ROCAS INTRISUVAS GRANITO
http://www.geovirtual2.cl/MVgeo/052Falla05.htm
Un Granito es una roca plutónica con cuarzo, plagioclasa y feldespatos alcalinos como componentes claros. En general es una roca muy común, pero en la Región Atacama aflora solo en muy pocos lugares. << Granito Granito del pérmico del pérmico del del sector La sector La Semilla (Región Semilla (Región Atacama / Chile) en su forma fresca, natural.(Foto W. Griem, 1999) - en en grande –
Los minerales más comunes en un granito son cuarzo cuarzo,,plagioclasa y los feldespatos alcalinos.. alcalinos Los feldespatos alcalinos tienen un color rosado, las plagioclasas blanco y el cuarzo se ve medio gris hasta transparente. <
GRANODIORITA
Granodiorita: La granodiorita tiene una predominancia en cuarzo y plagioclasa, pero con un cierto contenido en feldespato alcalino. Los cristales son de igual tamaño (textura equigranular) equigranular ) con contornos xenomórficos xenomórficos.. En este muestra los cristales alcanzan un diámetro entre 2 a 3 mm. Muestra No. 1003 Foto grande
F.A. = Feldespato Alcalino P= Plagioclas Pl agioclasaa Qz.= Cuarzo Foto grande
TONALITA
Tonalita: La Tonalita es una roca intrusiva con un contenido alto en cuarzo yPlagioclasa. Feldespatos Alcalino (Ortoclasa) casi no aparece. La textura es equigranular - de grano medio (macrocristalino). 4.3: >>foto)) Tonalita: (>>foto
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.
DIORITA
La Diorita contiene como mineral claro casi solo plagioclasa y una cantidad variable de
máficos. La roca muestra un color de "blanco-negro". La Diorita es para l aIII. Región (Chile) una roca muy común, cual aflora en l aPrecordillera y en la cordillera de la costa. costa.
Diorita: Roca intrusiva La Diorita contiene principalmente Plagioclasa y minerales máficos.
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 es hipidiomórfica - granular, pero los grandes cantidades de plagioclasa (blanco-gris) esconden la equigranualidad. 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 los granitos granitos,, las sienitas y las dioritas dioritas.. (>>definición) GABRORoca
intrusiva con plagioclasa Augita y Olivino. El gabro generalmente es oscuro, de grano mediano hasta grande.
MONZONITA
Monzonita: Como componente clara solamente plagioclasa y feldespato alcalino. Cuarzo falta casi completamente. Véase su ubicación en el diagrama de Streckeisen (>) .
Muestra No. 1001
F.A. = Feldespato Alcalino P= Plagioclas Pl agioclasaa Foto grande
e
grand
TEXTURA PORFIRITICA
r
Textura porfídica de una Andesita: Se puede observar los losfenocristales de plagioclasa (mineral gris-blanco) flotando en una masa micro criptocristalina (afanítica afanítica)).
<
>> g
+ Fenocristales:
Los fenocristales muestran una leve orientación originado por un flujo magmático. Generalmente fenocristales son idiomorfo hastahipidiomorfo hastahipidiomorfo con un tamaño muy superior de la masa. Fotos: Andesita Andesita,,
en grande
sector Quebrada Paipote, Paipote, Región Atacama - Chile (W. Griem, 2002) - pulido
fenocristal: inglés: phenocryst alemán: Phänokristal, Einsprengling
Definiciones: Texture (ingles)
Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca. >>Mayor información
'Fabric' (ingles)
Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos. >>Mayor información
'Structure' (ingles)
Denomina fenómenos como pliegues, vetas, diaclasas, fenómenos de segregación etc. En los libros de la 'Geología Física` de STRAHLER (1992) y LEET & JUDSON (1968) textura se refiere a los términos ingleses 'Texture' y 'fabric'. Textura se deriva del latin textus = tejido. Entre la textura de una roca visible macroscópicamente, su posición geológica y el lugar de su formación existen a menudo relaciones muy estrechas.
'Texture'
Significa el modo de construcción de la roca y describe las relaciones entre las componentes constituyendo la roca. 'Texture' es determinado por la forma de los componentes minerales y por las relaciones geométricas de ellos. Los parámetros principales de 'texture' son 1. la forma del grano 2. la granulidad 3. la cristalinidad.
1. La forma del grano puede ser: - idiomorfa: forma propia, la idiomorfía se muestra a través de las formas rectas de los bordes de los granos, por ejemplo granates idiomorfos en una micacita con granate. - hipidiomorfa: forma entre forma propia y forma ajena por ejemplo las hipidiomorfas plagioclasas en los granitos. (>>rocas intrusivas) - xenomorfa: forma ajena por ejemplo los xenomorfos cuarzos en los granitos. (>> rocas intrusivas) Otros términos para describir la forma de un mineral son:
- isométrica: en todas las direcciones del espacio +/- regularmente extendido. - euhedral (los minerales presentan algunas señales de cristales), cúbico, prismático,
columnar, entallecido ( stengelig ), acicular (nadelig ), fibroso, tabular, hojoso, escamoso (schuppig). - angular, redondeado en varios grados, elipsoidal, globular se emplea para los granos detríticos de sedimentitas clásticas. (véase: rocas sedimentarias)
Para describir la forma de los bordes de los granos se emplea términos como: - rectilíneo, curvado, arqueado, interrumpido, de forma amíbica, dentado, serrado, deshilachado, dendrítico, esquelético.
2. La granulidad A base del tamaño de los cristales se subdividen las rocas y se distinguen:
2.1 La dimensión absoluta
Para las rocas cristalinas se emplea la clasificación siguiente según MATTHES (1987): Subdivisión . de grano grande de grano grueso de grano medio de grano pequeño de grano fino denso, afanítico Microcristalino
Diámetro del grano en mm > 33 33-10 10-3,3 3,3-1,0 1,0-0,3 0,33-0,1 0,1-0,033 0,033 - 0,001
Cantidad de granos por cm² <1 <1 1-10 10-10² 10²-10³ 10³-104 104-106 > 106
Una clasificación común de los sedimentos clásticos para las dimensiones de los granos es la siguiente según Wenthworth (izq.) y DIN respectivamente:
2.2 La distribución del tamaño relativo de los granos o las proporciones de los granos Se distingue una distribución de granos del mismo tamaño , por ejemplo - equigranular - en los granitos. Véase también >> una distribución de granos de todos los tamaños, por ejemplo en una grauvaca. una distribución irregular de tamaños de granos. Variación serial se llama a una variación linear de los granos de un valor máximo a un valor mínimo. Variación irregular y hiatal se llama a una variación no linear de los granos.
Textura porfídica Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos: Cristales grandes (idiomórficos) flotan en una masa microcristalino / criptocristalino.
¿Cómo se produce esta textura? ->más información Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura.
La textura porfidoblástica es típica para muchas metamorfitas. En el caso de las metamorfitas se ha favorecido el crecimiento de uno o de otro tipo de mineral respecto a los restantes bajo condiciones físicas o químicas del metamorfismo.
En la medición de los tamaños de granos de secciones transparentes y pulidos los cortes de los granos generalmente no corresponden al diámetro máximo de los granos. En el caso de relaciones geométricas simples (formas simples de granos) el tamaño verdadero puede calcularse, en el caso de las formas complejas de la mayoría de las magmatitas y metamorfitas solamente mediciones numerosas garantizarían un calculo exacto del tamaño verdadero de los granos. En la sección transparente puede determinarse los valores máximos y mínimos de cada tipo de mineral y estimar un promedio de los cortes de granos como tamaño aparente de grano supuesto que las formas de granos sean simples. Un tamaño medio puede deducirse por ejemplo de la cantidad de todos los granos que ocupan un área distinta, por ejemplo un área de 1cm².
3. La cristalinidad Se describe por el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado (3.1) y por el grado en lo cual la roca es cristalina (3.2).
3.1 Para el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado se describe por los tamaños de los cristales y se emplea los términos siguientes:
- macrocristalino, fanerocristalino, faneritíco: los cristales/granos son macroscópicamente macroscópicamente visibles. (>>véase rocas magmáticas: textura fanerítica) - microcristalino: los cristales/granos son visibles por medio de un microscopio. - criptocristalino: hay que llevar a cabo un análisis estructural por rayos X para verificar la cristalinidad de los componentes minerales. - afanítico: microcristalino y criptocristalino (tamaño de granos <0.001mm=1µm) (>>véase textura afanítica en rocas magmáticas) - amorfo: sin estructura cristalina.
3.2 El grado de cristalinidad
El grado de cristalinidad se describe por los términos siguientes:
- holocristalino: Todos los componentes que construyen la roca son cristales, por
ejemplo granito, diorita y otras rocas plutónicas. - hemi-, hipocristalino: La roca se constituye de componentes cristalinos y amorfos como riolita o dacita y otras rocas volcánicas. - hialino: Todos las componentes constituyendo la roca son amorfos, por ejemplo los vidrios volcánicos como la obsidiana. La obsidiana fresca es una roca negra translucida en las canteras más delgadas y con fractura concoidea. La obsidiana fresca contiene menor de 3 - 4% de peso en agua. La obsidiana con mayor de 3 - 4% de peso en agua se denomina 'Pechstein'. La obsidiana tiende cristalizarse o desvitrificarse y recibir agua durante los periodos geológicos. En general los vidrios rocosos son prácticamente desconocidos en edades anteriores a 225 Ma (anteriores del paleozoico y del precámbrico). Típica para la obsidiana envejecida es la estructura perlítica, que ocasiona la descomposición de la roca en bolitas y fragmentos de mm o cm de tamaño a causa de las grietas de contracción irregular. A partir de las grietas y de las burbujas diminutas (las bolitas) se inicia la desvitrificación. Primero se forman cristales microscopios de cuarzo, cristobalitas y feldespato y se puede observar un crecimiento ordenado de cristales en forma de fibras radiales (= esferulitas). La obsidiana desvitrificada se llama 'Pechstein', la obsidiana caracterizada por las esferulitas se llama perlita.
'Fabric'
se llama a la disposición espacial de los componentes construyendo la roca. Para describir 'fabric' se considera:
1. La orientación de los componentes. 2. La distribución de los componentes. 3. El grado de ocupación en el espacio. 1. La orientación de los componentes Se distingue orientación irregular , roca isotrópica, por ejemplo granito, diorita. Orientación de los componentes , roca anisotrópica, por ejemplo micacita, filita. La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre. Para delinear una orientación particularmente los componentes son apropiados cuya formación sea especialmente laminar, tabular, acicular, fibrosa, por ejemplo la mica que principalmente produce la estructura hojosa de la micacita . TEXTURA FLUIDAL
<< Flujo magmático (muestra de mano)
Muchas rocas extrusivas muestran una textura orientada, de acuerdo de un flujo magmático. Algunos minerales marcan una fuerte d
<< Textura fluidal amigdalítica: CENIZA ESTRATIFICADA Ceniza estratificada con pequeña falla tectónica: Diferentes capas finas de cenizas volcánica. Foto: Pre-cordillera cerca La Coipa.
COLUMNAS EN ROCAS VOLCANICAS
extrusivas genera columnas de seis caras. Normalmente se encuentra este fenómeno en basaltos. Las columnas tienen un diámetro entre 20 hasta 30 centímetros y están orientadas perpendicular a la paleosuperficie.
Foto: Columnas de enfriamiento en rocas volcánicas de la Formación Monardes en el sector "El Patón", Región Atacama, Chile. Foto W. Griem (2005; K4452)
En casi todos las publicaciones históricas llamaron atención las columnas del basalto. Credner (1891) muestra tres tipos de columnatas segmentadas a) segmentación perpendicular, b) segmentaciones cóncavos y convexos y c) bi-piramidal. Credner lo describe correctamente de estructuras de enfriamiento de rocas magmáticas por la disminución del volumen durante el proceso del enfriamiento. Además indica que existen diaclasas de enfriamiento irregulares en granitos, pórfidos y diabas. Las columnas regulares tienen según Credner cinco o seis caras con diámetros entre centímetros hasta 5, 6 y 7 metros. Foto/Scan - digitalmente renovado: (W.Griem, 2007); De: Hermann Credner (1891) - "Tipos de columnas en un basalto"; figura 125 página 338. Dimensión original de la figura: 9 cm x 4 cm.
Hartmann (1843) describe columnas de basaltos en una forma muy detallada. El menciona que la cantidad de caras varia entre tres y nueve - pero lo más común son cinco o seis. Él lo clasifica como "segregación columnar" (säulenförmige Absonderung
en alemán). Él lo entiende como estructuras que parten o interceptan las masas rocosas. ANDESITAS
La Andesita es una roca magmática muy común en los Andes. Según el Diagrama de STRECKEISEN contiene como componente clara básicamente plagioclasa. Andesita con textura porfídica (Quebrada Paipote; Región Atacama /
Chile). Principalmente se compone de Plagioclasas como fenocristales idiomórficos y hipidiomórficos hipidiomórficos..
Andesita con textura porfídica del sector Quebrada Paipote, Paipote , Región Atacama (Chile) Foto: K155; 2004 - W. Griem RIOLITA
La riolita es una roca volcánica con cuarzo, plagioclasa y Feldespato Alcalino como componentes principales. principales. Tal vez tiene textura porfídica(no porfídica(no siempre) con fenocristales de cuarzo, ortoclasa y plagioclasa.
Foto: Muestra del sector del sector Patón - La Pepa (Región Pepa (Región Atacama, Chile) W. Griem (2008); P5808
Traquita de Sanidina Traquita de Sanidina:
Roca extrusiva con componente principal de Feldespato Alcalino (especial sanidina), y un poco de plagioclasa. Normalmente leucocrático con textura porfídica. porfídica. leucocrático: con poca cantidad de minerales máficos (0-35%) > véase foto grande
Ignimbritas Ignimbritas del mioceno en la Quebrada Chañaral Alto (Atacama, Chile).
Ignimbritas son rocas extrusivas-piroclásticas. Normalmente muestran una matriz microcristalina con conminerales amorfos (vidrios). Además se encuentra trozos (piroclástos) de
otras rocas parcialmente fundidos ybombas / Lapilli de la misma erupción. Foto (W. Griem,1990)
Afloramiento de Ignimbrita: Cerro Bravo, Región Atacama ( Chile): Edad: Mioceno:
Los trozos muestran frecuentemente una influencia térmica de la lava. En la Región Atacama grandes partes de los sectores cordilleranos y pre-cordilleranos están cubiertos con rocas piroclásticas del terciario.
Rocas Piroclásticas Rocas piroclasticas:
Piroclastos angulosos de diferentes tipos flotan en una masa fina, con cristales cripto- o microcristalino. El color generalmente es blanco - rosado. La dureza es muy variable, la porosidad regular. Foto: Sector Qda. San Miguel, Región Atacama Pre-cordillera (Chile); Foto W. Griem (2005; K5168) foto en grande
ROCAS PIROCLASTICAS
Rocas piroclasticas: Roca piroclásica - de composición riolítica / traquitica. / traquitica. Se nota una cantidad enorme de feldespatos alcalinos como fenocristales fenocristales.. Además flotan piroclastos en la masa densa. Interesante es que en la muestra los piroclastos tal vez pertenecen al grupo de litoclastos xenoliticos - significa trozos de rocas arrastrados por un flujo magmático. Además la roca es compacta - con muy baja porosidad. Los piroclastos muestran contornos afectados por el calor (aureolas). Algunas partículas se ve orientado y forman una textura fluidal. El ambiente de formación se puede caracterizar como la base de un flujo piroclástico con características de un Lahar.
Foto: Pulido de una roca piroclástica; Sector Qda. San Miguel - Cueva Meléndez, Región
Atacama Pre-cordillera (Chile); Foto W. Griem (2006; K9931)
BRECHA HIDROTERMAL
Brechas hidrotermales se forman en un sistema hidrotermal inestable. Una disminución de presión puede provocar una evaporación instantánea. La roca se fractura por las fuerzas liberadas de este traspaso de un liquido a un vapor.
Foto: Brecha hidrotermal del sector Quebrada Carrizalillo, Región Atacama (Chile). Los clastos blancos, alterados muestran contornos angulares. Además se nota que los clastos cumplen el "criterio de puzle". Foto. W. Griem (2006; K9954): foto en grande
oto: Detalle de la muestra arriba. Se nota bien el fracturamiento con el criterio de puzzle y la ocupación del espacio entre los clastos por el precipitado del agua hidrotermal. Una vetilla más moderna intercepta todo los clastos y el cemento.
Pebble Dyke (Brecha hidrotermal):
Pebble dike o brecha hidrotermal que se formó en un ambiente post-magmático en conjunto de una disminución explosiva de la presión. Lugar: Quebrada Asientos / Cerro Bravo Alto foto en grande
El Ambiente Hidrotermal y los procesos hidrotermales Las
propiedades
del
agua
En el ambiente hidrotermal juega el agua (H 20) por supuesto un papel muy importante. Las propiedades químicas del agua son bien "extraño" en comparación de otros líquidos. a) El agua es bipolar: por su simetría tiene un lado positivo y un lado negativo. b) Agua tiene un rango amplio (entre 0° hasta 100°C ,bajo condiciones atmosféricas) de ser un liquido. c) El peso específico del agua se cambia con la temperatura. Agua de 4°C es el más pesado. arriba y abajo de 4°C es más liviano. d) Hielo es mucho más liviano que agua liquido: este fenómeno es muy raro, porque normalmente el liquido es más liviano que su sólido. Por eso los fondos del mar o lagos nunca se congelan - porque el hielo se va hacia arriba y flota en el agua. e) El punto de ebullición del agua depende de la presión: En ambientes de alta presión el punto de ebullición se aumenta. Eso significa que en ambientes geológicos con presión el agua puede tomar temperaturas mayores de 100°C f) Con una temperatura de 374°C llega el punto crítico: Arriba de este temperatura solo existe un líquido supercrítico, que tiene propiedades de un liquido y de un vapor. g) La curva entre líquido y sólido tiene un pendiente negativo: El aumento de la presión cambia el hielo a agua. (Ejemplo: Eso ayuda mucho en la patinaje sobre hielo. La presión de la cuchilla aumenta la presión, el hielo se cambia a agua abajo de la cuchilla y por eso se avanza casi sin fricción.)
h) Agua tiene una grande capacidad térmica. (Puede almacenar una gran cantidad de energía térmica). Menos de 3 metros de agua tiene la misma capacidad térmica que todo la atmósfera encima. Por eso el agua del mar mantiene su temperatura entre día y noche. i) Agua puede disolver iones y transportar a otros lugares. El vapor no tiene este capacidad.
Figura 1: Diagrama de presión / temperatura del agua -T
trayecto
normal:
(figura
derecha)>>
Sin "problemas" en el sistema hidrotermal el liquido se enfría gradualmente y pierde durante su camino hacia arriba su presión. Por eso no entra al campo de vapor. La carga iónica se precipita de acuerdo de la temperatura. Al final de queda agua teletermal. Ebullición
retrograda:
(figuras
abajo:):
Sí hay discontinuidades en la presión, es decir la presión se disminuye en una forma espontánea todo el liquido tiene que transferirse en un vapor. El diagrama p/Temp. del agua
muestra este fenómeno muy bien: La flecha roja marca el trayecto de la presión y de la temperatura. Donde la línea roja se baja verticalmente se bajo la presión y se paso al campo del vapor. Todo el agua se evapora en una forma instantánea, es decir en una explosión. Toda la carga iónica tiene que precipitarse - porque vapor es incapaz de tener iones en solución. Se forma una brecha hidrotermal con un cemento del precipitado del agua evaporada. (véase foto brecha hidrotermal)
Fig. 2: Trayecto del enfriamiento normal.
Fig. 3a) detalle de la figura 3.
Figura 3: enfriamiento con perdidas bruscas de la presión.
No se permite expresamente la republicación de cualquier material del sitio "Apuntes Depósitos Minerales" en otras páginas web sin autorización previa del autor. © Wolfgang Griem (2006)
STOCKWOR
Hartmann (1843) ya usa la palabra "stockwerk" - un conjunto de vetas y vetillas con intersecciones. Hartmann menciona que la veta "b" y "b´" son los más jóvenes. Entonces una perfecta interpretación cronológica. Hartmann describe perfectamente las propiedades cronológicas generales de diques/vetas: El dique cortado es siempre más antiguo, Además el define la intersección de vetas "cruceros". La línea que resulta por la intersección el nombró "línea de crucero". Actualmente:
Las descripciones de Hartmann (1843) en este caso son perfectas. El conocimiento de lacronología relativa hasta hoy es válida. El uso de la línea de intersección (lineación) entre dos elementos planares es interesante (y hasta hoy parte de la geología estructural). El relaciona su dibujo con la realidad en "Zinnwald" Erzgebirge (Alemania) Foto/scan - digitalmente renovado: (W.Griem, 2007); De: Hartmann, C. (1843) - Figura 13, página 44; tamaño original de la figura 3,5 X 3,5 cm. Cotta 1849 publicó la misma figura
ntersecciones de vetas
Rossmässler muestra cuatro diferentes tipos de intersecciones de vetas. Figura 1 (derecha arriba): Intersección de dos vetas de la misma fase. Figura 2 (izquierda arriba): Intersecciones de vetas de diferentes edades. Figura 3 (abajo izquierda): Una intersección de una veta gruesa con una veta pequeña puede producir un salto aparente - en verdad no hubo desplazamiento. Figura 4 muestra un arrastre entre dos vetas.
Foto/Scan - digitalmente renovado: (W.Griem, 2007); De : E. A Rossmässler - "Intersecciones entre vetas"; Figura 47, página 236. Dimensiones originales de la figura: 7 cm por 9 cm.
Alteración hidrotermal con stockwerk: Stockwerk son pequeñas vetas o vetillas mineralizadas adentro de la roca. La roca puede ser alterada pero también fresca. véase "Stockwerk" en literatura histórica: Hartmann (1843)
Foto: Roca alterada con stockwerk; sector Garín - entre Quebrada Paipote y Qda. San Miguel; Región Atacama - Chile. (W.Griem, 2007; K2943); foto en grande
Metasomatosis: La palabra metasomatosis es la palabra más tradicional, lamentablemente actualmente un poco olvidado. Metasomatosis es el proceso de reemplazo de iones en un mineral o una roca. Una solución en un sistema abierto puede provocar dos fenómenos en una forma simultanea: disolver y precipitar iones. Es decir un mineral puede cambiar su formula: Un ejemplo es el proceso de seudomorfismo (Piroxeno a Anfíbol). La metasomatosis entonces es un proceso de reemplazo, sin destruir la forma original del mineral. Otro ejemplo (no tan ligado a la metalógenesis) es la petrificación. Un reemplazo sin destruir la forma original. En la formación de depósitos metalíferos la metasomatosis puede jugar un papel muy importante - es la manera para "implementar" los iones de Cu, Fe, Ag etc a las rocas y llevar los elementos que sobran. Ojo: La palabra metamorfismo en su forma estrecha se refiere solamente a la acción de temperatura y presión (sin la acción de aguas) en un sistema cerrado.
Impregnación de Epidota En varios sectores se detecta una impregnación secundaria de epidota. Millones años después de la formación de las rocas se formó por metasomatosis el mineral epidota.
Pirolusita Mineral de Mn; forma cristales casi dos dimensionales. Muchas veces se confunde con plantas petrificadas - pero no son !!!.
Diaclasas Diaclasas son las estructuras tectónicas más comunes en las rocas. Casi todas las rocas (excepcionalmente del cuaternario) contienen diaclasas. Diaclasas son rupturas en las rocas que no muestran movimiento o desplazamiento en una forma significante . Normalmente diaclasas se forman por fuerzas tectónicas, en rocas ígneas existen además diaclasas de enfriamiento.
Foto: Diaclasas en calizas cretácicas de la Formación Pabellón (Qda. Descubridora); Foto W. Griem (1999)
Fallas tectónicas (I)
Fallas se puede definir como rupturas en las rocas con movimiento o desplazamiento
detectable. Las fallas son testigos de una fuerte actividad tectónica. Existen varios tipos de fallas en la naturaleza y algunas veces afloran superficial. En la Región Atacama (Chile) se puede detectar altas cantidades de fallas a causa de la ubicación geotectónica de la región y del país.
Foto :
Sector Qda. Carrizalillo, Qda Descubridora. Formación Cerrillos (inferior). Desplazamiento de estratos (rocas clásticas y volcánicas). Falla inversa con alrededor de 10 metros de desplazamiento. Foto en grande
La falla (Falla inversa) en este sector tiene un rumbo este - oeste. Foto W. Griem (2002: CaPS )
Fallas tectónicas son resultado de las fuerzas tectónicas en el interior de la corteza terrestre. La acumulación de la fuerza y la liberación provocan movimientos o desplazamientos en las rocas. Fallas tectónicas se manifiestan en planos tectónicos y en zonas de rocas intensamente fracturadas (= Zona de falla). Falla en terreno: Rocas fracturadas
Sector de algunos 10 metros marca el contacto tectónico entre la unidad volcano-sedimentaria (a la derecha) y las rocas ígneas a la izquierda. El sector del contacto muestra un intenso fracturamiento. Foto: Sector Camino a Yerba Buena entre Copiapó y Vallenar (Región Atacama) Griem foto en grande
K10136; W.
Fallas producen varios fenómenos en las rocas como estrías, rocascataclasticas entre otras. Algunas veces las rocas en la zona de la falla sufrieron una fuerte alteración hidrotermal, especialmente los minerales se cambiaron principalmente a arcillas.
Foto: Sector La Ternera / La Puerta - camino Internacional, Atacama - La Coipa. Varias fallas inversas. - (W. Griem 2005; K 2005; K 4 4495) 4 95)
foto en grande
Definición Falla: 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.
Diferenciación Diaclas Diaclasa/Falla a/Falla
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.
tipos de fallas 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.
véase: lineación Estrías en el Museo Virtual 1.3 Diaclasas plumosas de cizalle
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.
véase ejemplos en el Museo Virtual >> 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. Problemas: Equivocación con estructuras sedimentarias posible como derrumbes por ejemplo.
1.5 Brechas de falla (Kataclasita)
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). >>> véase foto en el Museo Virtual
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)]
Tipos de Alteraciones: El modelo de LOWELL & GUILBERT[x] (1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su contenido en minerales secundarios. (Que pueden ser igual o diferente de los minerales de origen primario). Entonces para determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay que diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la paragenesis de minerales secundarios. Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales: a) Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales a ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y chlorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas veces con sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwerk. El núcleo de este zona puede ser pobre en mena. Conclusión: kfeld+bio kfeld+chl kfeld+bio+chl +/-ser +/-anh +/-qz (en stockwerk)
b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) o zona sericítica El límite entre la zona potásica y la zona filítica no es bien definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los feldespatos se descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragenesis de cuarzo-sericita-pirita con poco clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en este zona. Conclusión: q+ser+py ser, +/-rut +/-chl +/-Illita +/-pyfi c) Zona argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente corresponde a la formación de minerales arcillosos. como caolín, montmorillonita y pirita en vetillas pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió parcialmente a clorita. d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto definido a la roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta desaparecen completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Los plagioclasas no siempre muestran alteraciones. Biotita y Hornblenda se cambiaron parcialmente o total a clorita y carbonatos. véase alteraciones en el Museo Virtu
TIPOS DE FALLA
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.
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Idea para diferenciar entre falla normal e inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se puede definir un sondaje vertical sin encontrar unpiso (o techo) de referencia. Una falla inversa produce una "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.
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2. Fallas con desplazamiento horizontal: 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 desplazamiento destral (sentido del reloj).
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Horst y Graben
(Fosa tectónica y pilar tectónico)
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.
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. Las palabras "horst" y "graben" provienen del alemán. Horst significa algo como "sector elevado", "Graben" como zanja, trinchera o fosa.
Falla de transformación (Transform fault) 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 destral. véase: Deriva continental
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
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.
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 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.
Formación de pliegues (inglés: folds):
Principalmente existen dos tipos de materiales a respeto de su manera de deformación: Materiales frágiles y materiales dúctiles. Materiales frágiles muestran con aplicación de una fuerza al primero solo una deformación elástica. (Deformación elástica: El material vuelve a su estado original). Con mayores fuerzas estos materiales se rompen sin mostrar una deformación plástica. Ejemplo: La tiza puede sufrir una cierta cantidad de fuerzas, pero nunca se deforma plásticamente. En un momento el trozo de tiza se rompe (rotura). Materiales dúctiles: Con pocas fuerzas también muestran una deformación elástica (hasta
aquí se puede volver a su estado principal), pero con la aplicación de más fuerzas el material muestra una deformación plástica, es decir se deforma sin la posibilidad volver a su estado principal. Sí se aumenta más las fuerzas también el material se rompe. Ejemplo: Plastecina o greda muestran una deformación altamente plástica y nunca vuelven a su estado principal. Foto de capas con diferentes comportamientos: [Museo Virtual] Plegamiento es un producto de una deformación plástica, es decir una deformación sin fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformación plástica no reversible. Esto tipo de deformación ocurre en algunas tipos rocas principalmente apoyado por un aumento de la temperatura (metamorfismo). En la naturaleza se conocen un sin numero en tipos de pliegues. Los dimensiones pueden ser en milímetros hasta kilómetros. >>Museo Virtual: Pliegue Elementos para describir un pliegue Eje del pliegue:
Línea matemática paralela del rumbo principal de la estructura. El eje tiene un azimut y puede ser inclinada. (En el ejemplo abajo se ve horizontal). El eje sirve para definir en pocas palabras la corrida de la estructura. Matemáticamente existe una cantidad infinita de ejes en un pliegue. El conjunto de todos ejes se llama Plano Axial.
La Charnela de un pliegue es el punto más curvado ("La curva"). La cresta el punto más
elevado. Muchas veces los dos marcan al mismo punto. Anticlinal / Sinclinal
La ondulación hacia arriba se llama Anticlinal, la ondulación hacia abajo se llama Sinclinal. véase Anticlinal véase Sinclinal Imagen mejorada Un conjunto de pliegues que forma un Sinclinal se llama sinclinorio. Un conjunto de pliegues que forma un gran anticlinal se llama anticlinorio.
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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:
pliegue isoclinal pliegue apretado pliegue cerrado pliegue abierto pliegue suave
Museo virtual (pliegues
b,c) simetría y orientación del plano axial Tipos de pliegues (en perfil)
Existe un plano de simetría en el centro del pliegue y flancos se inclinan casi en el mismo ángulo
Existe un flanco suave (de un manteo menor) y un fl con un manteo mayor.
Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un fla invertido los estratos más jóvenes se ubican abajo.
Pliegue acostado: Plano axial con orientación horizo
Pliegues con planos axiales casi paralelos (véase án ínterflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar metamórficas con dimensiones de centímetros.
.
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.
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.
Características de un anticlinal / sinclinal: El anticlinal: a) el centro es un eje de simetría. b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (de
inclinación) diferentes. c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) desde del centro hacia los flancos el manteo se aumenta paulatinamente. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en los flancos los estratos más jóvenes.
Sinclinal a) el centro es un eje de simetría. b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de
inclinación) diferentes (opuestos; 180º). c) los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta paulatinamente. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los flancos los más antiguos.
Anticlinal en tres dimensiones:
Anticlinal en tres dimensiones con morfología:
Todos los estratos tienen una resistencia contra la meteorización diferente. Los estratos más blandos erosionan más rápido en comparación de los estratos de mayor resistencia. Entonces, valles o quebradas usan frecuentemente la corrida de un estrato blando. Anticlinales pueden formar valles o quebradas, sí los estratos del núcleo son relativamente blandos. véase morfología de graben graben / / fallas fallas
DIQUES Introducción:
Diques son estructuras tabulares de origen magmático. Las rocas de diques pertenecen al grupo de rocas intrusivas o hipabisales. (Nombres Nombres / / Mineralogía Mineralogía / / ejemplos ejemplos))
Caracterización Caracterización de diques:
a) Diques siempre tienen una edad menor (son más joven) en comparación de la la roca de caja. b) Diques tienen un origen magmático intrusivo (subvolcanico o hipabisal) hipabisal ). Pero tal vez tienen una textura porfídica. c) Fases post-magmáticas muchas veces alteran el dique. d) Los diques pueden llegar hasta una potencia hasta 200 metros, pero lo normal es entre 0,5 m hasta 6 metros. e) Algunas veces se puede observar una Salbanda en los límites de un dique. Un producto de un enfriamiento distinto en los sectores cercanos a la roca de caja fría. (Salbanda en el Museo Virtual)) Virtual f) Tectónicamente diques representan estructuras de expansión. Es decir diques sirven como testigo de una fase tectónica expansiva. Pero también se intruyen en una forma paralela de estratos (sí el campo tectónico es permite). Estos diques se llama sills. g) vetas son rellenos hidrotermales! - También representan estructuras de expansión pero el relleno se cristalizó durante una un aactividad hidrotermal - es decir en aguas calientes entre 100ºC hasta 374ºC.
Denominación de diques: a) Nombre intrusivo según STRECKEISEN (>)
b) Sí existe una textura especial como textura porfídica, 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 Epidota en módulo minerales ) -por minerales: minerales: Dique de epidota-cuarzo por ejemplo. ( > Epidota en
- 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 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 véase)).
-Lamprofiros: (véase) 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
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. (>> véase pebble dyke en Museo Virtual) Virtual )
Ejemplos de diques en la Región Atacama:
Diques máficos Grupo 2
diques de cuarzo / feldespatos alcalinos
Grupo 1
Grupo 2A
Grupo 2B
Grupo 3
verde oscuro
verde oscuro
verde oscuro
verde oscuro
blanco
10 % cuarzo
poco cuarzo
poco cuarzo
10 % cuarzo
más de 10 % de cuarzo
Aplitas graníticas
Diques de epidota cuarzo
verde amarillo de más de 10% más 10% cuarzo cuarzo blanco
Pebble Dykes
negro cuarzo variable
cantidad mayor F.A. poco F.A poco F.A poco F.A. poco F.A poco F.A mayor de F.A carbonatos clorita clorita ++ clorita clorita carb. sec. epidota hematita secundarios micromicromicromicroporfídica micro-equi. equigran. clastos porf. porf. porf. porf. ang. 0,100,100,100,100,20hasta 0,50-5,00 m 0,03-0,30 m 0,80cm 1,80m 1,80m 1,80m 1,80m 1,20m 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 vari os kilómetros. F.A ++
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:
a) Zona de milonita y metamorfismo cerca de una falla horizontal b) Zona de falla horizontal con estructura imbricada. c) Alóctono como rocas más antiguos se ubica arriba de una roca más joven. d) Facies del alóctono completamente diferente como del autóctono e) El alóctono muestra un mayor grado de metamorfismo y un diferente dominio tectónico. f) Sí hay saltos o irregularidades en los facies metamórficas.
GEOLOGIA ESTRUCTURAL
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. Ejemplos:
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1
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Situación simple: El dique tiene que ser más joven que la roca:
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La falla afecta con desplazamien to al dique: por eso la falla es más moderno que el dique. <<<
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4
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. <<<
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La falla no afecta el dique (no hay desplazamient o) Conclusión: El dique es más moderno.
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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): Lutita- Falla A- Dique - Caliza - falla B (el elemento más moderno).
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 (véase>> página+). Véase foto en el museo virtual >>
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. 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
