los agentes de la meteorización. De la misma
manera, esta disminuirá cuando la roca en regiones planas está cubierta por una
capa de material ya meteorizado.
7.4
REMOCIÓN EN MASA 4
Por remoción en masa se entiende el desplazamiento del material pendiente hacia abajo
por acción de la gravedad, que actúa contra la fuerza del suelo.
4
Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Los procesos de remoción en masa rápidos, son ampliamente conocidos por sus efectos
espectaculares y a veces desastrosos; sin embargo, los procesos en masa lentos son
igualmente importantes, pues se observa la cantidad de material transportado, ellos
exceden seguramente al primer grupo, son ellos los principales responsables por el
transporte de material en los interfluvios, al lado de la erosión por escorrentía difusa.
Los principales factores que intervienen en la remoción en masa son:
 Material.- La remoción en masa ocurre en toda clase de material. Podemos
distinguir en material rocoso más o menos desintegrado hasta material suelto y
fino. Es evidente que cierta clase de material es más susceptible a remoción en
masa que otros. Es este aspecto son importantes las características físicas del
material, como la fricción interna y la cohesión, que constituyen la fuerza del
suelo.
 Pendiente.- Remoción en masa ocurre en cualquier pendiente. Conocemos
importantes movimientos en masa de pendientes hasta de 1º (Goosen, 1972),
sin embrago, se concentrara en pendientes relativamente fuertes como simple
consecuencia de su mecanismo; la gravedad. En estas pendientes el vector del
peso del material paralelo a la pendiente será más grande que en pendientes
suaves.
 Condiciones del suelo.- Cuando consideramos a la gravedad como un principal
mecanismo de remoción en masa, el agua es en varios casos un agente
indispensable. Al llenarse los poros con agua la cohesión se reduce por efecto
de la tensión capilar, mientras que la fricción disminuye como debido al efecto
flotante (Ley de Arquímedes) que trae como resultado la disminución de la
presión ínter granular. Además el agua hace aumentar el peso del material que
resulta en un vector más grande a lo largo de la pendiente. El agua funciona a
menudo como lubricante en el plano de deslizamiento. La humedad del suelo
influye en la susceptibilidad a un deslizamiento y en ciertos casos el suelo debe
estar más o menos saturado antes de que ocurra la remoción en masa.
7.4.1 Tipos de remoción en masa
Una clasificación de los diferentes tipos de remoción en masa, basada en condiciones
regionales y que permita clasificar el tipo de movimiento sobre criterios simples y
fácilmente reconocidos en el terreno es realizada por Záruba y Mencl (1969), es la
siguiente:
a) Movimientos en deposiciones superficiales
a.1.- Reptación
a.2.- Deslizamiento del manto
a.3.- Flujos de tierra y escombros
b) Deslizamientos en material pelítico no/o poco consolidado (arcillas, margas, lutitas,
etc.)
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
b.1.- Con movimiento rotacional, cuando excede la resistencia al deslizamiento.
b.2.- En planos predispuestos por condiciones deposicionales.
b.3.- Deslizamiento en bloques debido a que rocas blandas infrayacentes se
encuentran exprimidas.
c) Movimientos de roca firme
d) Tipos especiales
c.1.- En planos pre-existentes (estratificación, fallas,
diaclasas)
c.2.- Desprendimientos de rocas
d.1.- Solifluxión
d.2.- Flujos de lodo originados por desastres
a) Movimientos en deposiciones superficiales
a.1 Reptación.- Es un movimiento lento hasta casi imperceptible de material de
pendiente (suelo y escombros). El movimiento puede originarse que bajo ciertas
condiciones un decrecimiento de cohesión y/o fricción permitiendo de tal manera el
movimiento. Por ejemplo: en climas templados y fríos cuando se libera mucha agua al
derretirse la nieve; pero también ocurre en regiones tropicales durante las estaciones
húmedas.
El movimiento no es homogéneo y dentro de la masa se distinguen varios
movimientos parciales. Las características para el reconocimiento de la reptación se
encuentran en las capas de torsión en la dirección movimiento, la torsión de los árboles
y la destrucción lenta de construcciones. En el terreno se reconocen zonas afectadas
por reptación por una superficie irregular, algo arrugada (bien visibles cuando el sol se
encuentra en un ángulo bajo con pendiente) (ver fig. 7.3).
Fig. 7.3 Esquema de reptación sobre la superficie terrestre
Fuente (http://web.umr.edu/~rogersda/expansive_soils)
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a.2 Deslizamiento del manto.- Entre los deslizamientos de manto se incluye el
movimiento del material (suelo o escombros) sobre la roca firme en áreas extensas.
Los deslizamientos de manto se pueden producir netamente más rápido que la
reptación y se originan también por un decrecimiento de la cohesión y fricción del
suelo; normalmente esta situación ocurre por excesiva humedad del suelo.
a.3 Flujo de tierra y escombros.- Cuando el suelo en las pendientes queda saturado
con agua, puede ocurrir que la fricción interna y la cohesión se reducen a cero y por lo
tanto el material sólido se comporta como líquido. Esta conversión de sólido a líquido
se llama licuefacción.
b.- Deslizamientos en material pelítico no/o poco consolidado (arcillas, margas,
lutitas, etc.)
b.1.-b.2.- Deslizamientos rotacional y planar.- Es característico en estos
deslizamientos que toda la masa se mueva con una misma velocidad. El movimiento
ocurre a lo largo de un plano de deslizamiento. Cuando se forma un plano de
cizallamiento, en un material más o menos homogéneo por la presión de la masa, este
tendrá una curvatura tal que el movimiento será rotacional (ver fig. 7.4).
Fig. 7.4 Deslizamiento rotacional – Fuente (Elaboración propia)
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
b.3 Deslizamientos en bloques sobre material blando y plástico.- A menudo ocurre
que rocas blandas y plásticas como arcillas, margas o lutitas son exprimidas por el
peso de las rocas suprayacentes en el fondo de un valle o en excavaciones. El
movimiento de las rocas blandas puede ser considerado como una deformación
plástica a lo largo de muchos y pequeños planos de movimiento.
En la fig. 7.5 se puede apreciar este tipo de deslizamiento.
Fig. 7.5 Deslizamiento a causa de la deformación de arcillas margas –
Fuente (Elaboración propia)
c.- Movimientos de roca firme
c.1 En planos pre-existentes.- En este caso el plano consiste en un plano de
estratificación: falla, diaclasa, clivaje, etc. El movimiento es relativamente lento hasta
rápido y ocurre sobre todo cuando el plano de cizallamiento se lubrica.
c.2 Desprendimientos de rocas.- Los desprendimiento de rocas ocurren en pendientes
empinadas. La meteorización a lo largo de planos existentes en la roca o erosión
originan el desprendimiento que se efectúa más o menos en caída libre.
d.- Tipos especiales
d.1 Solifluxión.- Es un tipo de especial de flujo de tierra que se restringe a las zonas
donde una parte del suelo queda congelado durante todo o mayor parte del año. Los
suelos congelados se descongelan únicamente en parte durante el verano, así que el
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
hielo derretido y el agua de lluvia saturan el suelo debido al subsuelo impermeable,
este proceso continúa hasta que ocurra una nueva licuefacción debida a una saturación
del suelo con agua, produciendo de tal forma un flujo de tierra hasta en pendientes
muy suaves (ver fig. 7.6, 7.7).
Fig. 7.6 Zona donde existe solifluxión en el suelo
Fig. 7.7 Apreciación de hielo en el suelo
Fuente (Elaboración propia)
d.2 Flujos de lodo originados por desastres.- Los flujos de lodo se originan cuando
por un desastre se libera de un momento a otro una gran cantidad de agua. El agua
lleva a su paso todo el material que encuentre y se transforma en un flujo de lodo, que
por su densidad más alta tendrá efectos más desastrosos. Por ejemplo. la ruptura de
una presa, la quiebra de un lago. etc.
7.4.2 Factores que influyen en la remoción en masa
La susceptibilidad a la remoción en masa de un suelo depende en primer lugar de sus
características físicas, o de su resistencia contra la remoción en masa. Esta resistencia
son la fricción interna y la cohesión, que su vez dependen de otras características del
material.
La resistencia contra la fuerza cortante depende: del material mineral (granulometría,
empaque, mineralogía), factores relacionados con la pedogénesis (meteorización,
lixiviación, estructura, cementación, incorporación de materia orgánica) y las
condiciones de humedad (Según Goosen).
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7.5
CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
EROSIÓN 5
La erosión es el conjunto de procesos que degradan el relieve (corriente de agua; de red
organizada o no; también el hielo, viento, acciones químicas, la simple gravedad, etc.).
Por otra parte, degradar no significa necesariamente desgastar o difuminar. La erosión,
al excavar, puede acentuar los desniveles. Pero al final su acción tiende a nivelarlos. Es
necesaria una nueva acción erosiva para recomenzar el trabajo de excavación. Cada una
de estas acciones sucesivas puede compararse a una ola; y como todas, al sucederse,
recomienzan un trabajo parecido, se dice que es una acción cíclica. Se habla también de
formas cíclicas, que son las atribuibles a ciclos de erosión, mientras que se habla de
formas de erosión banal cuando no han llegado a la planizacion (por ejemplo un
barranco).
La erosión del suelo o la acelerada, también conocida como la erosión antrópica; es una
erosión más fuerte que la erosión normal (la erosión geológica), en el sentido donde se
produce debido a un cambio brusco de las condiciones normales.
7.5.1 Erosión antropica
El hombre es un agente morfológico, excava túneles y canteras en unas partes, en otras
terraplena huecos o desniveles, en particular con los vertederos de basura y escombros,
alquitranando las calzadas aumentando así el coeficiente de corrimiento y modificando
la potencia de crecidas. Transforma la atmósfera contaminándola y crea un nuevo clima
de agresividad parecida a la del clima natural.
Pero sobre todo modifica la cobertura vegetal y crea de esta forma un nuevo sistema
bioclima tico: el sistema antrópico. Actúa principalmente por la transformación en
tierras de cultivo o de pastoreo de los bosques y zonas arbustivas, pero también con sus
rebaños que pueden destruir la vegetación de pastoreo cuando el numero de cabezas por
unidad de superficie es excesivo (sobrecarga pastoral).
7.5.1.1 Principales formas de erosión antropica
a.- Erosión química por contaminación atmosférica.- En las regiones industriales, la
transformación de la atmósfera por los productos en suspensión ataca principalmente las
piedras de los edificios. El origen de esta “enfermedad de las piedras” reside, sobre todo,
en la abundancia de sulfatos. Es probable que también, aunque sea menos espectacular,
tenga los mismos efectos en las rocas de las regiones industriales desprovistas de suelo.
5
Max Derruau: “Geomorfología”, - Georges Viers: “Geomorfología”
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
b.- Erosión por el agua.- Pueden distinguirse tres tipos de erosión debidos al agua
corriente: erosión laminar (Sheet-Erosion, sin ninguna relación necesaria con el sheetFlood), erosión de arroyadas en surcos (Rill-Erosion) y erosión en barrancos (GullyErosion).
 La erosión laminar.- Es el resultado de una arroyada difusa que elimina las
laminas superficiales del suelo; actúa en los suelos deleznables, a menudo pobre
en humus, y aun disminuye el contenido de este ultimo; el suelo se adelgaza y se
hace blanquecino, como es visible en la cima de la montaña de la fig. 7.8.
Fig. 7.8 Erosión laminar en la cima de una montaña – Fuente (Elaboración propia)
 La erosión de arroyada en surcos.- Se traduce en una red de surcos paralelos,
que empiezan a concentrarse con algunas anastomosaciones, como se púede
observar en la fig. 7.9.
También puede ser intensa durante la fusión de las nieves. En países
mediterráneos, las lluvias de otoño sobre el suelo, requebrajado por las sequías
de verano, son particularmente agresivas.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Fig. 7.9 Erosión en surcos - Fuente (Elaboración propia)
 La erosión en barrancos.- Es aun más concentrada, ya que consiste en la
formación de barrancos más o menos profundos. La extensión por erosión
regresiva puede ser rápida. Se combina también con corrimientos de tierra sobre
los flancos de los barrancos como se puede ver en la fig 7.10.
Fig. 7.10 Erosión en barrancos – Fuente (Elaboración propia)
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
c.- Erosión eólica del suelo.- La deflación solo se ejerce intensamente en las formas
deleznables no protegidas por la cobertura y no retenidas por las raíces, el cultivo y, en
particular el barbecho labrado tal como el procedimiento del dry-farming, conducen a
condiciones que le son favorables. Los suelos más finos a menudo resisten bastante bien
por que sus elementos son relativamente coherentes. Son los suelos gruesos y, sobre
todo, los suelos gumíferos (ya que el humus hace al suelo compacto), que están mas
expuestos al viento. La deflación se lleva los elementos más finos de estos suelos
gruesos, depositando las arenas al pie de los obstáculos y formando con las partículas
limosas y arcillosas tempestades de polvo. Los elementos que se quedan in situ son,
evidentemente, demasiado grandes para poder ser aprovechados por las plantas, y el
suelo se empobrece con este efecto selectivo de la erosión eólica (ver fig. 7.11).
La arroyada sobre los suelos, que transportan también los elementos más finos, da como
resultado una alimentación de las corrientes de las regiones cultivadas esencialmente a
base de derrubios finos, con exclusión de los elementos capaces de formar bloques y
cantos. También las crecidas actuales, fuera de las regiones montañosas, sólo depositan
aluviones finos (lo que contribuye en cierta forma a contrarrestar la erosión del suelo: las
crecidas fertilizan las llanuras con sus depósitos.
Fig. 7.11 Suelo expuesto a la erosión eólica – Fuente (Elaboración propia)
La erosión por el viento, se realiza en regiones sin vegetación y con mucho viento, la
atmósfera contiene una gran cantidad de polvo (de tamaño limo o arena). El choque de
estas partículas contra una roca dura provoca una abrasión (erosión eólica).
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
El viento puede transportar partículas finas hasta partículas del tamaño arena. Más
frecuentes son partículas del tamaño limo.
En casos especiales las partículas pueden volar algunos miles de kilómetros para
depositarse en regiones lejanos de su origen.
A continuación en la tabla 7.2 podemos apreciar las velocidades necesarias para poder
transportar un determinado tipo de partículas.
Tabla 7.2Características de las partículas transportadas por el viento
Partículas
Diámetro
(mm)
Velocidad del
viento (m/seg.)
Limo
Arena fina
Arena mediana
Arena gruesa
0,05-0,01
0,1
0,5
1
0,1-0,05
1-1,5
5-6
10-12
Velocidad del
viento en
(km/hora)
0,36-0,18
3,6-5,4
16,5-21,6
36-43,2
Fuente: Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
Los depósitos eólicos más conocidos son las dunas. Existen dos tipos de dunas: Dunas
transversales y dunas longitudinales. Las dunas pueden alcanzar una dimensión de unos
200m.
Por las fuerzas del viento las dunas se pueden mover y hacer erosión, y al otro lado de la
duna hacer deposición, por que aquí el viento pierde un poquito de su energía, y la carga
de arena tiene que bajarse (ver fig. 7.12).
Un otro depósito del viento se llama Loess: Es un sedimento clástico no compactado
(compactado = loessita) que se compone principalmente de granos de limo (0,002mm a
0,063mm) y preponderamente de granos de diámetros entre 0,02 y 0,05mm.
Componente principal es cuarzo acompañado por feldespato, calcita y mica. El teñido
típico café hasta amarillo se debe a los hidratos de óxido de hierro (limonita). El loess es
un producto del soplo del viento en las áreas con depósitos glaciários, que se forman
después del retiro del glaciar.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Fig. 7.12 Depósitos Eólicos
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”)
7.5.2 Los factores de la erosión del suelo
La erosión del suelo es el resultado de cinco factores: naturaleza del suelo y del
subsuelo, pendiente, régimen climático, vegetación artificial y régimen de cultivo.
 Naturaleza del suelo y del subsuelo.- Influye en las dimensiones de los
derrubios, su grado de coherencia y la permeabilidad; las arcillas son los
elementos más sensibles a la formación de torrentes y las arenas a la deflación.
 Pendiente.- El optimo para los cultivos es una pendiente suficiente para que las
aguas no se encharquen y para que renueven los derrubios, pero lo
suficientemente débil para que la arroyada no actué con demasiada intensidad
una pendiente del 1 al 5% es el óptimo para un suelo granítico en un país
templado, en un suelo granítico en país tropical, la erosión del suelo se ejerce a
partir de unas pendiente del 8 por 1000.
La longitud de la pendiente es un factor tan importante como el declive; en una
pendiente corta, los riachuelos no tienen tiempo de alcanzar una velocidad
suficiente de escorrentía para arrastrar los materiales del suelo.
 Régimen climático.- El régimen climático interviene con cierto numero de sus
elementos: el hielo convierte el suelo en coherente, pero facilita la arroyada si el
suelo aun esta helado durante la fusión de las nieves; la desecación del suelo,
ligada a la evaporación, que depende del calor y la duración de los intervalos
entre las lluvias, actúa directamente, facilitando la delación al disminuir la
coherencia del suelo; pero la formación de costras, fenómeno relacionado con el
clima, disminuye la erosión. La cantidad y repartición de las lluvias constituyen
el factor climático esencial; una precipitación de 25mm en diez minutos es
peligrosa; si no disminuye durante los siguientes minutos, resulta desastrosa, aun
en un terreno permeable, ya que el suelo se satura y se intensifica la arroyada.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
 Vegetación artificial.- Los cultivos que deja el suelo al desnudo (patatas,
cacahuates, etc.) son los mas peligrosos; por el contrario, la alfalfa, con sus hojas
y raíces contribuye una protección excelente.
 El sistema de cultivo.- (Y la ganadería) influye quizás tanto como la naturaleza
de la planta cultivada. Un arado en el sentido de la pendiente facilita la arroyada,
la practica del barbecho (chaqueo) también es de nefastas consecuencias, ya que
deja el suelo desprovisto de humus; también tiene el mismo efecto el exceso de
rotulación de la tierra; la sobrecarga pastoral (como actualmente esta ocurriendo
en África del Sur) también facilita la erosión.
7.6
CICLO GEOMORFICO FLUVIAL 6
7.6.1 Ríos y Valles
Valles son formas de relieve negativas, de tamaño y aspecto variables, ocupados por ríos
permanentes o transitorios ó también es una cuenca alargada por la que generalmente se
escurre un río; no obstante, hay valles de origen tectónico en regiones áridas, en los
cuales no se escurre ningún río.
El verdadero valle es el formado por la acción, erosiva de un río, este valle tiene la
forma de una V que escurre agua cuando es joven. Cuando el río pasa a la etapa de
madurez, el valle se ensancha por efecto del curso zigzageante del río, este hecho
produce terrazas laterales y encajonamiento en el perfil transversal.
El río viejo ha ensanchado tanto el valle que, prácticamente este ya no existe, sino que se
confunde con la planicie circundante, de ahí que los ríos viejos que por la falta de
declive en el curso forman innumerables meandros, que se desbordan con toda facilidad.
Cuando un bloque en el que discurría un río es solevantado, aumenta su declive es ese
río, y se produce su rejuvenecimiento y el río comienza a tallar un valle de paredes casi
verticales hasta alcanzar lo más rápidamente posible su nivel o perfil anterior.
El término utilizado como ríos jóvenes, ríos maduros y ríos viejos, se refiere en realidad
a valles jóvenes, valles maduros y valles viejos. Los términos joven, maduro y viejo
aplicados a los valles, no tiene ninguna relación con el tiempo, sino que denota más bien
ciertas características de un valle que son expresión de su estado de desarrollo.
7.6.2 Desarrollo de un Valle
Un valle toma la forma por el desarrollo de tres procesos concomitantes: el de
profundización, el de ensanchamiento y el de alargamiento del valle.
a) Profundización.- Se efectúa por varios procesos:
6
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
 Acción hidráulica (es el arrastre de material suelto por el agua en movimiento)
 Abrasión en el piso del valle (o corrosión = es el desprendimiento de partículas
del substrato por la acción de herramienta del material transportado)
 Perforación de hoyos de remolino a lo largo del piso del valle y en base a las
cascadas.
 Corrosión (remoción del material por disolución)
 Meteorización del lecho del río más la remoción subsiguiente del material
meteorizado por acción hidráulica.
El ancho del valle es la distancia lineal entre los costados del valle y está expresada en
términos de sección transversal de un valle. El ancho del piso del valle se puede
determinar con mayor exactitud que el las partes superior y exterior de muchos costados
de valles que son indefinidos, y pensamos el ancho de un valle en términos de su piso.
b) Ensanchamiento.- Se produce por:
 La erosión o aplanamiento por transporte de material en los lados del canal, a
veces esto produce socavación y por lo tanto formación de paredes verticales.
 Por escurrimiento de agua superficial hacia el valle.
 Por la formación de quebradas tributarias.
 Por intemperismo que contribuye al ensanche, sea directo o indirectamente.
c) Alargamiento.-De un valle se produce por:
 Erosión regresiva en las cabeceras.
 Por ensanche de sus meandros.
 Por extensión de su desembocadura que depende de un solevantamiento del
suelo, o un alejamiento de la costa por la formación deltas producidos por
acumulación de material por el río.
7.6.3 Nivel de Base y sus variaciones
Se llama nivel de base al límite máximo de denudación al que puede alcanzar un curso
de agua (limitación de la erosión vertical). Existen tres tipos de nivel de base: el final, el
local y el temporal.
 Nivel de base final sería el que alcance un río (en rarísimas ocasiones) hasta
nivelar casi perfectamente su nacimiento con la desembocadura.
 Nivel de base local sería el caso de un río tributario o un río de curso
mediterráneo que eventualmente bajara hasta su desembocadura en el mar.
 Nivel de base temporal sería el de un río cuyo curso termina en un nivel que no
es definitivo. Los dos últimos términos son casi sinónimos.
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7.7
CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
CLASIFICACIÓN DE VALLES 7
Se han propuesto muchas clasificaciones de valles y ríos asociados cuyo resumen es el
siguiente:
 De acuerdo con su estado dentro del ciclo geomórfico: Juventud, Madures y
Vejes.
 Clasificación genética de valles: Consecuente (es aquel cuyo curso fue
determinado por la pendiente inicial del terreno), subsecuente (cuyos cursos
consecuentes originales se han desplazado a fajas de rocas más fácilmente
erodables), insecuente (cuyo curso está definido por factores no determinables,
es decir que su rumbo lo fija el azar).
 Clasificación de valles según las estructuras: Esta en base a la estructura
geológica que determina su desarrollo, así podemos mencionar valles:
homoclinales, sinclinales (Ej. Tupiza), anticlinales, sobre falla, sobre la línea de
falla (Ej. El río Choqueyapu), sobre junturas.
 Valles transversales a la estructura: Son aquellos cuyos cursos atraviesan
estructuras geológicas, cortándolas.
 Valles de acuerdo con los efectos del cambio del nivel de base: muchos valles
muestran el efecto resultante de movimientos diastróficos, así, el hundimiento de
una costa o la elevación del nivel de mar da lugar a la formación de un río o
valles ahogado que también se llama estuario o ría.
7.8
DISEÑO DE DRENAJE Y SU SIGNIFICACIÓN 8
El drenaje se refiere a la forma que adoptan colectivamente los ríos que surcan una
determinada región, este diseño depende principalmente de la topografía de la zona, la
que a su vez es función de la estructura del suelo. Los diseños de drenaje reflejan la
influencia de factores tales como: declives originales, diferencia de dureza en la rocas,
controles estructurales, diastrofismo reciente, y la historia goemórfica de la cuenca de
drenaje.
Con el patrón de drenaje se indica la configuración de un río o un sistema de drenaje
como aparecerá visto desde un avión (Leopold, 1964). Los patrones de drenaje se
describen en términos descriptivos.
Los patrones de drenaje erosionables son:
 Diseño Dredrítico, Sub-dendrítico y Sub-paralelo.- Esta caracterizado por la
sub-división de tributarios en todas direcciones, formando toda clase de ángulos
menores a 90º. Se desarrolla sobre rocas de resistencia uniforme e implica una
falta de control estructural. Una variación de este sistema es el pinado con
7
8
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
tributarios sub-paralelos al curso principal y se unen con estos en ángulos
agudos.
 Diseño de Parrilla o de Trellis.- Es el formado por ríos paralelos y tributarios,
también paralelos transversales a los cursos principales. Este tipo de drenaje se
presenta en zonas donde por plegamiento o por homogéneas de fallas se han
formado cordones de montañas paralelas. Los ríos principales corren a lo largo
de dichos cordones y los tributarios bajan de las montañas hacia los valles. Ej. Se
tiene este diseño en la zona sub-andina.
 Diseño Rectangular.- Es aquel en el cual el río principal, y sus tributarios
muestran un ángulo recto, reflejen un control ejercido por las junturas o sistemas
de fallas en la roca. Una variedad de este tipo de drenaje es el diseño angular, en
los que los tributarios siguen un determinado ángulo con respecto al curso
troncal.
 Diseño Radial.- Es aquel existente en regiones planas donde hay montañas
aisladas. Entonces el agua corre en forma radial desde la montaña, aparece en las
zonas volcánicas, como el Sajama.
 Diseño Anular.- Se caracteriza por que los ríos principales se hallan dispuestos
en forma circular y concéntrica, a los cuales desembocan en forma perpendicular
pequeños ríos tributarios, que asemejan anillos concéntricos de diferentes
diámetros. Sugiere la presencia de estructuras dómicas muy disectadas en etapa
de madurez.
Todo lo anterior mencionado puede ser resumido en la fig. 7.13.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Fig. 7.13 Patrones de Drenajes
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
7.8.1 Los ríos deposicionales
Se clasifican según su patrón en:
 Diseño Meándrico.- Se caracteriza por presentar canales que tienen la tendencia
de desarrollar curvas (ver fig. 7.14), que parecen ser proporcionales al tamaño de
sus canales. Para propósitos de definición se suele recurrir a la relación entre la
longitud del canal (AB) y la longitud del valle (CD), medidas entre dos puntos.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Esta relación se conoce como sinuosidad y varía en los ríos de 1 a 4 o más. Los
ríos cuya sinuosidad es de 1,5 o mayor se denominan meándricos y aquellos con
sinuosidad inferior a 1,5 son sinuosos y rectos (1,0).
Fig. 7.14 Desarrollo de meandros en un río
Fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”)

Diseño Trenzado.- Es aquel cuyo lecho mayor se divide en varios canales
menores que sucesivamente se bifurcan y reúnen aguas abajo (ver fig. 7.15),
separados por numerosos islotes y playones llamados en conjunto barra de cause.
Generalmente se hallan asociados con llanuras aluviales de curso múltiple, de
regiones semiáridas y áridas.
Fig. 7.15 Desarrollo del trenzado de un río
Cortesía (LH-UMSS)
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182
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7.9
CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
DEPOSICIONES ALUVIALES 9
Agradación es el proceso constructivo sobre la superficie terrestre por deposición, esta
puede ser por el agua, aire o hielo.
La deposición por corrientes de agua, se presentan cuando: el río pierde su capacidad de
transporte, o cuando los tributarios llevan más material hacia la corrientes principal que
su capacidad de transporte.
La pérdida de poder de transporte de un río tiene varios orígenes: la disminución de la
velocidad (debido el cambio de gradiente, obstáculos, diseminación del agua, pérdida de
agua), y por la cesación del flujo
7.9.1 La Llanura de desborde y su morfología
La llanura de desborde (Overflow Plain; Flood Plain), es una zona de terreno casi plano
y bajo a ambos lados del río e inundable durante los desbordes de este (Leopold et al,
1964).
Su formación se debe a los desplazamientos laterales del río (erosión) y a la
sedimentación dentro del cause durante los periodos de desborde (ver fig. 7.16).
Esta caracterizada por la presencia de los siguientes fenómenos.
Fig. 7.16 Llanuras de desborde en un río – Fuente (Elaboración propia)
9
Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
 Lechos del río
 Causes abandonados.- (Ooxbow; oxboy lake) Debidos a la estrangulación de un
meandro. Los causes abandonados se caracterizan por su forma semilunar y
pueden presentarse como lagunas dentro de la llanura de inundación o ellos ya se
llenaron con material turboso y sedimentos muy finos. Su drenaje es
generalmente muy malo.
 Complejos orillares.- (pointbars; meader scrolls) Barras de una forma semilunar
en la parte convexa (Interior) de un meandro. Estas barras se originan debido al
desplazamiento de la línea del flujo máximo hacia la parte cóncava de un
meandro y una disminución de flujo en la parte convexa acompañada por una
sedimentación. Las barras constan de material relativamente grueso y tendrán por
consecuencia un drenaje bastante bueno.
 Diques naturales.- (natural levees) Diques a ambos lados del río formados por la
sedimentación del material más grueso durante los desbordes del río. Constituyen
la parte más alta de la llanura de desborde y por consecuencia tienen
generalmente un drenaje perfecto.
 Vertederos y deltas de desplayamiento (spillway, crevasee, splay y aplillway
deposits) Los vertederos son brechas en los diques naturales originados durante
los desbordes del río, mientras que los deltas de desplayamiento son constituidos
detrás del vertedero y forman la conexión entre el dique y los basines. En su
morfología se parece mucho a los deltas de ríos. Su drenaje es imperfecto cerca a
los diques hasta malo cerca de los basines.
 Basines.- Son zonas más bajas entre los diques naturales y el límite del valle o
las terrazas. Es la zona que después de las inundaciones queda mucho más
tiempo inundada y por donde se depositan los sedimentos más finos. Debido a su
posición topográfica y al material depositado allí el drenaje es malo hasta muy
malo.
7.9.2 Abanicos Aluviales
Cuando los ríos y quebradas, cargados de material, bajan de las montañas y llegan a la
llanura, hay un fuerte cambio en el gradiente y en consecuencia pierden una gran parte
de su poder de transporte. El resultado es que de una parte del material será sedimentado
y se formará una acumulación de material en el lugar donde llega a la llanura.
Además el agua que estaba primeramente encausada en el lecho rocoso, se despliega en
una multitud de causes pequeños cuando llega a la llanura. Así la deposición del material
no se concentrará en el lugar sino que se extenderá en forma de abanico desde el lugar
donde el río entre en la llanura (el apex,). Esa división del agua en varios causes es
además otra razón de la sedimentación.
La tercera causa de sedimentación en un abanico aluvial es la pérdida de agua por
infiltración en el sedimento. A veces el río puede perder toda el agua por infiltración y
entonces todo el material llevado hacia abajo será sedimentado.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Es claro que el material más grueso será el primero en depositarse, localizándose por
consiguiente más cerca del apex dirigiéndose más hacia abajo se hallaran sedimentos
más finos (ver fig. 7.17).
El tipo de los sedimentos en un abanico dependen enteramente del material transportado
por el río y por esos es posible que en el apex ya se hallen materiales relativamente
finos. También sucede que en el perfil se encuentre material fino por encima del material
grueso, lo cual se puede explicar por las diferentes condiciones estacionales (húmeda
con material grueso y seco con material fino) o por un cambio de las condiciones
erosiónales aguas arriba.
Fig. 7.17 Depósitos aluviales – Fuente (Elaboración Propia)
7.9.3 Terrazas
Un rejuvenecimiento de la erosión por un movimiento negativo del nivel de base o por
otra razón, producirá una incisión del río en su lecho. En este caso es posible que el río
erosionara por completo su antiguo valle, pero igualmente es posible que en paisaje
restos antiguos de la antigua llanura por donde corrió el río, estos restos de erosión son
terrazas.
Terraza es una zona plana que muestra un antiguo nivel de río. Al lado del río la terraza
es limitada de otras terrazas o el actual nivel del río por una escarpa. Sobre la terraza
podemos encontrar una capa de material aluvial depositado allí por el río (terraza de
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
acumulación) pero también es posible encontrar que la terraza está tallada en las rocas
(terrazas de erosión) (ver fig. 7.18).
Fig. 7.18 Formación de terrazas – Fuente (Elaboración Propia)
7.10
PROCESOS GEOMORFICOS ESPECIALES
7.10.1 Glaciación
Es un proceso geomórfico importante en el modelado de la superficie terrestre. Un
glaciar es como una masa de hielo, constituida principalmente por nieve recristalizada y
compactada, que yace completamente sobre diferentes superficies del terreno y la cual se
mueve actualmente o muestra evidencia de haber fluido en el pasado.
Cuando tenemos espesas capas de hielo, estas actuarán en la parte inferior de la capa
como un material plástico y el hielo se extenderá por los lados o correrá como un flujo
lento hacia adelante. Tal flujo es denominado glaciar y se origina cuando el total de la
nieve caída supera el total de la nieve derretida. El flujo se extenderá hasta el punto
donde el aporte se iguala al derretimiento. Es indudable que una masa de hielo que se
desplaza sobre una superficie tiene una gran fuerza de erosión, producida por abrasión y
tiene la propiedad de arrancar las piedras de su lecho.
La glaciología divide las glaciaciones en dos tipos partes conforme a los distintos
paisajes donde ellos se producen: glaciaciones de alta montaña (ver fig. 7.23) y
glaciaciones continentales (ver fig. 7.24).
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Fig.7.19 Glaciares
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Fig. 7.20 Formación del hielo glaciar
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Fig.7.21 Esquema de los glaciares – Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)
Fig. 7.22 Esquema de la glaciación – Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)
 Glaciaciones de Alta Montaña.- Un paisaje afectado por glaciación de alta
montaña o alpina, ocurre en regiones con elevaciones que varían desde los 8000
metros hasta regiones del nivel del mar como en las regiones polares, pero
limitadas por la línea de nieve. En regiones de alta montaña, como la cordillera
de los Andes, los glaciares fluyen sobre un sistema de valles anteriores a la
glaciación que han sido modificados en sus formas y depósitos por la intensa
acción erosiva y de acumulación que realizan los glaciares o lenguas glaciares,
cuyo movimiento es lento y canalizado en los valles.
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Los tipos de depósitos que producen los glaciares se denominan Morrenas, que
se hallan constituidos por material denominado Till. El material se caracteriza
por ser una mezcla de materia de granulometría muy gruesa (clastos mayormente
angulosos) hasta limosa y además no presenta estratificación en la deposición.
Los materiales pueden ser depositados a los lados del glaciar formando morrenas
laterales, morrenas terminales o frontales y morrenas de fondo.
Fig.7.23 Glaciación en alta montaña - Fuente (Elaboración Propia)
 Glaciación Continental.- La glaciación Continental se diferencia de glaciación
de montaña por la manera de alimentación, la mecánica de su movimiento, el
tamaño, espesor, gran extensión que ocupan los mastos de hielo y su ubicación
que corresponde a las latitudes más altas de ambos hemisferios, como ocurre
actualmente en las regiones polares (Groelandia y la Antártida).
En la historia geológica conocemos varios periodos, durante las cuales las
regiones muy extensas fueron cubiertas con un manto de hielo, las edades de
hielo. La última edad de hielo es relativamente reciente; tuvo lugar en el
pleistoceno (de 2 millones de años hasta aproximadamente 11.000 años antes de
nuestro tiempo). En esta última edad de hielo se reconocen varios periodos fríos
o glaciares (por lo menos 5) y otros periodos más calientes los interglaciares.
En las regiones de altas montañas donde esta una temperatura promedia baja el
nieve se acumula y se transforma a hielo. Por la gravitación el hielo se mueve
hacia abajo. Durante este movimiento el glaciar erosiona las rocas del fondo.
Estos trozos de rocas (hasta un tamaño de 10m) flotan con el hielo hacia abajo.
En los sectores más bajos de las montañas, donde las temperaturas son más altas,
el glaciar pierde grandes cantidades de hielo. Pero para un deshielo total se
necesitan algunos años. Durante este tiempo las últimas partes del glaciar se
mueven más hacia abajo. En el momento del deshielo total los clastos flotantes
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
en el hielo se acumulan en un sector (porque falta el medio de transporte). Esta
acumulación se llama morrena (ver fig. 7.25).
Fig. 7.24 Glaciación continental
Fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta)
Fig. 7.25 Formación de morrena
Fuente (Elaboración Propia).
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Preguntas de control:
1.- ¿Qué es geomorfología?
2.- ¿Por qué proceso se forma una montaña?
3.- ¿A que se llama erosión diferencial?
4.- ¿Qué es la remoción en masa?
5.- ¿Qué es solifluxión?
6.- ¿Explique la erosión antrópica?
7.- ¿Explique el desarrollo de un río?
8.- ¿Explique el desarrollo de un valle?
9.- ¿En que consiste el diseño rectangular en un río?
10.- ¿Qué son los abanicos aluviales?
11.- ¿Explique que son las terrazas?
12.- ¿Qué es un meandro?
13.- ¿Explique glaciación en alta montaña?
14.- ¿Explique glaciación continental?
15.- ¿Qué son las morrenas?
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191
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CAP VII.- GEOMORFOLOGÍA
Referencias Bibliografía:
- Max Derruau: “Geomorfología”, Barcelona – 1978, Segunda Edición Ampliada.
- Georges Viers: “Geomorfología”, Paris 1973 - Primera Edición.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- Juan Carlos Ricaldez: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
Biblioteca virtual:
-
http://www2.sernageomin.cl
-
Biblioteca de Consulta Microsoft ® Encarta 1993-2004 Microsoft Corporation
-
http://www.fragro.edu.uy/geologia
-
http://www.sire.gov.co/websire/frm/panorama.htm
-
www.pdv.com/lexico/ museo/rocas/clasificacion.htm
-
http://www.ucm.es
-
http://www.practiciencia.com.ar/ctierrayesp/tierra/superficie/endogenos/conveccion/index.
html
-
http://web.umr.edu/~rogersda/expansive_soils
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
CAPÍTULO VIII
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
8.1 INTRODUCCIÓN 1
En una época en que las ciencias de la tierra sufren una verdadera revolución, debida a la
teoría de la Tectónica de placas, el estudio de las deformaciones de la corteza terrestre
adquiere cada día más importancia. En efecto, se trata de una de las consecuencias más
espectacular del funcionamiento de la maquina terrestre.
En los millones de años de la historia geológica de la tierra se ha observado que la faz
del planeta cambia constantemente. En el lugar ocupado por los antiguos mares, en los
cuales durante largos espacios de tiempo se acumularon potentes masas de rocas
estratificadas, más tarde, se levantaron altas montañas y se formaron gigantescos
glaciares que se mueven pendiente abajo.
Estos cambios son debidos a movimientos de la corteza que pueden variar desde unos
centímetros hasta kilómetros y son la causa de la formación de las montañas y de las
estructuras topográficas actuales. Sin embargo, la mayor parte de parte de los cambios
de la superficie terrestre tuvo lugar muy despacio, durante grandes periodos de tiempos,
con movimientos lentos y que dan origen a grandes mesetas y cuencas.
En este capitulo presentamos algunos aspectos observables de esta deformación. Este
capitulo dedicada a las deformaciones que han afectado a las rocas de la parte superior
de la corteza terrestre en el curso de los tiempos geológicos. Se trata de un estudio
esencialmente geológico de la deformación y por consecuencia de una obra de Geología
Estructural o de Tectónica. También le conciernen a este capitulo los arreglos de las
rocas sedimentarias como unidades estructurales en la corteza exterior de la tierra.
8.2 TEORÍA DE PLACAS 2
Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (Alfred Wegener), pero no fue aceptada
en esa época. En los años 60 nuevas investigaciones del fondo del mar y de regiones
montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva teoría global
geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas desaparecieron las teorías
antiguas como de los geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra.
Cuando se acepto la deriva continental a mediados de la década de los 60, esta idea
progreso aun mas al considerar que la corteza de la tierra, la litosfera, podía dividirse en
1
M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre”
Álvaro Fernández: “ Principios de Geología y geomorfología” – F.G.H. Blyth & M.H. de
Freitas: “Geología para Ingenieros”
2
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
un mosaico de 12 o más placas grandes rígidas. Las placas se mueven libremente con
respecto a la astenósfera subyacente, y también pueden moverse una con respecto de la
otra de tres maneras: (i) una placa se desliza pasando frente a la otra a lo largo de su
margen;(ii) dos placas se mueven alejándose mutuamente; (iii) dos placas se mueven en
tal forma que una desliza debajo de la otra.
El primero de estos movimientos tiene su expresión en la superficie de la tierra por el
movimiento a lo largo de las fallas transcurrentes (por ejemplo la falla de San Andrés).El
segundo tipo (ver Fig. 8.1) de origen a los lomos oceánicos. El tercer tipo tiene su
acción en las profundas trincheras oceánicas (ver Fig. 8.2), donde el borde de una capa
se mueve hacia abajo con respecto a la otra y desaparece en el manto.
Este proceso se conoce como subducción; que ocurre principalmente en la costa oeste
de América del Sur: Chile, Perú, y entre las trincheras principales se tienen a la
Aleutiana, Buril-Japón-Marianas, Java y partes del mar mediterráneo. Siempre provoca
fenómenos sísmicos de mayor magnitud. Además la placa oceánica subducida,
parcialmente fundida puede generar una cadena de volcanes activos.
Ref. 1) Cuenca marina con sedimentos, 2) Corteza Oceánica
Fig. 8.1 Sección transversal generalizada a través del océano Atlántico (Dewey y Bird -1970)
Fig.8.2 Sección transversal generalizada a través del Japón (Mishairo -1970), A= Arco islas de
volcanes.- fuente (F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Es necesario hacer la diferencia entre lo que son placas las placas continental y oceánica,
la ultima esta coronada por corteza continental, es decir los continentes “cabalgan” sobre
la placa subyacente. La placa oceánica está cubierta por una delgada corteza oceánica
de composición principalmente basáltica, la cual esta cubierta por un delgado
revestimiento de sedimentos.
En la (ver Fig. 8.3) se muestra un diagrama esquemático tridimensional entre las
relaciones entre placas litosféricas. El sistema de cadenas medio oceánicas se produjo
por separación de placas por debajo del fondo oceánico con su hendidura/apertura (rift)
y fallas transformantes. En el lugar de convergencia de las placas el borde de una de
ellas se dobla y es forzada a subduirse dentro la astenósfera donde es calentada y
absorbida por las rocas del manto a gran profundidad.
ZONA DE SUBDUCCION
TRINCHERA
FALLA
TRANSFORMANTE
CORTEZA
CONTINENTAL
CORTEZA
OCEANICA
ASTENOSFERA
LITOSFERA
SUBDUCCION
Fig. 8.3 Diagrama esquemático entre las relaciones entre las placas litosféricas
Fuente (Álvaro Fernández: “Principios de Geología y geomorfología”)
En la Zona de Benioff, el movimiento entre la placa oceánica y las rocas continentales
producen altas tensiones tectónicas. Esta actividad tectónica se descarga en temblores y
terremotos en las zonas arriba de la subducción. Los geofísicos pueden medir la
profundidad de la actividad sísmica: Los sismos cercanas de la costa tienen su foco en
bajas profundidades y paulatinamente hacia al interior del continente la profundidad se
aumenta.
El término tectónica se aplica a estudios de los rasgos estructurales de la corteza
terrestre y su origen. El término de Tectónica de Placas se utiliza para señalar los
procesos que son responsables de los movimientos e interacciones de las placas.
Cuando convergen con placas continentales y se forma una faja de montañas plegadas
intercontinentales, la cual podemos llamar zona de colisión.
 Sistema global de placas.- Generalmente se han determinado 6 grandes placas: la
Norteamericana, Suramericana, Eurasiática, Indoaustraliana y la Pacifica (ver Fig. 8.4).
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Las placas continentales principales son América de sur, América de Norte, África,
Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas oceánicas más importantes son la
placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se puede observar las regiones
donde actualmente existe subducción (Chile, Perú, Marianas, Aleutas y Tonga).
Los lomos centrales oceánicas, donde se forma actualmente la corteza oceánica se
conoce en el centro del atlántico, pacifico y indico. Los choques entre continentes más
recientes son África-Europa y la India –Asia.
También Europa chocó con Asia (Montañas Ural en Rusia) pero en tiempos más
antiguos.
Debido a su vasta extensión la placa Pacifica se supone que tiene en su porción mas
occidental la capa mas antigua de la tierra.
En 1970 muestras testigo de mar profundo obtenidas por el Glomer Challenger
confirmaron esta hipótesis. Sedimentos tan antiguos de edades Cretácico y Jurásico
superior de edades entre 125 – 150 millones de años fueron identificados en esas
muestras.
Fig.8.4 Límites de las placas en la corteza de la Tierra. P= placa del pacifico, A= Placa
Norteamericana, SA= Placa Suramericana, Af= Placa Africana, E= Placa Euroasiática,
Aa= Placa antártica, Ph= Filipinas, Ca= Caribiana, N= Nazca, C= Cocos, Ab=
Arábiga Los límites de las placas coinciden principalmente con zonas de actividad
volcánica y sísmica. Los lomos oceánicos son mostrados con doble línea, las fallas
transcurrentes con una sola.
= Zonas de subducción.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)
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8.2.1
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Tipos de limites 3
Cada placa se mueve como una unidad coherente con respecto a las otras placas (ver fig.
8.5). Aunque el interior de las placas pueda deformarse, todas las interacciones entre
ellas se producen a lo largo de sus límites o bordes. De hecho, los primeros intentos para
esbozar los límites de las placas se realizaron localizando los epicentros de terremotos.
El trabajo posterior demostró que las placas están unidas por distintos tipos de límites,
que se diferencian por el tipo de movimiento que exhiben. Esos límites, son los
siguientes:
 Limites divergentes (spreading).- Estos límites se presentan donde las placas se
separan, lo que produce la ascensión del material del manto para crear nuevo suelo
oceánico.
La expansión de las placas (divergencia) se produce fundamentalmente en las
dorsales oceánicas. Conforme las placas se separan, las fracturas creadas se rellenan
inmediatamente con roca fundida que sube desde la astenósfera inferior. Este
material caliente se enfría lentamente hasta formar roca dura, produciendo nuevas
franjas de fondo oceánico. Esto ha sucedido una y otra vez a lo largo de miles de
millones de años, formándose así millares de kilómetros cuadrados de nuevo fondo
oceánico.
Además, a lo largo de los limites divergentes, donde emergen las rocas fundidas, el
suelo oceánico esta elevado. Estas dorsales se extienden por todo el mundo a lo
largo de 70.000 kilómetros cruzando todas las principales cuencas oceánicas.
Conforme se va formando nueva litosfera a lo largo de la dorsal oceánica, esta
litosfera se aleja lentamente, aunque sin cesar, del eje de la dorsal. Por tanto,
empieza a enfriarse y a contraerse, incrementando con ello su densidad. Esto explica
en parte la mayor profundidad a la que se encuentra la corteza oceánica, más antigua
y fría, de las cuencas oceánicas profundas.
Además, el enfriamiento hace que aumente la resistencia mecánica de las rocas del
manto situadas debajo de la corteza oceánica, con lo que aumenta el grosor de la
placa litosférica. Dicho de otra manera, el grosor de la litosfera oceánica depende de
la edad. Cuanto mas antigua (y fría) es, mayor es su grosor.
 Limites convergentes.- Estos límites se presentan donde las placas se aproximan, lo
que tiene como consecuencia la subducción (consumo) de la litosfera oceánica en el
manto. Se define por su movimiento del sentido contrario (choque). Se trata de
destrucción de corteza con deformaciones y posible orogénesis.
Aunque se esta añadiendo constantemente nueva litosfera a las dorsales oceánicas, el
planeta no aumenta de tamaño: el área de su superficie se mantiene constante. Para
acomodar la litosfera recién creada, las placas oceánicas más antiguas vuelven al
3
F.G.H Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
manto a lo largo de los límites convergentes. Conforme dos placas convergen
lentamente, el borde anterior de una de las placas se dobla hacia abajo, lo que
permite que se deslice por debajo del otro.
Las regiones donde la corteza oceánica esta siendo consumida se denominan zonas
de subducción. En ellas, conforme la placa que se hunde se desplaza hacia abajo,
entra en un ambiente de presión y temperatura elevadas, de manera que algunos
materiales subducidos, así como cantidades más voluminosas de la astenósfera, se
funden y migran hacia arriba.
 Limites de falla transformante.- Estos límites se presentan donde las placas se
deslizan una con respecto a la otra sin producción ni destrucción de litosfera.
Estas fallas son paralelas a la dirección del movimiento de las placas y fueron
descubiertas por primera vez en asociación con las dorsales oceánicas.
Aunque la mayoría de las fallas transformantes está localizada a lo largo de las
dorsales centro-oceánicas, unas pocas atraviesan los continentes. La falla de San
Andrés, en California, tan propensa a los terremotos, es un famoso ejemplo. A lo
largo de esta falla, la placa del Pacífico se mueve hacia el noroeste, más allá de la
placa Norteamericana.
El movimiento a lo largo de este límite no pasa desapercibido. Conforme estas
placas se deslizan una al lado de la otra; la tensión se acumula en las rocas situadas
en lados opuestos de la falla.
A veces, las rocas se rompen, liberándose energía en forma de un gran terremoto,
como el que devastó San Francisco en 1906.
 Limites conservadores.- Si la corteza continental se ubica junto con la corteza
oceánica sin movimientos relativos, se habla de un limite conservador (como por
ejemplo entre Argentina y el océano Atlántico).
 Limites cambiantes.- Aunque el área de superficie total de la tierra no cambie , el
área de cada placa puede disminuir o crecer dependiendo de la distribución de los
limites convergentes y divergentes.
Por ejemplo, las placas Antártica y Africana están casi por completo unidas por
centros de expansión y, por consiguiente, están aumentando de tamaño. Por el
contrario, la placa del Pacífico está siendo subducida a lo largo de sus flancos norte y
occidental y, por tato, esta disminuyendo de tamaño.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
TIPOS DE LIMITES ENTRE PLACAS
Fig. 8.5 Tipos de límites entre las placas de la corteza terrestre.
Fuente (elaboración propia)
8.3 GEOSINCLINALES Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS
La formación de montañas ha ocurrido en diferentes tiempos durante los pasados 3.5
billones de años de historia geológica.
8.3.1
Geosinclinales 4
Son cuencas de sedimentación de extensión regional, cuyo hundimiento relativamente
rápido y prolongado se determina por el espesor de los sedimentos acumulados.
Representan áreas de deposición inestables localizadas en cuencas continentales o como
es más común en los propios océanos, aunque muy próximos de los bordes continentales,
produciéndose el hundimiento paulatinamente y a medida que se depositan los
sedimentos, pudiendo llegar a espesores que alcanzan hasta los 15000 m.
En la formación de un geosinclinal se distinguen claramente tres etapas bien definidas:
 Hundimiento y sedimentación
 Deformación
 Ascenso isostático y formación de las cadenas montañosas
4
German Carrasco A. : “Principios de Geología y Geotecnia para ingenieros”
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Es evidente de que cada etapa, sobre todo la primera implica un muy largo proceso que
puede durar millones de años y cuya evolución no siempre puede ser completada.
Fig. 8.6 Ejemplo de la relación entre mares epirogénicos, geosinclinales y tectónica de placas.
IA= Arco de islas. Las flechas representan la dirección del movimiento.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)
8.3.2
Formación de montañas
La construcción de montañas se ha efectuado a intervalos durante todo el tiempo
geológico. El termino orogenia se aplica a estos periodos de actividad geológica.
En las fajas plegadas es posible ver las rocas en la actualidad, después de la denudación,
que han sido empujadas en la forma de pliegues complejos, los cuales representan zonas
de inestabilidad de la corteza, o sea que son fajas móviles. Las partes de los continentes
adyacentes a ellos son relativamente estables, pero sujetas a movimientos verticales o
epirogénicos.
Los movimientos epirogénicos u orogénicos están relacionados con los cambios en las
posiciones relativas de las placas de la litosfera; estas relaciones se pueden verse en la
fig. 8.6. A continuación describiremos detalladamente cada tipo de movimiento tanto
los movimientos locales u orogénicos y los movimientos generales o epirogénicos.
8.3.2.1 Movimientos Orogénicos
Los movimientos orogénicos, conocidos como formadores de montañas, son los
movimientos horizontales de la corteza terrestre, teniendo en cuenta que la tierra es una
esfera. La orogenia genera relieves plegados (movimientos orogénicos que se
manifiestan por fuerzas de compresión como se puede ver en la fig. 8.7) y fallados
(movimientos orogénicos que se manifiestan por fuerzas de tensión como se muestra en
la fig. 8.7).
Se pueden considerar tres momentos que corresponden a tres fases de violencia de la
orogenia: el plegamiento, en el que se pliegan los materiales blandos; el fallamiento, en
el que se rompen los materiales duros y los pliegues; y el cabalgamiento, en el que los
materiales se desplazan de su posición original. Se crean pliegues y fallas.
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig.8.7 Cadenas montañosas del Himalaya (figura izquierda), la falla de San Andrés-EEUU
(figura derecha) – fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft-Encarta)
Afecta a regiones relativamente pequeñas aunque de manera generalizada; las grandes
orogenias han afectado a todo el globo, pero se expresan puntualmente y en forma de
crisis. Son movimientos relativamente rápidos. Se pueden identificar en el relieve tres
grandes orogenias: caledoniana, desde el Cámbrico (590 millones de años) hasta el final
del Silúrico (408 millones de años); la herciniana, desde el Devónico (408 millones de
años) hasta el final del Pérmico (245 millones de años); y la alpina, desde el Triásico
(245 millones de años) hasta el final del Neógeno (1,6 millones de años). Se encuentran
rastros de otras orogenias, pero no tienen o apenas tienen, trascendencia morfológica.
Por otra parte, estos movimientos están limitados a zonas delgadas de la corteza y tiene
lugar en espacios de tiempo también limitados.
Los procesos de Orogénesis o “formadores de montañas”, están condicionados a zonas
de inestabilidad de la corteza, que sobre todo se sitúan en las partes marginales de los
continentes. Estas zonas constituyen generalmente profundas depresiones, que a través
del constante acarreo de materiales sólidos y en disolución, por los ríos y corrientes, se
van llenando paulatinamente, originando de esta manera los llamados Geosinclinales 5.
Los procesos de destrucción de los materiales de la corteza, o sea la denudación, traen
como consecuencia que todas las corrientes de agua transporten ininterrumpidamente
grandes cantidades de materiales que posteriormente son depositados en esas grandes
depresiones, en la tabla 8.1 podemos apreciar el transporte de algunos rios del mundo.
Si consideramos que el poder de transporte de algunos ríos es sorprendentemente grande,
podremos admitir que en los geosinclinales se pueden acumular más de 10.000 metros
de sedimentos. Así tenemos que la capacidad de transporte de Ríos es:
5
Concavidad muy grande de la corteza terrestre en el cual se han acumulado masas enormes de
sedimentos cuyo peso ha provocado el hundimiento del lecho y el acercamiento de sus paredes.
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Tabla. 8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo
Transporte Anual del Río
Río de la Plata
Río Missisipi
Yang Tse Kiang
Huang Ho
Sedimentos en m3
44.000.000
211.500.000
182.000.000
472.000.000
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”)
Por consiguiente, esta cantidad grande de sedimentos acumulados en el seno del
geosinclinal aumenta la presión de tal forma, que no es difícil imaginarse que semejantes
masas descendentes alcancen partes profundas de la corteza y experimenten un fuerte
calentamiento. A través del efecto combinado de la temperatura y presión se produce la
movilización de masas rocosas que han descendido a profundidades de la corteza. El
curso del desarrollo de los procesos formadores de montañas será iniciado y finalizado
con la formación de magma de las capas de la litosfera y su consiguiente intrusión y/o
extrusión en combinación con fenómenos de metamorfismo.
8.3.2.2 Movimientos Epirogénicos
Los movimientos epirogénicos son de gran lentitud, que se notan por el avance y
retroceso de las líneas costeras. Tienen sentido vertical y son también conocidos como
formadores de continentes, por que levantan o hunden lentamente gran parte de los
mismos. Prueba de ellos es que los Países Bajos (Holanda), sus costas descienden 10 cm.
cada siglo, en algunas partes; como en el norte de Escandinava, se eleva y el sur se
hunde.
La presencia de fósiles de animales marinos en las rocas sedimentarias es un testimonio
evidente de que las aguas del mar cubrieron en otros tiempos áreas determinadas. Si
tenemos en cuenta que el 75% de las superficies continentales está formado por rocas
sedimentarias, debemos admitir que en épocas anteriores los mares cubrían una gran
parte de las actuales tierras emergidas.
Estos movimientos son llevados a cabo por elevación y subsidencia y sus efectos en
zonas orogénicas son posteriores debido a las presiones, fracturas y fallas sufridas por la
corteza.
Tales movimientos se producen esencialmente hacia arriba y hacia abajo. La corteza se
comporta en realidad, de modo similar a un suelo enlozado sobre cimientos movedizos,
produciéndose salientes y depresiones, es decir mesetas y cuencas como consecuencia
de la presión diferencial que se ejerce.
Estos movimientos continentales, dan lugar a la formación de mesetas y cuencas.
Las mesetas, son extensas tierras altas de elevación considerable. Ejemplo: Las mesetas
del El Tibet, del Colorado y del África Oriental ( ver fig. 8.8 a, 8.8 b ).
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a)
b)
Fig. 8.8 a) formación de una Meseta, b) Meseta del África Oriental - fuente (Biblioteca de
Consulta Microsoft-Encarta)
Las cuencas, son regiones relativamente deprimidas de perfil aproximadamente
equidimensional (ver fig.8.9). Ejemplo: la cuenca de Tsaidan en China, las cuencas de
Kalahari y del Congo en el África.
Fig. 8.9 Cuenca de los Yungas (La Paz - Bolivia) – fuente (Imagen Landsat - 1989)
Las regiones que han sido fracturadas por fallas de movimiento vertical dan lugar a
bloques relativamente elevados o hundidos según el sentido del fallamiento.
Los bloques que han sido levantados, pueden formar pequeñas mesetas o largas
alineaciones de bloques semejantes a cadenas montañosas se llaman Horts (fig.8.10 a).
En cambio, los bloques que se encuentran a nivel más bajo que los circundantes originan
cuencas menores u hoyas. Si estas son alargadas constituyen las llamadas “fosas
tectónicas” o Graven (fig. 8.10 b).
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a)
b)
Fig. 8.10 a) Bloques levantados o Horts. b) Fosas tectónicas o llamadas también Graven
Fuente (elaboración propia)
8.4 TRANSGRESIONES Y REGRESIONES MARINAS
En los movimientos que acabamos de ver, el mar avanza unas veces sobre los
continentes y retrocede otras. La estratificación producida es diferente según el
fenómeno sea de una u otra forma.
En las transgresiones marinas (avance del mar) los sedimentos son cada vez más
extensos a medida que el agua adentra, pues cubren las anteriores, más las nuevas
porciones antes al descubierto.
En las regresiones marinas (retroceso del mar) los sedimentos son cada vez más
reducidos en extensión, ya que las aguas, únicamente depositan materiales sobre los
nuevos y menores dominios.
A los movimientos que hacen variar el nivel de mar se denominan Movimientos
Eustáticos. 6
8.5
ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS 7
Todas las rocas de la superficie terrestre están sujetas a la acción de la gravedad y de la
presión, las masas situadas a ciertas profundidades soportan además la acción elevadas
de temperaturas.
Cerca de la superficie las rocas ceden principalmente por fractura, es decir son
quebradizas; pero a mayores profundidades, por la acción de grandes presiones y
6
Variación general del nivel de los océanos, cuya causa principal reside en las fluctuaciones
que experimenta la masa total de los glaciares.
7
Álvaro Fernández: “ Principios de Geología y geomorfología” – F.G.H. Blyth & M.H. de
Freitas: “Geología para Ingenieros”- Marland P. Billing: “Geología Estructural” – Kart
Metz: “Geología Tectónica”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
temperaturas, adoptan una textura plástica susceptible de ocasionar plegamientos en las
rocas.
La Geología Estructural, es la ciencia que tiene por objeto el estudio de las estructuras
de la corteza terrestre, es decir los fenómenos que originan las montañas y las
depresiones, o sea las fuerzas que provocan los movimientos causantes de los
plegamientos, fallas, diaclasas. Dicho en otras palabras estudia la arquitectura de la
corteza terrestre.
Este estudio distingue entre estructuras primarias, adquiridas en la génesis de la roca,
como la estratificación y disposición de rocas ígneas, aunque no son la principal
preocupación de la geología estructural, y las estructuras secundarias que se producen
por una deformación posterior, siendo la tectónica y la gravedad, los principales agentes
responsables de la formación de estas estructuras, dado que rigen los regímenes de
esfuerzo y tensión que producen la deformación de las rocas.
8.5.1
Estructuras Primarias
 Estratificación: Los procesos de desintegración, erosión, transporte y depositación
de sedimentos; conducen a la acumulación en capas o mantos constituyendo la
estratificación.
Capas individuales conocidas como estratos son distinguibles una de otra por diferencias
en tamaño de grano, color, espesor y cohesión.
También podemos definir a este proceso como planos que separan los estratos o capas
de las rocas sedimentarias, originados por cambios del material granular depositado en
un medio lacustre o marítimo.
Estos planos han sido originalmente horizontales, habiendo cambiado generalmente de
posición a lo largo de los millones de años formando Plegamientos que son producto de
la génesis.
Los parámetros de un estrato o capa inclinada son el Rumbo y Buzamiento (ver fig. 8.11),
permite describir la orientación de un plano geológico matemáticamente:
o Rumbo: Es el ángulo medido desde el norte magnético hasta la
proyección sobre el plano horizontal de la normal de la intersección del
plano con el plano horizontal. (los geólogos consideran el ángulo
medido desde el norte hasta la línea que forma la intersección del plano
con el plano horizontal)
0° ≤ α ≤ 360°
o Buzamiento: Angulo entre la normal de la intersección del plano con el
plano horizontal y el mismo plano horizontal (dirección de máxima
pendiente).
0° ≤ β ≤ 90°
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Fig. 8.11 Rumbo y Buzamiento. Estratos inclinados de un afloramiento en el terreno. Se muestra
el ángulo de buzamiento –Fuente (Elaboración propia)
El rumbo y el buzamiento son las dos concepciones fundamentales de la geología
estructural y es el método de la geología para definir la actitud de los estratos inclinados.
La información se pasa a un mapa mediante una flecha corta (flecha del buzamiento) con
su extremidad en el punto de observación con un número que indica el ángulo del
buzamiento verdadero. Para capas horizontales se utiliza el símbolo +, es decir, donde el
buzamiento es cero.
Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usa la brújula. Existen
dos tipos de brújulas para tomar los datos tectónicos:
o Brújula tipo Brunton.- Sirve para tomar mediciones de rumbo y de manteo,
dichas mediciones son del tipo: medio círculo y americano.
o Brújula tipo Freiberger.- Sirve para tomar mediciones de circulo completo
(Dirección de inclinación o buzamiento).
Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos:
a) Circulo completo.- Es la dirección de inclinación/buzamiento (ej. 320/65), es el
tipo de notación más fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la
descripción de cualquier plano.
- Dir = Dirección de inclinación (0° - 360°)
Dir / Buz
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
b) Medio circulo.- Rumbo/buzamiento dir. (ej. 50/65NW), este tipo de medición hoy
casi no se usa, pero existe todavía.
Rb / Bz Di
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- Rb =Rumbo que va de (0° - 180°)
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
- Di = Dirección / Inclinación / letras
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
c) Tipo americano.- N rumbo E/W; buzamiento dir. (Ej. N50E; 65NW), es el tipo de
notación más usado es el tipo americano.
N Rb E; Bz Di
N Rb W; Bz Di
- Rb = Rumbo que va de (0° - 90°)
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
- Di = Dirección / Inclinación / letras
 Discordancias 8 .- Una discordancia es en general una superficie de erosión, o
también de no deposición, que separa estratos o rocas mas jóvenes de rocas mas
antiguas. El desarrollo de una discordancia comprende varias etapas. La primera es
la formación o consolidación de la roca más antigua, seguida en la mayoría de los
casos por un levantamiento local o regional con erosión subaérea y finalmente la
deposición de los estratos más jóvenes. Pueden participar tanto rocas ígneas,
sedimentarias y metamórficas.
Existen dos tipos de discordancias: la angular y la erosiva.
o Discordancia Angular: Es aquella integrada o conformada con rocas que
no son paralelas. En la fig. 8.12 (i) Nos ilustra una discordancia de este
tipo y ahí podemos ver claramente que el primer acontecimiento fue la
deposición de lutitas y areniscas (a) en estratos primitivamente
horizontales pero que después fueron deformados hasta alcanzar un
buzamiento de 60°.
Después sobreviene un proceso erosivo generalmente provocado por un
curso de agua o por el mar, que rebajan la superficie del terreno hasta
alcanzar la superficie XX’.
En ese momento cesa el proceso erosivo y mas bien se produce la
deposición discordante y sucesiva de conglomerados, areniscas y lutitas
(b) horizontales y que son mas jóvenes que (a). La superficie XX’ es pues
una discordancia angular.
o Discordancia Erosiva: Se debe a que entre la deposición de las capas (a)
y (b) de la fig. 8.12 (ii) ha habido un claro proceso erosivo de las primeras,
lo que significa casi siempre emersión. En el ejemplo que nos ocupa las
formaciones de ambos lados de la discordancia XX’, son
aproximadamente paralelas.
Según la fig. 8.12 (ii) se ve que primero hubo la deposición de las calizas
(a), luego vino el proceso erosivo que rebajo un tanto la superficie hasta
llegar al nivel XX’, para posteriormente sobrevenir la emersión del área
adyacente, lo que hizo con que la granulometría de los sedimentos
8
German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
arrastrados y depositados encima aumente un poco, como areniscas
primero y mas tarde lutitas (b).
La superficie de separación pues entre los estratos de caliza (a) y los de
areniscas y lutitas (b), o sea XX’ es una discordancia erosiva.
Fig.8.12 principales tipos de discordancias
Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para Ingenieros”)
8.5.2
Estructuras secundarias
Existen dos formas en que se manifiesta la deformación de una roca:
o Deformación Dúctil o deformación plástica
o Deformación Frágil o quebradiza
Las deformaciones tanto plástica como quebradiza de la corteza terrestre se dan por la
acción de fuerzas tangenciales y normales a la superficie terrestre, dichas fuerzas tienen
su origen por la deriva de las placas tectónicas.
8.5.2.1 Deformación Dúctil
La principal manifestación de deformación dúctil o deformación plástica corresponde:
Fig. 8.13 Los agentes orogénicos actúan sobre las capas sedimentarias modificando su
posición natural (la horizontal) - Fuente (www.cec.uchile.cl )
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
 Plegamientos.- Se llama plegamiento a la curvatura en rocas o en los estratos que las
contengan (ver fig. 8.13). Al sufrir presión las rocas se pliegan o como comúnmente se
diría se doblan denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue.
8.5.2.1.1
PLIEGUES 9
Dentro de la corteza terrestre y debido a las condiciones especiales de presión y
temperatura, los estratos se comportan casi de un modo plástico, de manera que al sufrir
los efectos de las fuerzas deformantes dan lugar a la formación de los pliegues o flexuras
de las rocas, que son una especie de ondulaciones u olas de las rocas de la tierra y que
alcanzan su mayor desarrollo en formaciones estratificadas tales como las rocas
sedimentarias principalmente y en menor grado en las rocas volcánicas y sus
equivalentes metamórficos.
La extensión de los pliegues puede variar desde unos centímetros (micropliegues),
pasando por centenares o miles de metros hasta de varios kilómetros (macropliegues).
8.5.2.1.1.1 Partes de un pliegue
Las principales partes de un pliegue pueden apreciarse en la fig. 8.14 y las cuales se
desarrollan a continuación.
El plano axial o superficie axial: es el plano o superficie que divide el pliegue tan
simétricamente como sea posible. Ya que de acuerdo con su posición puede ser vertical,
inclinado u horizontal.
El eje de un pliegue: es la intersección de la superficie de la superficie axial con
cualquier estrato. Dicha intersección en planta es una línea y en perfil un punto.
Los limbos o flancos: son los costados de un pliegue, tanto sea de un anticlinal o de un
sinclinal. Todo flanco es compartido al mismo tiempo por un anticlinal y un sinclinal
sucesivos.
La cresta: es el punto más alto en un anticlinal.
El seno: es el punto mas bajo de un sinclinal.
La bisagra: es la línea a lo largo de una capa o estrato en particular donde la curvatura
es máxima (esta línea tiene rumbo y buzamiento).
El núcleo: es la parte interna del pliegue.
La envoltura: es la parte más externa del pliegue.
9
F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros” - Marland P. Billing: “Geología
Estructural”- German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
La actitud: de un pliegue describe la inclinación de su superficie axial la cual puede ser
vertical, inclinada o recumbente.
Fig. 8.14 Partes de un pliegue; Antiforma y sinforma de plegamiento vertical abierto, los grados
de agudeza y la bisagra de un plegamiento. – fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas)
8.5.2.1.1.2 Nomenclatura de pliegues
Durante los últimos años, se ha desarrollado una terminología bastante completa para
describir el aspecto geométrico de los pliegues. Muchos de los términos se refieren a la
apariencia de los pliegues en secciones transversales verticales, perpendiculares al
rumbo de los planos axiales de los mismos. Otros términos se refieren a la posición de
los ejes. En primer lugar, puede considerarse la nomenclatura basada en la apariencia de
los pliegues en secciones transversales.
 Anticlinal.- Es un pliegue arqueado cuyos limbos o flancos se inclinan separándose
unos de otros (ver fig. 8.15 (i)). Las rocas que forman su parte central o núcleo son
más antiguas que los estratos exteriores. Esto es correcto siempre que la historia
estructural no haya sido excepcionalmente compleja.
 Sinclinal.- Es un pliegue en el cual los flancos se inclinan mutuamente entre si (ver
fig. 8.15 (ii)). Los estratos que forman el núcleo del pliegue son más jóvenes que los
que están debajo.
 Monoclinal.- Este término se aplica a una flexura que tiene dos limbos inclinados
suavemente y paralelos con una parte media mas inclinada entre ellos (ver fig. 8.16).
Estos monoclinales se desarrollan algunas veces en rocas sedimentarias que cubren
a un basamento rígido el cual ha estado sujeto a un fallamiento.
Es necesario determinar primero la edad antes de nombrar el pliegue, si las edades
relativas del núcleo y su envoltura de rocas no son conocidas se utilizan los términos
antiforma y sinforma.
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig.8.15 Nomenclatura de los diferentes tipos de pliegues (Anticlinal y Sinclinal) Fuente (German Carrasco: “Fundamentos de geología y geotecnia para ingenieros”)
Fig. 8.16 Monoclinal en el Hog’s – Back, (1) Capas del Terciario, (2) Greda, (3)
Greensand Superior, (4)Gault, (5,6)Greensand Inferior.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)
Otro grupo de términos se refiere a la posición del plano axial (ver fig. 8.17).
Un pliegue simétrico; es aquel que tiene el plano axial esencialmente vertical y los
flancos poseen el mismo ángulo de inclinación, pero en direcciones opuestas.
En un pliegue asimétrico; el plano axial es inclinado y los dos limbos se inclinan en
direcciones opuestas, pero con ángulos diferentes.
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
En el pliegue volcado o sobrepliegue; el plano axial es inclinado y ambos limbos se
inclinan en la misma dirección, generalmente con ángulos diferentes.
Un pliegue recumbente; es aquel cuyo plano axial es esencialmente horizontal.
Un pliegue isoclinal; es aquel cuyos limbos se inclinan con el mismo ángulo en la
misma dirección.
Un pliegue en abanico; es aquel en el cual ambos limbos están volcados.
Un anticlinorio es un gran anticlinal compuesto por muchos pliegues menores, y un
sinclinorio es un gran sinclinal compuesto por muchos pliegues pequeños.
i) Algunas variedades de pliegues, PA= plano axial. A. pliegues simétricos, B. pliegues
asimétricos, C. Pliegues volcados, D. Pliegues recumbentes.
ii) Pliegues isoclinales, A. pliegues isoclinales verticales, B. inclinados, C. recumbentes
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
iii) A. pliegue cabrio, B. pliegue en abanico, C. monoclinal, D. Terraza estructural
Fig. 8.17 Nomenclatura de los pliegues de acuerdo a la ubicación del plano axial
Fuente (Marland P. Billing: “Geología Estructural”)
 Grupos de pliegues.- La resistencia relativa de los estratos durante el plegamiento
se refleja por las relaciones que existen entre los pliegues.
Se llaman pliegues armónicos, puesto que los estratos adyacentes han sido
deformados en armonía.
Los pliegues disarmónicos se presentan donde las capas adyacentes tienen
diferentes longitudes de onda siendo nombrados pliegues parásitos los mas
pequeños, como puede verse en la fig. 8.18.
Fig. 8.18 Pliegues parásitos dentro de un pliegue más grande.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)
 Estructuras menores.- La deformación de los estratos van acompañados por otras
estructuras menores las cuales son:
o Crucero de fracturas: Tiene un origen mecánico y consiste de fracturas
paralelas en una roca deformada. Esto se observa en una capa débil entre
dos capas de roca competente.
o Fracturas por tensión: Son formadas durante la deformación de material
quebradizo y pueden estar relacionadas a esfuerzos cortantes entre los
estratos. (ver fig. 8.19(i))
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
o Boudinage (Varillas o salchichas): Es la rotura o fraccionamiento de una
capa competente entre dos capas débiles, por ejemplo una capa de
arenisca entre capas de lutita. (ver fig. 8.19(ii))
o Estrías: Son huellas en las capas débiles debido al movimiento
tangencial.
Cuchillada de Tensión
(a)
Bisagra
(b)
(c)
i)
ii)
Fig. 8.19 Estructuras menores. i) Crucero de fractura en lutita plegada que se encuentra entre
capas más fuertes, con detalle de la relación entre cuchilladas de tensión. ii) (a) Tensión dentro
de una capa competente,(b) Estructuras en salchicha, (c) Lineaciones desarrolladas en una
superficie de estratificación.- fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para
ingenieros”)
8.5.2.2 Deformación Frágil
Corresponde a los distintos tipos de fallas y las combinaciones existentes entre estas, las
cuales ocurren en materiales frágiles, como la única forma de liberar stress al cual se
puede ver sometida. Las rocas están sujetas a grandes tensiones cerca de la superficie,
estas hacen que las rocas se fracturen produciendo así discontinuidades o diaclasas y
fallas.
8.5.2.2.1
DIACLASAS O JUNTAS
Las diaclasas se desarrollan en toda clase de matriz rocosa y casi en todos los
afloramientos; el origen principal es el alivio de esfuerzos in-situ. Usualmente ocurren
en juegos de diferente dirección (paralelas, poligonales) que dividen la roca en bloques
irregulares. La combinación de los juegos de diaclasas conoce como sistema de
diaclasas.
En las rocas sedimentarias las diaclasas mas antiguas, han producido cuando los estratos
estaban enterrados y comprimidos por el peso de las capas suprayacentes. Los últimos
juegos se producen cuando la erosión expone los estratos a superficie. Las diaclasas
tienen longitudes que varían de pocos centímetros a metros y pueden o no tener un
diseño angular. Sin embargo observaciones detalladas pueden revelar una tendencia que
sigue ciertas orientaciones preferenciales, como se ilustra en la fig. 8.20.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig. 8.20 Sistema de diaclasas ortogonales, formadas en el Eoceno (Escocia).
Aunque la mayoría de las diaclasas son planas, algunas también pueden ser curvadas. Su
posición se determina igual que en el caso de los estratos, midiendo su rumbo y
buzamiento y pueden ser verticales, horizontales o inclinados, de acuerdo a una
clasificación netamente geométrica.
 Diaclasas por encogimiento en sedimentos jóvenes.- Se desarrollan por el secado o
la congelación y el encogimiento resultante de los depósitos sedimentarios.
 Diaclasas en sedimentos plegados en rocas sedimentarias.- Se desarrollan por
grandes solicitaciones que originan los plegamientos.
 Diaclasas en las rocas ígneas.- Denominadas también diaclasas de contracción se
desarrollan a medida que una masa se enfría o se contrae. Durante este proceso de
enfriamiento se desarrollan sistemas de diaclasas: líneas de flujo, diaclasas cruzadas,
diaclasas longitudinales, diaclasas horizontales.
 Diaclasas cerca de las fallas.- Es un objetivo de observación, comprobar que cerca
de las fallas visibles, las rocas son atravesadas por diaclasas paralelas a las de la
superficie de la falla.
i)
ii)
Fig. 8.21 i) Agrietamiento de un estrato plegado t= juntas de tensión, r= juntas al
rumbo, e= Juntas al rumbo, o= juntas oblicuas, las flechas grandes muestran la
dirección del esfuerzo compresivo. ii) Los patrones de juntas dentro de los cuerpos
plutonicos, fl= líneas de flujo, Q, S, L= series de juntas
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GEOLOGÍA GENERAL
8.5.2.2.2
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
FALLAS
Las fallas son las discontinuidades más significativas por la extensión y el volumen de la
corteza terrestre que es afectado.
Algunas fallas tienen solo pocos centímetros de largo y su desplazamiento total se mide
en fracciones de centímetro; en cambio hay otras que tienen centenares de kilómetros y
cuyo desplazamiento también se mide en kilómetros o decenas de kilómetros. El rumbo
y el buzamiento se mide de la misma manera que para los estratos y diaclasas.
Algo que es muy importante tomar en cuenta, es que las fallas pueden producir
discontinuidad de las estructuras y repetición u omisión de estratos, que muchas veces
dificultan enormemente y hasta hacen imposible la interpretación correcta de una
determinada secuencia sedimentaria.
8.5.2.2.2.1 Elementos de una falla
Los elementos de una falla (ver fig. 8.22) son: el plano de falla, labios de falla y salto de
falla. Los cuales serán detallados a continuación:
 Plano de falla.- El plano de falla es la superficie de ruptura y desplazamiento, es
decir, la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, sea horizontal,
vertical u oblicua. Es el que nos permite realizar el respectivo análisis y descripción
de una falla. Si las fracturas son frágiles (competentes), por efecto de la abrasión
presentan unas superficies lisas y pulidas denominadas espejo de falla, que
ocasionalmente muestran estrías indicativas de la dirección hacia donde se produjo
el desplazamiento de los bloques. La identificación de este es por medio de la
medición de su rumbo y buzamiento.
 Labios de falla.- Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han
desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los
nombres de labio hundido y labio elevado, dependiendo de la ubicación de cada
uno de ellos con respecto a la horizontal relativa.
 Salto de falla.- El salto de falla es el espacio o distancia vertical existente entre dos
estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del
bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser de tan sólo unos pocos
milímetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilómetros; éste último caso
suele ser resultado de un largo proceso geológico en el tiempo.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig. 8.22 Elementos de una falla (Falla de San Andrés)
Fuente (elaboración propia)
8.5.2.2.2.2 Clasificación de fallas
Una vez identificado el plano de falla, la forma de clasificarlo es por medio del
desplazamiento relativo entre los dos bloques unidos por este plano. Entre las formas
más comunes de falla tenemos:
 Falla Normal.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal vertical ha
sido mayor que los esfuerzos horizontales (ver fig. 8.23). Este tipo de fallas, son
llamadas también de gravedad, se producen por esfuerzos de tensión. El resultado
es un estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse el labio hundido
por efecto de la fuerza de la gravedad (buzamiento del plano de falla hacia el labio
hundido).
Fig. 8.23 Falla Normal – fuente (Elaboración propia)
 Falla Inversa.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal horizontal ha
sido mayor que el esfuerzo vertical (ver fig. 8.24). Son fallas que se producen por
esfuerzos de compresión. El resultado es un acortamiento de los materiales por
buzamiento del plano de falla hacia el labio elevado.
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig. 8.24 Falla Inversa – fuente (Elaboración propia)
 Falla lateral o de desgarre (falla con deslizamiento al rumbo).- Son aquellas a lo
largo de las cuales el desplazamiento es principalmente paralelo al rumbo de la falla
(ver fig. 8.25), la mayoría de ellas son empinadas y rectas; es característica la
trituración de las rocas en su vecindad. Se presenta cuando solo hay
desplazamiento en sentido horizontal.
Fig. 8.25 Falla lateral o de desgarre – fuente (Elaboración propia)
 Falla casi horizontal o cabalgamiento.- Este tipo de falla son producidas
exclusivamente por compresión horizontal y caracterizadas por grandes
desplazamientos (ver fig. 8.26). Son superficies de gran extensión con una pequeña
inclinación sobre el cual se han movido grandes masas de roca por distancias
considerables.
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219
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Fig. 8.26 Desarrollo de una cabalgadura con estructura imbricada. R = rampa
A continuación se ilustra en la fig. 8.27, un resumen de las principales clases de fallas
mencionadas anteriormente:
Fig. 8.27 Procedimiento de la formación de una falla
Una discontinuidad, falla o diaclasa esta caracterizada por los siguientes parámetros:
 Orientación.- Dado por el Rumbo y buzamiento.
 Separación.- Que es la distancia normal entre diaclasas de la misma familia (ver
tabla 8.2).
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Tabla 8.2 Separación
Descripción
Extremadamente juntas
Muy juntas
Juntas
Regular
Grande
Muy grande
Extremadamente grande
Separación
Menos de 20 mm
20-60 mm
60-200 mm
200-600 mm
600-2000 mm
2000- 6000 mm
Mas de 6000 mm
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)
 Persistencia.- Describe la longitud de los trazos de las discontinuidades observadas
en un afloramiento rocoso (ver tabla 8.3).
Tabla 8.3 Persistencia
Descripción
Muy débil
Débil
Regular
Fuerte
Muy fuerte
Persistencia
Menos de 1 m
1-3 m
3-10 m
10-20 m
Mas de 20 m
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)
 Rugosidad.- Esta caracterizada por las ondulaciones a gran escala que define el
ángulo de incidencia respecto al plano medio de la discontinuidad, responsable del
fenómeno de dilatancía, y por las asperezas o irregularidades de la superficie.
 Relleno.- Es la naturaleza del material.
 Abertura.- Distancia entre las dos paredes de una discontinuidad (ver tabla 8.4).
.
Tabla 8.4 Abertura
Descripción
Cerrada
Parcialmente cerrada
Abierta
Muy abierta
Extremadamente abierta
Abertura
Menos de 0.1 mm
0.1-0.5 mm
0.5-2.5 mm
2.5-10 mm
10-100 mm
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”)
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
 Grado de alteración.- Es el ablandamiento de las paredes de la roca. Existen dos
tipos de alteración: alteración por desintegración mecánica y alteración química
(decoloración, desestabilización de minerales, formación de minerales arcillosos,
etc.)
8.6 TRANSCENDENCIA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS (FALLAS Y
PLIEGUES ) EN INGENIERÍA 10
Las fallas en masa rocosas ocasionan algunos trastornos que se traducen en la
discontinuidad de estructuras y en la omisión o repetición de algunos estratos. El
problema es como ya se ha anticipado, que muchas veces es difícil localizar una falla en
la superficie y solo se la ubica cuando la construcción de determinada obra como ser un
edificio, represa, puente, etc. Se encuentra avanzada o concluida, trayendo como
consecuencia un incremento considerable en los costos que no estaban previstos, como
ocurrió con la autopista La Paz – El Alto y con la carretera de penetración al Chapare.
Las fallas pueden permanecer ocultas hasta profundidades considerables y si el piso de
la excavación de la fundación apareciera recortado por fallitas que contengan roca
milonitizada (en polvo o en brecha), lo más conveniente por razones técnico-económicos
es abandonar el emplazamiento buscando otro mas adecuado si esto es posible.
Una vez localizada una falla es de vital importancia determinar si la misma es activa
(Son aquellas en las que se tiene evidencia de desplazamiento durante época histórica,
ejmp. La falla de San Andrés) o inactiva (Llamadas pasivas, son las rupturas de las que
no hay recuerdo de movimiento alguno).
De entre los productos básicos del fallamiento, la harina milonitica o polvo de roca es el
que mas problemas ocasiona en obras de cimentación, pues siendo impermeable, impide
la circulación de agua desde un lado a otro de la falla. Que pueden ser desastrosas sobre
todo en los túneles.
De los diversos tipos de plegamientos, resulta que los sinclinales son los que mayor
trascendencia tienen en obras de ingeniería. Los túneles que pasan a través de una
estructura sinclinal confrontan serios problemas de filtración de aguas, en cuyo caso es
conveniente si las condiciones imperantes y el cronograma de trabajo lo permite, elevar
el nivel del túnel para situarlo lo mas próximo posible a la culminación del anticlinal.
10
German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”
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Preguntas de control:
1.- ¿Explique brevemente lo que es la Teoría de placas?
2.- ¿Mencione el sistema global de placas?
3.- ¿Cuáles son los principales tipos de límites entre placas tectónicas?
4.- ¿Qué son los Geosinclinales?
5.- ¿Qué son los movimientos Orogénicos?
6.- ¿Qué son los movimientos Epirogénicos?
7.- ¿Qué se entiende por transgresión y regresión marina?
8.- ¿Qué estudia la Geología Estructural?
9.- ¿En que consiste la estratificación?
10.- ¿Definir lo que es Rumbo y Buzamiento?
11.- ¿Qué es un pliegue y de que partes esta constituido?
12.- ¿Indicar la nomenclatura de los pliegues?
13.- ¿Qué son las diaclasas?
14.- ¿Qué son las fallas?
15.- ¿Cómo se clasifican las fallas?
16.- ¿Mencionar los principales parámetros de caracterización de una discontinuidad?
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223
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CAP VIII.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Referencias bibliográficas:
-
M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre”, Paris – 1976
-
Julio E. Torrez Navarro: “Apuntes de Geología General”, FCyT (Ing. Civil) - UMSS
-
F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México – 2001,octava edición
-
German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”,Santa
Cruz – Bolivia ( 1996 )
-
Marland P. Billing: “Geología Estructural”
-
Álvaro Fernández: “Principios de Geología y geomorfología”, CLAS - UMSS.
-
Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de mecánica de rocas ”, FCyT (Ing. Civil) - UMSS
Biblioteca virtual:
- www.cec.uchile.cl/.../ auxiliar/estructural
- www.uam.es/.../GEORED/ Mapas-2/pliegues2.htm
- www.ecologia.unex.es/.../ alburqzonas/alburqz22.html
- www.astromia.com/ tierraluna/plegamientos.htm
- www.iespana.es/.../ geol_geodinint_tectonica3.htm
- www.netcom.es/danibece
- www.club.telepolis.com/geografo/geomorfologia/tectonica.htm
- www.monografias.com/trabajos/geologia/geologia.shtml
- www.geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Tectonica/Tectonica.htm
- www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/Geoestructural/gestr04a.htm
- www.plataforma.uchile.cl/fg/semestre2/_2002/tierra/modulo2
- www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral
- www.arrakis.es/~balea/mg.htm
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
CAPÍTULO IX
GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
9.1 GEOFÍSICA
1
La geofísica es la aplicación de los principios de la física al estudio de la tierra. Con los
métodos geofísicos se puede investigar zonas sin acceso para el ser humano,
aprovechando las propiedades físicas de las rocas, que pueden dar informaciones
indirectas, es decir nunca sale una muestra de una roca; los resultados de las
investigaciones son hojas de datos (números) que esperan una interpretación. Puede
decirse que a partir de los fenómenos físicos naturales o provocados, trata de reconocer
la distribución de los materiales en el subsuelo y sus propiedades.
Los geofísicos examinan los fenómenos naturales y sus relaciones en el interior terrestre;
entre ellos se encuentran el campo magnético terrestre, los flujos de calor, la
propagación de ondas sísmicas y la fuerza de la gravedad.
La geofísica se divide en: Geofísica Pura, cuya finalidad es deducir las propiedades
físicas de la tierra y la constitución interna de esta, a partir de ciertos parámetros como el
campo geomagnético, la fuerza de la gravedad terrestre, la propagación de las ondas
sísmicas, etc.; y la Geofísica Aplicada, prospección o exploración, que investiga rasgos
o estructuras concretas relativamente pequeñas y poco profundas que existen dentro de
la corteza terrestre, con la esperanza de que alberguen depósitos explotables
(yacimientos de hidrocarburos, depósitos minerales, etc.).
Los métodos geofísicos de investigación utilizados son:
a)
b)
c)
d)
Gravimetría (fenómeno natural)
Magnetometría (fenómeno natural)
Geoelectricidad (Sondeo ElectricoVertical(SEV)- fenómeno inducido)
Sismología (terremotos - fenómeno natural, refracción y reflexión fenómeno inducido)
9.2 GRAVIMETRÍA
El principal objetivo de la gravimetría es el obtener información asociada a las diferentes
densidades de las rocas que componen la corteza. Si se complementa con el
conocimiento geológico de la zona, puede determinarse inequívocamente el tipo de roca
La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. La
gravedad es la fuerza atractiva ejercida por la masa terrestre. El gradiente del potencial
gravitatorio —la fuerza de la gravedad— es perpendicular a la superficie de la Tierra,
por tanto la fuerza es vertical. Los gravímetros son balanzas muy sensibles usadas para
1
F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
realizar medidas relativas de gravedad. Las diferencias medidas, provocadas por
variaciones en la densidad de la Tierra, se llaman anomalías de Bouguer.
Aprovechando las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la
aceleración de un objeto (m/s2) qué esta cayendo a la superficie. La gravitación normal
(promedia) en la tierra es 9,80665 m/s2. La aceleración de la gravedad g se debe a la
aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza centrífuga
causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al eje de
rotación de la tierra y hacia afuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es igual al
producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g.
Por consiguiente la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre
tiene numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa
unitaria en el mismo lugar.
La unidad de la aceleración es 1cm/s2 = 1 Gal (según Galilei) y 0,001cm/s2 = 1mgal =
10gu (unidades de gravedad).
La gravedad terrestre varía entre los estrechos límites de 9,78049 y 9,83221 gales desde
el ecuador hasta los polos.
Las mayores anomalías de gravedad en la superficie son producidas por estructuras
ocultas tales como domos salinos, estructuras petrolíferas, yacimientos minerales,
estratos geológicos, etc.
Los instrumentos utilizados en la medición de la gravedad son denominados
GRAVÍMETROS (ver fig.9.1), que es un equipo que puede medir diferencias muy finas
en la gravedad. Una balanza es un "gravímetro" porque mide el peso de un objeto.
Peso significa la potencia que aplica la aceleración a un objeto. En un sector con mayor
gravedad la balanza marca un valor elevado, porque el objeto sufre una mayor fuerza
para caerse al suelo.
Fig.9.1 Gravímetro de Hartley, es una balanza muy sensible con un peso definido
que sufre las diferencias de la gravedad. – fuente (elaboración propia)
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227
(m = masa)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
El gravímetro de HARTLEY se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por
variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se
mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento
compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo
micrométrico. En el giro del tornillo micrométrico se lee en un dial la medida de la
desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia.
9.3 MAGNETOMETRÍA
El principal objetivo de la magnetometria, es obtener información asociada a
formaciones geológicas por intermedio de las características magnéticas de las rocas.
La tierra genera un campo magnético (ver fig. 9.2) y puede definirse como un gigantesco
imán irregular.
Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (imán de
barra) situado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de
rotación de la tierra.
El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio norte cerca del polo
norte geográfico se ubica un polo Sur Magnético; y en el hemisferio sur cerca del polo
sur geográfico se ubica un polo Norte Magnético.
Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo norte geográfico
como Polo Norte Magnético y el polo magnético situado cerca del polo sur geográfico
Polo el Sur Magnético.
a) a)
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228
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
b)
a)
Fig.9.2 a) Campo magnético de la tierra con los principales ejes geográfico, como
magnético y polos magnéticos b) Diagramas de los vectores del campo magnético
terrestre para el Hemisferio Norte: X = Componente Norte; Y = Componente Este; Z =
Componente vertical; H = Intensidad horizontal; T = Intensidad total; D =
Declinación; I = Inclinación - fuente (elaboración propia)
El campo geomagnético terrestre no es constante en ningún punto de la superficie, sino
que sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma. Desde el punto de la
geofísica las más importantes de estas variaciones son la variación diurna y las
tormentas magnéticas, estas variaciones deben ser eliminadas de las observaciones
magnéticas de campo.
Si una pequeña brújula magnética (o brújula) se suspende por su centro de gravedad en
un punto P, en el campo magnético terrestre, de modo que pueda oscilar libremente en
todas las direcciones, si no sufre perturbación alguna permanecerá en una posición
definida. Excepto a largo de una línea particular no yace exactamente en una verdadera
dirección Norte-Sur, sino que apuntará hacia el polo magnético terrestre, el cual se
encuentra a muchos kilómetros de distancia del polo geográfico; en lugar de hallarse a
nivel está inclinada con respecto a la horizontal.
La dirección horizontal de la aguja mientras se halla en reposo suspendida del punto P,
se llama meridiano magnético en P, y el ángulo horizontal entre el meridiano magnético
y el meridiano geográfico en P es la declinación magnética en este punto, y la posición
ocupada por la aguja inclinada se llama inclinación magnética, o simplemente
inclinación en P.
La fuerza ejercida por el campo magnético terrestre sobre un polo unidad es la
intensidad total (T) (ver fig. 9.2 b)), del magnetismo terrestre sobre un punto cualquiera
dado (P). Actúa en la dirección definida por declinación e inclinación. En el plano
vertical del meridiano magnético que pasa por el punto, P, se puede resolver T, en dos
componentes verticales entre sí, que son la intensidad vertical, Z, y la intensidad
horizontal, H; y a su vez H se puede también resolver en sus dos componentes
geográficas Norte-Sur y Este-Oeste, conocidas respectivamente por X e Y.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
En la medición de la intensidad del magnetismo terrestre se emplea la unidad llamada
gauss. El gauss se define como la intensidad de un campo magnético que actúa sobre la
masa magnética con la fuerza de una DINA.
La unidad de masa magnética (o unidad de polo magnético) es la masa magnética de un
polo que colocada a una distancia de un centímetro la atrae o la rechaza con una fuerza
igual a una DINA.
En la prospección magnetométrica ordinaria la unidad de medida es la gamma,‫ ﻻ‬, la cual
es 1/100000 de un gauss. El rango de variación de la magnetometría es
aproximadamente 0,30000 a 0,65000 G (Gauss, o Oersted).
El campo magnético de la tierra y de los cuerpos geológicos está definido únicamente
por la magnitud y dirección del vector de intensidad total. En la práctica, es preferible
resolver el campo en sus componentes que, en la dirección del vector, son la intensidad
horizontal y la intensidad vertical.
En cada estación se comparan las intensidades teóricas con las intensidades observadas.
La diferencia entre las intensidades teóricas y observadas, es la anomalía magnética. Las
anomalías se representan en mapas y las curvas (líneas isonomálicas) muestran las
condiciones magnéticas, también se trazan perfiles magnéticos para representar los
valores magnéticos.
9.3.1
Instrumentos
Existen varios métodos de medición y varios tipos de magnetómetros, con que se puede
medir una componente del campo magnético.
Los magnetómetros, que se basan en principios mecánicos, entre otros son:
 La brújula de inclinación, que consiste en una aguja imantada montada sobre un
eje horizontal. Se mantiene suspendido con la mano oscilando en el meridiano
magnético, y se lee el ángulo de inclinación.
 La superbrújula de Hotchkiss, se destina para hacer mediciones de la intensidad
total.
 El variómetro del tipo Schmidt, (útil para la prospección minera), mide variaciones
de la intensidad vertical del campo magnético con una exactitud de 1g.
 El 'flux-gate-magnetometer' se basa en el principio de la inducción
electromagnética y en la saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del
campo magnético.
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230
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
 El magnetómetro nuclear se basa en el fenómeno de la resonancia magnética
nuclear y mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos
discretos.
 El magnetómetro con célula de absorción se funda en la separación de líneas
espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este
instrumento mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con
sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma.
9.3.2
Aplicación
El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo, aplicable en la
prospección petrolífera, exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.
 En la prospección petrolífera da información acerca de la profundidad de las rocas
pertenecientes al basamento. A partir de estos datos se puede localizar y definir la
extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que pueden
contener reservas de petróleo.
 En la exploración minera se aplica en la búsqueda directa de minerales magnéticos y
minerales no magnéticos asociados con los minerales.
 Se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea, los diques ígneos o de fallas,
forman en algunas localidades presas subterráneas.
 En un levantamiento magnético en un basalto que se estaba extrayendo para fines de
construcción, permitió distinguir las zonas de donde el basalto subyacente era de
buena calidad, de las zonas donde era de peor clase.
 La localización de líneas de tubos enterrados y otras instalaciones metálicas
afectadas por el magnetismo, es una aplicación bien definida a la práctica de la
ingeniería civil.
9.4 GEOELECTRICIDAD
2
En los métodos eléctricos, con la ayuda de una fuente de poder se aplica una corriente
eléctrica al suelo por medio de electrodos; su principio se basa en que las variaciones de
la conductividad del subsuelo alteran el flujo de corriente en el interior de la tierra, lo
que ocasiona una variación de la distribución del potencial eléctrico.
El mayor o menor grado de las anomalías del potencial eléctrico en la superficie del
terreno depende del tamaño, forma, localización y resistividad eléctrica de los cuerpos
del subsuelo.
2
Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca : “ Geología Aplicada a la ingeniería Civil”
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231
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GEOLOGÍA GENERAL
9.4.1
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Geoeléctrica 3
Las propiedades de los materiales terrestres, consolidados y no consolidados, son muy
variables. En términos generales, las rocas, con excepción de los filones metálicos,
tienen una capacidad de conducción de la electricidad que es proporcional, al volumen,
al tamaño, a la continuidad de los espacios vacíos y de los fluidos que ocupan a estos.
Los diversos tipos de materiales no consolidados difieren significativamente en sus
espacios vacíos y en su contenido de fluidos; y las rocas consolidadas, como por
ejemplo, la arenisca y el granito, también, difieren por su porosidad y por su contenido
de fluidos. Estas diferencias afectan a la conductividad y a la resistencia que a ella se
contrapone.
Los contrastes entre los materiales consolidados y no consolidados suelen ser de mayor
grado que los que existen dentro de los sulfuros, dan lugar espontáneamente a corrientes
eléctricas de las capas profundas de materiales no consolidados tengan generalmente
éxito.
Aunque algunas masas de roca, como los yacimientos de sulfuros, dan lugar
espontáneamente a corrientes eléctricas, la mayor parte de las exploraciones eléctricas
para fines de ingeniería, requieren electrificación artificial del terreno.
9.4.2
Método geoeléctrico de resistencia
El método aplica las propiedades eléctricas de las rocas y minerales que las constituyen,
siendo la conductividad (inversa de la resistividad) una de las propiedades.
El comportamiento físico de las rocas depende de las propiedades y modo de agregación
de los minerales, de la forma, volumen y relleno (generalmente agua o aire) de los poros.
 Resistividad.- Si se aplica a un trozo de roca de sección transversal s y largo l, una
tensión V, fluye a través de la misma una corriente de intensidad Ι. . La resistividad
de acuerdo a la Ley de ohm es:
ρ=
V *s
Volts * m 2
=
= (ohm * m) = Ω • m
I * l Amperes * m
Donde ρ = resistividad (ohm*m)
La resistividad es una medida de la dificultad que la corriente eléctrica encuentra a su
paso en un material determinado; pero también podría haberse considerado la facilidad
de paso. Resulta así el concepto de conductividad, que expresado numéricamente será el
inverso de la resistividad.
3
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases ”
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232
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Existen dos clases de conductividad eléctrica de las rocas. En una de ellas, bajo la
influencia de un campo eléctrico, los electrones migran a lo largo de los haces de
corriente. Esta forma de conducción es típica de los metales, por el cual se denomina
conductividad metálica.
En el otro tipo la conducción bajo la influencia de un campo eléctrico, se transportan
iones cargado negativo o positivo. Esta conducción se denomina electrolítica.
Por
ejemplo los sulfuros son de alta conductividad y baja resistividad eléctrica; las micas son
de conductividad muy baja, y las rocas porosas saturadas con agua son de alta
conductividad.
Las mediciones se realizan con configuraciones de electrodos. En los métodos activos
como en la polarización inducida se generan una corriente eléctrica y se detecta la
repuesta de las rocas a esta corriente penetrante por medio de otros electrodos. Su
alcance con respecto a la profundidad depende de la longitud de la configuración.
Los métodos eléctricos son útiles para determinar la potencia de estratos de una
secuencia de rocas sedimentarias +/- horizontales. Se los aplican en la búsqueda de
acuíferos o es decir de estratos, que llevan agua subterránea, en la búsqueda de depósitos
de sulfuros.
En las empresas eléctricas por ejemplo por el método eléctrico se localizan los lugares
de baja y de alta conductividad eléctrica para evitar pérdidas de electricidad durante la
transferencia de energía.
En la tabla 9.1 Podemos ver la descripción de algunos materiales a través de su
resistividad según el método geoeléctrico de resistividad.
Tabla 9.1 Descripción del material a través de su resistividad
Aguas y rocas
Resistividad ( ohm*m )
Agua de mar…………………………..
Agua de acuíferos aluviales………………
Agua de fuentes………………………….
Arenas y gravas secas……………………
Arenas y gravas con agua dulce………….
Arenas y gravas con agua salada…………
Arcillas……………………………………
Margas…………………………………...
Calizas…………………………………….
Areniscas arcillosas………………………
Areniscas cuarcitas……………………...
Tobas volcánicas…………………………
Lavas……………………………………..
Esquistos grafitosos………………………
Esquistos arcillosos………………………
Esquistos sanos…………………………...
Gneis, granito alterado…………………...
Gneis, granito sanos……………………..
0.2
10 – 30
50 – 100
1000 – 10000
50 – 500
0.5 – 5
2 – 20
20 – 100
300 – 10000
50 – 300
300 – 10000
20 – 100
300 – 10000
0.5 – 5
100 – 300
300 – 3000
100 – 1000
1000 - 10000
Fuente (Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”)
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233
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Para la exploración eléctrica se utilizan principalmente dos arreglos electroditos que
son: Los sondeos eléctricos verticales (SEV) (ver fig.9.3), permite tener una visión
general de las unidades geoelectricas y litológicas en el subsuelo del área bajo estudio
hasta una profundidad de 400 m, el SEV consiste en hacer una serie de mediciones con
arreglo electrodito de 4 polos, para obtener la resistividad a distintas profundidades en
un punto dado de la superficie.
Los electrodos de potencial ( M , N ) se fijan en una posición y se toman varias lecturas
moviendo los electrodos de corriente ( A , B ) , cuando las lecturas ya son lejanas , se
llega máximo con una separación :
MN
5
Entonces se moverán los electrodos de potencial a una nueva posición fija y se continúa
la secuencia.
AB =
Fig. 9.3 Sondeo eléctrico vertical – fuente (elaboración propia)
4
La separación progresiva de los electrodos del dipolo de emisión, se traduce en un
aumento en la profundidad de penetración de corriente, pudiéndose determinar para cada
separación de electrodos la resistividad del medio detectado, mediante la ecuación:
Ra =
Donde:
4
k •V
= (Ω • m)
I
Ra: Resistividad aparente del medio (ohm x m).
k: Constante geométrica que depende de la separación electródica
V: Potencial generado (voltios).
I: Intensidad de corriente aplicada (Amperios).
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes de clases ”
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
La medición sucesiva de Ra para diferentes profundidades suministra una curva de
distribución de resistividades aparentes del subsuelo o curva SEV; esta curva se
interpreta mediante métodos monográficos y analíticos; obteniéndose como resultados
los espesores y resistividades verdaderas de los diferentes intervalos de espesores del
subsuelo.
Los rangos de resistividades determinados se correlacionan con elementos litológicos, lo
cual se aprecia en la tabla 9.2, obteniéndose una sección geoeléctrica del subsuelo, la
cual es indicativa de las capas permeables, semi-permeables e impermeables.
Tabla 9.2 resultados obtenidos mediante el SEV (Sondeo Eléctrico Vertical)
Resistividad
(ohm x m)
255.00
Espesor
(m)
0.80
Profundidad de
Unidad Litológica
Investigación (m)
0.00 - 0.80
Arena
Condiciones
Acuíferas
Nulas
75.00
7.90
0.80 - 8.70
Arena arcillosa
Regulares a bajas
534.00
50.90
8.70 - 59.60
Roca fracturada
Regulares
1690.00
Indeterm.
Mas de 59.60
Roca sin meteorizar
Bajas
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”)
Existen dos tipos de SEV, el SEV con arreglo Wenner y el SEV con arreglo
Schlumberger.
AB
= 3 ⇒ Metodo(WENNER)
MN
AB
4≤
≤ 20 ⇒ Metodo( Schlumberger )
MN
La mejor calidad de las curvas de campo, la mayor sencillez de las operaciones y
ventajas económicas hace preferible el arreglo Schlumberger en la mayoría de los casos.
Este método es mas efectivo si las formaciones geológicas sobre las que se aplica tienen
un echado de 30° y su resistividad es homogénea lateralmente y contrastante
verticalmente.
9.4.2.1 Aplicaciones
Las principales aplicaciones de este método son:





Salinidad de aguas
Cuantificación de bancos de materiales
Localización de posibles zonas cársticas (cavernas).
Localización de fallas, diques, etc.
Para levantamientos de las estructuras superficiales, reconocimiento de la presencia
de anticlinales enterrados, que es la más común de los tipos de estructuras que
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



CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
favorece la acumulación de petróleo, determinando las profundidades de los estratos
de mayor o menor resistencia.
En minería en la determinación de estructuras subterráneas y para la delimitación de
depósitos de cierto interés económico.
Localización de niveles de agua, existencia y profundidad del agua subterránea.
Delimitación en la zona litoral en el contacto del agua dulce con el agua salada.
Estimación de la profundidad y espesor de estratos.
9.4.3
Diagrafía geofísica (Geophysical logging o diagrafía geofísica)
Llamada también “Testificación geofísica de sondeos”. Es el estudio geofísico que
permitirá determinar el mejor sitio para la instalación de filtros en un pozo de
investigación. Este pozo debe estar situado en la zona mas profunda del acuífero para
permitir obtener una información sobre toda la columna.
En el transcurso de la perforación se efectuara el control de lodo , principalmente en lo
que tiene relación al peso especifico , viscosidad y contenido de arena , el registro del
tiempo de penetración y la toma de muestras litológicas cada metro de avance para el
análisis macroscópico .
En forma simultanea, durante la perforación exploratoria se llevara un control continuo
de algunos parámetros mediante una sonda. En una diagrafia se compila todos los datos
levantados en un pozo, es decir a lo largo de un corte vertical por el subsuelo.
9.4.3.1 Diagrafía geológica
Se compila las propiedades geológicas , mineralogicas y estructurales de los distintos
estratos como el tamaño de grano , la distribución del tamaño de grano , la textura y la
fabrica de las rocas , su contenido en minerales, su contenido en fósiles, su estilo de
deformación .
9.4.3.2 Diagrafia geotécnica
Se compila las propiedades mecánicas de las rocas de un pozo como por ejemplo su
grado de resistencia, la tensión de corte y la cantidad de fracturas por unidad de
volumen.
Las técnicas aplicadas en sondeos se desarrollan independientemente de los métodos
geofísicos empleados en la superficie, pero a partir de los sondeos realizados durante la
fase de exploración, donde los métodos geofísicos contribuyen a la correlación
estratigráfica y al levantamiento geológico.
La diagrafía geofísica comúnmente entrega datos múltiples sacados mediante un único
proceso de medición. Estos datos incluyen informaciones litológicas, estratigráficas y
estructurales, indicadores de la mineralogía y de la concentración de las menas e
indicadores para la exploración geofísica a partir de la superficie.
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Los métodos geofísicos aplicados en la hidrogeología son los siguientes:
 Natural gamma ray log o diagrafía de rayos naturales de gamma: Es la más
importante permite obtener información sobre límites de capas y el contenido de
arcillas. Ejemplo: La zona de pelita oscura da una repuesta alta, las zonas de caliza
y de carbón dan repuestas débiles.
 Gamma gamma log o diagrafía de densidad: Detecta la retrodispersión o
retrodifusión (backscattered rays) de rayos gamma emitidos por una sonda en el
pozo. Ejemplo: La caliza y la pelita son rocas relativamente densas, el carbón es de
densidad relativamente pequeña.
 Sonic log o diagrafía sonora (de velocidad acústica) :Informa sobre facturación y
litologias especialmente en acuíferos carbonatados, rocas ígneas o metamórficas.
Ejemplo: Demuestra el contraste entre los estratos más elásticos como la caliza y
los estratos menos elásticos como la pelita y el carbón en el ejemplo.
 Neutron log o diagrafía de neutrones: Emplea una fuente, que emite neutrones y
un detector correspondiente, permite obtener la porosidad neutrónica.
Ejemplo: Se presenta las diferencias en el contenido en agua, en este caso el
carbón tiene un índice hidrógeno alto, la caliza tiene un índice de hidrógeno bajo.
 Laterolog.- Es una técnica registrada, introducida por el servicio de
SCHLUMBERGER. Se detecta las diferencias en la resistividad (o la
conductividad) de los estratos. Ejemplo: la caliza y el carbón tienen una
conductividad baja, la pelita es de conductividad alta.
 Temperatura.- Permite la identificación de acuíferos, aportes de aguas de
diferentes temperaturas, gradiente térmico.
 Potencial espontáneo.- Se utiliza de manera puntual para resolver los límites del
acuífero o el movimiento del agua. Da como resultado la conductividad de las
formaciones y permite definir la velocidad y la dirección del flujo.
 Sondeos de resonancia magnética.- Da como resultado la porosidad y la
permeabilidad de las formaciones geológicas.
 Resistividad corta y larga.- Da como resultado la conductividad del agua,
deformación y límites de capas.
9.5 INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGÍA
Es muy poco lo que se ha podido observar directamente de la estructura interna de la
Tierra; los cañones más profundos muestran apenas unos cuantos cientos de metros de
las rocas más superficiales, y las perforaciones más profundas llevadas a cabo hasta la
fecha no han alcanzado a penetrar y muestrear más que unos cuantos kilómetros. Sin
embargo ha sido posible obtener bastantes datos acerca del interior de nuestro planeta a
partir de estudios sísmicos y geofísicos.
En este capítulo veremos varios conceptos de sismología y algunos resultados de
estudios sismológicos que proporcionan datos acerca del interior de la Tierra y permiten
entender algunos de los procesos asociados con la tectónica de placas.
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9.6 SISMOLOGÍA
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
5
La sismología es una rama de las ciencias de la tierra que se ocupa de estudiar los
fenómenos sísmicos, la naturaleza de estos, su mecanismo, las leyes físicas que
gobiernan la propagación de las ondas elásticas generadas, sus efectos, su magnitud e
intensidad, su distribución geográfica, y su profundidad.
La mayor parte de nuestros conocimientos relativos a la estructura del interior de la
tierra a profundidades mayores a las alcanzadas con perforaciones, se derivan del estudio
de las ondas sísmicas generadas por terremotos y explosiones, y los estudios sísmicos
continuarán proporcionando mucha información.
9.6.1
Métodos sísmicos de exploración
Se basan en la generación de ondas sísmicas, por ejemplo: por medio de una explosión o
por medio de un rompedor de caída. Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y
elásticas, pues las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en
que se propagan.
La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación de tal
manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas
asociadas con las ondas, como por ejemplo en un elástico extendido. Su propagación se
describe por la ecuación de ondas.
9.6.2
Tipos de ondas sísmicas
Los terremotos se producen por la liberación brusca de energía de deformación
acumulada en las placas tectónicas por la iteración entre ellas.
Los sismos producen ondas de varios tipos que se propagan a partir del foco en todas las
direcciones.
Un registro de ondas sísmicas refleja el efecto combinado del mecanismo de rotura en el
foco, de la trayectoria de propagación, de las características del instrumento registrador
y de las condiciones de ruido ambiental en el lugar de registro.
Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o
Rayleigh.
 Ondas ´”P” ( ondas longitudinales u ondas de compresión ).- Las partículas de
una onda P, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de
la onda, son las mas rápidas ya que alcanzan velocidades de 4 hasta 7 ( km/s ) , por
eso se llaman ondas primarias (ondas P), son parecidas a las ondas sonoras
ordinarias, son más rápidas que las ondas s, es decir después un temblor en un
observatorio primeramente llegan las ondas p, y seguidamente las ondas s (ver
fig.9.4).
5
W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geología General”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Fig.9.4 Ondas longitudinales “P” – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología
General”)
 Ondas “s” u ondas transversales u ondas de cizalla.- Las partículas de una onda
s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación
ya que alcanzan velocidades de 2 hasta 5 (km/s) (ver fig.9.5).
Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y
perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan
en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s
polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de
propagación.
Las diferencias en las velocidades se usan en la medición de temblores y terremotos,
así mismo la diferencia entre la llegada de la onda "p" y de la onda "s" (∆t)
corresponde a la distancia del foco. (∆t es grande, sí el foco es muy lejano, porque la
onda P se propaga más rápido).
Fig.9.5 Ondas transversales “s”
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
 Ondas de Rayleigh.- Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido
a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano
vertical, que pasa por la dirección de propagación (ver fig.9.6).
En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance
de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh es menor que la velocidad de las
ondas s (transversales) y es aproximadamente Raleigh = 0,9 x Vs, según DOBRIN
(1988).
Fig.9.6 ondas superficiales “R (Rayleigh)”- fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de
Geología General”)
 Ondas de Love.- Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial
de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes, es decir un
gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad (ver
fig.9.7).
Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es
decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.
Fig.9.7 ondas superficiales “L (Love)”
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
En la fig. 9.8 podemos ilustrar el camino y el comportamiento que las ondas sísmicas
siguen a través de la tierra.
Tipos de ondas sísmicas
P
Ondas de
compresión
Ondas
transversales
S
Ondas de
Rayleigh
R, L
a)
b)
Fig.9.8 a) Camino que siguen las ondas sísmicas a través de la tierra. b) Tipos de ondas
sísmicas – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
9.6.3
Comportamiento de las ondas sísmicas en las rocas
Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos
son: la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión y la densidad; que a su
ves dependen de las propiedades de las rocas (ver tabla 9.3), siendo los mas importantes
la: petrografía (contenido en minerales), estado de compacidad, porosidad (porcentaje de
espacios vacíos), relleno del espació vacío o es decir de los poros, textura y estructura de
la roca, temperatura, presión.
Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo
con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un
cambio en el relleno del espacio poroso de la roca.
Tabla. 9.3 Velocidad de onda en los materiales
Medio
Velocidad de la onda
primaria (vp) m/ seg.
Velocidad de la onda
secundaria (vs) m/seg.
Granito
Basalto
Calizas
Areniscas
5200
6400
2400
3500
3000
3200
1350
2150
Fuente (Mariano R. Vázquez & Silvia Gonzáles H.: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”)
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Durante el cambio de un medio al otro las ondas sísmicas tienen que cambiar su
velocidad, significa también que van a separarse en una parte reflejada y en una otra
parte refractada, como se observa en la fig.9.9 es un ejemplo del comportamiento de las
ondas sísmicas en una formación y en la tabla 9.4 podemos observar las formaciones
geológicas que podemos hallar haciendo una prospección sísmica.
Con la sismología se puede detectar: Límites de capas, Fallas, Rellenos de poros
(petróleo)
Ejemplo.- Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos
distintos medios litológicos: A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la
superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las
siguientes características:
Fig.9.9 La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio
superior con la velocidad uniforme v1.La onda reflejada se engendra por la reflexión de la
onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad
v1.Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la
interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad
v2. – fuente (elaboración propia)
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Tabla 9.4 Formaciones geológicas dependiendo de la velocidad de onda, en una
prospección sísmica
Formaciones
Aire……………………………………..
Agua dulce……………………………..
Limos…………………………………...
Aluviones secos……………………….
Aluviones húmedos…………………...
Arcillas………………………………...
Tobas volcánicas……………………..
Margas………………………………...
Areniscas……………………………....
Lavas…………………………………..
Calizas…………………………………
Esquistos………………………………
Gnéis…………………………………..
Granitos……………………………….
Velocidad ( km/s )
0.33
1.45
0.2 – 0.6
0.6 – 1.2
1.6 – 2.4
1.8 – 2.2
1.8 – 2.5
2- 3
2 – 3.5
2.5 – 4
3–5
3 – 4.5
3.5 – 5
4–6
Fuente (Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”)
A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el
horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo
diferentes estratos o fallas tectónicas.
9.7 TERREMOTOS
6
Las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre producen algunas veces una ruptura
repentina de las rocas. Durante este fenómeno salen diferentes ondas sísmicas que
pueden dañar edificios y otras construcciones.
9.7.1
Causas de Terremotos
Entre las principales causas de un terremoto se distinguen tres principales causas:
 A causa de fuerzas tectónicas.- En algunos sectores del mundo la corteza terrestre
sufre fuerzas tectónicas que deforman las rocas (ver fig. 9.10). Algunas veces las
fuerzas se liberan en una rotura. Estos movimientos tectónicos provocan ondas
sísmicas que a la superficie terrestre se siente como temblor.
 Por explosión de un volcán.- La explosión de un volcán puede generar ondas
sísmicas. Se trata de dos consecuencias de una misma causa, la actividad interna del
Globo, lo cual explica la semejanza de su distribución geográfica. Pero en general
los seísmos no están directamente ligados a volcanes, aunque con la excepción de los
seísmos llamados precisamente volcánicos. Estos últimos son provocados por fuertes
variaciones de presión que sufren los volcanes antes de las erupciones. Se trata de
6
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
pequeñas sacudidas limitadas por el tamaño del edificio volcánico. Además, el flujo
de magma por las fisuras genera unas vibraciones muy especiales llamadas Tremor.
Causas por fuerzas tectónicas
Causas por hundimiento
Fig. 9.10 Principales causas del origen de un terremoto
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
 Terremotos por hundimiento.- Derrumbes subterráneos generan temblores que se
siente fuertemente en los sectores cercanos. Eso ocurre muchas veces donde hay kart
o depósitos de sal en la profundidad (ver fig. 9.10).
No todas las regiones del mundo están afectadas por la misma cantidad de terremotos.
En general las regiones cerca de un margen continental activo sufren grandes cantidades
e intensidades de temblores o terremotos (como Chile, Perú, Japón, Italia, Serbia,
Croacia, el oeste de los Estados Unidos y China).
El foco o hipocentro del terremoto es el lugar de liberación de la energía.
El epicentro es la proyección a la superficie.
La distancia del foco de un sismo se refleja en la llegada de las rápidas ondas primarias
(ondas p) y de las más lentas ondas secundarias (ondas s). La diferencia del tiempo entre
ambos (∆t) es grande sí el foco esta lejos. Sí el foco es muy cerca la diferencia temporal
entre la llegada de ondas s y p es muy corta (ver fig. 9.11).
Fig. 9.11 vista del foco y del epicentro de un terremoto
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente: En los observatorios se
detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes
velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor.
De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del
terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más
cercanos al epicentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad
de la onda p (o s) tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo
punto, que es el epicentro del terremoto.
En la tabla 9.5, podemos apreciar los sismos que se detectan en los observatorios según
la profundidad y según la distancia del epicentro
Tabla. 9.5 Sismos según la profundidad, -Terremotos debajo de 720 Km. jamás fueron
Detectados
Sismos según la profundidad
% de Energía
Profundidad
Km.
Sísmica Liberada
Somera
0 - 70
85
Moderada
70 - 300
12
Alta
300 - 700
3
Sismos según la distancia al epicentro
Epicentro
Distancia Km.
Locales
Cercanos
Lejanos o Tele sismos
100
800
Mas de 800
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de clases”)
9.7.2
Escalas Sísmicas (Intensidad y magnitud de un terremoto)
9.7.2.1 Intensidad (Escalas relativas)
La intensidad sísmica está íntimamente relacionada con los efectos producidos por un
terremoto en las reacciones de las personas, el grado de destrozos producidos en las
construcciones y las perturbaciones provocadas en el terreno (grietas, deslizamientos,
desprendimientos, etc.).
Describiendo de manera subjetiva el potencial destructivo del mismo. Se han propuesto
varias escalas para medir la intensidad como la escala de Mercalli o la escala de RossiForel (ver tabla 9.6), que se basan en las destrucciones causadas.
La escala de Mercalli fue diseñada en 1902 y modificada en 1956 por Charles Richter.
Se constituye de los niveles I a XII intensidades.
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Tabla .9.6 Escala de Rossi-Forel
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” )
9.7.2.2 Magnitud (Escalas absolutas)
Es una medida que tiene relación con la cantidad de energía liberada en forma de ondas.
Se puede considerar como un tamaño relativo de un temblor y se determina tomando el
logaritmo (base 10) de la amplitud máxima de movimiento de algún tipo de onda (P,
Superficial) a la cual se le aplica una corrección por distancia epicentral y profundidad
focal.
En oposición a la intensidad, un sismo posee solamente una medida de magnitud y
varias observaciones de intensidad.
Los tipos de magnitudes que se utilizan en forma más común son Richter.
 Escala de Richter.- Mide la energía durante un terremoto en una forma logarítmica.
Esta escala no tiene un límite hacia arriba.
La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por
un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida en
(1935) por Charles Francis Richter (1900-1985), sismólogo (científico que estudia
los terremotos) estadounidense, que estableció, junto con el germano-estadounidense
Beno Gutenberg, también sismólogo, una escala para medir los terremotos.
Originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un
sismógrafo sensible para períodos cortos, el sismógrafo de Wood-Anderson.
La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de
una escala logarítmica.
Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la
superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la
magnitud M es:
M = log 10
A
+ F ( D, P) + ctte
T
A = Amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los
registros del sismógrafo.
T = Periodo de la onda en segundos.
F = Función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del foco
expresada en Km.
Por medio de la escala de Richter se cuantifica la energía sísmica liberada por el
terremoto, esta es absoluta y logarítmica, basándose en las amplitudes de ondas
registradas en la superficie y parte de menos de 0 y siendo abierta hacia arriba.
-3
10-3
-2
10-2
10-3
-1
10-1
- 0,5
10-0,5
0
100
1
101
2
3
4
5
6
7
8
8,5
102 103 104 105 106 107 108 108,5
Los sismógrafos modernos son sensibles para niveles de -3,0.
10-0,5 M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía
generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura
de 10m sobre la superficie terrestre.
2
10
Los terremotos los menores sentidos por los seres humanos son del
nivel 2 de la escala de Richter
8,5
En 1960 en Chile
10
En la figura 9.12 podemos realizar una similitud entre la escala de Richter y la escala
de Mercalli.
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Fig. 9.12 Las escalas de Mercalli y Richter se utilizan para evaluar y comparar la intensidad de
los terremotos. La escala de Richter mide la energía de un temblor en su centro, o foco, y la
intensidad crece de forma exponencial de un número al siguiente. La escala de Mercalli es más
subjetiva, puesto que la intensidad aparente de un terremoto depende de la distancia entre el
centro y el observador. Varía desde I hasta XII, y describe y evalúa los terremotos más en
función de las reacciones humanas y en observaciones que la escala de Richter, basada más en
las matemáticas. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
9.8
EL SISMÓGRAFO
7
Un sismógrafo registra los movimientos del suelo en las dos direcciones horizontales y
en la vertical (ver fig. 9.13). Un sismógrafo ideal sería un instrumento sujetado en una
base fija, la cual se ubica afuera de la tierra, de tal modo las vibraciones generadas por
un movimiento del suelo se podrían medir a través de la variación de la distancia entre el
instrumento sujetado en la base fija y el suelo.
En un sismógrafo se une una masa (elemento inerte) ligeramente con el suelo, de tal
manera que el suelo puede vibrar sin causar grandes movimientos de la masa. La masa
puede ser acoplada con el suelo por medio de un péndulo o por medio de un resorte por
ejemplo.
7
Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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248
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CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Durante el movimiento del suelo la masa tiende a mantener su posición debido a su
inercia. El desplazamiento relativo del suelo con respecto a la masa inerte se utiliza para
determinar el movimiento del suelo (tiempo de inicio del movimiento, amplitud,
ubicación del epicentro). Los sismógrafos modernos pueden detectar desplazamientos
del suelo de 10-10 m, lo que son desplazamientos en dimensiones atómicas.
Fig.9.13 Un sismógrafo produjo este registro de un terremoto Californiano que medía 5,5 en la
escala de Richter. El dedo señala un barrido fuerte en el sismograma creado por la punta del
sismógrafo, diseñado para responder a vibraciones verticales u horizontales —pero no ambas al
mismo tiempo. – fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Ejemplo: Sismo en Pica (Chile): * Fecha: 14/06/2005 * Hora local: 12:30 (ver fig.9.14
y fig. 9.15)
Fig.9.14 La marca muestra el hipocentro del sismo, Once víctimas fatales. Heridos en Pica.
Derrumbe de casas y cortes del suministro eléctrico y de las comunicaciones.
Fig.9.15 Sismogramas obtenidos en la estación de La Paz (Bolivia)
Fuente (Observatorio San Calixto)
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9.9
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
DISTRIBUCIÓN DE ZONAS SÍSMICAS
8
Muchos de los centros activos de los terremotos actuales se localizan a lo largo de dos
fajas o cinturones (ver fig. 9.16), situadas en la superficie terrestre:
 El cinturón Circum-Pacífico .- Esta faja se extiende a lo largo de Chile, Perú,
América Central, una pequeña parte de la zona Caribe-Antillas, México, California,
Sund Pudget, Vancouver y Reina Carlota, Islas Aleutianas, Kamchatka, Japón,
Filipinas, Indonesia, Nueva Zelanda y otras.
 La zona Atlántico-Alpino-Mediterránea.- Esta zona incluye África del Norte,
España, Italia, Grecia Turquía, Irán, Norte de la India y Birmania.
Estas fajas son paralelas principalmente a cadenas montañosas más jóvenes donde una
intensa falla esta asociada con rocas arrugadas; a lo largo de las fajas sísmicas están
situados numerosos volcanes. Se ha estimado que un 75 % de toda la actividad sísmica
ocurre en la faja circuí-pacifica y un 22 % es del área Alpina.
También ocurren numerosos choques mas pequeños en las zonas de las fallas marinas
asociadas con los lomos oceánicos, como sucede con el lomo Meso-Atlantico y otros, en
las zonas falladas de los continentes. El hecho es que estas zonas coincidan con las de
mayor actividad volcánica sugiere que ambos fenómenos pueden tener una causa
común.
Fig. 9.16 Cinturones sísmicos en el mundo
Fuente (F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”)
8
F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en clases ”
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250
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GEOLOGÍA GENERAL
9.9.1
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Terremotos del mundo
Existen cantidad de terremotos durante un año en el mundo:
Los registros históricos de terremotos anteriores a mediados del siglo XVIII son casi
inexistentes o poco fidedignos. Entre los sismos antiguos para los que existen registros
fiables está el que se produjo en Grecia en el 425 a.C., que convirtió a Eubea en una isla;
el que destruyó la ciudad de Éfeso en Asia Menor en el 17 d.C.; el que arrasó Pompeya
en el 63 d.C., y los que destruyeron parte de Roma en el 476 y Constantinopla (ahora
Estambul) en el 557 y en el 936. En la edad media se produjeron fuertes terremotos en
Inglaterra en 1318, en Nápoles en 1456 y en Lisboa en 1531.
Terremoto en la ciudad de México El terremoto que asoló la ciudad de México en 1985
provocó la muerte de miles de personas, además de causar cuantiosos daños materiales.
La geografía no hizo sino aumentar el grado de destrucción, ya que la capital mexicana
se asienta sobre un terreno colmatado por sedimentos esponjosos que cubren un antiguo
lago. Cuando se produjo el movimiento sísmico, el limo comprimido en el lecho del lago
vibró como un resorte gigante bajo la ciudad azteca, sobredimensionando el temblor.
El sismo de 1556 que mató a 800.000 personas en Shaanxi (Shensi), provincia de China,
fue uno de los mayores desastres naturales de la historia. En 1693 un terremoto en
Sicilia se llevó unas 60.000 vidas; al principio del siglo XVIII, la ciudad japonesa de
Edo (en el emplazamiento del Tokio moderno) fue destruida y murieron unas 200.000
personas. En 1755 Lisboa fue devastada por un terremoto y alrededor de 60.000
personas murieron —este desastre aparece en Cándido, novela del escritor francés
Voltaire—. La sacudida fue tan fuerte que se sintió hasta en las regiones interiores de
Inglaterra.Quito, la capital de Ecuador, sufrió un terremoto en 1797 en el que murieron
más de 40.000 personas. Uno de los terremotos más famosos fue el del área de San
Francisco de 1906 que causó extensos daños y se cobró aproximadamente 700 vidas.
En Latinoamérica, el mes de agosto de ese mismo año en Valparaíso, Chile, un sismo
acabó con la vida de unas 20.000 personas; en enero de 1939 en la ciudad de Chillán,
también en Chile, murieron 28.000 personas. En 1970, en el norte de Perú murieron unas
66.000 personas. El sismo de Managua, Nicaragua, el 23 de diciembre de 1972 destruyó
por completo la ciudad y murieron más de 5.000 personas. El 19 de septiembre de 1985,
un terremoto en la ciudad de México provocó la muerte de miles de personas.
En 1988 un fuerte terremoto sacudió el norte de Armenia ocasionando la muerte de unas
25.000 personas. El sismo de magnitud 7,2 en la escala de Richter ocurrido el 17 de
enero de 1995 en el área de Hanshin-Awaji en Japón, tuvo un efecto destructivo sobre la
ciudad de Kōbe donde unos 100.000 edificios fueron destruidos y perecieron más de
6.000 personas.
El noreste de Turquía fue sacudido en 1999 por un terremoto, de magnitud 7,4 en la
escala de Richter, que provocó la muerte de decenas de miles de personas. El 26 de
enero de 2001 un terremoto (de 7,9 grados en la escala de Richter) asoló el estado de
Gujarāt en la India.
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251
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
A finales de 2003, el sureste de Irán sufrió un fuerte terremoto, de magnitud 6,6 en la
escala de Richter, que provocó la muerte de al menos 30.000 personas y destruyó gran
parte de la histórica ciudad de Bam.
En la tabla 9.7 podemos apreciar la cantidad de terremotos por año dependiendo de su
caracteristica de destrucción.
Tabla.9.7 Cantidad de terremotos por año, dependiendo de su característica de destrucción
Característicos
Destrucción casi total
Grandes destrucciones
Destrucciones serias
Destrucciones de algunos edificios
Destrucciones leves en los edificios
Sentido generalmente por todos
Sentido por varias personas
Sentido por algunas personas
Registrable solamente por instrumentos
Magnitud (RICHTER)
>8,0
>7,4
7,0-7,3
6,2-6,9
5,5-6,1
4,9-5,4
4,3-4,8
3,5-4,2
2,0-3,4
Cantidad por año
0,1-0,2
4
15
100
500
1400
4800
30.000
800.000
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Podemos hacer un resumen histórico de los terremotos más grandes en el mundo, hasta
ahora registrados, en la tabla 9.8.
Tabla 9.8 Principales terremotos en el mundo, clasificados según la magnitud y el
numero de victimas.
Año
1960
1964
1933
1906
1950
1897
1906
1905
1950
1899
1920
1934
1946
1927
1939
1976
1923
1907
1939
Magnitud
9.5
9.4
8.9
8.9
8.7
8.7
8.6
8.6
8.6
8.6
8.5
8.4
8.4
8.3
8.3
8.2
8.2
8.1
8.0
Lugar
Sur de Chile
Alaska
Sanriku, Japón
Colombia
India/Assam/Tibet
Assam, India
Santiago/Valparaiso, Chile
Kangra, India
Assam, India
Yakutat Bay, Alaska
Kansu, China
India/Nepal
Tonankai, Japón
Xining, China
Chillan, Chile
Tangshan, China
Kwanto,Yokohama, Japón
Asia cnetral
Ezrican, Turquía
Víctimas
5.700
131
2.990
1.000
1.530
1.500
20.000
19.000
1.526
--------180.000
10.700
1.330
200.000
28.000
240.000
143.000
12.000
23.000
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
9.10
SISMISIDAD EN BOLIVIA
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
9
La sismicidad en Bolivia esta relacionada al proceso de subducción que la placa de
Nazca experimenta en su avance hacia el continente sudamericano.
Según Vega los focos sísmicos por debajo del altiplano se encuentran entre los 70 – 300
km de profundidad (sismos de profundidad intermedia), focos sísmicos muy profundos
se originan en el extremo de la placa que se hunde a mas de 300 km de profundidad, por
debajo del sur del departamento de Santa Cruz y norte de la Argentina. Tanto los focos
sísmicos solo son sentidos en la superficie, cuando las magnitudes de estos alcanzan
valores extremos.
Un caso inusual se presento en ocasión del gran terremoto profundo a unos 300 km al
norte de La Paz, a las 20:00 horas de del 8 de junio de1994, cuando debido a la gran
magnitud del sismo este fue sentido en casi todo el territorio nacional. Se trato de un
sismo con foco a la profundidad de 636 km, que alcanzo la intensidad V, en la zona
epicentral y se sintió incluso en Canadá.
En Bolivia la actividad sísmica de foco superficial, hasta 70 km de profundidad, se
concentra en la región central del país, entre los departamentos de Cochabamba,
Chuquisaca y Santa Cruz; otros focos de actividad sísmica superficial se ubican en el
norte del departamento de La Paz, al sur del departamento de Tarija en las proximidades
de Yacuiba y en regiones al oeste del departamento de Oruro y en la frontera con Chile.
Siempre los focos de actividad sísmica superficial son los que causan más daños. El
sismo de Sipe Sipe, al oeste de Cochabamba en julio de 1909, causo 15 muertos. El
sismo de marzo de 1948 en la ciudad de Sucre causo 3 muertos y varios heridos.
La región central del país la que ha experimentado más temblores de tierra, todos de
focos superficiales, así las ciudades de Cochabamba, Sucre y Santa Cruz fueron
sacudidas por movimientos sísmicos desde siglos pasados.
Los últimos sismos del año 1986 se llegaron a percibir a nivel instrumental en la ciudad
pero fueron de regular intensidad en la región de Chapare a mas de 300 km al oeste de
La Paz. La fig. 6.17 muestra un mapa de sismicidad de Bolivia.
9
Ismael Montes de Oca : “Enciclopedia geográfica de Bolivia ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Fig. 9.17 Mapa de intensidades sísmicas de Bolivia (izquierda – Escala de Ritcher)
(derecha – escala de Mercalli modificada). Fuente (Observatorio San Calixto)
9.10.1 Sismos históricos registrados en Bolivia
10
Se considera que la actividad sísmica en Bolivia es moderada, sin embargo grandes
terremotos han ocurrido en los siglos pasados de los cuales se tiene escasa información.
En la región central la actividad sísmica de foco superficial se manifiesta por gran
cantidad de terremotos de magnitudes menores a 3.0; estos ocurren ya sea en forma
aislada, o como premonitores o réplicas de terremotos de mayor magnitud.
En la fig. 9.18 podemos observar en el mapa de Bolivia la ubicación de los sismos
históricos de Bolivia.
La historia sísmica de Bolivia empieza en el año 1581, cuando un terremoto se siente en
la Villa Imperial de Potosí; entre los años 1662 y 1851 cinco terremotos fueron sentidos
en la Villa Imperial y en poblaciones cercanas (Vega, 1996).
En noviembre de 1650 un terremoto destruye la bóveda de la catedral de los españoles
en Chuquisaca; en 1845 otro terremoto en Santa Cruz causa daños en construcciones de
adobe; en 1871 otro terremoto causa daños cerca del pueblo de San Antonio (hoy Villa
Tunari); en 1887 y 1899 dos fuertes terremotos destruyen viviendas de adobe en
Yacuiba (al este de Tarija), causando algunos heridos (Descotes y Cabré, 1973).
10
Cortesía : Observatorio San Calixto – La Paz ( Bolivia )
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254
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
En los últimos cien años otros terremotos causan daños en la región central de Bolivia:
el 23 de julio de 1909 en Sipe Sipe un terremoto habría provocado 15 muertos y
destrucción de viviendas de adobe, varias cercas de tapial de los sembradíos se tumban
así como cae el techo y campanario de la pequeña iglesia (Vega, 1996).
El 25 de octubre de 1925 ocurre un terremoto que causa daños en Aiquile; el 1º de
septiembre de 1958 otro terremoto destruye casas de adobe en Aiquile (algunas quedan
inestables), se reportan algunos heridos, las familias alarmadas se refugian en Mizque
(Descotes y Cabré, 1973); el 22 de febrero de 1976 ocurre otro terremoto en Aiquile que
alarma a los pobladores.
El 25 de diciembre de 1942 y el 18 de febrero de 1943 la ciudad de Cochabamba siente
dos terremotos, el segundo causa destrucción de algunas viviendas de adobe y pánico
entre los pobladores; el 19 de octubre de 1959 otro terremoto causa alarma en la ciudad
de Cochabamba; el último terremoto importante sentido en la ciudad de Cochabamba
ocurre el 12 de mayo de 1972, algunas viviendas de adobe se rajan y la población
alarmada sale a las calles (Rodríguez y Vega, 1976).
En la provincia Carrasco de Cochabamba, en Ivirgarsama, el 23 de julio de 1981 un
terremoto provoca el desplazamiento horizontal de la losa central del puente; en la
misma zona entre el 9 de mayo y 19 de junio de 1986 tres terremotos causan alarma
entre los pobladores, en Chipiriri los campesinos no pueden permanecer de pie, en Villa
Tunari las cabañas de los ingenieros agrónomos se mecen bruscamente.
El 27 de marzo de 1948 un fuerte terremoto semi destruye la capital de la república, la
ciudad de Sucre reporta tres muertos y algunos heridos; varias construcciones coloniales
de adobe son destruidas, el gobierno declara zona de desastre y levanta un empréstito
para afrontar las pérdidas materiales (Vega, 1996). El 26 de agosto de 1957 el sur de
Santa Cruz es afectado por un terremoto; en la población de Postrervalle viviendas de
adobe son destruidas, no se reportan ni muertos ni heridos.
Entre las poblaciones de Totora, Aiquile y Mizque (al sureste de Cochabamba) el 22 de
mayo de 1998 ocurre el terremoto más destructor de la región central de Bolivia: el
terremoto de magnitud 6.5 causa cerca de 80 muertos entre las poblaciones de Totora,
Aiquile y Mizque; más de un centenar de heridos son reportados en la zona epicentral;
gran parte de la zona antigua de la población de Aiquile es destruida, en gran mayoría
casa de adobe.
En Totora se observan hundimientos de techos de teja y barro, voladura de parapetos de
las casas de tipo colonial, algunas de ellas quedan inestables y debe ser reparadas; sólo
una casa es destruida.
En Mizque se desploman algunos techos pero la torre de la iglesia resulta más afectada;
la antigua construcción de la torre con adobes, piedras y barro, reparada más de una vez
con rellenos de ladrillo y estuco, se derrumba días después de ocurrido el terremoto. En
varios sectores de las serranías de la zona epicentral aparecen nuevos manantiales de
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255
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
agua, otros se secan, otros aparecen con agua turbia y contenido orgánico producto del
derrumbe de bofedales (Vega y Minaya, 1998).
También en otras regiones del país los terremotos causan destrucción: el 24 de febrero
de 1947 un fuerte terremoto de magnitud 6.4 causa destrucción en Consata (Provincia
Larecaja de La Paz), hundimientos y deslizamientos de tierra se producen en la zona
epicentral, muerte de ganado y destrucción de cultivos afectan a los campesinos; el
terremoto es sentido en varias poblaciones del Altiplano de La Paz, en la ciudad de La
Paz los habitantes salen a las calles, algunas viviendas de adobe se agrietan, en los cerros
aledaños se observan pequeños deslizamientos de tierra; el 23 de agosto de 1956 ocurre
otro terremoto en Consata pero con menor intensidad, el terremoto es sentido también en
la ciudad de La Paz (Vega, 1990).
El 6 de noviembre de 1995 ocurre un terremoto de magnitud 5.3 que destruye el poblado
de Cumujo (Provincia Atahuallpa de Oruro), casi todas la viviendas de adobe son
destruidas y se reporta un herido (Vega, 1997); en la misma zona el 4 de abril del 2001
un terremoto de magnitud 4.6 causa rajaduras de viviendas de adobe en la población de
Coipasa.
El 9 de junio de 1994 ocurre en Bolivia el terremoto de foco profundo y de mayor
magnitud en la historia sísmica; la zona epicentral se ubica entre las provincias Iturralde
de La Paz y Ballivián del Beni (al oeste del curiche del Rosario); el terremoto es sentido
en casi todo el país y en el resto del continente; en Cobija (Departamento de Pando) el
terremoto provoca rajaduras en paredes y movimiento de las cabañas; en San Joaquín,
Santa Ana de Yacuma y en Trinidad (Departamento del Beni) el terremoto alarma a los
pobladores y hace que salgan a las calles; en la ciudad de La Paz los edificios altos
oscilan suavemente, sus moradores salen a las plazas y calles (Vega, 1994).
El terremoto sentido en varias capitales de Sudamérica y en algunas de Norteamérica,
causó muertos en la sierra del Perú y heridos en Río Branco (Brasil).
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Fig. 9.18 Sismos históricos registrados en Bolivia
Fuente (Cortesía Observatorio San Calixto – La Paz (Bolivia))
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Preguntas de control:
1.- ¿Qué es la Geofísica?
2.- ¿Qué es la Magnetometría?
3.- ¿Qué es la Gravimetría?
4.- ¿Qué se entiende por geoelectricidad?
5.- ¿En que consiste el Sondeo Eléctrico Vertical (SEV)?
6.- ¿Qué es la Sismología?
7.- ¿Cuántos tipos de ondas sísmicas existen?
8.- ¿Qué es un Terremoto?
9.- ¿Cuáles son las principales causas de un terremoto?
10.- ¿Definir foco y epicentro de un terremoto?
11.- ¿Explique las diferentes escalas sísmicas?
12.- ¿Qué es el sismógrafo?
13.- ¿Cómo esta conformada la distribución de zonas sísmicas en el mundo?
14.- ¿Mencionar algunos sismos históricos de Bolivia?
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP IX.- GEOFÍSICA - SISMOLOGÍA
Referencias bibliograficas:
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S.
- F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”, México – 1995
Edición.
Segunda
- Mariano Ruiz Vázquez & Silvia Gonzáles Huesca: “Geología Aplicada a la ingeniería Civil”,
México – 2000, Primera Edición.
- Gabriel Rodríguez Roca: “Apuntes de Mecánica de Rocas”, FCyT (Ingeniería Civil) –
U.M.S.S.
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”,
Universidad de Atacama.
Chile -
(1999, 2003),
- Cortesía: Observatorio San Calixto – La Paz (Bolivia) , 2005
- Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”- La Paz (Bolivia), Primera
Edición.
Biblioteca virtual:
- www.geofisica.cl
- www.udep.edu.pe/recursoshidricos/geofisica
- www.codelcoeduca.cl
-www. plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html
- http://www.trxconsulting.com/geofisica.htm
- http://www.astromia.com/glosario/geofisica.htm
- www.geociencias.unam.mx/ cursos_cegeo/sismología
- http://www.procuno.pta.es/users/manuel/sismolog.htm
- http://www.ugr.es/iag/iag.html
- http://www.monografias.com/trabajos/sismologia/sismologia.shtml
- www.portalciencia.net/ geoloroc.html
- http://www.ssn.unam.mx/SSN/Doc/Cuaderno1/ch4.html
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259
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
CAPÍTULO X
NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
10.1
INTRODUCCIÓN
El agua es un recurso natural, ineludible e insustituible que es cada vez más entra en los
dominios de los bienes escasos, su molécula está formada por dos átomos de hidrógeno
y uno de oxígeno y su formula química es H 2 O, y ocupa el 70% de la superficie de la
tierra. Es indispensable para todas las formas de vida, sin ella, el fenómeno de la vida no
hubiera ocurrido.
Agua y vida establecen una relación indisoluble; esta fuerte y total dependencia hacia el
agua se refleja en el hecho de que los seres vivos están, mayoritariamente, formados por
agua.
El agua en la tierra aparece en muchas formas distintas: el agua salada de los océanos, el
agua dulce de los lagos y ríos, el vapor de agua de la atmósfera, el agua de la lluvia y de
la nieve, el agua de los glaciares y el agua que se encuentra por debajo del superficie de
la tierra.
Toda el agua por debajo de la superficie por ejemplo el vapor del agua, la humedad del
suelo, el agua subterránea, el agua de las cuevas etc. forma el "agua del subsuelo".
La parte de la geología que investiga el agua del subsuelo (especialmente el agua
subterránea) es la hidrogeología.
El agua subterránea se mueve como el agua superficial pero más lento. La velocidad y
los movimientos dependen de la porosidad y permeabilidad del substrato (la roca o el
suelo). La investigación de los movimientos del agua subterránea y de las propiedades
hidrológicas del subterráneo es una parte importante de la hidrogeología.
Estudios de la explotación del recurso natural agua son cada día más importante porque
aunque el agua es un recurso natural renovable, la sobreexplotación del agua y la
contaminación del agua con sustancias nocivas son problemas graves en todo el mundo
(sobre todo el una región desértica), la contaminación del agua subterránea causada por
los rellenos sanitarios, plantas de tratamiento son también de gran importancia.
10.2
EL CICLO HIDROLÓGICO 1
A nivel mundial se cuenta con una cantidad total del agua de aproximadamente 1350
millones de m3. Solo una pequeña parte de esta cantidad de agua 8437500 m3
aproximadamente, forma el agua subterránea.
La tabla 10.1 muestra el porcentaje de las distintas formas de agua en la tierra:
1
W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”
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261
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Tabla 10.1 Distribución del volumen de agua en el planeta
EL AGUA EN EL MUNDO
AGUAS SUPERFICIALES Total:
Lagos de agua dulce
Lagos salados y mares interiores
Almacenamiento temporal en ríos y canales
%
0,017
0,009
0,008
0,0001
AGUAS SUBTERRÁNEAS Total:
Aguas vadosas (incluye la humedad de suelo)
Agua subterránea almacenada hasta una profundidad de 1 Km.
(algunas de estas aguas son salados)
Agua subterránea más profunda (muy salada e impotable)
0,625
0,005
OTRAS AGUAS Total:
Océanos
Atmósfera
Casquetes polares y glaciares
99,315
97,2
0,001
2,15
0,31
0,31
Fuente: Recursos hidráulicos, Felices Rocha
10.2.1 Ecuación básica de la hidrología
El ciclo hidrológico se puede escribir de la siguiente manera:
Precipitación = Escorrentía + Evaporación
Precipitación = Escorrentía Superficial + Escorrentía Subterránea + Evaporación
Es decir, los procesos de precipitación, escorrentía y evaporación forman un equilibrio.
Si no fuera así, la tierra sería hundida y prácticamente sin agua en la atmósfera en el
caso de una precipitación mayor que la evaporación, o la tierra sería un desierto sin ríos
y océanos en el caso de una evaporación mayor que la precipitación, la fig. 10.1 ilustra
los participantes más importantes del ciclo hidrológico con las cantidades aproximadas
(expresadas en km3 de agua) para la precipitación, la escorrentía y la evaporación a
escala mundial.
Fig. 10.1 Cantidades aproximadas de escorrentía, precipitación y evaporación.Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Hay una cantidad enorme de agua, pero no toda tiene las mismas oportunidades de uso
para los fines del hombre. El agua dulce, a la que se puede tener acceso mas o menos
directo, representa solo el 0.32% (430785 Km3) de la cantidad total el planeta, de esta
ultima cantidad el 97% es agua subterránea.
El agua subterránea representa solamente una parte del agua del subsuelo que se produce
por los procesos de precipitación, escorrentía y evaporación como se muestra a
continuación el la fig. 10.2 el ciclo hidrológico.
Fig. 10.2 Ciclo hidrológico – Fuente (http://www.geolamb.co)
10.3
EL AGUA DEL SUBSUELO
Se puede distinguir principalmente tres tipos de agua subterránea:
9.3.1 Aguas meteóricas/aguas del intercambio
Son aguas que siempre o periódicamente participan en el ciclo hidrológico y que
circulan más superficial en niveles altos del subterráneo.
10.3.2 Aguas de reserva
Son aguas que circulan en niveles bajos y que no pertenecen al ciclo periódico. Muchas
veces este tipo de agua no participa en el ciclo hidrológico en tiempos históricos y no se
alimenta tampoco por precipitaciones o por otros procesos. Una vez explotado este
agua, el agua de reserva desaparece sin ser renovado.
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263
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
10.3.3 Aguas profundas/aguas de formación
Este agua tampoco pertenece ni participa en el ciclo hidrológico El agua de formación
representa agua atrapada durante los procesos de sedimentación. Muchas veces estas
aguas son saladas.
Se puede definir los diferentes tipos del agua del subsuelo en tal forma:
 El agua del subsuelo.- Incluye todo el agua en el subterráneo en forma líquida o
gaseosa, es decir, el vapor de agua en el suelo, el agua capilar, la humedad del
suelo, el agua adhesivo y el agua freática.
 El agua vadosa se entiende como el agua capilar y la humedad de suelo.
 El agua subterránea.- (sinónimo: agua freática) Es el agua que llena los vacíos
del suelo y de la roca completamente y que muestra movimientos que dependen
solo o casi solo de las fuerzas de gravitación y fricción. Los vacíos pueden ser
poros, grietas, fisuras o cuevas de distinto tamaño.
10.3.4 La "zona de aireación" ("agua vadosa")
Corresponde a una zona no saturada, tal parte del suelo en que una parte de los espacios
son ocupados por aire.
10.3.5 La "zona saturada"
Es tal parte del suelo, en que todos los poros y grietas están llenos de agua. El límite
entre las dos zonas es marcado por el "nivel freático" como se muestra a continuación en
la fig. 10.3.
Fig. 10.3 Agua en el subsuelo
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
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GEOLOGÍA GENERAL
10.4
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
DESCARGA DEL AGUA SUBTERRÁNEA 2
Siempre cuando el nivel freático (la superficie del agua subterránea) llega a la superficie
del terreno, se forma un manantial. Estos puntos de la descarga del agua subterránea
dependen de la situación geológica del lugar y producen varios tipos de manantiales.
El tipo más simple son manantiales tipo vertedero (ver fig. 10.4).
El manantial se forma básicamente por fuerzas gravitacionales. Este tipo de manantial
casi siempre descarga agua, también en períodos de sequía. En rocas estratificadas se
observan frecuentemente horizontes de descarga donde las manantiales son alineados,
marcando el contacto entre rocas permeables y no permeables.
Fig. 10.4 Esquema de manantiales tipo vertedero –
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
10.5
ACUÍFEROS POROSOS 3
Movimientos del agua subterránea son posibles solamente cuando existen vacíos
conectados entre sí en el suelo o la roca. Si no existen vacíos de cualquier tipo, o si los
vacíos existentes están aislados (como burbujas de gas en un basalto, por ejemplo) no se
producen movimientos del agua.
La clasificación de los acuíferos tiene en cuenta su génesis, y se puede realizar en base a
sus propiedades físicas o en base a criterios de rentabilidad (económicos).
10.5.1 Criterios de porosidad
En la clasificación de los acuíferos según al proceso de formación de la porosidad, se
distingue:
2
3
W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”
Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”
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265
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
 Acuíferos porosos.- Donde la porosidad es primaria y resulta de los huecos que
quedan al sedimentar las rocas detríticas. Los poros representan el único tipo de
vacíos que poseen las rocas no-consolidadas (suelos y sedimentos sueltos como
arena, grava etc.). Como poros se entiende los espacios libres entre las partículas
del suelo o de rocas sedimentarías clásticas.
 Acuíferos de fisura o grietas.- Donde la porosidad es secundaria y resulta de
procesos de fracturación y meteorización de rocas impermeables. Las grietas,
fracturas y diaclasas son los tipos de vacíos principales e importantes en todas las
rocas consolidadas (rocas sedimentarias como arenisca; rocas magmáticas o
metamórficas como granito, andesita, pizarra etc.) No obstante, las rocas
sedimentarías (como conglomerados y areniscas, por ejemplo) cuentan a veces
con una porosidad muy elevada. Algunas rocas volcánicas también pueden tener
un espacio poroso notable.
 Acuíferos kársticos.- Donde la porosidad es secundaria y resulta de procesos de
disolución de rocas solubles (en especial las calizas). Los vacíos tipos "karst" son
una forma especial de los vacíos de grietas en rocas solubles como caliza
(incluyendo espacios muy grandes como las cuevas).
En la tabla 10.2 se presentan las propiedades hidrogeológicas básicas de diferentes
rocas, donde rocas sólidas consolidadas (caliza, arenisca, granito, etc.) y rocas noconsolidadas como suelos y depósitos cuaternarios).
Tabla 10.2 Propiedades hidrogeológicas de la rocas
Tipo de roca
Grava
Arena
Arcilla
Arenisca poco
cementada
Tipos de vacíos
poros
poros
poros
poros y fisuras
Porosidad
Elevada
Elevada
Elevada
Variable, gen.
Elevada
Permeabilidad
elevada
elevada
muy baja
generalmente
elevada
Variable, gen.
elevada
Variable, gen.
elevada
Caudal máximo
de manantiales
[l/min.]
3800
1000
<4
hasta 800
Caliza
poros, fisuras y
cavernas
muy variable
Roca Piroclástica
poco cementada
poros
Elevada
Basalto
poros, fisuras y
cavernas
Variable
Variable
Riolita
poros y fisuras
Variable, gen. baja
Variable, gen. baja
fisuras
muy baja (casi nulo)
muy baja
4 - 40 frecuente
fisuras
muy baja (casi nulo)
muy baja
< 40
Granito no
alterado
Gneis
1700 frecuente;
hasta 1.000.000
hasta 2400
entre 1700 y
3800 frecuente
entre 4 y 100
frecuente
Fuente: W.Griem & S.Griem-Klee : “ Apuntes de Geologia General”
(Los datos para el caudal máximo de manantiales son datos aproximados que indican el
rango del caudal posible. Estos datos no son aplicables a todos los casos particulares en
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266
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
forma generalizada, pero dan una impresión de la cantidad de agua disponible
teóricamente en un terreno formado por la roca correspondiente).
10.5.2 Criterios físicos
Los criterios físicos tienen en cuenta fundamentalmente dos parámetros: la
transmisividad del subsuelo (que tiene en cuenta la permeabilidad y el espesor saturado
del acuífero) y la presión del agua en el seno del acuífero, o el grado de dependencia del
agua subterránea con el ciclo superficial.
10.5.2.1
Clasificación en función de la transmisividad (T)
Definida como el producto de la permeabilidad (k) por el espesor saturado del acuífero
(b), lleva a una subdivisión arbitraria en:
 Acuíferos.- Formación geológica capaz de almacenar y transmitir agua a los
pozos que la atraviesan, gracias a los espacios porosos que existen en su interior.
 Acuitardos.- Unidades geológicas que almacenan agua subterránea pero la dejan
pasar o ceden con dificultad (limos arenosos, limos, arenas arcillosas, etc.).
 Acuícludos.- Formaciones geológicas que solamente almacenan agua pero que
no la transmiten en cantidades significativas o no la dejan pasar (lutitas).
 Acuífugos.- Unidades geológicas que ni almacenan ni dejan pasar agua
subterránea (rocas ígneas o metamórficas inalteradas ni fracturadas) (ver fig.
10.5).
Hay que tomar en cuenta, que un acuífugo no necesariamente es una roca
"impermeable".
Por ejemplo: Habitualmente una arcilla es considerada como un acuífugo, aunque no es
una roca absolutamente impermeable. También a través de la arcilla puede producirse un
flujo de agua subterránea pero un flujo extremadamente lento. En cambio, una
formación de sal de roca puede ser considerada como totalmente impermeable.
Si volvemos a pensar en los criterios económicos de clasificación, una unidad geológica
podrá ser considerada un acuífero para un usuario y podrá ser clasificada como un
acuitardo para otro. Dependerá en los caudales exigidos o simplemente en la
conformación geológica de la zona.
En formaciones sedimentarías muchas veces se observa que hay alternaciones de varios
estratos "permeables" y "impermeables", o sea, una alternación de diferentes acuíferos y
acuífugos. Cada uno de los acuíferos puede ser permanentemente o temporalmente lleno
o parcialmente lleno con agua subterránea.
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.5 Esquema de acuífero – acuífugo
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
Agua confinada es cuando en un acuífero el nivel freático no coincide con el nivel
piezométrico.
En el pozo I el nivel freático y el nivel piezométrico coinciden. En el pozo II los niveles
no coinciden; el nivel piezométrico se ubica en una altura más elevada que el nivel
freático, el agua subterránea esta "confinada" y va a subir dentro del pozo hasta que
alcanza el nivel piezométrico como se observa en la fig. 10.6.
Sistema Artesiano, cuando el nivel piezométrico se ubica más alto que el superficie del
terreno, el agua sale de un manantial natural o de una perforación / un pozo artificial
hasta el superficie solamente por la presión (sin la necesidad de bombear el agua).
Fig. 10.6 Esquema de agua confinada
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.7 Esquema de sistema artesiano
Fuente (W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General”)
10.5.2.2
Clasificación en función de la presión del agua
En el seno del acuífero los distingue en:
 Acuíferos Libres.- Son los que carecen de una capa sellante o confinante. El
nivel permeable está directamente en contacto con la atmósfera. La presión del
agua en el acuífero se iguala a la atmosférica por debajo del techo del mismo.
 Acuíferos Confinados.- Son aquellos que se encuentran en el subsuelo sellados
por una capa inferior y superior (el material sellante puede ser una arcilla). El
techo del acuífero es un acuícludo (impermeable). La presión del agua en el seno
del acuífero se estabiliza con la atmosférica por encima de su techo.
 Acuíferos Semiconfinados.- Es el caso más común. El techo del acuífero es un
acuitardo (semipermeable), y la presión del agua se estabiliza por encima de su
techo.
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.8 Clasificación de los acuíferos en función a la presión del agua
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
El acuífero A, en la figura, puede ser semiconfinado o libre según posea o no un techo
semipermeable El pozo 2 y el pozo 3 interceptan y toman agua de ese acuífero. En el
caso del pozo 3 el nivel piezométrico se estabiliza por debajo del techo del acuífero que
es la superficie del terreno. En el pozo 2 el nivel piezométrico se estabiliza por encima
del techo del acuífero y existe virtualmente dentro del acuitardo.
El pozo 1 toma agua subterránea del acuífero confinado B, con piso y techo
impermeable formado por un acuicluído. La presión del agua en este acuífero está
indicada por el nivel piezométrico del pozo 1. Véase que si la perforación se hubiese
realizado más hacia el SE (en el bajo) hubiera sido surgente, ya que el nivel
piezométrico se estabilizaría con la presión atmosférica por encima de la cota del
terreno.
Recarga.- El agua subterránea es parte indivisible del ciclo hidrológico, y el proceso que
suministra agua subterránea a los acuíferos a partir de la lluvia o cursos superficiales se
denomina recarga.
La recarga de los acuíferos libre se realiza por infiltración directa desde su techo, la
recarga de los acuíferos semiconfinados se realiza en aquellos lugares donde es libre
(carece de techo semipermeable) o a través del acuitardo superior con flujo
dominantemente vertical (ver fig. 10.9).
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.9 Proceso de recarga de los acuíferos
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
La porción del acuífero comprendida entre su techo y el nivel piezométrico se denomina
zona vadosa. En esta zona los poros están ocupados preferentemente por aire y el
movimiento del agua es vertical.
La zona del acuífero comprendida entre el nivel piezométrico y su piso se llama zona
saturada; aquí los poros están ocupados por agua y el movimiento (si existe) es
dominantemente horizontal según el gradiente hidráulico.
La relación entre los cursos de agua y los acuíferos puede variar según la estación del
año o el régimen de lluvias. Se distinguen dos condiciones:
 Cursos efluentes, que son soportados o alimentados por los acuíferos.
 Cursos influentes, que ceden parte del agua que acarrean a las capas permeables
del subsuelo.
El nivel piezométrico del acuífero refleja su relación con el curso superficial tal como
puede verse en la fig. 10.10.
Fig. 10.10 Curso efluente – influente
Fuente (Centro Regional de Ayuda Técnica (AID), Manual de los pozos pequeños)
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Los conceptos volcados hasta el momento se han referido a acuíferos porosos o
sedimentarios, esto obedece a que las estructuras sedimentarias son relativamente
homogéneas en el momento de modelarlas e intentar representarlas matemáticamente, lo
que ha permitido estudiarlas a mucho más detalle que los acuíferos fisurados.
Su disposición horizontal, con base y techo más o menos horizontales y sin
discontinuidades importantes permite extrapolar resultados de estudios puntuales a toda
su área de existencia.
10.6
ACUÍFEROS DE FISURA
Los problemas de los acuíferos de fisura radican en la heterogeneidad que en la enorme
mayoría de los casos presentan. Es muy difícil introducir conceptos como el de
permeabilidad o transmisividad en mazos de fracturas, y mucho menos la compleja
formulación matemática que intenta describir el comportamiento del nivel piezométrico
en el momento de la explotación, que presupone condiciones de uniformismo e
invarianza de las condiciones de entorno que claramente no se cumplen en el caso de los
acuíferos de fisura.
El hecho más notable desde el punto de vista del agua subterránea de las rocas “duras”
(ígneas y metamórficas) es que carecen de porosidad. Dicho de otra manera, las rocas
“cristalinas” son impermeables, no almacenan ni conducen ningún tipo de fluido por sí
mismas.
La única manera de que el agua infiltre y se almacene en el seno de las rocas del
basamento cristalino es que éstas hayan adquirido algún tipo de porosidad secundaria
por fenómenos que ocurrieron posteriormente a su génesis. Existen dos fenómenos por
los que una roca particular sin porosidad primaria, adquiere porosidad secundaria y son:
la disolución y la fracturación.
En los primeros centenares de metros de la corteza terrestre las rocas “duras” tienen la
propiedad de comportarse como un rígido. Ello quiere decir que se fracturarán ante
esfuerzos que actúen sobre la porción del planeta en el que estén emplazadas.
A lo largo de la historia geológica han ocurrido una serie de eventos tectónicos dando
lugar a un conjunto de familias de fracturas y que eventualmente permiten la
acumulación de agua subterránea en los primeros metros desde la superficie.
La única manera de obtener agua subterránea en un terreno de rocas “duras” es ubicar
una perforación que intercepte una fractura. Por lo general las fracturas o fallas son
verticales a subverticales, por lo que la ubicación precisa de la perforación es crítica.
Todas las fracturas viabilizan en mayor o menor medida la circulación del agua
subterránea; por lo tanto también serán conductos para el desarrollo de la meteorización,
responsable de la destrucción de la roca original y neoformación de minerales estables
en condiciones superficiales. Los minerales estables en la superficie terrestre son por
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
excelencia las arcillas, que resultan del reacomodamiento de los elementos químicos que
forman a los minerales constituyentes de las rocas originales (ígneas y metamórficas).
Si las fracturas afectan rocas compuestas por minerales fácilmente meteorizables, la
fractura se verá sellada o taponada con las arcillas neoformadas. Por el contrario, si las
fracturas recortan a rocas compuestas por minerales poco alterables éstas permanecerán
limpias y abiertas, maximizándose el almacenamiento y la conducción del agua
subterránea.
Para obtener agua subterránea en una región con subsuelo compuesto por rocas
cristalinas, basta con encontrar una fractura que corte a una roca con composición
mineralógica tal que la neoformación de arcillas sea mínima o inexistente.
Es necesario que las fracturas estén conectadas con el ciclo hidrológico para que puedan
recargarse con agua. Toda el agua subterránea proviene de la infiltración de la lluvia, y
para llegar desde la atmósfera al subsuelo deberá indefectiblemente atravesar el suelo.
Las propiedades químicas del suelo y las actividades que se desarrollen sobre él influirán
en la composición química y la calidad del agua que se infiltrará. El manto de alteración
de las rocas cristalinas en los primeros metros desde la superficie funciona como un
acuitardo que almacena el agua de lluvia y lentamente la conduce o infiltra a las
fracturas subyacentes.
Los lugares de la superficie terrestre en que el agua está durante mayor tiempo en
contacto con las fracturas que afecten el subsuelo son los cursos de agua superficial:
ríos, cañadas y arroyos. Por lo general en áreas de basamento cristalino los cursos
superficiales están en mayor o menor grado “controlados” por la red de fracturas del
subsuelo. Al estar las rocas duras fracturadas o rotas, a las cañadas, ríos y arroyos se les
vuelve más sencillo (desde el punto de vista energético) entallarse sobre las fracturas.
Esto tiene efectos beneficiosos sobre el agua subterránea, ya que en una red de fracturas
que condiciona a cursos superficiales, la recarga está maximizada.
Una vez que se logra identificar una red de fracturas que afecten rocas poco
meteorizables y con recarga asegurada es posible introducir el término Acuífero
Fisurado esquematizado en la fig. 10.11.
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.11 Esquema de un acuífero fisurado – fuente (Centro Regional de Ayuda Técnica (AID),
Manual de los pozos pequeños)
Cuando las fracturas están abiertas y limpias (afectan a rocas de composición ideal para
el almacenamiento de agua subterránea), y las condiciones de recarga están aseguradas
mediante interconexión con el sistema hídrico superficial, las probabilidades de obtener
caudales satisfactorios en una obra de captación correctamente ubicada, diseñada y
construida son elevadas.
Hay una serie de conceptos que deben quedar claros respecto a los acuíferos de fisura:
 Es muy difícil establecer superficies piezométricas regionales.
 No es rentable perforar a más de 50 o 60 metros de profundidad en este tipo de
terrenos.
 Es muy difícil predecir el comportamiento del acuífero y de las obras que lo
intercepten.
 Los resultados de un estudio puntual no son extrapolables.
10.7
EXPLOTACIÓN 4
Explotación de agua subterránea implica el aprovechamiento racional del recurso natural
“renovable” agua.
El recurso agua subterránea debe ser prospectada y explorada, y su explotación debe
ceñirse a un diseño óptimo de la obra y una gestión adecuada que permita maximizar su
vida útil y minimizar el costo del agua extraída, todo esto sin afectar las propiedades
físicas del acuífero o las propiedades químicas del agua que contiene.
Se debe tener claro en el agua subterránea, la diferencia que existe entre el caudal que
extrae una obra de captación en particular y el caudal que es capaz de erogar el acuífero
en ese punto, manteniendo sus propiedades a través del tiempo.
4
Centro Regional de Ayuda Técnica Agencia para el Desarrollo Internacional (AID): “Manual
de los pozos pequeños”
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274
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
La prospección y exploración del agua subterránea se basa en un sólido conocimiento
geológico, de las propiedades del agua en el seno de las rocas tanto estáticas como
dinámicas, y de los métodos indirectos de estudio del subsuelo (censores remotos o
geofísica).
La ubicación precisa (en un radio de decenas de metros) en un acuífero poroso es
irrelevante. Sabiendo que las unidades geológicas capaces de constituirse en un acuífero
poroso son las rocas sedimentarias, con disposición prácticamente horizontal, no existe
un lugar único y preciso donde perforar. Dependerá el lugar de parámetros económicos
(en una zona baja para perforar menos metros) o estratégicos (lejos de pozos negros o
desagües sanitarios, etc.).
En el caso de los acuíferos de fisura el sitio preciso de perforación es crítico. Las zonas
de fractura son prácticamente verticales, con espesores variables pero siempre varios
ordenes de magnitud menor que la longitud. Como ya se ha mencionado, la profundidad
a perforar no debe exceder los 50 a 60 metros.
Las obras de captación pueden ser de varios tipos, algunas convencionales (pozos
excavados, pozos perforados, cachimbas) o no convencionales (drenes horizontales,
pozos puntuales, zanja y colector, galerías filtrantes, etc.).
10.7.1 Los pozos excavados
Son de gran diámetro (por lo general 0.8 a 1.2 metros, pero pueden llegar a más de 3
metros) con paredes forradas con materiales permeables (piedras ladrillos y anillos de
cemento) donde el terreno es deleznable o pared desnuda si el terreno es autoportante. El
brocal en si es la construcción que se encuentra por encima de la superficie del terreno,
que aconsejablemente debería contar con una tapa de cierre prácticamente hermético. Se
perforan a mano, a fuerza de pala, pico y barreta.
El agua subterránea ingresa al pozo fundamentalmente por su piso. Eventualmente
podría infiltrarse por las paredes, pero el método de construcción no permite adentrarse
muchos metros en la zona saturada del acuífero. El constructor perfora el suelo y el
acuitardo sin que aparezca agua subterránea. En el momento que rompe el techo del
acuífero el agua ingresa a la perforación y asciende hasta alcanzar el nivel piezométrico
regional.
Las alternativas son pocas: si el acuífero es de mala calidad (con baja permeabilidad) se
puede avanzar algunos metros dentro del nivel poroso, pero si el acuífero es bueno y hay
una elevada carga hidráulica el obrero tendrá que abandonar rápidamente la obra y darla
por finalizada.
La ventaja sustancial de este tipo de obras se aprecia cuando los acuíferos son pobres.
En ese caso, aunque la velocidad de entrada del agua al pozo es lenta, el almacenamiento
de la obra permite contar con un volumen considerable de agua que podrá ser
aprovechado cuando sea necesario.
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Al volumen contenido dentro del pozo perforado se le denomina “volumen de
almacenamiento” y puede ser calculado sencillamente como el volumen de un cilindro.
10.7.2 Los pozos perforados a máquina
Se agrupan todas las perforaciones de pequeño diámetro (3” a 10”) realizados con
máquinas perforadoras manuales o mecánicas como se observa en la fig. 10.12.
La mayoría de las perforaciones que se realizan en nuestro país tienen entre 4 y 8
pulgadas de diámetro (pueden llegar a 12 pulgadas en pozos industriales).
Fig. 10.12 Esquema de un pozo perforado – fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de
Geología general”)
El encamisado se construye con cañería de PVC o hierro sin costura, atornillados o
soldados. El sello sanitario es parte indispensable de una perforación, se construye con
hormigón rico en materiales finos y su cometido es evitar la infiltración de aguas
superficiales plausibles de estar contaminadas.
Frente a las zonas de aporte de agua subterránea se ubican filtros de distinta naturaleza,
que permiten la entrada de agua al interior de la perforación. Por lo general en el fondo
de la perforación se dejan algunos metros de “ciego” para que se acumulen los
sedimentos que eventualmente entren arrastrados al pozo.
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
En el caso de los acuíferos sedimentarios entre el filtro y el acuífero se coloca el
prefiltro: se trata de una grava fina a media, bien seleccionada, redondeada y cuarzosa,
de granulometría específica que impide que las partículas de arena del acuífero lleguen
al filtro.
La herramienta de perforación puede ser un tricono en el caso de perforación por
rotación, o un martillo de fondo (DTH) en caso de rotopercusión. Cualquiera sea la
herramienta, por el interior de la columna de barras huecas circula un fluido (lodo en
caso del tricono y aire o espuma en caso del DTH) que tiene por cometido refrigerar y
arrastrar los trozos de roca o sedimento que están siendo perforados al exterior.
La perforación por rotación con tricono y lodo es especialmente adecuado a terrenos
sedimentarios poco consolidados o rocas sedimentarias pobremente cementadas. La
perforación con martillo de fondo y aire comprimido es el método por excelencia para
rocas duras: basamento cristalino, basalto, rocas sedimentarias muy cementadas, etc. Las
velocidades de avance del martillo de fondo en rocas duras han permitido construir “su
pozo en el día” como muchas empresas de perforación lo aseguran en su propaganda.
Una vez que la operación de perforación ha culminado comienza la etapa de armado del
pozo. En esta etapa se determina el tipo de encamisado (PVC o hierro); el tipo,
ubicación y longitud de la zona filtrante; y la granulometría del prefiltro (si fuese
necesario).
A medida que progresa la operación de perforación se van tomando y describiendo las
muestras que salen por la boca del pozo (arrastradas por el fluido de perforación), se
controlan las velocidades de avance y la viscosidad del fluido. El estudio de estos
parámetros permite –junto con el conocimiento de la geología local y el perfilaje del
pozo determinar las zonas de aporte de agua subterránea donde deberán colocarse los
filtros.
La entrada de agua subterránea al interior del encamisado se realiza a través de la zona
filtrante. El diseño, longitud y tipo de filtro condicionará buena parte de la eficiencia de
la perforación. Las condiciones ideales establecen que la perforación debería atravesar
completamente acuífero y que la zona filtrante debería abarcar desde el piso al techo del
mismo (estas condiciones se denominan “pozo completo totalmente penetrante”).
Razones de costo obligan a recortar los metros de filtro, o a improvisarlos ranurando o
agujereando el encamisado, redundando en una significativa disminución de la eficiencia
de la obra.
Los filtros de mejor calidad se denominan “de ranura continua” (ver fig. 10.13), y se
componen de un hilo de alambre de acero o hierro galvanizado de sección trapezoidal
que forma un helicoide alrededor de una serie de alambres verticales que constituyen el
esqueleto del filtro.
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Fig. 10.13 Rejilla de tipo de ranura continúa
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
Fig. 10.14 Esquema de la pared del acuífero – encamisado
Fuente (Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”)
En los acuíferos porosos inconsolidados, es necesario colocar un prefiltro para evitar que
las partículas sedimentarias ingresen al pozo o tapen el filtro.
El prefiltro es un paquete de grava fina a media, cuya granulometría se determina a
partir de las muestras extraídas durante la operación de perforación.
Una vez que el prefiltro está colocado, frente a los filtros, se debe desarrollar. El
desarrollo es una etapa imprescindible de la construcción de la perforación que tiende a
seleccionar granulométricamente el prefiltro, dejando las fracciones más groseras
pegadas a las ranuras del filtro y las más finas junto a la pared del acuífero (ver fig.
10.14).
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
La terminación de la obra comprende la construcción del sello sanitario y el cierre
hermético en la boca del pozo.
El sello sanitario se diseña para cada perforación según las condiciones superficiales.
Por lo general incluye 1 a 3 metros de encamisado ciego desde la superficie donde el
espacio anular entre la pared del tubo y la pared del acuífero se llena con una mezcla de
bentonita, arcilla y cemento pórtland. La parte superior del sello sanitario incluye una
plataforma o dado cuadrado de hormigón de 1 metro de lado.
El objetivo del sello sanitario es evitar la entrada a la perforación de aguas superficiales
contaminadas. El diseño podrá variar sustancialmente si la obra se emplaza en un sitio
limpio (descampado) o junto a obras de saneamiento domiciliario (letrinas, pozos
negros), salidas de efluentes de tambos, chiqueros, playas de estacionamiento y lavado
de vehículos, etc.
La boca de la perforación debe mantenerse por encima del terreno circundante, cerrarse
herméticamente para evitar que entren animales o se tiren residuos en su interior. A
veces se construyen tapas de hierro con una bisagra y candado y a veces se pegan tapas
de PVC con silicona.
En el momento en que una perforación se explota, el agua que está almacenada en el
acuífero entra al pozo por la zona filtrante. A medida que la bomba genera un descenso
del nivel piezométrico en el interior del pozo se forma un gradiente hidráulico centrado
en la perforación. Este gradiente obliga al agua subterránea a moverse con velocidades
progresivamente mayores a medida que se acerca a los filtros.
Eventualmente puede alcanzarse un equilibrio entre el caudal de agua subterránea que
entra a la perforación a través de los filtros y el caudal que eroga la bomba. En esas
condiciones el nivel piezométrico dentro de la perforación se estabiliza y se dice que se
ha alcanzado el “régimen permanente de explotación”.
Aparecen entonces una nueva terminología que se aplica a los niveles piezométricos
relacionada a la explotación (ver fig. 10.15):
 Nivel Estático (NE).- Es el nivel piezométrico del agua en el acuífero antes de
comenzar la explotación (condiciones iniciales).
 Nivel Dinámico (ND).- Es el nivel piezométrico del agua en el acuífero cuando
se alcanza el régimen permanente de explotación.
 Descenso (s).- Es la diferencia entre los niveles dinámico y estático (s = ND –
NE).
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Fig. 10.15 Niveles piezométricos – fuente (Centro Regional de Ayuda Técnica (AID), Manual de
los pozos pequeños)
El bombeo genera una depresión en la superficie piezométrica centrada en el pozo que
se llama “cono o embudo de descensos”. Si para un caudal específico se alcanza el
régimen permanente, a alguna distancia determinada del pozo los descensos serán
despreciables. Esa distancia se denomina “radio de influencia”.
Si existiesen otros pozos dentro de la zona de influencia de una perforación que está
siendo bombeada, los niveles piezométricos descenderían hasta acomodarse al cono de
descensos; a este efecto se le suele conocer como “competencia” entre pozos o más
específicamente “efecto de interferencia”.
Un parámetro fundamental para gestionar una perforación semisurgente es el caudal
específico (q e ). El caudal específico se define como el caudal erogado por metro de
descenso, y se calcula según la siguiente fórmula: q e = Q/s, donde Q es el caudal de
bombeo y s el descenso.
La determinación del caudal específico se realiza empíricamente mediante un bombeo a
caudal constante que usualmente se sitúa entre el 30% y el 50% del caudal máximo de la
bomba. Antes de comenzar el bombeo se controla el nivel estático y se lo registra
cuidadosamente, se inicia el bombeo y se controla periódicamente el nivel piezométrico
hasta que se alcance el nivel dinámico. Determinado los niveles estático y dinámico se
calcula el descenso y el caudal específico.
Conocido el caudal específico puede calcularse el caudal de bombeo para mantener el
nivel dinámico a una profundidad determinada. El descenso máximo permitido en una
perforación obedece a:
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CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
 La profundidad de succión de la bomba.- No se debe dejar a la bomba succionar
aire, ya que pueden darse fenómenos de cavitación y destruir los rotores o
quemar la bomba.
 La profundidad del primer filtro.- Si se deja un filtro al aire, el agua subterránea
en contacto con el aire precipita las sales que lleva disueltas, favoreciendo la
obstrucción de las ranuras que con el tiempo pueden sellarlas completamente.
El último aspecto relacionado con la explotación del agua subterránea hace referencia al
manejo o gestión del recurso. Se debe evitar la sobreexplotación de la perforación y el
acuífero al sobredimensionar el caudal de bombeo o debido a la ausencia de un régimen
de bombeo que contemple la recuperación diaria del nivel estático.
Si una perforación se bombea a un caudal mayor al óptimo, puede no alcanzarse el
régimen permanente y los descensos alcanzar a los filtros o a la succión de la bomba. Si
este fenómeno se prolonga durante un lapso considerable se puede quemar la bomba u
obstruir los filtros, redundando en una disminución progresiva del caudal que el pozo es
capaz de brindar. El ciclo se retroalimenta negativamente: cuanto más obturados están
los filtros, menor es el caudal que puede entrar al pozo, menor es la eficiencia de la
perforación, y mayor es el descenso provocado a igual caudal de bombeo; lo que lleva a
dejar más filtros expuestos al aire, que se obturarán con sales, etc.
El régimen de bombeo determina las horas de bombeo diarias de una perforación
contemplando un período de recuperación. La recuperación es el fenómeno que se
produce una vez que cesa el bombeo y el nivel piezométrico asciende desde el nivel
dinámico al nivel estático. La superficie piezométrica que durante el bombeo tenía forma
de embudo o cono vuelve a su posición original, y los poros de la roca que fueron
vaciados de agua durante la explotación se llenan de agua.
Si no se permite la recuperación durante lapsos prolongados, en los poros que antes
contenían agua comienza a precipitar sales, disminuyendo la porosidad y permeabilidad
del acuífero. Este fenómeno tiende a disminuir el caudal que el acuífero es capaz de
aportar a la perforación.
Un régimen de bombeo adecuado contempla al menos 6 horas de recuperación por día
(18 horas de bombeo), aunque el valor exacto del período de recuperación se determina
empíricamente al culminar un ensayo de bombeo.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Preguntas de control:
1.- ¿Qué es el ciclo hidrológico?
2.- ¿Cuáles son los tres tipos de aguas subterráneas?
3.- ¿Defina nivel freático?
4.- ¿Describa un manantial tipo vertedero?
5.- ¿Qué es un acuífero poroso?
6.- ¿Qué es nivel piezométrico?
7.- ¿Qué es un sistema artesiano?
8.- ¿Cómo se recarga un acuífero?
9.- ¿En acuíferos fisurados hasta que profundidad se puede perforar?
10.- ¿Qué diámetro tienen los pozos excavados?
11.- ¿Qué es el nivel estático, en el proceso de explotación del agua subterránea?
12.- ¿Qué es el nivel dinámico, en el proceso de explotación del agua subterránea?
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282
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP X.- NOCIONES DE AGUAS SUBTERRÁNEAS
Referencias Bibliografía:
- J. L. Pulido Carrillo: “Hidrogeología Practica”, Bilbao – 1978, Primera Edición en Español.
- Centro Regional de Ayuda Técnica Agencia para el Desarrollo Internacional (AID): “Manual
de los pozos pequeños”, México/Buenos Aires 1969 - Primera Edición.
- Julio Torrez Navarro: “Apuntes de Geología general”, FCyT (Ingeniería Civil) – U.M.S.S
- W.Griem & S.Griem-Klee: “Apuntes de Geología General” Chile - (1999, 2003), Universidad
de Atacama.
Biblioteca virtual:
-
http://www.unesco.org.uy
-
http://www.geolamb.co
-
http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiagenera/
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
CAPÍTULO XI
SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA DE BOLIVIA
11.1
INTRODUCCIÓN
1
Las investigaciones geológicas en el país se iniciaron en (1828 – 1832), con los trabajos
de Alcides D’Orbigny, quien puede ser considerado padre de la geología en Bolivia.
Este investigador francés viaja por América del Sur en una misión científica organizada
por el Museo de Historia Natural de Paris. En su recorrido por Bolivia realiza
observaciones no solo geológicas, sino también paleontológicas, etnográficas,
arqueológicas, etc.
Hemos visto hasta ahora todos los aspectos fundamentales que estudia la geología y se
considerará en este capitulo una breve sinopsis de la geología de Sud América y de
nuestro país. Es decir que trataremos de ubicarnos en el presente y mirar a nuestro
alrededor para analizar e interpretar los acontecimientos geológicos que están gravados
en las cordilleras que nos rodean.
Debemos recordar primero, que el continente en que vivimos, esta tierra que pisamos,
no fue igual durante toda la historia de la tierra, sino que cambió y sigue su cambio
gradual e inexorable.
11.2
DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO 2 DE SUD AMÉRICA
El desarrollo geológico de nuestro
fundamentales:
continente es el resultado de dos factores
 La existencia de unidades estables, positivas e indeformables (cratones) ubicados
en el norte, centro y este del continente
 La presencia de geosinclinales de distintas edades (Paleozoicos y Mesozoicos),
es decir de cuencas de sedimentación donde se acumularon enormes cantidades
de sedimentos.
Las áreas crátonicas formadas por rocas Precámbricas son:
 El escudo de Guayana, ubicado entre el Orinoco, el Océano Atlántico y el Valle
del amazonas
 El Escudo Brasileño Central que se extiende entre el Valle del Amazonas, las
planicies del Beni, chiquitos-Chaco y las áreas Brasileñas de Paraná- Dao
Francisco- Paranaibo
 El Escudo Brasileño Costero.
1
Luís Alberto Rodrigo G. & Arturo Castaños “ Sinopsis estratigráfica de Bolivia ”
Paleogeografía: Ciencia que estudia la reconstitución hipotética de la distribución de los
mares y continentes en las épocas geológicas.
2
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Además de estas unidades estables, existían otras llamadas Nesocratones, también
estables e indeformables, pero menores o insulares que son:
 El Macizo de las Sierras Pampeanas
 El Macizo Patagónico
 El Macizo de Deseado.
Tanto separando los cratones y entre estos y los Nesocratones, como en el borde
occidental de las áreas señaladas, se desarrollaron grandes depresiones o cuencas de
sedimentación que constituyen unidades móviles y deformables formadas por la
acumulación de dementitas de distintas edades que incluyen al Paleozoico se depositaron
preferentemente en un ambiente marino y solo a fines de esta Era se reconocen en ciertas
zonas, sedimentitos de origen continental.
Durante el Mesozoico gran parte del continente Sudamericano estaba emergido y se
formaron algunas pequeñas cuencas donde se depositaron sedimentos tanto marinos
como continentales.
Durante el Terciario casi todo el continente estaba emergido y solo pequeñas cuencas al
norte, este y oeste del continente recibieron sedimentos de origen marino. Se formaron
además otras cuencas internas donde se acumularon grandes espesores de sedimentos de
origen continental y volcánico.
11.3
GEOLOGÍA DE BOLIVIA
3
La geografía y los recursos naturales de un país, están íntimamente relacionados a la
constitución geológica de la corteza terrestre que corresponde a su territorio.
Bolivia representa la síntesis geográfica y geológica del continente sudamericano ya que
en su territorio se presentan rocas correspondientes a todas las Eras Geológicas. La
exposición de rocas más antiguas se encuentra principalmente en la región nororiental
del país y se las conoce como el Precámbrico del escudo brasileño.
La región Occidental corresponde a la Cadena Andina y esta formada por dos
importantes cordilleras y la cuenca altiplanica. Esta región esta relacionada a las fajas
mineralógicas conocidas y explotadas.
La cordillera Oriental constituye la expresión morfológica más importante de Bolivia y
corresponde al denominado Bloque Paleozoico donde afloran rocas correspondientes a
todos los sistemas de esta era y rocas sedimentarias e ígneas de las Eras Mesozoica y
Cenozoica.
La cordillera Occidental se caracteriza por su origen volcánico y esta formado por
numerosos conos y flujos de lavas de edad Terciaria y Cuaternaria.
3
Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa : “ Geología de Bolivia ” – Ismael Montes de Oca:
“Enciclopedia geográfica de Bolivia”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Entre ambas cordillera se encuentra la cuenca endorreica del altiplano con grandes
extensiones de terrenos planos, producto de la acumulación de sedimentos cuaternarios
en un antiguo ambiente lacustre. Esta planicie esta interrumpida por muchas serranías
interaltiplanicas donde afloran rocas de diferentes edades pero mayormente Terciarias.
Las estribaciones orientales de los Andes, que limitan con las llanuras orientales, forman
el subandino que en su parte sur y central representan la principal región petrolera de
Bolivia.
La unidad de mayor uniformidad geológica corresponde a los llanos Orientales o
planicies Chaco-benianas, conocidas también como Tierras Bajas o Amazonia boliviana
y que representa el resto de un antiguo mar amazónico, caracterizado por la gran
acumulación de sedimentos areno-arcillosos de edad Cuaternaria.
11.3.1 Fisiografía de Bolivia 4
La fisiografía es una materia estrechamente relacionada con la geomorfología con la cual
se la confunde frecuentemente, aun cuando sus alcances pueden diferir ampliamente.
Etimológicamente, la palabra proviene de dos vocablos griegos. Phisios = naturaleza, y
graphos = descripción, o sea que la fisiografía es la descripción de la naturaleza, o
mejor “la descripción de las producciones de la naturaleza”.
Tomando en cuenta los factores morfológicos, climatológicos, flora, fauna y variedad de
suelos, Bolivia se divide en dos unidades mayores: El Bloque Andino (elevado y frío) y
Las planicies (bajas y calientes).
Unidades que luego se subdividen en otras menores caracterizadas por peculiaridades
propias.
11.3.1.1
Provincias fisiográficas 5
Las provincias fisiográficas son el resultado del proceso erosivo de diferentes agentes
que han modelado el relieve desde el Terciario antiguo, hasta el Cuaternario actual, y de
la acción de eventos magmáticos y tectónicos que han modificado la superficie de la
tierra.
La Provincia Fisiográfica corresponde a una región natural en la que pueden existir uno
o más tipos de climas, dentro un conjunto de unidades geológicas y topográficas. Son el
resultado de procesos erosivos de diferentes agentes y de movimientos tectónicos, se
dividen en las siguientes unidades principales:







4
5
Provincia fisiográfica de la Cordillera Occidental
Provincia fisiográfica del Altiplano
Provincia fisiográfica de la Cordillera Oriental
Provincia fisiográfica del Subandino
Provincia fisiográfica de la Llanura Chaco-Beniana
Provincia fisiográfica del Escudo Brasileño (Precámbrico)
Provincia fisiográfica de las Serranías Chiquitanas
Luís Alberto Rodrigo G. & Arturo Castaños “ Sinopsis estratigráfica de Bolivia ”
Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Estas provincias pueden subdividirse en otras menores en base a mayor información
obtenida a través de mapas topográficos, fotografías aéreas e imágenes satelitales.
Fig. 11.1 Unidades estructurales de Bolivia
Fuente (Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”)
11.3.1.1.1 La Cordillera Occidental
Esta cordillera que representa el límite natural entre las Rep. De Bolivia y Chile, se
inicia en el nudo de Jururi, al SO del lago Titicaca y culmina en el volcán Licancabur,
en el límite con Argentina. Puede considerarse como una sucesión discontinua de picos
volcánicos; la cumbre mas alta de esta cordillera es el Sajama, en el departamento de
Oruro, con 6550 m.s.n.m, la cordillera Occidental puede dividirse en dos unidades
menores:
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA

Volcanes y mesetas del Norte.- Comprende todo el conjunto volcánico entre los
paralelos 17° y 21°. Se destacan de N – S, los cerros de Berenguela, el volcán Sajama,
los nevados Payachatas la serie de volcanes apagados entre los salares de Coipasa y
Uyuni y el limite fronterizo con Chile. Los cerros de Berenguela tienen una importante
mineralización de plomo, zinc, cadmio; el Sajama y los Payachatas son volcanes
apagados y son los únicos que conservan una forma cónica casi perfecta.

Volcanes y mesetas del Sur.- Desde el paralelo 21° y hasta el límite meridional
con Chile y Argentina existen mesetas situadas sobre los 4500 m de altura, constituida
por acumulaciones de cenizas y dan al paisaje una típica morfología de “mesas”, sobre
las que se levantan conos aislados o pequeñas serranías. Existen varias fuentes termales,
asociadas a la actividad volcánica reciente.
En esta subuniad son frecuente las diferencias de temperaturas entre el día y la noche
que pueden alcanzar mas de 50°C , y sequedad del ambiente, condiciones que la vuelven
completamente inhóspita para la vida humana.
Esta cordillera forma parte del llamado “Anillo de Fuego del Pacífico” y corresponde a
una zona de debilidad de la corteza terrestre que ha facilitado la formación de volcanes
algunos de ellos aún activos.
Los volcanes están alineados y el material que los forman tienen edades que van desde el
Terciario superior al Reciente. Las lavas y material piroclástico proveniente de estos
volcanes se extiende sobre el Altiplano y rellenan las grandes depresiones de Sur Lípez.
11.3.1.1.2 El Altiplano
El Altiplano boliviano, esta situado en medio de las cordilleras Occidental y Oriental.
Comienza por el Norte en el Abra de la Raya (Perú), para ingresar ala puna de Atacama
en Chile. Tradicionalmente se ha considerado Altiplano a una extensa pedillanura con
varias serranías, cerros aislados y que presentan una cuenca cerrada o endorreica la cual
se divide en 5 subcuencas hidrológicas. El Altiplano constituye un plano suavemente
inclinado de N –S. La ciudad de el Alto de La Paz tiene una elevación de 4115 msnm;
Oruro 3708 m, Uyuni 3665 m. Se dividen dos regiones que están separadas por el río
Lakajahuira y estos son:

Altiplano del Norte.- Es mas húmedo , esto debido a que se encuentra
comprendido entre el lago Titicaca y el lago Poopo y abarca 4 cuencas hidrográficas que
son : Cuenca del lago Titicaca, Cuenca desaguadero – Santiago de Machaca – Calacoto,
Cuenca Calamarca – Sicasica y Cuenca Caracollo – Oruro – Lago Poopo.

Altiplano del Sur.- se encuentra al sur del lago Poopo , Es mas frío y seco ,
caracterizado por grandes salares y pampa desérticas formadas por arcilla, arena y grava
es la región mas árida del país con precipitaciones menores a 100 mm/año, y a veces sin
ninguna lluvia . El trayecto Uyuni y San Antonio de Lípez, resulta ser el más
característico. Pampas con una cubierta arcillosa, lechos de antiguos lagos que muestran
las grietas de desecación, pampas y ríos secos formados por arena fina proveniente de la
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
descomposición de rocas volcánicas. Existen ríos que permanecen secos durante años ,
que en época de lluvia pueden llevar agua que rápidamente se insume en el terreno . Las
condiciones de sequedad y falta de recursos no permiten la vida humana. En este
altiplano, desecan los grandes salares de Uyuni, Coipasa y otros salares pequeños.
11.3.1.1.3 La Cordillera Central y Oriental (Bloque Paleozoico)
Esta cordillera atraviesa los departamentos de La Paz , Oruro, Cochabamba con rumbo
NNO , SSE , hasta las serranías de Tapacari 17° 30’ – 66° 30’ , donde presenta una
flexura hacia el S, atravesando todo el departamento de Potosí, formando la cordillera de
los Azanaques del Norte .
L a cordillera Oriental en territorio boliviano con una serie de cumbres elevadas, que
forman la cordillera Real. Continuando la línea de la cordillera, pero con un rumbo que
tiende al O – E, sigue la llamada cordillera de Cochabamba, hasta llegar a Pojo donde
sufre una nueva flexura en la zona denominada “el codo” con una dirección N-S con la
que penetra en territorio Argentino.
Durante los periodos glaciares del Pleistoceno, la línea de las nieves en los Andes se
encontraban a un nivel de 800 – 1000 m, mas abajo que en la actualidad. Es interesante
observar que el nivel de las nieves perpetuas, se presentan en forma diferente en los
flancos cordilleranos: En el flanco que mira hacia los llanos, los ventisqueros bajan hasta
una altitud de 4800 m en el flanco que mira el altiplano aquellos terminan a los 5300m.
Debajo de las zonas afectadas por glaciares, se acumulo bastante material fluvioglacial
en forma de depósito de terraza, a lo largo de los ríos producido por el deshielo o en
forma de grandes abanicos de detritus al borde de las montañas.
11.3.1.1.4 La Faja Subandina
Entre la cordillera de los Andes y los Llanos Orientales existe una serranía paralela que
puede considerarse como una montaña plegada y cortada transversalmente por ríos sobre
impuestos que recibe el nombre de Subandino.
La parte septentrional del frente subandino tiene un rumbo general NO – SE y la parte
meridional una dirección N-S. Esta unidad fisiográfica se halla formada por serranías
paralelas entre si que coinciden con grandes alineamientos anticlinales, alargados,
asimétricos, con uno de sus flancos mas tendidos que los otros dando lugar a una
morfología de “cuesta”.
En medio de estos cordones hay valles sinclinales angostos y anchos; los ríos
longitudinales desembocan en otros mayores que tienen un curso transversal de O – E y
que son gran parte ríos antecedentes que han dado lugar a estrechos cañones llamados
localmente angostos.
Las serranías anticlinales constituyen importantes estructuras en la zona petrolífera
como las de Camiri, Caigua, Camatindi, Sanandita, Bermejo.
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Esta relación de primer orden que guardan las estructuras con el relieve, es la
característica fundamental de la Faja Subandina.
El principal agente erosivo en esta zona es el de los ríos qué corren principalmente en
forma subparalela entre si.
11.3.1.1.5 La Llanura Chaco-Beniana
Al Este de todo el frente subandino, existe una amplia llanura a menos de 500 msnm,
Formada por la acumulación de cientos de metros de sedimentos finos. Tomando en
cuenta los factores climatológicos, se pueden dividir en dos grandes unidades: las
llanuras húmedas del Norte o llanos del Beni y las llanuras secas del sur o llanos del
Chaco. Desde el punto de vista Morfológico se distinguen otras unidades, que se
describirán a continuación.

Llanuras de inundación del río Beni.- Debido a la casi horizontalidad del
terreno, se forma una amplia planicie llena de meandros y lagos en media luna,
producto de los desbordes del río Beni y Mamoré, ando lugar a zonas de tierras
húmedas y anegadas en un área muy amplia. Son sabanas en las que se destaca algunos
lugares altos a manera de islas, donde se concentran la vegetación arbórea y donde se
establecen poblaciones ganaderas agrícolas. La característica más importante de esta
Subunidad fisiográfica, es el clima tropical muy húmedo. Se destaca en esta región, la
presencia de grandes lagos y lagunas rectangulares de fondo plano y paredes verticales
de poca altura, con tamaños que varia de 300 m – 18 km de largo. Probablemente sus
formas de bordes geométricos se deben a diaclasas y fracturas del basamento.

Zona de píe de monte.- Existe una gran zona de pie de monte que baja del frente
subandino, desde la frontera con el Perú hasta cerca de la ciudad de Santa Cruz y se
resuelven en una pedillanura disectada en el N, por ríos meandriformes y el S, por ríos
mas estrechos. Esta zona se presenta solo en las llanuras Húmedas del Norte, debido a
que el material transportado por los ríos que bajan de la cordillera y pierden su
capacidad de arrastre cuando llega a la Llanura tiene poca gradiente, depositando
gravas finas y arenas en una especie de abanicos aluviales, que invaden la zona hasta
casi 50 km, donde terminan las ultimas serranías subandinas.

Llanos y terrazas aluviales poco disectadas.- En el departamento de Pando,
existe una zona fisiográfica especial, formada por terrazas viejas disectadas,
ligeramente mas elevadas con relación al resto del área y terrazas aluviales subelevadas.
Este paisaje de colinas, se caracteriza por la existencias de ondulaciones, cuya
diferencia entre base y la cima, no exceden de 20 m y cuyas laderas ofrecen pendientes
moderadamente empinadas, numerosos riachuelos y arroyos de poco relieve.

Llanuras aluviales.- En el departamento de Pando, a lo largo de los ríos
Manuripi y Madre de Dios, se presentan terrazas aluviales con una topografía mas baja
que la subunidad anterior. Todos estos terrenos, están cubiertos de arbustos y bloques
de vegetación siempre verdes.
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA

Llanura del Chaco.- Al Sur del paralelo 16° se extiende una inmensa llanura con
características diferentes a las llanuras de inundación del río Beni, debido a su clima
seco. El paisaje se caracteriza por una vegetación xerofítica, con arbustos raquíticos y
espinosos, dando lugar a un bosque ralo y bajo. El suelo es predominantemente arenoso
y poco apto para muchos cultivos; los ríos no son frecuentes y se infiltran en arenales o
bañados.
11.3.1.1.6 Serranías Chiquitanas
Al sur del Escudo Brasilero se desarrollan serranías de rumbo aproximado E-O,
formadas por rocas plegadas del Paleozoico Inferior y Mesozoico. Al Noreste se
desarrolla la serranía de Sunsas que esta separada por el río Tucavaca, de la serranía
Santiago que se encuentra al Suroeste.
Las rocas aflorantes en estas serranías corresponden al basamento cristalino y están
recubiertas por rocas clásticas y no clásticas correspondientes al Paleozoico inferior y
Mesozoico.
11.3.1.1.7 El Escudo brasileño
A lo largo de la frontera con el Brasil existe una zona con afloramientos de rocas muy
antiguas, principalmente granitos y basaltos que la erosión ha bisectado formando
planicies, y pequeñas colinas y serranías que ha venido en designárselo como Escudo
brasileño o Cratón de Guapore. Las serranías están fuertemente mineralizadas con
yacimientos de Hierro, cobre, oro, piedras semipreciosas.
Se presenta como una superficie más o menos plana, ligeramente ondulada que tiene su
máxima elevación en San Javier, cerca de Concepción. De allí hacia el sud, Este y Norte
decrece hasta perder por debajo del aluvión que forma la llanura Chaco-Beniana.
Una serie de ríos nacen en esta región y la mayoría vuelcan sus aguas hacia el Norte y
son afluentes del Itenes o Guaporé. Son muy pocos los que llevan sus aguas hacia la
cuenca del Plata. Muchos de manera subparalela indicando así que están controlados por
factores estructurales (Fallas, diaclasas, etc.) del Escudo.
11.4
ESTRATIGRAFÍA
La Estratigrafía, es una rama de la geología cuya finalidad es el estudio de las rocas
vistas como capas o estratos. Centrada en especial en las rocas sedimentarias, la
disciplina se ha extendido a todos los tipos de rocas y a sus interrelaciones, en especial
las cronológicas.
Este tema de estudio fue iniciado en Inglaterra por William Smith, que realizó el primer
mapa geológico de Inglaterra (1815), y en Francia por Georges Cuvier y Brongniart.
Estas investigaciones se basaban, y siguen haciéndolo, en dos principios fundamentales.
El primero, la ley de superposición, establece que en una sucesión de rocas
sedimentarias que no haya sido perturbada en exceso, las capas superiores son más
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
recientes. Esto permite una apreciación del cambio de las condiciones con el tiempo. El
segundo, que los lechos de roca se caracterizan por su contenido de fósiles, lo que
facilita el seguimiento de los lechos en el terreno entre distintas afloraciones. La
variación observada entre las formas de vida en las series de rocas llevó al desarrollo,
durante el siglo XIX, de la columna estratigráfica, una tabla basada en las sucesiones de
rocas a lo largo del tiempo geológico.
La dilucidación de las propiedades de las sucesiones sedimentarias permite la
reconstrucción de las geografías del pasado. Cuando se incluyen en el estudio las rocas
ígneas y las rocas metamórficas asociadas, el campo de la estratigrafía se extiende tanto
que se convierte en la historia de la Tierra registrada en las rocas.
11.5
ESTRATIGRAFÍA BOLIVIANA 6
En el territorio boliviano se presentan rocas correspondientes a todas las eras geológicas
la cual se puede ver ilustrada en el mapa geológico de Bolivia fig. 11.2. La exposición de
las unidades de rocas más antiguas se encuentran principalmente en la región Nor
oriental del país que se conoce como el Precámbrico del escudo brasileño.
Rocas correspondientes a todas las Eras Geológicas se encuentran en Bolivia, aunque
faltan algunos Sistemas correspondientes a la Era Mesozoica.
Además al hacer un estudio de sinopsis geológica se deben entender unas definiciones
previas.
 Yacimiento Paleontológico.- Si bien es un término que hace referencia a un
cuerpo sedimentario fosilífero, la referencia espacial fundamental para definir la
extensión de tal yacimiento es la formación geológica sobre la que se instala. Este
término generalmente puede ser asumido como un sinónimo de sitio paleontológico.
 Formación Geológica.- Es la unidad estratigráfica fundamental de la Geología
y que hace referencia a un cuerpo sedimentario o rocoso de características cuyas
particularidades litológicas y sedimentológicas la hacen diferenciable
estructuralmente. La formación es descrita una sola vez y con un nombre que se
mantiene en todo lugar que aflora, esa es una diferencia cualitativa importante
respecto al término Yacimiento, así, en la extensión geográfica de una formación
pueden encontrarse o excavarse varios yacimientos y con diferentes nombres
según localidad, atributos fosilíferos etc. aunque la formación sigue siendo la
misma.
A continuación se describen las principales características de los sistemas geológicos
presentes en Bolivia:
6
Jorge Pareja & Ramiro Suárez S.: “Memoria explicativa del mapa geológico de Bolivia ”
Julio Torrez Navarro: “ Apuntes en Geología general”
Luís Alberto Rodrigo G. & Arturo Castaños “ Sinopsis estratigráfica de Bolivia ”
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
11.5.1 Precámbrico
Rocas de este Sistemas se encuentran principalmente en el Escudo Brasilero. Se
atribuyen también al Precámbrico, las rocas mas antiguas expuestas en el extremo Sur de
la cordillera Oriental. Los principales afloramientos de estas rocas están en la región
de Chiquitos donde se ha sido posible diferenciar las siguientes unidades:
 Complejo Cristalino: Formado por rocas graníticas, que aflora en la parte oriental de
los departamentos de Pando, Beni y Santa Cruz.
 Formación Las Petas: Descansa sobre la anterior y esta formada por rocas
metamórficas, principalmente gneises, cuarcitas y filitas. También se han encontrado
rocas atribuidas a esta unidad en el sur del país; así en la región de Tarija se ha
diferenciado la Formación Torohuayco, formada también por rocas metamórficas, entre
las que se puede mencionar filitas cuarcitas y esquistos micáceos.
Fig. 11.2 Mapa geológico de Bolivia
Fuente (Ramiro Suárez Soruco: “Compendio de Geología de Bolivia”)
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GEOLOGÍA GENERAL
CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
11.5.2 Cámbrico
Se observa rocas de esta edad en tres diferentes puntos del país: en el sur en la región de
Tarija, en el centro de la zona del Chapare y las Serranías Chiquitinas.
En el sur Cambriano esta representado por cuarcitas muy duras intercalada con algunas
capas de arcillitas rojas. En esta región se han reconocido dos formaciones; la Sama en
la base y sobre ella la formación Iscayachi.
En la región del Chapare, las sedimentitas mas antiguas correspondes al denominado
Grupo Limbo que ha sido subdividido en formaciones: La formación Puntitiri en la base
y la formación Avispas. La primera esta formada por areniscas cuarcíticas, evaporitas y
calizas; la segunda esta formada esencialmente por rocas de probable origen glacial.
En la región de Chiquitos se observa una espesa columna de sedimentitas que se inician
en la base con cuarcitas de la formación Sunsas, luego areniscas entrecruzadas de la
Formación San Francisco, sobre la que reposan las calizas de la formación Bodoquena.
Termina el Cámbrico de esta zona con las lutitas y areniscas de la formación Tucavaca.
11.5.3 Ordovícico
El Ordovícico en Bolivia es el sistema de mayor desarrollo areal y se encuentra muy
bien representada en la cordillera Oriental. El Ordovícico aflora en casi todo el Bloque
Paleozoico y también en el Altiplano.
La sección tipo del Ordovícico se encuentra próxima a Tarija. La edad de las
formaciones allí expuestas ha sido definida por varios fósiles (graptolites y trilobites), y
abarca desde el Ordovícico inferior hasta el Ordovícico medio.
En la región de Cochabamba se encuentra otra sección tipo que abarca parte del
Ordovícico inferior hasta el superior. En esta región se han definido unidades que de
arriba-abajo son:
 Formación Mizque: Formada por cuarcitas blancas.
 Formación Anzaldo: Constituida por lutitas que alternan con delgadas capas de
cuarcitas. En esta formación se encuentran fósiles tales como Cruzianas y Lingulas.
 Formación Capinota: Se trata de una serie monótona de lutitas grises con
abundantes fósiles.
 Formación Independencia: Formada por filitas y esquitos que presentan pocos
fósiles
En la zona de Chiquitos, el Ordovícico está presentado con una facies muy diferente.
Allí el grupo Jacadigo esta formado por conglomerados, areniscas y areniscas férricas.
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11.5.4 Silúrico
El Silúrico se encuentra desarrollado principalmente en el Bloque Paleozoico pero
también se encuentran importantes afloramientos en las sierras Subandinas y el altiplano.
Tanto en la región del Rió Bermejo- Rió Condado, como Chuquisaca en la zona de
Tarabuco-Icla, se ha podido diferenciar las siguientes unidades formacionales, que de
arriba abajo son:
 Formación Tarabuco: Formada predominantemente por areniscas y en menos
proporción por lutitas y limonitas.
 Formación Cancañiri: Formada por diamictitas oscuras, sin estratificación
Estas mismas unidades han sido también reconocidas en la región de Pojo entre Santa
Cruz y Cochabamba.
En la zona comprendida entre Huanuni y Uncia, ha sido descrita una sucesión silúrica y
que comprende varias unidades litológicas distantes a las señaladas anteriormente. Así
se reconocen las siguientes formaciones: Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncia y Catavi.
11.5.5 Devónico
Es quizá el Sistema mas estudiado de Bolivia, debido que se encuentra muy
desarrollado en todo el territorio nacional y a la presencia de abundantes fósiles. Los
mejores afloramientos se encuentran en el Bloque Paleozoico, Sierras Subandinas y el
Altiplano.
La sección tipo es la de Icla, en esta región el Devónico se inicia con la Formación Santa
Rosa constituida por areniscas de grano fino que alteran con delgadas capas de lutitas,
dentro de estas rocas se encuentran fósiles características del Devónico como ser
Scaphiocoelia boliviensis.
Por encima descansa una columna esencialmente lutítica muy rica en fósiles denominada
Formación Icla; esa formación es una de las más importantes y la que ha dado mayor
cantidad de fósiles, constituyéndose así la localidad de Icla como una localidad clásica
del Devónico de Sud América. Por Encima descansa una serie de capas de areniscas
denominadas Formación Huamampampa.
Estas mismas unidades han sido encontradas también en las Sierras Subandinas, pero allí
se superponen a la Formación Huamampampa, las lutitas de la Formación Los Monos y
las areniscas de la Formación Iquiri, estas formaciones son muy productoras de petróleo.
En la region de Sica-Sica- Belen, la litología del Devónico cambia notablemente. En esta
zona se han diferenciado otras unidades litológicas importantes, que se inician con la
Formación Vila Vila formada por lutitas y areniscas intercaladas, sobre ella reposan las
Lutitas Belen que presentan en su parte superior un nivel arenoso denominado Arenisca
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Condoriquiñi, en esta porción superior es donde se han encontrado la mayor cantidad de
fósiles.
Por encima sigue la Formación Sica Sica que comienza con la con la Arenisca Cruz
Loma y siguen luego lutitas negras fosilíferas. Termina el Devónico de esta región con
la Formación Copacucho que presenta también un nivel arenoso bien diferenciable
denominado Areniscas Santari
En las Serranías Chiquitanas el Devónico esta representado por el llamado Grupo
Santiago constituido principalmente por areniscas en la base y lutitas en la parte superior.
Los principales fósiles Devónicos son: Scaphiocelia boliviensis - Proposidina
Abastoflorum - Phacops oruensis - Phacopina devónica - Metacryphaeus caffer
11.5.6 Carbonífero
Este sistema se encuentra principalmente en las Sierras Subandinas, donde se desarrolla
de Norte a Sur del país. También se encuentran afloramientos en el Bloque Paleozoico
en las zonas de Calamarca y alrededores del Lago Titicaca.
En la región subandina Sur esta formado por rocas muy variadas y por ello se ha podido
subdividir en varias unidades litoestratigráficas que son:
En la base se presenta la Formación Itacua constituidas por areniscas y principalmente
lutitas violáceas intercaladas con diamictitas oscuras; sobre ella descansa la Formación
Tupambi, esencialmente arenosa.
Estas dos formaciones tienen una edad Misisipiana. Por encima reposa la Formación
Itacuami constituida por lutitas oscuras y con algunos niveles de diamicitas, por encima
existen dos unidades que son equivalentes en sentido horizontal, ya que no han sido
observadas ambas presentes, o sea que solo se encuentra una de las dos, estas son la
Formación Tarija, formada por diamictitas oscuras y la Formación Chorro constituida
por areniscas masivas. Por encima de esas se presenta la Formación Taiguati formada
por diamictitas rojizas.
En la región Subandina Norte y en el Bloque Paleozoico la litología cambia bastante y
por ello en estas zonas han sido dados otros nombres formacionales.
11.5.7 Pérmico
Este sistema esta poco desarrollado en el país y los principales afloramientos se
encuentran en los alrededores del Lago Titicaca. Las rocas que pertenecen a este sistema
son principalmente calizas fosilíferas.
Otros afloramientos de estas rocas se encuentran en los alrededores de Cochabamba, en
el rió Tunal cerca a Comarapa y en otros lugares del Altiplano Norte.
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11.5.8 Triásico
Rocas de esta edad se encuentran únicamente en las sierras Subandinas bajo en nombre
de Grupo Cuevo, que esta formado en la base por areniscas de la Formación Cangapi, La
unidad subyacente es la Formación Vitiacua constituida principalmente por calizas,
sobre la que descansa la Formación Ipaguazu, formada por areniscas, pelitas con yeso y
sal gema.
11.5.9 Jurasico
Sedimentitas de esta edad no han sido evidenciadas en Bolivia. Algunos autores
suponen que la Formación Ipaguazu podría ser Jurasica pero la mayoría la considera
como parte del Triásico.
El basalto de entre Rios que descansa en discordancia sobre las Formaciones Cangapi e
Ipaguazu puede ser tentativamente atribuida al Jurásico o al Cretácico inferior.
11.5.10 Cretácico
Esta muy bien desarrollada en Bolivia principalmente en el bloque Paleozoico y el
Altiplano, donde conforman una gran cuenca denominada Andina, además se desarrolla
en otra cuenca muy extensa en la Zona Subandina.
Las secciones tipos del Cretácico (Grupo Puca) del altiplano y del bloque Paleozoico lo
constituye la sección del sinclinal de Miraflores cerca de Potosí y a la sección de ToroToro en Cochabamba.
En Miraflores se han diferenciado varias unidades litológicas, que en Toro Toro presenta
una variación litológica, reconociéndose las siguientes formaciones:
 Formación Toro Toro: Formada por areniscas entrecruzadas.
 Formación El Molino: Calizas y calizas arenosas con huellas de dinosaurios.
En la zona subandina el Cretácico se desarrolla con el denominado Grupo Tacurú,
integrado de abajo arriba por las siguientes formaciones:
 Formación Surutú: Constituida por areniscas amarillentas y rojizas y
entrecruzadas y calcáreas. Por encima sigue la Formación Cajones
únicamente en la región de Santa Cruz y esta formada por areniscas
silicificadas, por encima descansa la Formación Borigua constituida por
rojas y rojo amarillentas.
areniscas
presente
y calizas
areniscas
11.5.11 Terciario
Las rocas de esta edad afloran en casi todas las unidades morfoestructurales del país,
alcanzando un mayor desarrollo en el altiplano, desde el Lago Titicaca hasta la
Republica Argentina y en todas las sierras Subandinas.
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
El Terciario en el Altiplano Norte alcanza espesores del orden de los 10.000 m, estando
constituido por conglomerados, areniscas y pelitas rojizas con algunos niveles yesíferos.
En el sur rocas similares alteran con rocas piroclásticas y lavas.
La diversidad de facies en esta región se ha permitido diferenciar muchas unidades
litoestratigráficas.
En las Sierras Subandinas en Terciario presenta facies mas homogéneas, allí se inicia la
columna sedimentaria con el llamado Conglomerado Petaca, sobre el que descansan
arcillitas, limonitas y calizas fosilíferas de la formación Yecua. Sobre esta última siguen
limolitas y arcillitas intercaladas con areniscas, todas de color rojiza, que reciben el
nombre de Formación Chaco Inferior.
Por último la Formación Chaco Superior, termina la columna de sedimentitas terciarias
con areniscas, limolitas y niveles conglomerádicos.
11.5.12 Cuaternario
El Sistema Cuaternario incluye principalmente depósitos de material pobremente
consolidado de gravas, arenas, limos y arcilla de orígenes diferentes.
En el altiplano presenta depósitos de origen lacustre, eólico, fluvial y en menor
proporción sedimentos de origen glacial. En las zonas próximas a la Cordillera
Occidental, se encuentra rocas piroclásticas y lavas, procedentes de la intensa actividad
volcánica del Pleistoceno. En el sur y centro se desarrollan los grandes salares (Uyuni,
Coipasa) formados en el Holoceno.
Sedimentos atribuidos al Cuaternario cubren toda la Llanura Chaco-Beniana y están
formados de los materiales erodados de la cordillera y del escudo.
Existen además cuencas cuaternarias de menor importancia en los valles del Bloque
Paleozoico. Dentro de estos la principal cuenca es la del valle de Tarija–Padcaya, rica en
grandes fósiles vertebrados.
11.6
YACIMIENTOS PALEONTOLÓGICOS Y ÁREAS PROTEGIDAS 7
La indagación paleontológica tiene como elemento fundamental de trabajo un
yacimiento con fósiles, que pueden ser de diversa naturaleza, desde aquellos que
requieren ser vistos al microscopio para su identificación, hasta restos
esqueléticos de mega-vertebrados. Si un Yacimiento Paleontológico es removido de
modo que el fósil sufre un desplazamiento de su lugar original, éste simultáneamente
pierde buena parte de su valor científico.
La intervención o acción inadecuada sobre yacimientos paleontológicos
7
de
Huascar Azurduy F. : “ Yacimientos paleontológicos ”
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
gran relevancia en términos biológicos, paleoclimáticos, conservacionistas, etc.
significan un impacto negativo, más que al objeto o materia, al mensaje que transmite
y que proviene de planos temporales que se pueden remontar centenares de millones
de años.
Las limitaciones de la legislación patrimonial vigente es una evidencia del estado de
desarrollo que tiene el País respecto a este tema en particular. Buscar alternativas de
conservación de naturaleza sinérgica y asociadas a estrategias ambientales vigentes, es
una posibilidad que vemos como una de las acciones a considerar.
Una de esas estrategias vigentes son las Áreas Protegidas (APs ), siendo el
objetivo del presente documento proyectar una aproximación sobre la relación
geográfica actual entre APs Yacimientos Paleontológicos y su significado en un
contexto patrimonial.
11.6.1 Metodología para la determinación de Yacimientos Paleontológicos y
Áreas Protegidas
Se compiló información paleontológica y geológica de Bolivia. Mapas de áreas
de estudios
paleontológicos
o datos
de
localidades
provenientes
de
compilaciones monográficas fundamentales como las de Isaacson (1993), Gayet,
Marshall y Sempere (1997), Marshall y Hoffstetter (1997) o referencias geológicas
importantes (Suárez- Soruco, 1993; Suárez-Soruco, 1997; Suárez-Soruco y DiazMartinez, 1996; Suárez- Soruco, 2000) a los que se sumaron datos nuestros, fueron la
referencia básica sobre la que se desarrolló el presente trabajo.
Polígonos de las áreas protegidas fueron superpuestos a unidades estructurales de
donde obtuvimos una aproximación espacial de la relación areal entre AP y
la unidad respectiva.
En la definición de unidades estructurales para Bolivia (Altiplano, Cordillera
Oriental, Interandino, Subandino, Llanura Chaco-beniana, Cratón de Guaporé,
Pantanal) se siguió a Suárez-Soruco (2000).
La Potencialidad Fosilífera de AP fue establecida según la naturaleza y cualidades
de los cuerpos y formaciones sedimentarias conocidas, con tal finalidad se
consideró la distribución geocronológica expresada en el Mapa Geológico
de Bolivia (SERGEOMIN, 1996).
Consideraciones estratigráficas adicionales fueron tomadas del Léxico Estratigráfico
de Bolivia (Suárez-Soruco y Díaz-Martínez, 1996).
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Fig. 11.3 Determinación de un Área Protegida
Yacimientos Paleontológicos Importantes fueron identificados según sus
atributos fosilíferos reconocidos y el valor de su significado en un contexto
científico.
Cualidades únicas como el hecho de que en afloramientos miocénicos del Terciario
del Río Moile (PN Amboró) no solo se haya encontrado el resto de pez Gymnotiforme
mas antiguo del Mundo sino el único fósil de este grupo encontrado hasta hoy en el
Planeta; es un ejemplo que en otros casos como el de Tiupampa los rasgos individuales
de varias taxa, definen un valor acumulativo para la asociación fósil o conjunto
faunístico, que en un plano continental cobran un nivel de relevancia de trascendencia.
11.6.2 Resultados obtenidos según indagación paleontológica y naturaleza
geomorfológico
Para ver dichos resultados podemos apreciarlos en las siguientes tablas: La tabla 11.1
provee una relación somera de Áreas Protegidas con o sin yacimientos reportados y
la influencia geomorfológico sobre la que se instala (a ser asumida tan solo como
una proyección preliminar que requiere una lectura previa de los rasgos
geológicos regionales).
En la tabla 11.2 se establece una referencia general sobre potencialidades
paleontológicas según Área Protegida.
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Tabla 11.1 Áreas protegidas según indagación paleontológica y naturaleza geomorfológica.
Fuente (Huascar Azurduy F.: “Yacimientos paleontológicos y áreas protegidas”)
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Tabla 11.2 Potencial paleontológico por área protegida según la naturaleza predominante de sus
afloramientos geológicos.
Fuente (Huascar Azurduy F.: “Yacimientos paleontológicos y áreas protegidas”)
Integrando las Tablas 1 1 . 1 y 1 1 . 2 podemos hacer un ejercicio de su lectura. Así, el
Área Protegido San Matías no incluye yacimiento paleontológico alguno aunque se
infiere potencialidad fosilífera en su sector estructural Pantanal para sus
afloramientos pleistocénicos. Isiboro Sécure, de igual modo carece de yacimientos
reportados.
Aunque incluye en sus límites una parte de Llanura y un sector de Subandino con
atributos geológicos que incluyen afloramientos cretácicos y terciarios. En el presente
cuadro se enumeran las principales Áreas protegidas de nuestro país, los cuales tienen
un gran valor paleontológico (ver fig. 11.4).
1 ) Manuripi
3 ) Pilon Lajas
5 ) Est. Biologica Beni
7 ) Isidoro Sécure
9 ) Carrasco
11) Torotoro
13) Sama
15) Aguarague
17) Eduardo Abaroa
19) Kaa – Iva
21) Otuquis
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2) Madidi
4) Apolobamba
6) Cotapata
8) Tunari
10) Amboro
12) El Palmar
14) Tariquia
16) Sajama
18) Noel Kempff Mercado
20) San Matias
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Fig.11.4 Áreas Protegidas y unidades geomorfologicas de Bolivia – fuente (Huascar
Azurduy F.: “Yacimientos paleontológicos y áreas protegidas”)
11.6.3 Conclusiones acerca de los resultados obtenidos
El manejo patrimonial de los yacimientos paleontológicos bolivianos y las
decisiones que se deben adoptar sobre los mismos, es un tema complejo. Si bien las
APs significan una alternativa de conservación, nuestro análisis nos muestra que la
gran mayoría de los yacimientos identificados por nosotros como importantes no se
encuentran dentro de algún tipo de límite con rango de protección.
Siendo las excepciones yacimientos como Torotoro (Parque Nacional Torotoro),
Cretácico del Amboró (Parque Nacional Amboró), Moile-Saguayo (Parque Nacional,
Amboró), Salina Ravelo (Kaa-Iya). El Complejo Paleozoico en función a sus
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yacimientos conocidos tiene presencia reconocida en Áreas Protegidas como:
Aguarague, Carrasco, Amboro, Cordillera de Sama.
En este sentido es necesario definir dos atributos importantes de las Áreas Protegidas:
1. su rol actual de algunas de ellas en la protección de sitios fosilíferos de
gran significancia paleontológica
2. Su potencialidad paleontológica, dicha potencialidad, funciona para algunos
sistemas geológicos que se extienden ampliamente y que sin aún haber sido
prospectados se encuentran dentro de límites de protección; aunque en otros no, dada
su distribución restringida y de carácter exógeno a cualquiera de las Áreas Protegidas
establecidas.
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CAP XI.- SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA EN BOLIVIA
Preguntas de control:
1.- ¿Qué es un Craton?
2.- ¿Qué es la Fisiografía?
3.- ¿Cuáles son las provincias fisiográficas de Bolivia?
4.- ¿Dónde se encuentra ubicada la Llanura Chaco - Beniana?
5.- ¿Qué es una formación Geológica?
6.- ¿Qué es un yacimiento paleontológico?
7.- ¿De que periodo es la formación Vila Vila?
8.- ¿De que periodo es la formación Mizque?
9.- ¿Desarrolle el periodo Cretácico del país?
10.- ¿Desarrolle el Periodo Cuaternario en Bolivia?
11.- ¿Qué es un área protegida?
12.- ¿Mencionar las principales áreas protegidas del país?
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Referencias Bibliograficas:
-
Luís Alberto Rodrigo G. & Arturo Castaños: “Sinopsis estratigráfica de
Bolivia”, La Paz (Bolivia) – 1978.
-
Federico Ahlfeld & Leonardo Branisa: “Geología de Bolivia”, La Paz (Bolivia)
– 1960.
Ismael Montes de Oca: “Enciclopedia geográfica de Bolivia”, La Paz (Bolivia)
– 2005, Primera Edición
-
-
Ramiro Suárez Soruco: “Compendio de Geología de Bolivia”, Bolivia (Revista
técnica de YPFB) – 2000.
-
Jorge Pareja & Ramiro Suárez S.: “Memoria explicativa del mapa geológico de
BOLIVIA”, La Paz (Bolivia) – 1978.
-
Huascar Azurduy F.: “Yacimientos paleontológicos y áreas protegidas”,
Bolivia – 2005.
-
Julio Torrez Navarro: “Apuntes en clases” – Geología General, 2005.
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