Objetivo de La Geologia Estructural

Objetivo de la geología estructural : Estudio de la estructura de la corteza

terrestre o de una determinada región. Para que se necesita un levantamiento tectónico?

a) Definir las fuerzas que estaban presente en las rocas, definir la simetría de las foliaciones b) Caracterización de las fuerzas c) Cronología de las fases tectónicas Donde se usa la información de la tectónica:

a) Génesis de los yacimientos: Muchos depósitos tienen un origen tectónico - o por lo menos el ambiente tectónico juego un papel muy importante. La estructura tectónica como formador de un depósito. En los yacimientos del tipo  vetiforme es muy importante, pero también los otros tipos de yacimientos la tectónica puede ser un factor de alta importancia durante la formación. b) Deformación tectónica de los depósitos después de la génesis: Definición de desplazamientos - en que manera y magnitud afectó una fase tectónica el yacimiento ya formado. c) Geotécnica: Las estructuras tectónicas también tienen su "cara negra". Derrumbes, caída de bloques, planchones, zonas de poca estabilidad, cuñas etc. tienen un origen sumamente tectónico. Trabajos que se realizan:

a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos) b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes c) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas) d) Interpretación de las estructuras - desarrollo de un modelo tectónico.

1. Planos geológicos

En la mayoría las rocas de la corteza terrestre muestran varios tipos de planos geológicos. Existen en general dos tipos de planos: a) Foliaciones primarias

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Tienen su origen antes de la litificación, es decir durante la deposición. Ejemplos: Estratos, Flujo magmático.

Introducción:

En las rocas sólidas existen varios tipos de planos. Planos de origen sedimentario, magmático (enfriamiento) o planos de origen tectónico. Este último tipo de plano se puede definir como testigo de las fuerzas tectónicas. Es decir, que antes de la litificación se forman las foliaciones primarias. Las fuerzas tectónicas afectan las rocas después de la litificación. Además en varios sectores del mundo se encuentran más de una fase tectónica. Significa que los planos secundarios (Diaclasas, Fallas, esquistosidad) tienen su origen después de la litificación, pero puede ser que eso ocurrió en distintas épocas. (véase cronología). cronología). 2.1 Tipos de Foliaciones: Foliaciones primarias : se han formado antes de la litificación de las rocas:

Estratificación, flujo laminar de magma. Foliaciones secundarias : producido después de la litificación de las rocas: por

ejemplo diaclasas, fallas, esquistosidad (véase). esquistosidad  (véase).

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Tienen su origen antes de la litificación, es decir durante la deposición. Ejemplos: Estratos, Flujo magmático.

Introducción:

En las rocas sólidas existen varios tipos de planos. Planos de origen sedimentario, magmático (enfriamiento) o planos de origen tectónico. Este último tipo de plano se puede definir como testigo de las fuerzas tectónicas. Es decir, que antes de la litificación se forman las foliaciones primarias. Las fuerzas tectónicas afectan las rocas después de la litificación. Además en varios sectores del mundo se encuentran más de una fase tectónica. Significa que los planos secundarios (Diaclasas, Fallas, esquistosidad) tienen su origen después de la litificación, pero puede ser que eso ocurrió en distintas épocas. (véase cronología). cronología). 2.1 Tipos de Foliaciones: Foliaciones primarias : se han formado antes de la litificación de las rocas:

Estratificación, flujo laminar de magma. Foliaciones secundarias : producido después de la litificación de las rocas: por

ejemplo diaclasas, fallas, esquistosidad (véase). esquistosidad  (véase).

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Otras foliaciones de origen no-tectónico: Grietas de enfriamiento,  enfriamiento,  Estructuras sedimentarias como grietas de de- o resecación (foto).  Para estudios en la geología estructural es muy importante diferenciar entre foliaciones primarias y estructuras generadas por fuerzas tectónicas (foliaciones secundarias).

Estratificación : Estratificación:

Capas de diferentes materiales hechas por procesos de deposición. Generalmente los estratos inferiores muestran una edad mayor como los estratos superiores. véase: Apuntes Geología General

b) Foliaciones b) Foliaciones secundarias Tienen su origen después de la litificación: Todos los planos cuales se han formado a causa de fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. Ejemplos: Diaclasas, Fallas. Para definir la orientación de un plano (estrato, falla, diaclasa) en la naturaleza matemáticamente se usan el rumbo, la dirección de inclinación y el manteo: Foliaciones secundarias: 1) Diaclasas (juntas; inglés: joints) : Fracturas sin desplazamiento transversal

detectable, solo con poco movimiento extensional. Son las fracturas más frecuentes en todos los tipos de rocas. En la superficie son más frecuentes como en altas profundidades. Tienen una extensión de milímetros, centímetros hasta pocos metros. Normalmente existen en una masa rocosa grupos de diaclasas y/o sistemas de diaclasas. Los grupos de diaclasas son estructuras paralelas o subparalelas. Los sistemas de diaclasas se cortan entre sí en ángulos definidos y tienen una cierta simetría. Algunas diaclasas muestran un relleno (secundario) de calcita, cuarzo, yeso u otros minerales.  Aparte de diaclasas tectónicas existen diaclasas de origen no-tectónico:

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a) Fisuras de enfriamiento: Tienen su origen durante el enfriamiento de una roca magmática (Materiales o rocas calientes que ocupan más espacio con la misma cantidad de materia fría). foto; véase retrato histórico b) Grietas de desecación: Durante la desecación de un barro o lodo bajo condiciones atmosféricas hay una disminución del espacio ocupado y la superficie se rompe en polígonos. > foto c) Fisuras de tensión gravitacional: Sobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenómeno se abren grietas paralelas al talud. >Ejemplos históricos

Concepto de Rumbo-Manteo-Dirección de inclinación

Para describir la orientación de un plano geológico matemáticamente se necesitan dos (o tres) propiedades:

a)Dirección de inclinación b)Rumbo c) Manteo (o buzamiento)

Para definir la orientación de un plano se necesita la dirección de inclinación y el manteo; o el rumbo, manteo y la dirección de inclinación. La dirección de inclinación ( ingl. Dip Direction) marca hacia donde se inclina el plano, o la proyección horizontal de la línea del máximo pendiente. El rumbo es la línea horizontal de un plano (véase abajo). El manteo o buzamiento (ingl. dip) mide el ángulo entre el plano y el plano horizontal.

>>mejorada

véase un retrato histórico bien bonito - un poco más real > 4

El rumbo se puede definir como línea que resulta por la intersección del plano geológico por un plano horizontal. Se puede imaginarse una superficie de agua (que es siempre horizontal), se hunde el plano hasta la mitad, la línea hasta donde se mojo el plano será el rumbo.

Imagen mejorada

Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usan la brújula. Existen dos tipos de brújulas para tomar las medidas: La brújula del tipo Brunton (generalmente para mediciones con el rumbo) y la brújula tipo Freiberger (generalmente para mediciones con la dirección de inclinación). La brújula "GeoBrunton" es una combinación de las dos tipos anteriormente mencionado.

La brújula en general:

Una brújula mide la dirección del campo magnético terrestre. La aguja se orienta de acuerdo de la orientación del campo magnético del sector donde se ubica. Eso significa en términos teoréticos que el aparato "brújula" se compone de dos sistemas principales independientes: Una agua y el "cuerpo" - la cáscara con la escala etc. Interesante es que (sí pensamos bien) la aguja es la parte fija en una brújula. La aguja siempre marca Norte-Sur (sin contar movimientos de arreglo). la parte móvil "suelta" en una brújula es el cuerpo, la cáscara. La escala de las brújulas normalmente es azimutal  - es decir entre 0º hasta 360º o entre 0g hasta 400g. La escala azimutal tiene que ser orientada en el sentido contrarreloj eso implique que este (E) y oeste (W) se ve cambiado. La escala del sentido contrarreloj permite una lectura directa, azimutal. Es decir el valor donde apunta la aguja es el valor final. Foto: A= Escala azimutal contrarreloj

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La aguja de la brújula necesita generalmente un contrapeso: El campo magnético tiene una componente vertical de acuerdo a la distancia hacia los polos. Entonces en latitudes entre 15º hasta 90º del hemisferio norte y sur la aguja muestra una fuerte inclinación hacia arriba y choca con el vidrio de protección de la brújula. Para que la aguja se ubica horizontal se usa un contrapeso. Durante viajes del hemisferio norte a sur y viceversa hay que cambiar el peso de un lado al otro. En algunas partes del mundo hay que aplicar una permanente corrección azimutal a causa de la distancia entre polo magnético y polo geográfico. (los polos magnéticos se ubican bastante lejos del eje rotacional de la tierra). Este corrección se puede hacer directamente en la brújula - girando la rosa (escala azimutal) de acuerdo del error (recomendado). El valor normalmente sale en las cartas topográficas correspondientes. Pero también se puede corregir los valores después - en el programa computacional. Las brújulas profesionales generalmente tienen un botón para liberar o fijar la aguja. Una aguja fijada es un poco más protegido y no se suelta de su eje durante fuertes movimientos. (En la foto "D")

Existen una serie de niveles: Nivel esférico para orientar la brújula perfectamente horizontal y niveles tubulares que se usan en conjunto del clinómetro (véase abajo). Véase en la foto arriba "E".  Adicionalmente las brújulas para usos geológicos o geotécnicos tienen un sistema para medir ángulos verticales (buzamiento, manteo): El más conocido es elclinómetro  (en la foto "C"). Pero también existe un sistema con una escala lateral en interacción de la tapa de la brújula.  Actualmente se puede elegir entre dos tipos principales de brújulas: a) "Tipo Brunton"  y b) "Tipo Freiberger". La empresa Brunton ofrece además una brújula que es el conjunto de ambos métodos el "Geo-Brunton".

Brújula del tipo Brunton:

La brújula "Brunton" se usa generalmente para mediciones del rumbo y manteo. Es decir mediciones del tipo " medio circulo" y del " tipo americano". También mediciones del concepto "circulo completo" son posible. La brújula "Brunton" existe en la versión azimutal (de 0 hasta 360º) y en la versión de cuadrantes (cada cuadrante tiene un rango entre 0-90º) el " rumbero".

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Véase uso del Americano Brunton: (normal) rápido

Americano (normal) detallado

Notación completo Brunton

circulo para

La brújula Brunton tiene un clinómetro, un botón para fijar/liberar la aguja. La escala es azimutal / contrarreloj. Adentro de la escala un poco escondido se nota la escala del clinómetro y las niveles.

Brújula del tipo Freiberger:

Para mediciones de circulo completo (dirección de inclinación/ manteo). Con la brújula Freiberger se puede medir en una vez la dirección de inclinación y el manteo. Pero también se puede tomar excepcionalmente datos del tipo americano (Rumbo, Manteo, dirección). Con la brújula Freiberger se mide más rápido y más fácil. Los datos del tipo circulo completo son más corto y fácil para manejar. Manual de uso : rápido / detallado

La brújula "Freiberger": A = botón para liberar / fijar la aguja, B= Escala del manteo o buzamiento (rojo y negro); C= Nivel esférico; D = placa para medir.

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Foto arriba: Escala del manteo  A= placa para medir; B = línea de lectura; C= sector rojo Uso de las brújulas para planos geológicos

notación: americano notación Brunton americano detallado notación circulo completo normal circulo completo Freiberger  detallado circulo completo normal

Los datos tectónicos: tipos de notaciones

Existen lamentablemente varias maneras para definir un plano geológico. En la misma manera no hay un concepto único en las notaciones. Importante es el uso correcto de un tipo de notaciones, sin mezclar con los demás. Se prefiere notaciones simples para no complicar el traspaso a la computadora. Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos: a) Circulo completo: dirección de inclinación/manteo (ejemplo 320/65)

El tipo de notación mas fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la descripción y definición de cualquier plano. El primer número (ejemplo: 320/...) es la dirección de inclinación (dip direction), el valor azimutal en grados (º) hacia donde el plano se inclina. Un plano con inclinación hacia al norte entonces tiene 0º hacia al este corresponde a 90º; hacia al sur 180º; hacia oeste= 270º. Entonces el primer número (la dirección de inclinación) puede llegar hasta 360º. El manteo siempre es el ángulo pequeño entre la horizontal y 8

el plano geológico. Nunca puede ser superior de 90º. Este tipo de notación es fácil y rápido por tener solo dos números. Es muy recomendable usar este tipo de notación. No hay tantos errores a gracias de una definición fácil y única. Cuidado: Algunos usan manteo - Dirección de Inclinación: (Ejemplo: 65 320) véase: Uso de la brújula Freiberger con la notación circulo completo. Uso de la brújula Brunton con la notación "circulo completo".

b) Medio circulo: Rumbo/manteo dir. ( ej. 50/65NW )

Este tipo de medición hoy casi no se usa, pero existe todavía: El primer número (ejemplo 50) es el rumbo en una forma azimutal, podría ser un número entre 0º hasta 180º. Siempre hay un rumbo en este segmento. El segundo número es el manteo. Las letras al fin definen la dirección de inclinación. Eso es necesario porque el rumbo es bidireccional y siempre resultan dos posibilidades hacia donde se inclina el plano. Este sistema de notación era bastante fácil y seguro. Especialmente con la brújula Brunton. También con la brújula Freiberger funcionó bastante bien. Lamentablemente en los últimos años se quedó un poco en el olvidado. c) Tipo americano: N rumbo E/W; manteo dir. (ej. N50E;65NW)

El tipo de notación más usado en Chile es el tipo americano. N significa el inicio (punto cero) del dato (para planos geológicos siempre se puede usar N; para lineaciones también se necesita "S"). El primer número (ejemplo: 50) significa el rumbo a partir del N. Hay dos posibilidades hacia E como este o hacia W como oeste. El rumbo en este tipo de notación nunca es mayor de 90º. Entonces en el ejemplo tenemos 50º hacia el este. Después del ";" viene el manteo como se conoce, y como último la dirección de inclinación en letras. El problema de este notación es la gran cantidad de letras y números para definir el plano. Además en el cuadrante N....W se cuenta contra-reloj, en el cuadrante N...E en el sentido del reloj, eso también complica un poco este norma. El uso de este tipo de notación siempre necesita atención y sería mejor verificar los datos tomados o traspasados (especialmente en las horas de la tarde...). 9

véase la brújula Brunton con notación americana.

Los tres tipos de notaciones tectónicos definen matemáticamente la orientación un plano geológico. Para definir un plano se usan una línea fija, que marca la orientación en el plano: La primera posibilidad es el rumbo, la otra es la dirección de inclinación. El Rumbo es la línea horizontal de un plano y marca hacía dos direcciones opuestos. Planos horizontales entonces no tienen un rumbo ( o mejor una cantidad infinita de rumbos). (Definición original: El rumbo es la línea o lineación que resulta por la intersección del plano de interés con un plano horizontal o vertical)

véase mejor descripción del concepto rumbo - manteo - dirección de inclinación Circulo Completo

dir

/

Medio circulo

mt

rb

/

mt

Tipo americano

di

dir= dirección de rb= rumbo (puede ser inclinación (puede ser 0- 0-180º) mt= manteo (puede ser 360º) 90º) mt= manteo (puede ser 0- 0 di= dirección de 90º) inclinación en letras

N N

rb rb

E; W;

mt mt

di di

rb: rumbo entre 0-90º mt: manteo entre 0-90º di: dirección de inclinación en letras

Brújula Brunton Brújula tipo Freiberger Brújula (azimutal) Geo-Brunton Geo-Brunton Geo-Brunton Brújula Brunton Brújula Freiberger Brújula Freiberger 

Brunton

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Los datos tectónicos: tipos de notaciones

Existen lamentablemente varias maneras para definir un plano geológico. En la misma manera no hay un concepto único en las notaciones. Importante es el uso correcto de un tipo de notaciones, sin mezclar con los demás. Se prefiere notaciones simples para no complicar el traspaso a la computadora. Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos: a) Circulo completo: dirección de inclinación/manteo (ejemplo 320/65)

El tipo de notación mas fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la descripción y definición de cualquier plano. El primer número (ejemplo: 320/...) es la dirección de inclinación (dip direction), el valor azimutal en grados (º) hacia donde el plano se inclina. Un plano con inclinación hacia al norte entonces tiene 0º hacia al este corresponde a 90º; hacia al sur 180º; hacia oeste= 270º. Entonces el primer número (la dirección de inclinación) puede llegar hasta 360º. El manteo siempre es el ángulo pequeño entre la horizontal y el plano geológico. Nunca puede ser superior de 90º. Este tipo de notación es fácil y rápido por tener solo dos números. Es muy recomendable usar este tipo de notación. No hay tantos errores a gracias de una definición fácil y única. Cuidado: Algunos usan manteo - Dirección de Inclinación: (Ejemplo: 65 320) véase: Uso de la brújula Freiberger con la notación circulo completo. Uso de la brújula Brunton con la notación "circulo completo".

b) Medio circulo: Rumbo/manteo dir. ( ej. 50/65NW )

Este tipo de medición hoy casi no se usa, pero existe todavía: El primer número (ejemplo 50) es el rumbo en una forma azimutal, podría ser un número entre 0º hasta 180º. Siempre hay un rumbo en este segmento. El segundo número es el manteo. Las letras al fin definen la dirección de inclinación. Eso es necesario porque el rumbo es bidireccional y siempre resultan dos posibilidades hacia donde se inclina el plano. Este sistema de notación era bastante fácil y seguro. Especialmente con la brújula Brunton. También con la 11

brújula Freiberger funcionó bastante bien. Lamentablemente en los últimos años se quedó un poco en el olvidado. c) Tipo americano: N rumbo E/W; manteo dir. (ej. N50E;65NW)

El tipo de notación más usado en Chile es el tipo americano. N significa el inicio (punto cero) del dato (para planos geológicos siempre se puede usar N; para lineaciones también se necesita "S"). El primer número (ejemplo: 50) significa el rumbo a partir del N. Hay dos posibilidades hacia E como este o hacia W como oeste. El rumbo en este tipo de notación nunca es mayor de 90º. Entonces en el ejemplo tenemos 50º hacia el este. Después del ";" viene el manteo como se conoce, y como último la dirección de inclinación en letras. El problema de este notación es la gran cantidad de letras y números para definir el plano. Además en el cuadrante N....W se cuenta contra-reloj, en el cuadrante N...E en el sentido del reloj, eso también complica un poco este norma. El uso de este tipo de notación siempre necesita atención y sería mejor verificar los datos tomados o traspasados (especialmente en las horas de la tarde...). véase la brújula Brunton con notación americana.

Los tres tipos de notaciones tectónicos definen matemáticamente la orientación un plano geológico. Para definir un plano se usan una línea fija, que marca la orientación en el plano: La primera posibilidad es el rumbo, la otra es la dirección de inclinación. El Rumbo es la línea horizontal de un plano y marca hacía dos direcciones opuestos. Planos horizontales entonces no tienen un rumbo ( o mejor una cantidad infinita de rumbos). (Definición original: El rumbo es la línea o lineación que resulta por la intersección del plano de interés con un plano horizontal o vertical)

véase mejor descripción del concepto rumbo - manteo - dirección de inclinación

Circulo Completo

Medio circulo

Tipo americano

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dir

/

mt

rb

/

mt

di

dir= dirección de rb= rumbo (puede ser inclinación (puede ser 0- 0-180º) mt= manteo (puede ser 360º) 90º) mt= manteo (puede ser 0- 0 di= dirección de 90º) inclinación en letras

N N

rb rb

E; W;

mt mt

di di

rb: rumbo entre 0-90º mt: manteo entre 0-90º di: dirección de inclinación en letras

Brújula Brunton Brújula tipo Freiberger Brújula (azimutal) Geo-Brunton Geo-Brunton Geo-Brunton Brújula Brunton Brújula Freiberger Brújula Freiberger 

Brunton

Para:

- Planos geológicos - Mediciones con la brújula Brunton - tipo americano B) Brunton para tipo americano

significa: la manera común del uso de la brújula Brunton, los datos tienen el formato: "N 54 E; 78NW" por ejemplo.

1. La brújula está en orientación del rumbo, junto a las rocas 13

>>>véase en vivo 2. La burbuja del nivel esférico tiene que ser en el centro 3. La aguja tiene que ser libre 4. Se toma el valor del rumbo N.....E o N.....W

Para tomar el valor del rumbo se usan solo los cuadrantes I (entre 0 hasta 90º) o el cuadrante IV (entre 270º hasta 360º). Significa la aguja que marca entre 0-90º o entre 270-360º es la aguja de la lectura. Puede ser la aguja negra o la aguja blanca. Existen dos posibilidades: Caso 1: Una de

las agujas marca entre 0-90º azimutal (cuadrante I):  Automáticamente se toma N [valor] E. En este caso siempre sale una "E" Caso 2: Una de las agujas marca entre 270º-360 azimutal (cuadrante IV): Tenemos que usar la distancia entre norte y la aguja o como formula: N [360ºvalor] W. En este caso siempre sale una "W".

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Algunos ejemplos de la notación del tipo americano con la brújula del tipo Brunton:

5. Se pone la brújula perpendicular al rumbo

6. Se usa el clinómetro

El clinómetro se ubica generalmente en el interior de la escala azimutal de la brújula. Se compone de una escala 90- 0 -90 y una línea de lectura. Al otro lado de la brújula se encuentra una manilla para mover el clinómetro.

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Foto: Muestra el clinómetro con la escala correspondiente - el valor en la foto será alrededor de 33º 7. La burbuja del nivel tubular tiene que ser en el centro 8. Se toma la lectura del clinómetro como manteo

La lectura del clinómetro se toma en la escala del clinómetro - véase la foto arriba dentro del circulo rojo, debajo de la escala azimutal. Este valor (en la foto 33º), nunca es mayor de 90º - es el manteo: Entonces: N....E; mt

9. Se estima la dirección de inclinación en letras (N,NW,E,SE,S,SW,W,NW)

 Al ultimo se estima con ayuda de la brújula la dirección de inclinación del plano medido. Pero se usa solo letras como N, NE, E, SE, S, SW, W, NW) para indicar la dirección de inclinación: >>>foto en vivo N.....E;mt dir  C) Brunton como circulo completo

1. Se usa el espejo como placa para medir 2. El espejo tiene que ser junto con la roca 3. La burbuja del nivel esférico tiene que ser en el centro 4. La aguja está libre 5. Se fija la aguja 6. Se estima la dirección de inclinación del plano 7. Se elige la aguja más cerca de la estimación como valor de la dirección de inclinación 8. Se toma este valor: dirección de inclinación 9. Se mide con el clinómetro el manteo: Nivel Tubular tiene que ser en el centro 10. Se toma la lectura del clinómetro como manteo. La brújula "Geo-Brunton": 16

Este brújula es una combinación del "Brunton Tradicional"  y del Freiberger. Entonces se puede usar con el tipo americano (N 45 E; 65NW por ejemplo) y con la notación del circulo completo (315/65 por ejemplo). Ahora no es necesario para comprarse dos brújulas - el "Geo-Brunton" une todas ventajas en un equipo.

Véase en grande Tipo americano con el "Geo-Brunton":

Funciona igual que un Brunton Tradicional - no hay diferencias - claro que se usa el clinómetro y no la escala del manteo. Tipo Freiberger:

El geo-Brunton tiene todos los implementos para funcionar como un  Freiberger. La única diferencia es la escala de manteo se divide en un sector negro y sector plateado (silver).

Foto: La escala del manteo de la nueva brújula "Geo-Brunton";

La regla es: Sí la línea de lectura (adentro del circulo rojo en la foto arriba) marca en el área negra se usa la aguja "N". Sí la escala del manteo apunta en el sector 17

plateado, en inglés "silver" se usa la aguja "S". Un pequeño error: Entre el manteo "0" debajo del circulo rojo en la figura y 40º abajo debería pertenecer al sector "silver".

La línea amarilla marca el sector que debería ser marcada "silver Introducción:

En las rocas sólidas existen varios tipos de planos. Planos de origen sedimentario, magmático (enfriamiento) o planos de origen tectónico. Este último tipo de plano se puede definir como testigo de las fuerzas tectónicas. Es decir, que antes de la litificación se forman las foliaciones primarias. Las fuerzas tectónicas afectan las rocas después de la litificación. Además en varios sectores del mundo se encuentran más de una fase tectónica. Significa que los planos secundarios (Diaclasas, Fallas, esquistosidad) tienen su origen después de la litificación, pero puede ser que eso ocurrió en distintas épocas. (véase cronología). 2.1 Tipos de Foliaciones: Foliaciones primarias : se han formado antes de la litificación de las rocas:

Estratificación, flujo laminar de magma. Foliaciones secundarias : producido después de la litificación de las rocas: por

ejemplo diaclasas, fallas, esquistosidad (véase).

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Otras foliaciones de origen no-tectónico: Grietas de enfriamiento,  Estructuras sedimentarias como grietas de de- o resecación (foto).  Para estudios en la geología estructural es muy importante diferenciar entre foliaciones primarias y estructuras generadas por fuerzas tectónicas (foliaciones secundarias). Estratificación: Estratificación:

Capas de diferentes materiales hechas por procesos de deposición. Generalmente los estratos inferiores muestran una edad mayor como los estratos superiores. véase: Apuntes Geología General

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Foliaciones secundarias: 1) Diaclasas (juntas; inglés: joints) : Fracturas sin desplazamiento transversal

detectable, solo con poco movimiento extensional. Son las fracturas más frecuentes en todos los tipos de rocas. En la superficie son más frecuentes como en altas profundidades. Tienen una extensión de milímetros, centímetros hasta pocos metros. Normalmente existen en una masa rocosa grupos de diaclasas y/o sistemas de diaclasas. Los grupos de diaclasas son estructuras paralelas o subparalelas. Los sistemas de diaclasas se cortan entre sí en ángulos definidos y tienen una cierta simetría. Algunas diaclasas muestran un relleno (secundario) de calcita, cuarzo, yeso u otros minerales.  Aparte de diaclasas tectónicas existen diaclasas de origen no-tectónico: a) Fisuras de enfriamiento: Tienen su origen durante el enfriamiento de una roca magmática (Materiales o rocas calientes que ocupan más espacio con la misma cantidad de materia fría). foto; véase retrato histórico b) Grietas de desecación: Durante la desecación de un barro o lodo bajo condiciones atmosféricas hay una disminución del espacio ocupado y la superficie se rompe en polígonos. > foto c) Fisuras de tensión gravitacional: Sobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenómeno se abren grietas paralelas al talud. >Ejemplos históricos 2) Fallas:

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

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Estrías: (foto)

Líneas finas en la superficie del plano de movimiento. Algunas veces se puede detectar el sentido del movimiento.

Museo virtual: estrías Diaclasas cizallamiento:

plumosas

de

Diaclasas rellenadas por calcita, sílice u otros minerales en forma de un "S". Marcan la componente expansiva de un movimiento tectónico. véase fotos de diaclasas plumosas en el Museo Virtual Arrastres:

En conjunto del rompimiento las rocas cercanas del plano de movimiento pueden deformarse plásticamente.

Rocas

cataclasticas:

Brecha de falla: Relleno de una zona de falla con clastos angulosos a causa véase: reconocimiento de fallas de fuerzas destructivas durante el movimiento. Foto en: Museo Virtual Milonita:

Si las fuerzas del movimiento son muy altas las rocas en la zona de falla se véase: reconocimiento de fallas deforman plásticamente o tal vez entran en una fusión parcial para formar una nueva roca sólida 21

(metamórfica) llamada milonita (foto). más información véase "reconocimiento de fallas" Comparación Diaclasa-Falla Indicadores directos / Indicadores indirectos Diaclasa

Falla

sin desplazamiento detectable no hay

con desplazamiento Estrías con diaclasas plumosas de cizallamiento Brecha de falla / Milonita / cataclasita Arrastres tal vez con relleno menos frecuente más extenso (tal vez tiene continuación) superficie más lisa Zona de falla es blanda Diferencia de la vegetación Junto con la dirección de una quebrada o un valle produce líneas de afluentes

no hay no hay no hay tal vez con relleno más frecuente más pequeño ( se pierde ) superficie medio irregular véase: Museo virtual (fallas) 3. Esquistosidad

En condiciones extremas, por ejemplo durante el metamorfismo las rocas se rompen en tablas. Este fracturamiento se repite en una frecuencia entre 0,5 hasta 3 centímetros. Las rocas se llama esquistos,  pizarras o filitas.  Durante este proceso generalmente ocurre una orientación de varios minerales, especialmente de las micas.

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Introducción: Qué es una lineación

Lineaciones son líneas matemáticas (vectores) que marcan a dos direcciones. Lineaciones se conoce en la geología como resultado de intersección dos planos geológicos, eje de pliegue, dirección del flujo, entre otros. En la practica es muy importante reconocer las lineaciones. Algunas veces se puede tomar los datos tectónicos una lineación directamente con la brújula, o por el conocimiento de dos planos se puede calcular la orientación con ayuda de la red de Schmidt. 1. Introducción:

Proyecciones estereográficas transfieren un objeto de tres dimensiones a una superficie de dos dimensiones (papel). Durante este proceso matemático se pierde informaciones. Generalmente se conocen proyecciones cuales traspasan los ángulos correctos pero las distancias salen falso o distorsionado o proyecciones con las distancias correctas pero con los ángulos incorrectos. Además existe un gran numero de proyecciones entre los dos extremos. Pero nunca ambos parámetros salen sin distorsión. El uso más común de proyecciones es por supuesto la topografía y la cartografía. Una carta es una proyección de la tierra redonda a un plano. Los cartógrafos se enfrentan con los mismos problemas ya mencionados: La carta aparece distorsionado por sus ángulos o por sus distancias - o se buscan proyecciones "intermedias" que cometen ambos errores pero en una forma disminuida.. En la geología, especialmente en la geología estructural y en la cristalografía, se necesitan un método para visualizar la orientación de los planos geológicos en diagramas. El problema principal es, que los planos cubren los tres dimensiones (orientación de un plano) y un papel tiene solamente dos dimensiones. Entonces se usan los proyecciones para reducir un objeto tridimensional a un grafico (diagrama) de dos dimensiones.

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2. Tipos de proyecciones: Equiangular : Ángulos correctos, distancias falsas = Red de WULFF

Se usan este proyección en la cristalografía para definir los ángulos en un cristal. Equidistancial: Distancias correctas, ángulos falsos= Red de SCHMIDT

Esta proyección sirve para la geología estructural porque se puede trabajar estadísticamente.

3. Idea de una proyección:

Para proyectar un plano geológico de tres dimensiones a un papel (de dos dimensiones) se usan la línea normal del plano. La línea normal de un plano es la línea (imaginaria) perpendicular del plano. Cada plano entonces tiene su línea normal. Para cada línea normal solamente existe un plano correspondiente. La línea normal funciona como definición de un plano.

24

Se usa el hemisferio abajo o sur para ejecutar la proyección. La línea normal del plano de interés cruza el punto central para choquear con el hemisferio y se proyecta hacia arriba a la superficie abierta del hemisferio. Este punto se llama polo (π).

Entonces toda la información de un plano geológico a respecto de su orientación está adentro de un punto en la red de SCHMIDT. Cada punto define exactamente la orientación de un plano

Para describir una lineación se usa la "dirección de inclinación" que en este caso se llama trend  y el manteo (buzamiento) - que se llama en lineaciones plunge. Para no equivocarse entre plano-lineación sería recomendable poner un "L" adelante (o atrás) L=254/52 o 254/52L(estría) véase: la medición de lineaciones  Algunas veces es posible (y muy recomendable) medir lineaciones directamente en terreno. El principio es igual como medir un plano, con la diferencia que una lineación siempre tiene un trend (= una dirección de inclinación) y un plunge (= manteo). El trend / la dirección de la inclinación puede ser entre 0-360º en el sistema azimutal. El plunge / manteo puede ser un número entre 0-90º. El concepto del "circulo completo" entonces se puede aplicar en planos y lineaciones. Solo es muy 25

recomendable marcar los datos de lineaciones con un "L" (ejemplo: 15/65L; o L15/65) para tener claro que el valor representa una lineación. También hay que tomar el valor del plano donde se ubica la lineación encima. Por ejemplo (1):

Como

se

mide Freiberger una

con

la brújula lineación?

>>El borde largo de la brújula mide la lineación: La placa para medir (y la brújula) se ubica paralelo como la lineación; el "cuerpo" de la brújula por supuesto tiene una orientación horizontal. La lectura se toma igual de un plano: sector rojo=aguja roja; sector negro=aguja negra. dir/mt L: la dirección de inclinación / el manteo y un "L" de lineación. Normalmente se mide también el plano donde se ubica la lineación. >manual Freiberger < >planos con freiberger < Con la brújula tipo Brunton, del concepto "americano" es un poco más difícil, por que ahora necesitamos la lectura de un completo circulo ( lineaciones marcan hacia una dirección hacia abajo- la otra dirección hacia arriba no se usan): La solución es el uso de N.... y de S..... como punto de inicio. (con planos era suficiente usar N...., porque el rumbo es bidireccional) El ejemplo (1) - veáse arriba - sería:

Estrías: S37W; 34SW (Lineación) del plano N58E; 74SE Lineación

con

Brunton:

1. Estimación de la dirección de la lineación (trend) Sí está más cerca del Sur, la primera letra= S Sí está más cerca del norte, la primera letra=N 2. medición con la brújula la dirección: se toma la diferencia hacia S o respectivamente hacia al N: S....E para lineaciones de direcciones entre S y este S....W para lineaciones de direcciones entre S y oeste(w) N...E para lineaciones de direcciones entre N y este N....W para lineaciones de direcciones entre N y oeste. 26

3. Después se toma el manteo o plunge con el clinómetro Ejemplo: Una lineación que se baja hacia NNW con 15º(manteo): Una aguja marca 330º la otra 150º; 330º es más cerca del NNW entonces se usa este aguja: N30W . El punto central es "norte" por eso se toma la diferencia entre norte (360º) hacia 330º. Después se mide el manteo con el clinómetro "15": N30W;15... falta la dirección en letras: NW N30W;15NW

En realidad es mucho más fácil tomar el valor azimutal usando la notación "circulo completo" y trabajar con el valor azimutal: 330/15L. Este notación funciona también bastante bien con el "brunton azimut

Tipos de lineaciones, ejemplos:

Estrías: Estrías son marcas del movimiento tectónico. La

dirección de la estría coincide con la dirección del movimiento. Estrías se mide normalmente directamente con la brújula. véase: Estría para reconocer una falla Museo Virtual: estrías Eje de un pliegue:   En pliegues con eje horizontal, el eje se

ubica perpendicular a la dirección de inclinación. El eje sirve bastante para describir un pliegue con solamente dos números. En pliegues pequeños se puede medir directamente (con apoyo de un lápiz) el eje. En pliegues más grandes se usa la red de Schmidt. más de pliegues con eje inclinado >> Intersecciones de planos : Sí, dos planos se interceptan forman una línea de intersección: Es decir una lineación. Normalmente es difícil medir la intersección directamente en terreno. Lo mejor es una  proyección de ambos planos en la red de Schmidt. Intersecciones entre planos iguales (falla/falla) se llama ejebeta. Intersecciones entre diferentes foliaciones (estratificación 27

/esquistosidad)  se llama ejes-delta. Los ejes-delta de intersecciones entre estratos y esquistosidad marcan generalmente el eje del pliegue. También la orientación de minerales forma una lineación. Eso se puede observar durante la sedimentación en el ambiente fluvial (orientación sedimentaria) o a causa de una deformación tectónica de la roca.

Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este movimiento se llama desplazamiento. Origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su origen principalmente en el movimiento de los continentes. 1. Indicadores directos de fallas:

Generalmente se puede diferenciar entre indicadores directos u indirectos de fallas. Los indicadores directos manifiestan una falla cien por cientos, es decir sin dudas algunas. Estos tipos de indicadores se puede observar directamente en terreno analizando la foliación en cuestión. Los indicadores indirectos definen una falla con una cierta cantidad de incertidumbres y dudas.

1.1 Desplazamiento:

El desplazamiento de una unidad geológica o una otra estructura geológica indica la actividad tectónica. Desplazamientos tectónicos en el terreno marcan siempre una falla. Problemas: Se confunde con la estratificación normal, si las capas tienen una inclinación o se equivoca con accidentes morfológicos.

28

1.2 Estrías

Líneas finas arriba de un plano de falla. Estas líneas indican además la orientación del desplazamiento y posiblemente el sentido. (véase foto) Se encuentra en casi todos los lugares y el reconocimiento es fácil. Problemas: Estrías solo marcan el ultimo movimiento cual  posiblemente no coincide con el movimiento general. Para sentir con el dedo el sentido del movimiento cuesta y se puede equivocarse.

Estrías en el Museo Virtual 1.3 Diaclasas cizalle

plumosas

de

Durante un movimiento tectónico se puede abrirse pequeñas fracturas, cuales se rellenan con calcita, yeso o cuarzo. (véase foto) La forma es siempre como un "S" y en dimensiones entre milímetros hasta metros. Problemas: No tan frecuente en la naturaleza.

1.4 Arrastres

Cerca de una falla las rocas pueden deformarse plásticamente. Se puede observar un leve monoclinal hacia el plano de la falla. Los dimensiones: entre centímetros y metros. Normalmente fallas grandes muestran este fenómeno. 29

Problemas: Equivocación con estructuras sedimentarias  posible como derrumbes por ejemplo. 1.5 Brechas falla (Kataclasita)

de

Por la energía del movimiento algunas veces las rocas en la zona de falla se rompen y se quiebran, para formar una brecha tectónica o brecha de falla. Brechas de fallas normalmente muestran una dureza menor como las rocas no afectadas. Por eso morfológicamente una brecha de falla se ve como depresión. Problemas: Se puede confundir brechas de falla con otros tipos de brechas (brecha volcánica, brecha sedimentaria). 1.6 Milonita

La milonita es una roca metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas. Los minerales (cuarzo) se ve elongado hacia la dirección principal del movimiento. Milonitas son generalmente dura y bien resistente contra la meteorización. Problemas: Macroscópicamente es bastante difícil reconocer una milonita, solo con sección transparente se llega a resultados confiables. [Foto

Milonita (Museo Virtual)] Existen varios tipos de fallas: Descripción de un pliegue (Tipos de pliegues)

Para describir un pliegue se puede usar varios parámetros. Depende de la cantidad de la información y de las necesidades de información: 30

a) Angulo interflanco b) orientación del plano axial c) simetría al respeto del plano axial d) Comportamiento del eje del pliegue e) Espejo del pliegue a) Uso del ángulo interflanco:

pliegue pliegue pliegue pliegue pliegue

isoclinal apretado cerrado abierto suave

Museo (pliegues)

b,c) simetría y orientación del plano axial

Tipos de pliegues (en perfil)

31

virtual

d) Eje del pliegue

1. Pliegue con eje horizontal:

Existe un plano de simetría en el centro del pliegue y los dos flancos se inclinan casi en el mismo ángulo

Existe un flanco suave (de un manteo menor) y un flanco con un manteo mayor.

Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un flanco invertido los estratos más jóvenes se ubican abajo.

Pliegue acostado: Plano axial con orientación horizontal

Pliegues con planos axiales casi paralelos (véase ángulo ínterflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar en 32 rocas metamórficas con dimensiones de centímetros.

En un pliegue con eje horizontal muestran todos los flancos el mismo rumbo. Los dos flancos solamente tienen una dirección de inclinación opuesta. 2. Pliegues con eje inclinado muestran diferentes direcciones de inclinación, diferentes rumbos y diferentes manteos. Se habla de un rumbo circular por que los trazados de posibles rumbos encima del pliegue forman un semi-circulo. Pliegues con eje inclinado son realmente difícil para entender en terreno, más encima sí se trata de mega-estructuras de varios kilómetros de ancho. Una herramienta muy útil para entender y describir estas estructuras es la proyección estereográfica - la red de Schmidt.

e) Espejo del pliegue

La línea que junta todos las charnelas de los sinclinales (o anticlinales) se llama espejo del pliegue. El espejo marca entonces una tendencia más global del plegamiento. En la imagen se nota que el espejo marca una cierta inclinación 33

hacía la derecha. Significa en el sector de la izquierda afloran los estratos generalmente más antiguos.

Red de Schmidt Intersección de dos planos

(Falsilla

de

Schmidt)

Dos planos (no paralelos) se interceptan. La intersección es una lineación - una línea. Un ejemplo serían los paredes de una sala. La intersección de dos paredes será el rincón. Este rincón se puede describir como una línea vertical y es el resultado de las dos paredes. En la geología en algunos casos la intersección de dos planos marca una línea de alta importancia. Por ejemplo la situación típica en los yacimientos históricos en la Región Atacama (Chile) - la intersección de dos vetas en el sector  Chañarcillo o Tres Puntas eran los sectores más ricos en plata se llamaba "cruceros". Hasta hoy día este fenómeno es visible en muchos yacimientos actuales. Identificación de la intersección: Los dos planos ya están en la proyección (ejemplo f1 y f2) como polo (x) y como circulo máximo (figura 3). Lógicamente, donde se cruzan los círculos máximos se "ubica" la intersección. No hay que olvidar que la palabra "ubicación" se refiere a una orientación en un espacio tres dimensional.

34

Figura 1: Dos planos se interceptan y forman una lineación. Lineaciones tienen igual que planos una dirección de inclinación y un manteo solamente se llama trend (corresponde a la dirección) y plunge (corresponde al manteo).

Figura 2: Los dos planos y la lineación se puede proyectar a la red de Schmidt.

Como la Red de Schmidt originalmente tenía el objetivo de calcular lineaciones todo el procedimiento de llegar a un número es muy fácil: 1. Lineaciones se ubican como se piensa. Una lineación inclinándose hacía al sur

sería un punto en el sector sur de la proyección. Una lineación vertical sería un punto en el centro. Entonces en el ejemplo (dibujo 1) f1 y f2 se interceptan en el sector ENE con un manteo bien vertical (muy cerca del centro). 35

Para llegar a los valores precisos hay que hacer siguiente maniobra:

Figura 3: Situación inicial. f1 y f2 se interceptan en el sector ENE en poca distancia del centro - significa un manteo alto. Se puede estimar entonces un valor de 80/70 

1. Moviendo la transparencia hasta que la intersección se queda encima del eje "Norte Centro" 2. La "dirección de inclinación" (correcto es la palabra "trend" - porque es una lineación) se toma en la distancia entre Norte(copia proyección) hacía N(transparencia) en el sentido contrarreloj! 2. 3. El "manteo" (correcto es la palabra "plunge" - porque es una lineación) corresponde a la distancia entre Norte y intersección (Ejemplo: la flecha azul "mt")

36

Figura 4: Se giró la transparencia hasta que se quedó la intersección justamente encima el eje Norte - centro. La dirección de la inclinación de la lineación corresponde a la distancia N(pauta arriba) hasta N transparencia - tomada siempre contrarreloj. Programas computacionales:

La toma de lineaciones en los programas computacionales es mucho más fácil: Simplemente se hace "clic" encima de la intersección - o el programa automáticamente muestra el valor sí el mouse está encima del punto. Pero cuidado: hay que verificar los datos. Probablemente el programa muestra los datos de un supuesto plano y no de una lineación. Por eso siempre hay que estimar el valor. Como ya mencionado lineaciones tienen una ubicación en la proyección "como se piensa" entonces es fácil realizar una estimación rápida (véase> Fallas tectónicas se puede clasificar por su orientación y simetría. La gran mayoría de las fallas son vertical o casi ("sub") vertical. Es decir tienen manteos entre 90° y 45°. El desplazamiento puede ser vertical, horizontal o oblicuo. Normalmente se trata de desplazamientos verticales o horizontales. 1. Fallas con desplazamiento vertical:

Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas inversas. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas un producto de fuerzas de compresión. 37

>>

imagen

mejorada

Idea

para diferenciar entre falla normal e inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se puede definir un sondaje vertical sin encontrar un piso (o techo)  de referencia. Una falla una inversa produce "duplicación": Se puede definir un sondaje vertical para encontrar el mismo piso (o techo) de referencia dos veces. Antitética-Homotetica

En conjunto con falla normal - falla inversa se puede usar "antitetica" y "homotetica". La palabra antitetica  indica que la falla y los estratos se inclinan hacia los direcciones opuestos. Homotetica significa, que los estratos y la falla tienen la misma dirección de inclinación.

2. Fallas con horizontal:

desplazamiento

Existen principalmente dos tipos de fallas con un desplazamiento horizontal: Fallas con un sentido del movimiento sinistral (contra reloj) y fallas con un sentido del 38

desplazamiento destral (sentido del reloj).

Estratigrafía: Generalidades:

Nils Stensen formuló en el siglo XVII la primera ley geológica: Los estratos inferiores son generalmente más antiguo que los estratos arriba . Hoy día

solo hay que agregar "en posición tectónica normal" - significa hay que excluir los casos extremos donde tectónicamente se produzco una inversión del orden normal. Un poco más tarde William Smith formuló la segunda ley geológica: Cada estrato tiene su contenido característico en fósiles . Smith descubrió que algunos fósiles tienen una característica y se repiten en varias zonas pero siempre en la misma época - entonces fósiles guías. Hoy día solamente hay que relativar el "cada" (cada estrato tiene....) y cambiarlo en "algunos": Algunos estratos tienen un contenido característico en fósiles.  Actualmente los dos "leyes" forman base de la estratigrafía - especial en las definiciones de unarelación vertical o una relación horizontal en distintos lugares o fazies. (véase>>) Propiedades generales de estratos:

39

La distancia entre el piso de una capa (piso= límite inferior) y techo (límite superior) se llama espesor real. Sí la capa está cortada aparece un espesor aparente. El espesor aparente es siempre igual o mayor del espesor real.. Para secciones perpendiculares a la dirección de inclinación vale: sen(manteo) = Espesor real / Espesor aparente. En terreno normalmente el espesor aparente y el manteo (brújula) están conocidos. Entonces para calcular el espesor real vale: Espesor real = sen(manteo) * Espesor aparente.

Inclinación de estratos:

Por  fuerzas tectónicas los estratos en algunos sectores muestran una inclinación. Las fuerzas tectónicas además producen fallas, pliegues y deformaciones

Discordancias o disconformidades

Disconformidades o discordancias se forman por el conjunto de sedimentación fuerzas tectónicas - erosión. Estratos normalmente representan desde abajo hacia arriba una cronología temporal. Es decir los estratos abajo son más antigua como los estratos superiores. Sí en una época no hay sedimentación o faltan estratos de esta época. Después de este tiempo nuevamente empezará la sedimentación y cubre los estratos viejos con depósitos horizontales. Al final se encuentra un perfil de capas que presenta una ausencia temporal (Figura: 1,2 estratos antiguas; 1417 estratos más jóvenes; los estratos de las épocas 3-13 faltan). Discordancia angular 

Sí, durante la ausencia de la sedimentación existe una actividad tectónica los estratos viejos (1-6) se inclinan o representan fuertes deformaciones. Los estratos  jóvenes (14-17) todavía no existen y por eso no muestran este deformaciones 40

tectónicas. En siguiente se depositan los estratos modernas (14-17) en una forma horizontal.

Transgresión: Ingreso del mar hacia al continente . Sí un sector se hunde

tectónicamente (son movimientos lentos!), el mar puede ingresar hacia el continente. Significa un perfil geológico muestra una disconformidad y los estratos más jóvenes de una faciés marina se ubican más adentro del continente Regresión: Es el retiro del océano desde el continente . Puede ser el sector

continental muestra un alzamiento tectónico (o una disminución global del nivel oceánico) y el agua tiene que retirarse de sectores continentales. En un perfil geológico se nota un cambio desde una facies marina - abajo a una facies terrestre arriba. El sector de transición es marcado por una facies litoral con marcas sedimentaras típicas y una facies típica litoral. Generalmente la transición no se manifiesta en un estrato, es generalmente un conjunto de estratos que abajo tiene una predominancia marina (calizas) y siguen hacia arriba intercalaciones de estratos terrestres (conglomerados), más hacía arriba se encuentra una fuerte predominancia de estratos terrestres con intercalaciones de capas marinas. Al fin del proceso afloran exclusivamente estratos terrestres. Horst y Graben Graben: El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en

un ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km. 41

Un Horst o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es

decir el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral. Morfológicamente un graben puede aparecer como valle o como cerro, un horst puede formar morfológicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas).

El ejemplo del desarrollo de un graben tectónico muestra el conjunto a la formación de una quebrada. Pero también existen fosas tectónicas que forman finalmente un cerro. 42

Las palabras "horst" y "graben" provienen del alemán. Horst significa algo como "sector elevado", "Graben" como zanja, trinchera o fosa. Falla de transformación

Fallas de transformación son fallas de rumbo especiales. Este tipo de fallas se puede encontrar en el fondo marino, segmentando la placa oceánica. La génesis de placa oceánica en el lomo central oceánico no ocurre con la misma velocidad en todos sectores. Significa un segmento tiene una velocidad alta un otro segmento una velocidad más baja. Los dos segmentos muestran entonces una desplazamiento entre sí. Al otro lado del lomo central los segmentos se mueven hacia el otro continente. La misma falla de transformación puede ser una falla sinistral en un sector y en el otro sector una falla destral. Normalmente, en la geología tradicional, las fallas de rumbo no pueden cambiar su sentido dextral o sinistral a lo largo de su apariencia. Las fallas de transformación son un buen ejemplo en que forma la teoría de la deriva continental cambió algunos principios geológicos básicos. Para imaginarse la situación de una falla de transformación se puede pensar en dos vehículos que se mueven a la misma dirección, pero uno más rápido, entonces adelantando el otro. Sí el más rápido adelanta a la pista izquierda (como establece la norma del transito) entre los dos autos se puede detectar un desplazamiento dextral.

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Sistemas del RIEDEL 1. Teoría

El modelo de RIEDEL (1929) explica la deformación adentro de una zona que sufre las fuerzas que corresponden a una falla del rumbo. RIEDEL originalmente solo se refiere a una escala de decímetros. Pero más tarde su modelo fue adoptado a escalas de kilómetros. En la Región Atacama (Chile) se puede aplicar el modelo - la distancia entre las fallas principales es alrededor de 140 kilómetros.

Sistema de Riedel (según RIEDEL, 1929) son un conjunto de varias estructuras tectónicas a causa de dos fallas de rumbo (fallas principales): 1. Fallas conjugadas (destral o sinistral: las fallas que corren entre los dos sistemas principales. 2. Estructuras de compresión: Cabalgamientos, fallas inversas, horst 3. Estructuras de expansión: Diques, vetas, fallas normales, graben Descripción de un pliegue (Tipos de pliegues)

Para describir un pliegue se puede usar varios parámetros. Depende de la cantidad de la información y de las necesidades de información: a) Angulo interflanco b) orientación del plano axial c) simetría al respeto del plano axial d) Comportamiento del eje del pliegue e) Espejo del pliegue a) Uso del ángulo interflanco:

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pliegue isoclinal pliegue apretado pliegue cerrado pliegue abierto pliegue suave

b,c) simetría y orientación del plano axial

Existe un plano de simetría en el centro del pliegue y los dos flancos se inclinan casi en el mismo ángulo

Existe un flanco suave (de un manteo menor) y un flanco con un manteo mayor.

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Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un flanco invertido los estratos más jóvenes se ubican abajo.

Pliegue acostado: Plano axial con orientación horizontal

Pliegues con planos axiales casi paralelos (véase ángulo ínterflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar en rocas metamórficas con dimensiones de centímetros.

Tipos de pliegues (en perfil)

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.

d) Eje del pliegue

1. Pliegue con eje horizontal: En un pliegue con eje horizontal muestran todos los flancos el mismo rumbo. Los dos flancos solamente tienen una dirección de inclinación opuesta. 2. Pliegues con eje inclinado muestran diferentes direcciones de inclinación, diferentes rumbos y diferentes manteos. Se habla de un rumbo circular por que los trazados de posibles rumbos encima del pliegue forman un semi-circulo. Pliegues con eje inclinado son realmente difícil para entender en terreno, más encima sí se trata de mega-estructuras de varios kilómetros de ancho. Una herramienta muy útil para entender y describir estas estructuras es la proyección estereográfica - la red de Schmidt.

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e) Espejo del pliegue

La línea que junta todos las charnelas de los sinclinales (o anticlinales) se llama espejo del pliegue. El espejo marca entonces una tendencia más global del plegamiento. En la imagen se nota que el espejo marca una cierta inclinación hacía la derecha. Significa en el sector de la izquierda afloran los estratos generalmente más antiguos.

1. Falla como sector de menor resistencia:

Las fallas muchas veces no afloran a la superficie porque la zona de falla es más blanda en comparación de las rocas alrededores. La erosión entones afecta los sectores de la falla más que las otras partes de la zona. La zona de falla paulatinamente se transforma a un valle o una quebrada. No tarda mucho y los procesos sedimentarios acumulan un relleno de rocas sueltas (como arena y gravas) cuales cubren el fondo del valle. La falla se queda "invisible" pero coincide con el trayecto del afluente. Especialmente las "megafallas" fallas de gran extensión y movimiento muestran este comportamiento.

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2. Desarrollo de un graben tectónico

Un graben tectónico (fosa tectónica) tiene su origen a fuerzas extensionales, cuales producen dos fallas paralelas con un sector central, que se hunde tectónicamente. No siempre en la naturaleza se encuentra este desplazamiento reflejándose en la morfología, porque la erosión rápidamente destruye estas diferencia de niveles: Significa la erosión afecta mas fuerte los flancos elevados y 49

la fosa se rellenará rápidamente con depósitos aluviales. En estructuras de horst y graben es la regla morfológica común válido: La roca más resistente forma zonas elevadas, la roca menos resistente forma sectores morfológicamente bajas. Cabalgamientos  son grandes planos de falles horizontales cuales muestran un

movimiento horizontal. Generalmente no es tan fácil para detectar esos tipos de estructuras grandes. Común son cabalgamientos en las regiones donde se conocen altas fuerzas compresivas (por ejemplo durante el choque de dos continentes). Estos movimientos (desplazamientos) pueden alcanzar algunos varios kilómetros.

Características de un cabalgamiento (manto tectónico):

Rocas que se formaron en el lugar mismo se llama: Autóctono (por la palabra "auto" que significa "por sí mismo") Rocas que se formaron en otros sectores, y por fuerzas tectónicas se desplazaron se llama Aloctono. El aloctono también se puede llamar manto tectónico (nunca solamente manto!). Restos solitos del manto se llama escama o klippe. Sectores donde falta el manto se llama ventana o fenster.

Detección de un manto tectónico:

50

a) Zona de milonita y metamorfismo cerca de una falla horizontal b) Zona de falla horizontal con estructura imbricada. c) Aloctono como rocas más antiguos se ubica arriba de una roca más joven. d) Facies del aloctono completamente diferente como del autoctono e) El aloctono muestra un mayor grado de metamorfismo y un diferente dominio tectónico. f) Sí hay saltos o irregularidades en los facies metamórficas.

3. Facies metamórficas

Las facies metamórficas se entiende mejor en los diagramas de temperatura y presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la naturaleza.

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enominación de diques: a) Nombre intrusivo según STRECKEISEN (>)

b) Sí existe una textura especial como textura porfídica, microcristalina: microNOMBRE porfídico Ejemplo: Un dique con textura porfídica y matriz microcristalina, con un contenido de minerales principalmente de Plagioclasa: Microdiorito porfídico

(Observación: Esta roca parece sin duda a una Andesita, pero el conocido ambiente de formación (intrusiva!) solo permite el uso de un nombre intrusivo.

c ) Nombres especiales -por minerales: Dique de epidota-cuarzo por ejemplo. (>Epidota en módulo minerales) - Aplita

Dique blanco con cristales pequeños  A diques claros de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a plutonitas distintas del triángulo doble de Streckeisen se 52

llama aplitas, por ej. aplita de granito, de granodiorita o sienita. Generalmente las aplitas son rocas leucocráticas (M<5). Pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-

1m) de minerales y elementos químicos muy escasos (véase). -Lamprofiros:

Otro grupo de diques forman los lamprófidos, los cuales con respecto a su textura no son equivalentes simples de plutonitas o vulcanitas comunes. Por esto se establecieron una clasificación distinta para estos diques. - Pebble Dykes

← 2 1 →

Situación simple: El dique tiene que ser más joven que la roca:

La falla afecta con desplazamiento al dique: por eso la falla es más moderno que el dique.

← 4 3 →

La falla no afecta el dique (no hay desplazamiento) Conclusión: El dique es más moderno.

La lutita tiene que ser más antigua que falla y dique. El dique más moderno que la falla. El dique no entra a la caliza: La caliza es más moderno que el dique.

53

5

→

La lutita tiene que ser la roca más antigua. La falla B desplaza falla A y desplaza las calizas: La falla B tiene que ser más joven que falla A y que las calizas. El dique tiene que ser más moderno que falla A y más antigua como las calizas. En conclusión (de antigua hacia el moderno): LutitaFalla A- Dique - Caliza - falla B (el elemento más moderno). Pebble Dykes son estructuras de formación postmagmáticas - generalmente en un ambiente hidrotermal (véase Depósitos Minerales). En cuerpos tabulares de 0,5 hasta 3 m de ancho se encuentra clastos angulares hasta subangulares del mismo tipo (monomicto) pero de diferentes tamaños. La matriz es oscuro o mineralizado. 7.1 Introducción

Estructuras tectónicas especialmente fallas, diaclasas y diques marcan edades (relativos) de su origen. El principio es muy simple: > 1. Cada estructura tectónica es más joven que la roca de caja.  Es decir: las fallas, diaclasas, vetas, y diques en una roca siempre tienen una edad menor que la roca. > 2. Una estructura tectónica joven puede cortar una estructura antigua.  Es decir: la génesis de un elemento tectónico afecta a las estructuras tectónicas antiguas. Con este principio se puede desarrollar una cronología de las fases tectónicas de un sector. Con un levantamiento estructural y análisis de las intersecciones se puede definir el desarrollo tectónico por el tiempo. Este método por supuesto tiene sus limitaciones y sus errores, por ejemplo el comportamiento tectónico diferente entre dos materiales (rocas) distintas. 7.2 Precauciones y procedimiento

 Algunas interpretaciones de intersecciones de elementos tectónicos no llegan al resultado esperado a causa de algunos factores durante el emplazamiento del elemento tectónico. a) Formación de grietas de enfriamiento en el dique cuales muestran una dirección tectónicamente no existente. b) Fracturamiento refractada: En casos de inhomogenidades (por ejemplo roca del dique dura, roca de caja más blanda) las direcciones de las fracturas se cambian. 54

c) Desplazamiento aparente: vetillas y diaclasas muestran una continuación desplazada por razones genéticas. d) Ausente emplazamiento de diques por razones de dureza de roca Para eliminar mayores problemas se recolecta una cantidad alta de informaciones. Es decir se interpreta la mayor cantidad de intersecciones como posible. Sí hay contradicciones en los resultados hay que aplicar un "ranking" de la confianza. Significa algunos intersecciones no tienen el mismo valor que otros . Evaluación de intersecciones: El grupo uno y dos se constituye de alta

confianza. El grupo 4 se analiza con alta precaución.

Las estructuras de mayor confianza son relacionadas con fallas tectónicas con indicadores directas del desplazamiento como estrías. La correlación petrográfica y geoquímica muestra una confianza menor. Intersecciones entre diques, vetas, rellenos de diaclasas o solo diaclasas se encuentra en los grupos de baja confianza (Grupo 3 y 4). Expansión de la tierra

Una idea muy temprana para explicar los contornos parecidos de los continentes se manifestó en la teoría de la expansión. Idea principal era que la tierra se 55

expandió, la corteza continental se rompió y los océanos ocuparon el espacio entre los continentes. Problema: El enfriamiento del globo terrestre físicamente no permite una

expansión, en contrario una contracción será más probable. La teoría no puede explicar fuerzas compresionales en la corteza terrestre.

3. Contracción de la tierra: Muchos científicos hasta 1870 usaban este teoría para explicar la formación de fallas, pliegues y montañas. Hasta la presencia de grandes mantos tectónicos (cabalgamientos) alimentó este teoría. (véase trabajos geocientíficos históricos) La teoría de la contracción tomó en cuenta que los materiales en enfriamiento disminuyen su volumen. Pero para explicar las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre la magnitud no es suficiente. Además no era posible para explicar fuerzas expansivas de grandes dimensiones como grabenes. Hoy sabemos que la tierra está en contracción pero con un valor mucho menor como antes pensado, y no alcance las magnitudes para jugar un papel importante en la generación de fuerzas tectónicas.

56

4. Teoría de geosinclinales

La teoría de los geosinclinales existió entre 1873 hasta 1960. J. DANA, el fundador de esta teoría explico la formación de montañas por procesos largos y no como otros científicos de esta época con procesos catastróficos. La teoría de geosinclinales trató para explicar la formación de montañas en una forma por fuerzas verticales. En cuencas (geosinclinales) se acumularon grandes cantidades de sedimentos, las cuencas por el peso se hunden hasta una contra fuerza levanta todo el material acumulado a montañas (como un colchón de resortes expulsa un peso). Esta teoría funcionó bastante bien en las montañas que marcan una simetría hasta ambos lados. Las dificultades principales de esta teoría son:

 A) Muchas montañas no son simétricas ( por ejemplo los Andes) como postula la teoría. b) La parecida biofacies jurásica y cretácica de África, América de Sur,  Australia, la India y Antártica la teoría de geosinclinales explicó con conexiones

(“puentes”)

continentales.

Geográficamente

(y

geológicamente) es muy difícil explicar al fondo marino una elevación que conecta La India - África - América del sur, sin conectar Asia y  América de Norte. c) El fondo marino es geológicamente completamente diferente como un continente. Será muy difícil explicar como los geosinclinales se cambian de una cuenca marina a una parte de la corteza continental El conocimiento en por ejemplo en el año 1912 ya provocó una serie de 57

contradicciones - véase en el módulo "trabajos históricos de las geociencias". Hoy existe evidencia que los continentes se mueven horizontalmente, se sabe que el fondo marino es generalmente más joven como un continente, y que las regiones cerca del lomo central oceánico son más joven como los sectores más lejanos. La subducción hoy es un fenómeno conocido y explicable. Las investigaciones del fondo marino de los años sesenta llegaron a la conclusión que la teoría más favorable sería la deriva continental del año 1912. Entonces a partir de los años sesenta la mayoría de los científicos aceptó la nueva teoría.

1. Introducción

Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (ALFRED WEGENER), pero no fue aceptada en este 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. La teoría de deriva continental contiene varios puntos nuevos: 1. Los continentes no son estables, se mueven. 2. Existen dos tipos de corteza: corteza continental y corteza oceánica. 3. La fuerza para mover los continentes viene de flujos de convección y de la rotación de la tierra. 4. En los lomos (cordilleras) centrales oceánicas se forma corteza oceánica nueva. 58

5. En algunas partes del mundo las placas choquen entre sí y este proceso puede causar la formación de montañas. 6. La placa oceánica como corteza de mayor densidad algunas veces se hunde abajo de la placa continental (= subducción). 7. Algunas veces un continente se separa para formar dos continentes (ejemplo:  África y América del sur) 8. La configuración de los continentes era en  los tiempos pasados totalmente diferente: como un continente grande de Antártica-América de sur-Australia África-India ( = GONDWANA). 9. Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (no más antiguas como  jurásico). Las rocas más antiguas se encuentran en los continentes.

El movimiento de los continentes provocó, o esta provocando algunos cambios en la vista científica de algunos áreas: Los corrientes del mar y el clima global dependen de la configuración de los continentes. La evolución y el desarrollo de la vida dependen de la separación de los continentes. Los modelos geológicos de la geología estructural, de la formación de montañas, de la formación de depósitos minerales y de la sismología no funcionan con la deriva continental. Tipos de corteza:

Existen dos tipos de corteza: La corteza continental y la corteza oceánica. La corteza continental incluye los continentes y los sectores del mar de baja 59

profundidad. La corteza oceánica se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad.

1.1. Diferencia geoquímica entre placa continental y placa oceánica

Generalmente las diferencias geoquímicas entre corteza continental y corteza oceánica se manifiestan en los contenidos de SiO 2, Al2O3, FeO, MgO, CaO y K 2O. Tabla: Distribución de elementos químicos en la corteza continental y oceánica:

Elemento químico SiO2  Al2O3  Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O

Corteza continental (en %) 60,2  15,2 2,5 3,8 3,1 5,5 3,0 2,9 

Corteza oceánica (en %) 48,7 16,5

2,3 6,2 6,8 12,3

2,6 0,4

60

1.2 Otras diferencias entre las diferentes cortezas: Corteza continental Corteza oceánica Peso especifico Espesor  Altura Edad Rocas

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

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

1. Formación de rocas intrusivas (resumen):

a) Cristalización a dentro de una cámara de magma b) Cristalización muy lento (algunos millones de años) c) Ambiente de alta presión 2. Textura:

-Holocristalinas:  Solo existen minerales con estructura cristalina: No hay vidrio! -Cristales de tamaño mediano y grande (0,5 mm hasta 2 mm) Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Excepción: Granito porfídico. El granito porfídico es una roca intrusiva con una textura porfídica como normalmente se encuentra en las rocas volcánicas (Riolita, Andesita) - Hipidiomórfico: Cristales tienen una forma aproximadamente propia. - Minerales son distribuidos irregularmente, homogéneas. - Macizas sin intersticios Textura

fanerític

Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes. Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano pequeño o grueso. Compare con la textura afanitica en las rocas extrusivas>>

61

Textura

granular 

Los minerales principales son isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las rocas la fabrica es masiva, los minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no isométricos como las láminas de feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es típica para las plutonitas y también está desarrollada a menudo en las rocas subvolcánicas y en los diques. Textura equigranular xenomórfica

Textura muy común en una roca plutónica: Equigranular significa que los granos tienen el mismo tamaño.Xenomórfica significa, que los minerales (cristales) no muestran sus contornos propios. Este textura se encuentra entre otras en granitos. Textura

panalotriomórfica

o

xenomórfica

La textura xenomórfica es una textura granular. Los minerales principales son xenomórficos, se tocan entre sí con bordes sencillos, arqueados o de otra forma. Muchos gabros están caracterizados por una textura alotriomórfico granular. Textura

hipidiomórfica

La textura hipidiomórfica es una textura granular. Una parte de los minerales principales es idiomórfica, la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy común en losgranitos, las sienitas y las dioritas. (>>definición) Textura

panidiomórfica

o

idiomórfica

granular

respectivamente

La mayoría de los minerales principales es idiomórfica,  una proporción relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre los minerales idiomórficos. Cúmulo

El término 'cúmulo' se refiere a la acumulación de cristales precipitados de un magma sin habiendo sido modificado por una cristalización posterior, la acumulación se debe a la gravedad. 'Cúmulo' también es el adjetivo para la textura de un acumulado (Kumulat). Cúmulos están desarrollados especialmente en algunas plutonitas básicas y ultrabásicas, en las intrusiones estratificadas. Los 62

cristales cúmulos se forman a partir del magma y se acumulan en capas o estratos especiales llamados acumulados o en fragmentos de ellos. El material del intercúmulo (o es decir del espacio entre los cúmulos) cristalizado del magma restante se ubica entre los cristales cúmulos. En un acumulado el contenido en material del intercúmulo es menor a 5%. Después de la acumulación a los cristales cúmulos se pueden agregar más material proveniente del intercúmulo. Este material se denomina el adcumulado, por ejemplo compuesto de plagioclasas. Los heteracumulados se componen de los cristales cúmulos y de otros minerales cristalizados alrededor de los cristales cúmulos en manera poiquilítica. Texturagráfica

Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se observa las inclusiones de cuarzo alineados según un orden mas o menos regular en el feldespato alcalino de tal manera apareciendo como letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura 'granito gráfico'. La textura está desarrollada especialmente en algunas pegmatitas. Texturamicrográfica

Se refiere a los productos de la desvitrificación de intercrecimientos de cuarzo y feldespato alcalino en los granofíros y en las riolitas. La textura está característica para micropegmatitas, granofíros. Los términos gráfico y micrográfico se aplican también a los intercrecimientos de otros minerales por ejemplo entre cuarzo y plagioclasa

Texturamirmequítica

La textura mirmequítica se refiere al intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo desarrollado en granitos y gneises. La plagioclasa es de forma convexa con respecto al feldespato alcalino y alberga pétalos y palitos de cuarzo en alineación divergente y en otra. Los intercrecimientos parecidos entre otros minerales se puede llamar similar a la textura mirmequítica. 3.Denominación:

Según STRECKEISEN para rocas intrusivas "normales" con un contenido modal de cuarzo, Feldespatos alcalinos y Plagioclasa. Diagrama de piroxenos / olivino sí no hay (menor de 10%) Cuarzo+Feldespatos  Alcalinos+Plagioclasa 4. Las rocas intrusivas más importantes:

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4.1 Granito:

Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como minerales claras: Feldespatos alcalinos (microlina o ortóclasa), cuarzo y plagioclasa. El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento concoide. Los componentes máficos son biotita, muscovita, hornblenda. Augita es muy escaso. Cuarzo y los feldespatos muestra contornos xenómorfos,  las plagioclasas y los máficos son generalmente hipidiomórfico o idiomórfic o.

>>Diagrama Streckeisen 4.2 Granodiorita:

La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos  Alcalinos in comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también se aumentan las cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más 64

comunes son biotita, hornblenda, raramente augita.

>> Diagrama Streckeisen 4.3: Tonalita:

Roca generalmente de color blanco con predominancia en plagioclasa y cuarzo. No hay (menor de 5% Feldespatos alcalinos). Muchas veces la Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.

4.4 Diorita:

La diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como componente clara se encuentra casi solo plagioclasa (Contenidos de An 30-50). Cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y titanita.  Augita es más escasa. La textura eshipidiomórfica - granular, pero los grandes cantidades de plagioclasa (blanco-gris) esconden laequigranualidad. >>Diagrama Streckeisen

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4.5 Gabro

Roca melanocrática,  con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita (campo No. 10). La plagioclasa es la componente predominante, pero con contenidos de An entre 50-90.  Piroxenos son muy frecuente.

4.6. Monzonita  Roca con una cantidad parecida entre Plagioclasa y Feldespato

 Alcalino (Ortoclasa). Generalmente tiene poco o ningún cuarzo.

4.7 Sienita:

La sienita tiene una textura equigranular,  de grano mediano hasta grano grueso. Su color en general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y augita. >>Diagrama Streckeisen

Otros nombres:

Carbonatita:

Roca intrusiva de un magma de carbonatos. No muy frecuente. Felsita

La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas. Tal vez su origen no es tan claro - siempre 66

se mantiene la discusión de una formación o por lo menos de una impregnación post-magmática. Afloramiento:

En la región Atacama se conocen una gran cantidad de rocas intrusivas. En la mayoría afloran Dioritas, Granodioritas,  Monzonitas y Granitos. Ejemplo: Cerro de la Universidad de Atacama: Una roca especial: Granito orbicular entre Chañaral y Caldera. Definición "metamorfosis": Cambio de las rocas por la presión. (véase: temperatura / presión)

acción

de

temperatura

y/o

En el momento rocas sedimentarias, ígneas o metamórficas sufren temperaturas mayores de 200°C y/o presiones altas se transforman a rocas metamórficas: >cambio de la textura (véase: textura >cambio de los minerales

de

rocas

metamórficas)

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1. Introducción Rocas metamórficas son productos del metamorfismo o es decir de la transformación de una roca por recristalización y por cristalización de nuevos minerales estables bajo las condiciones metamórficas manteniendo el estado sólido. La transformación es causada por un aumento de la temperatura y/o por deformación (deformación puede producir calor de fricción). Meteorización y diagénesis o es decir la solidificación de una roca sedimentaria no pertenece al metamorfismo. Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. Casos especiales del metamorfismo con respecto a su posición son el metamorfismo por ondas de choque (catáclasis) causadas por el choque de grandes meteoritos con la superficie terrestre y el efecto calorífico de un corriente de lava a la roca encajante. Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos. El grado metamórfico 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 se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por 68