Tema 4 · Petrología: Rocas ígneas
En esta parte se describen la naturaleza y las características más relevantes de los distintos grupos de rocas ígneas.
Clasificación de las rocas ígneas Abundancia de las especies minerales principales Ultramaficas plutónicas Máficas-félsicas plutónicas Volcánicas lávicas Volcánicas piroclásticas Abundancia de elementos químicos Características texturales Rocas ígneas comunes Recursos en la red
Clasificación de las rocas ígneas
Las rocas ígneas se clasifican mediante dos criterios fundamentales:
Abundancia de las especies minerales primarios principales Abundancia de elementos químicos
Para la clasificación de las rocas ígneas deben seguirse las recomendaciones dadas por la Subcomisión para la Sistemática de las Rocas Ígneas de la IUGS (Unión Internacional de Geociencias). Estas recomendaciones pueden encontrarse en:
Le Maitre, R.W., A. Streckeisen, B. Zanettin, M. J. Le Bas, B. Bonin, P. Bateman, editors; 2002; Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks; Cambridge University Press, 252p.
Abundancia de las especies minerales principales
La abundancia (en volumen) de un mineral en una roca se denomina abundancia modal. La moda de una roca es, por tanto, la abundancia volumétrica de sus minerales constituyentes expresada en porcentajes sobre cien (% vol). Los minerales se clasifican en:
Minerales primarios (o singenéticos, formados durante procesos magmáticos). Pirogenéticos: Formados directamente a partir del fundido magmático. Minerales de reacción: Se forman por las reacciones de los minerales pirogenéticos con el fundido residual. Minerales xenógenos, formados al asimilarse fragmentos de rocas encajantes en el magma. o
o
o
Minerales secundarios o postmagmáticos: Minerales formados en procesos hidrotermales, metasomáticos o metamórficos que afecten la roca.
Desde el punto de vista de su abundancia, los minerales se clasifican en:
Minerales principales: Aquellos cuyo contenido es superior al 5% en la roca. Minerales de segundo orden: (accesorios mayores) con contenidos entre el 2 y 5% en la la roca. Minerales accesorios: Su contenido es inferior al 2% en la roca.
Para clasificar una roca ígnea en base a su moda, se utilizan diagramas ternarios en los que se representan los contenidos de minerales primarios (no se utilizan los secundarios, formados después de la cristalización del magma). Se utilizan los siguientes parámetros:
Q: Polimorfos de SiO2 (típicamente cuarzo, aunque tambien tridimita y cristobalita en algunas rocas ígneas cristalizadas a altas temperaturas). A: Feldespato alcalino, incluyendo feldespato potásico (sanidina, ortosa y/o microclina) y albita (término de la serie de las plagioclasas con porcentajes molares de anortita entre 0 y 5 %). P: Plagioclasa (todos los términos de la serie de las plagioclasas con procentajes molares de anortita entre 95 y 100 %) y escapolita. F: Feldespatoides (leucita, pseudoleucita, nefelina, analcima, sodalita, noseana, kalsilita, haiiyna, cancrinita). M: Minerales máficos (micas, anfíboles, piroxenos, olivino), minerales opacos en luz transmitida (magnetita, ilmenita), epidota, allanita, granate, melilita, monticellita, carbonatos primarios y accesorios (circón, apatito, titanita, etc).
Desde el punto de vista de las clasificaciones modales, los minerales de los grupos Q, A, P Y F comprende los minerales félsicos, (de "fel" y "si", acronimos de feldespatos, feldespatoides, minerales del Si, o sea, minerales ricos en Si, Al, Ca, Na, y K) y los minerales del grupo M son máficos (de "m" y "f", acrónimos de los elementos Mg y Fe, o sea, minerales ferromagnesianos). Desde el punto de vista del índice de color se utiliza el porcentaje de minerales máficos M' (= M menos moscovita, apatito, carbonatos primarios).
Hololeucocrática: 0-10% Leucocrática: 10-35% Mesocrática: 35-65% Melanocrática: 65-90% Holomelanocrática: 90-100%
Series de reacción de Bowen (para la diferenciación ígnea por cristalización fraccionada)
Series de reacción de Bowen (imagen tomada de Rocas de Rocas y Yacimientos Ortomagmáticos ). ).
Ultramaficas plutónicas
Cuando M > 90, los minerales máficos son dominantes, las rocas son muy ricas en MgO y FeO y pobres en SiO2, y denominándose rocas ultramáficas. Se utilizan los siguientes
diagramas, donde se indican los nombres de las rocas.
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M > 9 0. Rocas ultramáficas (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de Tutor de Petrología ).
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M > 9 0. Rocas ultramáficas con anfíbol (hornblenda) (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de Tutor de Petrología ).
Rocas máficas-félsicas plutónicas Cuando M < 90, las rocas son máficas, intermedias o félsicas. Se utilizan los siguientes
diagramas, donde se indican los nombres de las rocas. 1a 1b
cuarzolita o silexita granitoides ricos en cuarzo granito de feldespato 2 alcalino; con bajo índice de color: alaskita 3a sienogranito 3b monzogranito, adamellita 4 granodiorita tonalita, cuarzodiorita; con 5 bajo índice de color: trondjemita
6* 6 6' 7* 7 7' 8* 8 8' 9* 9 9' 10*
cuarzo-sienita de feldespato alcalino sienita de feldespato alcalino sienita feldespatoidal de feldespato alcalino; pulaskita cuarzosienita sienita sienita feldespatoidal; miaskita cuarzo-monzonita monzonita monzonita feldespatoidal cuarzo-monzodiorita, cuarzo-monzogabro monzodiorita, monzogabro monzodiorita o monzogabro feldespatoidal cuarzodiorita, cuarzogabro gabro (%An en plagioclasa > 50%)
10
10' 11 12 13 14 15
diorita (%An en plagioclasa < 50%) gabro o diorita feldespatoidal sienita nefelínica, foyaita, lujavrita plagifoyaita essexita theralita, teschenita si tiene analcima foidolita
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M < 90. Rocas máficas, intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de Tutor de Petrología ).
La distinción entre gabros y dioritas (campo 10) y otras rocas relacionadas (campos 9', 9, 9*, 10', 10* y 14) se hace con base al contenido molar de anortita de la plagioclasa (determinado por propiedades ópticas o mediante microscopía electrónica):
An ≥ 50 Gabro
An < 50 Diorita
Si no se puede determinar el contenido de An (por alteración o maclas mal definidas) se utiliza el valor de M:
M ≥ 30 Gabro.
M < 30 Diorita.
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M < 9 0. Rocas máficas, intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002).
Para las rocas máficas (gabroicas) se utilizan también los siguientes diagramas:
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas gabroicas (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de NASA ).
Clasificación de las rocas ígneas plutónicas gabroicas (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de NASA ).
Rocas volcánicas lavicas
Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagrama Q-A-P-F:
Clasificación de las rocas ígneas volcánicas. M < 9 0. Rocas máficas, intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de Tutor de Petrología ).
Volcánicas piroclásticas
Las rocas volcánicas piroclásticas (explosivas) deben contener fragmentos volcánicos no retrabajados (i.e., transportados por agentes externos como viento, agua,...) en una proporción mayor de 75%. Para estas rocas, se utiliza el diagrama:
Clasificación de las rocas ígneas volcánicas piroclásticas. (imagen tomada de NASA ).
Brechas piroclásticas, Cabo de Gata
Se consideran rocas epiclásticas aquellas que contienen fragmentos de rocas volcánicas con evidencias de haber sido transportados en algún medio. Abundancia de elementos químicos
Para las rocas volcánicas se utiliza el diagrama TAS (Total Alkalis vs Silica). En este diagrama no se utilizan términos modales (máfico, félsico, etc) sino químicos: rocas ultrabásicas, básicas, intermedias, y ácidas, en función de la abundancia de SiO2 en porcentajes en peso:
Clasificación química de las rocas ígneas volcánicas. Diagrama TAS -Total Alkalis vs. Silica- (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de NASA ).
Características texturales
De los cinco tipos texturales básicos, las rocas ígneas pueden presentar texturas secuenciales, vítreas y clásticas. Las clásticas son exclusivas de las rocas volcánicas fragmentales, las vítreas de las rocas volcánicas lávicas y las secuenciales de las rocas plutónicas, subvolcánicas y volcánicas lávicas. Una vez establecido el patrón textural básico, hay que describir las características geométricas y morfológicas de los componentes. Estas se describen a continuación. Cristalinidad
Proporciones relativas de vidrio y cristales. Los términos aplicables son los siguientes:
Holocristalina: Compuestas del 100% de cristales. Holohialina: Compuestas del 100% de vidrio. Hipocristalina, hipohialina o hialocristalina: Compuestas por proporciones variables de vidrio y cristales. Debe indicarse las proporciones relativas de ambos.
Típicamente, las rocas holohialinas e hipohialinas son volcánicas, mientras que las holocristalinas son todas las plutónicas y subvolcánicas y parte de las volcánicas. Granularidad
Tamaños absolutos y relativos de los cristales. Esta propiedad abarca tres tipos de conceptos distintos: a) Qué se puede distinguir o no de visu. En función de esto, se diferencian dos grandes grupos:
Faneríticas (generalmente > 0.1 mm): Todos los cristales y componentes pueden distinguirse de visu. Afanítica (generalmente < 0.1 mm): No todos los cristales pueden distinguirse, ni siquiera con una lupa de mano, debiendo recurrir al microscopio. Existen dos subtipos, microcristalina, cuando los cristales son reconocibles al microscopio, y criptocristalina, cuando no lo son.
b) Tamaños absolutos de los cristales y componentes. Se diferencian los siguientes tamaños:
Muy grueso: > 16 mm Grueso: 16-4 mm Medio: 4-1 mm Fino: 1-0.1 mm Muy fino: 0.1-0.01 mm Ultra fino: <0.01 mm
c) Tamaños relativos de los cristales. Se diferencian dos grupos:
Equigranulares: Los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano. Inequigranulares: Los cristales presentan tamaños variados. Existen distintas variedades de este tipo de texturas, siendo una de las más comunes la textura porfídica, que supone cristales relativamente grandes (denominados fenocristales) englobados en una matriz de grano más fino. Esta textura además da nombre a un tipo de roca ígnea, los pórfidos.
Hábito y formas cristalinas
En cuanto a las formas cristalinas desarrolladas por los cristales los términos aplicables son los ya conocidos de idiomorfos, hipidiomorfos y xenomorfos discutidos en el Tema 2. Existen términos equivalentes, como son:
Euhédricos = Euhedrales = Idiomorfos = Automorfos Subhédricos = Subhedrales = Subhidiomorfos = Hipidiomorfos = Hipautomorfos Anhédricos = Anhedrales = Alotriomorfos = Xenomorfos
Las texturas determinadas por la forma de los cristales son:
Panidiomórfica Hipidiomórfica Alotriomórfica
En cuanto a los hábitos cristalinos, los más generales son: ecuante o equidimensional, tabular, laminar, prismático y acicular. Textura global y particulares
Los diferentes tipos de disposición y relación entre los componentes de las rocas son muy variados. La terminología es relativamente complicada por lo que no entraremos en ella. Sin embargo podemos dar algunos nombres generales que involucran los conceptos anteriores de cristalinidad, granularidad y formas cristalinas. Por ejemplo, una relación textural podría ser granular hipidiomorfa, lo cual significa que los cristales están relacionados de manera que todos son aproximadamente del mismo tamaño, y en parte presentan caras cristalinas y en parte no. De entre las texturas particulares, pueden nombrarse las texturas poiquilíticas, donde unos cristales de tamaño mayor engloban a otros de tamaños menores, o las gráficas y mirmequíticas, muy comunes en granitos y formadas por intercrecimientos más o menos regulares de cuarzo y feldespatos; las texturas vesiculares o vacuolares, comunes en rocas volcánicas lávicas y que implican la existencia de espacios rellenos o no por minerales, se forman por concentración de gases volcánicos en la lava.
Texturas de rocas ígneas plutónicas (Castro, A., 19 89. Petrografía Básica. Paraninfo. Madrid)
Rocas ígneas comunes
Las rocas ígneas plutónicas son por definición holocristalinas, esto es, sus componentes son todos minerales (no existe vidrio) que generalmente pueden observarse visualmente sin
ayuda del microscopio (faneríticas). Las texturas presentes son muy variadas, desde tamaño de grano muy grueso (>30 mm), grueso (5-30 mm), medio (1-5 mm) a fino (<0.1-1 mm), y de equigranulares (los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano) a fuertemente inequigranulares (e.g. porfídicas), etc. La clasificación de las rocas plutónicas se basa en las proporciones relativas de sus componentes principales (que son función de la composición original del magma). De una manera muy simple, los grandes grupos son los siguientes: Acidas e intermedias. Rocas compuestas por minerales de colores claros, ricos en sílicio
y/o sin Fe-Mg (denominados leucocráticos o félsicos), como cuarzo, feldespato potásico y plagioclasas más bien sódicas. Los tipos más comunes son el granito, la granodiorita, y la tonalita. Estas rocas se caracterizan pues por presentar colores claros, en general en tonos de grises, pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales fundamentales. Otros minerales presentes en cantidades variables, pero siempre subordinadas respecto de los anteriores, son moscovita, biotita, anfíbol, óxidos (magnetita, ilmenita), apatito, zircón... Básicas. Rocas compuestas por minerales de colores oscuros, en general pobres en silicio y
ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos, máficos o ferromagnesianos), como biotita, anfíboles, piroxenos, olivino y oxídos de Fe-Ti. El tipo más común es el gabro. Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros, en general negras o en tonos de verde, no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni feldespato potásico. El único mineral de color claro que puede distinguirse es la plagioclasa, que será de composición cálcica. Ultrabásicas. Rocas compuestas exclusivamente por minerales feromagnesianos (olivino y piroxenos esencialmente), muy oscuras. El tipo más común es la peridotita. Son rocas muy
oscuras, negras o verdosas, no presentando minerales claros excepto pequeñas cantidades de plagioclasa cálcica. Este tipo de rocas suelen presentarse en la naturaleza relativamente transformadas. Los minerales primarios (olivino y piroxenos) se alteran a minerales de tipo serpentina (filosilicatos hidratados) durante procesos que afectan a la roca una vez formada, transformándola en una roca metamórfica (serpentinitas). Las rocas ígneas volcánicas pueden ser holocristalinas (100% de cristales), holohialinas (100% de vidrio) o hipohialinas (mezcla de cristales y vidrio). Cuando presentan cristales, suelen ser rocas con texturas porfídicas, pudiendo observarse los fenocristales con tamaños y formas variadas inmersos en la matriz de grano fino a muy fino (o afanítica: microcristalina si se pueden distinguir cristales con el microscopio o criptocristalina si no es así). La clasificación petrográfica de las rocas volcánicas se basa igualmente en las proporciones relativas de los minerales más abundantes. Sin embargo, el hecho de presentar matriz cripto- o microcristalina y/o vidrio dificulta su clasificación petrográfica, por lo que más frecuentemente que en las rocas plutónicas se utilizan clasificaciones de tipo químico. En cualquier caso, los criterios son los mismos, estableciéndose grandes grupos equivalentes composicionalmente a los definidos en las rocas plutónicas.
Acidas. Son rocas rocas constituidas por minerales claros, leucocratos (cuarzo,
feldespatos), que en el caso de ser una roca no holohialina suelen presentarse como fenocristales. Los tipos más comunes son las riolitas y dacitas. El color de estas rocas puede o no ser claro, ya que la matriz puede imprimirles un color más o menos oscuro. Básicas. Son rocas constituidas por minerales oscuros máficos (olivino, piroxenos,
anfíboles) y plagioclasas cálcicas. Estos minerales suelen encontrarse como fenocristales. La matriz suele ser de color oscuro debido a la presencia de abundantes microcristales de óxidos. Los tipos más abundantes son basaltos y andesitas. Por otra parte, un grupo importante de rocas volcánicas ácidas son rocas fragmentales (llamadas piroclásticas), formadas a partir del material proyectado violentamente al exterior durante eventos explosivos. Este tipo de rocas se denominan en general tobas volcánicas. En general, las rocas volcánicas suelen ser muy porosas y a veces muy permeables (sobre todo las piroclásticas), por lo que se presentan más o menos transformadas debido a los procesos volcánicos tardíos que las afectan, tales como circulación de gases volcánicos, aguas termales etc, formándose minerales secundarios, como ceolitas (tectosilicatos hidratados), que frecuentemente se localizan en las vacuolas.
Algunos recursos en internet
Para imágenes y descripciones de rocas ígneas explora: Tutor de Petrología Geology.com Igneous Rocks Oxford Earth Sciences Image Store También puedes consultar el esquema de clasificación de las rocas ígneas del British Geological Survey:
Igneous rocks (pdf) TEMA 3:
Rocas Naturales Utilizadas en Construcción y Ornamentación
En este tema se describen la naturaleza y las características más relevantes de los distintos grupos y subgrupos generales de rocas, enfatizando los tipos más interesantes desde el punto de vista de su uso como materiales de construcción y ornamentación.
1.Rocas Igneas 1.1.Características texturales
De los cinco tipos texturales básicos, las rocas ígneas pueden presentar texturas secuenciales, vítreas y clásticas. Las clásticas son exclusivas de las rocas volcánicas fragmentales, las vítreas de las rocas volcánicas lávicas y las secuenciales de las rocas plutónicas, subvolcánicas y volcánicas lávicas. Una vez establecido el patrón textural básico, hay que describir las características geométricas y morfológicas de los componentes. Estas se describen a continuación. 1.1.1.Cristalinidad
Proporciones relativas de vidrio y cristales. Los términos aplicables son los siguientes:
Holocristalina: Compuestas del 100% de cristales.
Holohialina: Compuestas del 100% de vidrio.
Hipocristalina o hipohialina: Compuestas por proporciones variables de vidrio y cristales. Debe indicarse las proporciones relativas de ambos.
Típicamente, las rocas holohialinas e hipohialinas son volcánicas, mientras que las holocristalinas son todas las plutónicas y subvolcánicas y parte de las volcánicas. 1.1.2.Granularidad
Tamaños absolutos y relativos de los cristales. Esta propiedad abarca tres tipos de conceptos distintos: a) Qué se puede distinguir o no de visu. En función de esto, se diferencian dos grandes grupos:
Faneríticas: Todos los cristales y componentes pueden distinguirse de visu. Afanítica: No todos los cristales pueden distinguirse, ni siquiera con una lupa de mano, debiendo recurrir al microscopio. Existen dos subtipos, microcristalina, cuando los cristales son reconocibles al microscopio, y criptocristalina, cuando no lo son.
b) Tamaños absolutos de los cristales y componentes. Se diferencian los siguientes tamaños:
Muy grueso: > 30 mm
Grueso: 5-30 mm
Medio: 1-5 mm
Fino: < 1 mm
Muy fino: < 0.1 mm
c) Tamaños relativos de los cristales. Se diferencian dos grupos:
Equigranulares: Los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano.
Inequigranulares: Los cristales presentan tamaños variados. Existen distintas variedades de este tipo de texturas, siendo una de las más comunes la textura porfídica, que supone cristales relativamente grandes (denominados fenocristales) englobados en una matriz de grano más fino. Esta textura además da nombre a un tipo de roca ígnea, los pórfidos.
1.1.3.Hábito y formas cristalinas
En cuanto a las formas cristalinas desarrolladas por los cristales los términos aplicables son los ya conocidos de idiomorfos, hipidiomorfos y xenomorfos discutidos en el Tema 2. Existen términos equivalentes, como son: Euhédricos = Idiomorfos = Automorfos Subhédricos = Hipidiomorfos = Hipautomorfos Anhédricos = Alotriomorfos = Xenomorfos En cuanto a los hábitos cristalinos, los términos utilizados tambien fueron expuestos en el Tema 2. Los hábitos más generales son: ecuante o equidimensional, tabular, laminar, prismático y acicular.
Texturas de rocas plutónicas 1.1.4.Textura global y particulares
Los diferentes tipos de disposición y relación entre los componentes de las rocas son muy variados. La terminología es relativamente complicada por lo que no entraremos en ella. Sin embargo podemos dar algunos nombres generales que involucran los conceptos anteriores de cristalinidad, granularidad y formas cristalinas. Por ejemplo, una relación textural podría ser granular hipidiomorfa, lo cual significa que los cristales están relacionados de manera que todos son aproximadamente del mismo tamaño, y en parte presentan caras cristalinas y en parte no. De entre las texturas particulares, pueden nombrarse las texturas poiquilíticas, donde unos cristales de tamaño mayor engloban a otros de tamaños menores, o las gráficas y mirmequíticas, muy comunes en granitos y formadas por intercrecimientos más o menos regulares de cuarzo y feldespatos; las texturas vesiculares o vacuolares, comunes en rocas volcánicas lávicas y que implican la existencia de espacios rellenos o no por minerales, se forman por concentración de gases volcánicos en la lava. 1.2.Rocas plutónicas comunes y utilizadas como material de construcción
Las rocas ígneas plutónicas son por definición holocristalinas, esto es, sus componentes son todos minerales (no existe vidrio) que generalmente pueden observarse visualmente sin ayuda del microscopio (faneríticas). Las texturas presentes son muy variadas, desde tamaño de grano muy grueso (>30 mm), grueso (5-30 mm), medio (1-5 mm) a fino (<0.1-1 mm), y de equigranulares (los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano) a fuertemente inequigranulares (e.g. porfídicas), etc.
La clasificación de las rocas plutónicas se basa en las proporciones relativas de sus componentes principales (que son función de la composición original del magma). De una manera muy simple, los grandes gupos son los siguientes: Acidas. Rocas compuestas por minerales de colores claros, ricos en sílicio y/o sin Fe-Mg
(denominados leucocráticos o félsicos), como cuarzo, feldespato potásico y plagioclasas más bien sódicas. El tipo más común es el granito y la granodiorita (en sentido amplio). Estas rocas se caracterizan pués por presentar colores claros, en general en tonos de grises, pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales fundamentales. Otros minerales presentes en cantidades variables, pero siempre subordinadas respecto de los anteriores, son moscovita, biotita, anfíbol, óxidos (magnetita, ilmenita), apatito, zircón... Los granitos son rocas muy abundantes, con muchas variedades y suelen ser rocas bastante resistentes a la alteración, aunque algunos minerales son suceptibles de transformarse (los feldespatos pueden producir minerales de la arcilla secundarios), por lo que han sido muy utilizados como material de construcción. Ejemplos españoles son el Escorial, gran parte del conjunto monumental de Cáceres, y algunas de las grandes obras de ingeniería romanas en la parte occidental de la península, como el teatro y circo romanos de Mérida, construidos todos ellos con distintas variedades de granitos de edad paleozoica muy abundantes en el denominado geológicamente Macizo Hercínico. Aunque las variedades de granitos utilizados en la península son muchas, una muy común es el granito (y granodiorita) porfídico de grano grueso con megacristales de feldespato potásico. Ejemplos renombrados son los granitos Egipto como los de Aswan, utilizados desde el 4000 a.C. Es un tipo de granito s.l. con anfíbol hornbléndico, de color rosado. Se le conoce mundialmente como el granito de las agujas de Cleopatra, ya que se ha utilizado para un gran número de obeliscos actualmente diseminados por el mundo. Básicas. Rocas compuestas por minerales de colores oscuros, en general pobres en silicio y
ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos, máficos o ferromagnesianos), como biotita, anfíboles, piroxenos, olivino y oxídos de Fe-Ti. El tipo más común es el gabro. Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros, en general negras o en tonos de verde, no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni feldespato potásico. El único mineral de color claro que puede distinguirse es la plagioclasa, que será de composición cálcica. Aunque también son rocas relativamente resistentes a la alteración, no son tan abundantes como los granitos, por lo que no han sido muy utilizadas como materiales de construcción. Ultrabásicas. Rocas compuestas exclusivamente por minerales feromagnesianos (olivino y piroxenos esencialmente), muy oscuras. El tipo más común es la peridotita. Son rocas muy
oscuras, negras o verdosas, no presentando minerales claros excepto pequeñas cantidades de plagioclasa cálcica. Este tipo de rocas suelen presentarse en la naturaleza relativamente transformadas. Los minerales primarios (olivino y piroxenos) se alteran a minerales de tipo serpentina (filosilicatos hidratados) durante procesos que afectan a la roca una vez formada, transformándola en una roca metamórfica (serpentinitas). El resultado es que no son rocas
con buenas características mecánicas para la construcción, aunque sí se han utilizado como material de ornamentación. El ejemplo más cercano lo tenenmos en los motivos ornamentales de algunos edificios granadinos como los encontrados en la fachada principal de la Chancillería. Este material procede de rocas ultrabásicas localizadas en Sierra Nevada (e.g. barranco del San Juan) que han sido transformadas a serpentinitas durante la orogenia alpina. 1.3.rocas volcánicas comunes y utilizadas como material de construcción
Las rocas ígneas volcánicas pueden ser holocristalinas (100% de cristales), holohialinas (100% de vidrio) o hipohialinas (mezcla de cristales y vidrio). Cuando presentan cristales, suelen ser rocas con texturas porfídicas, pudiendo observarse los fenocristales con tamaños y formas variadas inmersos en la matriz de grano fino a muy fino (o afanítica: microcristalina si se pueden distinguir cristales con el microscopio o criptocristalina si no es así). La clasificación petrográfica de las rocas volcánicas se basa igualmente en las proporciones relativas de los minerales más abundantes. Sin embargo, el hecho de presentar matriz cripto- o microcristalina y/o vidrio dificulta su clasificación petrográfica, por lo que más frecuentemente que en las rocas plutónicas se utilizan clasificaciones de tipo químico. En cualquier caso, los criterios son los mismos, estableciéndose grandes grupos equivalentes composicionalmente a los definidos en las rocas plutónicas. Acidas. Son rocas rocas constituidas por minerales claros, leucocratos (cuarzo,
feldespatos), que en el caso de ser una roca no holohialina suelen presentarse como fenocristales. Los tipos más comunes son las riolitas y dacitas. El color de estas rocas puede o no ser claro, ya que la matriz puede imprimirles un color más o menos oscuro. Básicas. Son rocas constituidas por minerales oscuros fémicos (olivino, piroxenos,
anfíboles) y plagioclasas cálcicas. Estos minerales suelen encontrarse como fenocristales. La matriz suele ser de color oscuro debido a la presencia de abundantes microcristales de óxidos. Los tipos más abundantes son basaltos y andesitas. Por otra parte, un grupo importante de rocas volcánicas ácidas son rocas fragmentales (llamadas piroclásticas), formadas a partir del material proyectado violentamente al exterior durante eventos explosivos. Este tipo de rocas se denominan en general tuff o tobas volcánicas. En general, las rocas volcánicas suelen presentarse más o menos transformadas debido a los procesos volcánicos tardíos que las afectan, tales como circulación de gases volcánicos, aguas termales etc, formándose minerales secundarios, como ceolitas (tectosilicatos hidratados), que frecuentemente se localizan en las vacuolas. Son rocas muy porosas y a veces muy permeables (sobre todo las piroclásticas), lo cual les confiere fuerte tendencia a la alteración, independientemente de su estado de alteración natural (i.e. postvolcánico). Aún así, han sido utilizadas como material de construcción en
áreas geográficas volcánicas. Por ejemplo, en España han sido utilizadas en las Islas Canarias. Así, en Las Palmas prácticamente todos los edificios históricos están construidos con una roca piroclastica (volcánica fragmental) denominada ignimbrita. Las rocas volcánicas lávicas más utilizadas son las de tipo básico (e.g., basaltos). Ejemplos son los de Alemania (basaltos-traquitas de Eifel, en la catedral de Colonia). Otra roca volcánicas es el llamado " porfido rosso antico" (o Porphyrites leptopsephos de Plinio, o Lapis porphyrites o porporfido imperial ) de Egipto (el nombre de porfido procede de la palabra griega para “violeta”), una andesita con abundantes fenocristales idomorfos de anfíboles muy utilizada al parecer por primera vez por romanos, y subsecuentemente en el imperio bizantino (Sta. Sofía, Constantinopla) y en la Italia medieval (e.g., Venecia). Rocas subvolcánicas como los pórfidos también han suministrado material de construcción desde épocas antiguas. El profido verde antico (o Marmor Lacedaemonium Viridie, de Plinio, o porfido serpentino, aunque no es una serpentinita), procede de Laconia, Grecia, y es una roca pórfica de composición básica. En la parte central de Italia (concretamente en Napoles) se ha utilizado mucho una roca piroclástica muy porosa denominada "tufo napoletano", constituida por fragmentos de cristales, vidrio y material cripto o micriocristalino volcánicos inmersos en una masa constituida en mayor o menor medida por minerales secundarios (ceolitas). Tobas piroclásticas también se han utilizado en las áreas volcánicas de Sudamérica (e.g, Arequipa, Peú). “
”
2.Rocas Sedimentarias Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la tierra por procesos de erosión y alteración de rocas preexistentes, lo que supone su disgregación, la formación de clastos y la disolución de componentes en soluciones acuosas, el transporte de los mismos, el depósito de fragmentos de rocas, de organismos o material de precipitación química en zonas apropiadas (cauces de rios, lagos, mares, etc) y transformaciones originadas en el ambiente sedimentario o una vez enterradas por debajo de la superficie atmosférica o acuosa (transformaciones diagenéticas). Por esta razón, suelen presentar una disposición en capas denominada estratificación. Por tanto, los componentes principales de las rocas sedimentarias son:
Terrígenos: Cristales sueltos, fragmentos de cristales o fragmentos de rocas
procedentes de rocas preexistentes por procesos de alteración y disgregación. Su morfologia y tamaño están directamente relacionadas con el transporte sufrido desde el área fuente al área de depósito.
Ortoquímicos: Materiales formados por precipitación química directa en la
propia zona de sedimentación, durante o inmediatamente después del depósito.
Aloquímicos: Materiales de origen químico u organo-químico formados en la
propia cuenca de sedimentación pero que se incorporan al sedimento como clastos. Estos materiales han podido sufrir un leve transporte dentro de la cuenca, pero su origen está muy relacionado con el de la roca sedimentaria donde se encuentra.
Las características texturales que se utilizan para describir las rocas sedimentarias varian según se trate de rocas detríticas (más del 50% de terrígenos) o no detríticas (menos del 50% de terrígenos), que a su vez pueden subdividirse en organógenas (depósito de fragmentos animales y/o vegetales) y de precipitación química. Aunque estas características son distintas lógicamente de las de las rocas ígneas y metamórficas (en particular las referidas a procesos genéticos), algunos términos descriptivos se utilizan indistintamente, tales como texturas granudas, microcristalinas, criptocristalinas, etc. A continuación se describen brevemente. De los cinco tipos texturales básicos, las rocas sedimentarias presentan, según su origen, los tipos clástico (rocas detríticas en sentido amplio) y secuencial (rocas organógenas y de precipitación química), o una combinación de ambos. 2.1.Rocas detríticas
Todas las rocas detríticas presentan textura clástica, esto es, formadas por clastos embutidos en una matriz de grano más fino, y pueden estar cementadas o no por material ortoquímico y/o diagenético (formado con posterioridad al depósito del sedimento). El cemento suele estar formado por material carbonatado, silíceo o ferrugi noso como casos más generales. Las características que definen la textura de las rocas sedimentarias detríticas se tratan brevemente a continuación. 2.1.1.Tamaño, morfología y naturaleza de los clastos
El tamaño de grano de los componentes clásticos es el criterio fundamental para clasificar las rocas sedimentarias detríticas, siendo su morfología y su naturaleza composicional criterios adicionales para adjetivar las rocas. Los clastos se clasifican según su tamaño en:
Grava: > 2 mm Ar ena: 2 mm - 62 micras (1 mm = 1000 micras) Fango: < 62 micras
Aunque existen expresiones numéricas para describir la forma de los granos, visualmente se pueden clasificar en función de sus grados de redondez y de esfericidad . El primero varia desde muy redondeados, redondeados, subredondeados, subangulosos, angulosos y muy angulosos. El segundo oscila entre granos de alta y baja esfericidad. Las ruditas son rocas que presentan fragmentos con tamaños mayores de 2 mm de diámetro (i.e., tamaño de grava); cuando los cantos son redondeados (ver más adelante) las ruditas se
denominan conglomerados, y cuando los cantos son angulosos, brechas. En función de la composición de los clastos, las ruditas pueden ser calcáreas, graníticas, cuarcíticas, etc. Las areniscas presentan fragmentos con tamaños entre 2 y 0.0625 mm (i.e., tamaño de arena); cuando están compuestas esencialmente por granos de cuarzo se denominan cuarcitas, cuando lo están por fragmentos de feldespatos se denominan arcosas, cuando lo están por fragmentos de rocas y minerales variados se denominan grauvacas, y cuando los fragmentos son esencialmente calizos, se denominan calcarenitas. Las lutitas presentan componentes con tamaños de grano menor de 62 micras (i.e., tamaño de fango). Dentro de ellas se distinguen las arcillas o arcillitas, que presentan tamaños de grano menores de 0.004 mm (4 micras), estando compuestas por minerales de las arcillas, que son el producto de alteración de otros minerales como los feldespatos, o el producto de procesos diagenéticos y las limolitas, que presentan tamaños de grano entre 0.0625 y 0.004 mm (4 micras), y que están compuestas tanto por material detrítico fino (i.e., clástico) como minerales de las arcillas (clástico y/o diagenético) que forman parte del cemento. Cuando las arcillitas se compactan y pierden agua, se transforman en rocas diagenéticas o metamórficas de grado muy bajo denominadas de forma amplia pizarras.
Grados de redondez para clastos con a) alta y b) baja esfericidad. Como es fácil entender, las rocas detríticas suelen presentar más de un tipo de tamaño de grano. En estos casos, la roca se clasificaría con el nombre correspondiente al tamaño de grano más abundante y a continuación se calificaría con el adjetivo apropiado en función del tamaño subordinado (e.g. arenisca arcillosa). La cuantificación del tamaño de grano se realiza mediante un análisis del grado de desviación de los tamaños encontrados a partir del máximo estadístico. Si bien existen diferentes formulaciones numéricas para describir las heterogeneidades en el tamaño de grano, la más común es la dispersión de la distribución estadística o coefi ciente de clasifi cación (So), definido numéricamente como: So = (Q3/Q1) siendo Q3 y Q1 los cuartiles tercero y primero, respectivamente, de una curva de frecuencias acumulativa de tamaños de grano. Los cuartiles tercero y primero son los valores de las
frecuencias acumuladas correspondientes al 75% y 25%, respectivamente, del conjunto de medidas de una curva de frecuencias acumulativas. Visualmente, la dispersión del tamaño de grano puede estimarse visualmente de forma cualitativa (de visu y con ayuda del microscopio petrográfico y/o electrónico), utilizándose los términos de rocas muy bien, bien, moderadamente y mal clasificadas. El grado de dispersión de los tamaños de grano es muy importante desde el punto de vista del análisis de la alteración, ya que tiene una influencia directa sobre el grado de porosidad y permeabilidad de la roca.
Grado de dispersión del tamaño de grano de los clastos en rocas detríticas. 2.1.2.Madurez
Existen dos tipos de madurez. Madurez mineralógica, referida al grado de estabilidad de los componentes minerales encontrados en el sedimento. Un sedimento mineralógicamente maduro es aquel que contiene una proporción elevada de minerales o fragmentos de rocas estables químicamente en las condiciones sedimentarias (e.g. arcillas) y/o físicamente resistentes a la alteración (e.g. cuarzo, circón, turmalina, apatito...); un ejemplo sería areniscas cuarcíticas. Un
sedimento inmaduro mineralógicamente es aquel que contiene proporciones elevadas de minerales o fragmentos de rocas inestables en las condiciones de sedimentación (e.g. feldespatos); un ejemplo sería areniscas feldespáticas o arcosas. Madurez textural, referida al contenido en material fino, al grado de redondez de los clastos y dispersión de los tamaños de grano del sedimemnto. Sedimentos inmaduros texturalmente son aquellos que tienen más del 5% de matriz fina, los cantos están poco redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es elevada (coeficiente alto). Sedimentos supermaduros son aquellos que no presentan fracción fina, los cantos están bien redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es baja (coeficiente bajo). Entre ambos existen términos intermedios denominados submaduros y maduros. 2.1.3.Matriz y cemento
Todas las rocas sedimentarias detríticas presentan, además de clastos (fragmentos de minerales y/o rocas erosionadas), una matriz de grano más fino y un cemento que dan cohesión al sedimento. Así, es normal que las ruditas presenten una matriz de tamaño grava y/o fango, y las areniscas una matriz de tamaño fango. La composición de los granos de la matriz suele ser similar a la de los clastos que sustenta, ya que su formación es contemporánea con la sedimentación de los clastos, excepto cuando el tamaño es de tipo fango, en cuyo caso está compuesta por minerales de la arcilla y oxhidróxidos de Fe. La abundancia de matriz, no obstante, es muy variable, pudiendo en algunos casos ser prácticamente inexistente. Esto implica que las propiedades físicas y mecánicas de las rocas puedan variar bastante para un mismo tipo de roca. El cemento es un material formado con posterioridad al depósito de los clastos y la matriz, resultante de procesos de precipitación a partir de soluciones acuosas iónicas o coloidales que circulan e interaccionan con las rocas. Los cementos pueden tener un tamaño de grano variable, mayor o menor que el de los clastos y/o matriz, según sea su naturaleza y el proceso genético que los formó. Su existencia en las rocas detríticas es uno de los factores que producen una reducción en su porosidad y, en general, un mayor grado de resistencia mecánica y de cohesión entre sus componentes clásticos y matriz siempre que la naturaleza del cemento se adecuada. Por lo tanto, los cementos ejercen una función de consolidante natural que los hace de especial interés en el estudio de los materiales pétreos utilizados como materiales de construcción. Los cementos más abundantes son carbonáticos, silíceos o ferruginosos:
Los cementos silíceos están constituidos por cuarzo microcristalino, sílice microcristalina o criptocristalina (chert), o material amorfo opalino. Las rocas cementadas por las variedades de sílice suelen presentar características mecánicas que le imprimen alta resistencia a la deformación (son rocas muy duras y resistentes a los procesos de alteración), siempre que todos los poros estén rellenos y no exista una matriz fina de caracter arcilloso.
Los cementos carbonáticos suelen estar compuestos por calcita (ver cementos en el apartados de rocas carbonatadas). En general este tipo de cementos suele darle a la roca buenas condiciones de resistencia y durabilidad (siempre y cuando los poros esten rellenos y la permeabilidad sea baja o nula).
Los cementos ferruginosos estan compuestos por óxidos y oxhidróxidos de Fe (y algo de Mn). Las variedades mineralógicas mayoritarias presentes son una combinación de hematites (Fe2O3), goetita (HFeO2), lepidocrocita (FeO(OH)) y limonita (Fe(OH)3). La cementación con materiales ferruginosos suele ser incompleta, y las rocas suelen ser poco resistentes a los procesos de alteración y mecánicamente débiles.
Aunque la fracción arcillosa de las rocas detríticas es considerada generalmente como matriz, en algunos casos puede considerarse cemento cuando su origen no es detrítico (en general, diagenético). En estos casos, la acción de los agentes degradantes puede ser muy importante, debido a la facilidad de hidratación y deshidratación continuada de algunos minerales de las arcillas, lo cual lleva a la pérdida progresiva de cohesión de las rocas. Además, las características mecánicas son malas, dadas las facilidades de deformación de las rocas a favor del material arcilloso. Morfológicamente, los cementos se pueden clasificar en:
Cementos de contacto: Una pequeña película de material mineral que envuelve y
une los granos entre ellos en los puntos de contacto. La porosidad de las rocas sedimentarias con este tipo de cementos es alta, a menos que el empaquetamiento sea completo o suturado.
Cementos de poros: El cemento rellena los poros entre los granos y matriz,
independientemente de que exista un cemento de contacto previo entre los granos.
Cementos basales: El cemento de poros se puede denominar basal si ocupa
grandes volúmenes de la roca con empaquetamientos flotantes de los granos. En estos casos, lo normal es que la roca haya sufrido un proceso de cementación postdeposicional que ha afectado a toda o parte de la matriz (como es común en algunas rocas carbonatadas). Todo lo relativo a la matriz y cemento de las rocas detríticas constituye un aspecto muy importantes en el estudio y cuantificación de la alteración de materiales rocosos detríticos y de los métodos de restauración, especialmente las consolidaciones, como se verá mas adelante. 2.1.4.Porosidad y empaquetamiento
Características importantes de las rocas detríticas son la porosidad y el empaquetamiento de los clastos, particularmente por su gran influencia en su comportamiento ante los procesos de alteración y en los métodos de restauración.
La porosidad es el volumen total de la roca ocupado por espacios vacíos (rellenos de aire), y se expresa en porcentajes en volumen: Porosidad: (Volumen de poros)/(Volumen total) * 100 Desde un punto de vista práctico, la porosidad que se mide es la porosidad abierta, esto es, aquella fracción de la porosidad total definida por poros intercomunicados entre sí. Esta porosidad da una idea de la permeabilidad del material a soluciones fluidas (líquidas y gaseosas). Aunque de particular incidencia en las rocas detríticas, la porosidad es una propiedad intrínseca a todos los materiales pétreos naturales y artificiales, por lo que se considerará con mayor detalle en el capítulo 5. El empaquetamiento de los clastos se define como la proporción de espacios vacíos o rellenos por cemento o fracción arcillosa fina existentes entre los granos o clastos. Esta característica controla (en parte) la porosidad de la roca y la distribución del tamaño de poro, aspectos que son esenciales al evaluar el transporte de agua por el interior del sistema poroso de las rocas de construcción y ornamentación. El empaquetamiento se mide por la densidad de empaquetamiento, definida en relación con una línea hipotética trazada en la roca (generalmente en lámina delgada) como la longitud de la línea que está ocupa por clastos partido por la longitud total de la línea. Los tipos de empaquetamientos son flotantes (clastos suspendidos), puntual (clastos parcialmente suspendidos y parcialmente con contactos puntuales), tangente (clastos en contactos puntuales y lineales pero con espacios entre ellos), completo (clastos totalmente en contacto) y suturado (clastos totalmente en contacto e interpenetrados, desarrollado por procesos diagenéticos).
Esquema representando los grados de empaquetamiento y su nomenclatura 2.1.5.Rocas detríticas comunes y utilizadas como material de construccion
De entre todos los tipos de rocas detríticas, las más utilizadas como material de construcción y ornamentación lo han sido las areniscas, aunque algunos conglomerados también se han utilizado. Así, por ejemplo, calcarenitas o calciruditas bioclásticas se ha utilizado en muchos de estos monumentos como material de sillería, e incluso en portadas monumentales. Estas rocas son abundantes en las cuencas postorogénicas alpinas de Andalucía (e.g. depresión de Granada, Ronda, Guadalquivir...). Suelen denominarse maciños o con nombres locales (e.g., " piedra hostionera" en Cádiz). Estan constituidas por framentos de rocas calizas y bioclastos mayoritariamente, aunque también presentan granos de cuarzo y de rocas metamórficas alpinas. La matriz es escasa, al igual que el cemento que es de tipo carbonatado, siendo por lo tanto fuertemente porosas y muy susceptibles al deterioro. Este es el tipo de material más utilizado en las construcciones renacentistas y barrocas de la ciudad de Granada (Catedral, Chancillería, San Jerónimo, palacio de Carlos V...), e incluso en algunas construcciones hispano-musulmanas de Granada (aunque en éstas el material más común son los morteros). La llamada arenisca de Villamayor, una arenisca arcósica constituida por fragmentos de feldespatos, cuarzo y granitos y matriz esencialmente arcillosa, ha sido ampliamente utilizada en las construcciones históricas de Salamanca (e.g., la Plaza Mayor, la Universidad, etc). Las columnas del Palacio de Carlos V en Granada están hechas del llamado conglomerado del Turro o piedra almendrilla, un conglomerado formado por cantos redondeados de fragmentos de rocas esencialmente metamórficas variadas (cuarcitas, cuarzo-esquistos, mármoles,...). Las limolitas y arcillas (o pizarras) prácticamente no han sido utilzadas, excepto como piedra de techar. 2.2.Rocas de precipitación química y organógenas
Las rocas de precipitación química incluyen una variedad de tipos como rocas carbonatadas, "cherts" (rocas compuestas por sílice criptocristalina, utilizadas para fabricación de objetos de silex) y evaporitas (compuestas por sales solubles como yeso o halita). Las rocas organógenas incluyen también una variedad de tipos entre los cuales las carbonatadas son el más importante. De todas las rocas no detríticas, las más importantes son las distintas variedades de rocas carbonatadas. Por otra parte, y desde el punto de vista de los materiales de construcción, estas rocas han sido las más ampliamente utilizadas. Por esta razón trataremos sólo las rocas calizas, considerándolas como un grupo de origen diverso, pero en general con importante componente orgánico. Al contrario que las rocas detríticas, las rocas carbonatadas están compuestas por materiales formados en su mayoría en, o muy cerca de, la cuenca de sedimentación. No obstante, parte de sus componentes son materiales que pueden considerarse como detríticos, por lo todos que los conceptos y características discutidas en el apartado anterior les son aplicables, junto con los que a continuación veremos. Los componentes minerales más importantes de las rocas carbonatadas son la calcita (carbonato de Ca) y la dolomita (carbonato de Ca y Mg). De hecho, gran parte de ellas constan casi exclusivamente del calcita, denominándose la roca caliza, o de dolomita, denominándose la roca dolomía. Cuando existen ambos minerales la roca puede denominarse caliza dolomítica (calcita>dolomita) o dolomía calcítica (calcita
La dolomita suele formarse con posterioridad al sedimento carbonatado, generalmente por sustitución de la calcita primaria. Este proceso se denomina dolomitización, y puede ocurrir inmediatamente después del depósito del sedimento o mucho más tarde, afectando a rocas calizas ya consolidadas. Las propiedades ópticas de la calcita y dolomita son muy similares (incoloros, muy alta birrefringencia, lo que supone colores de interferencia blancos de alto orden con iridiscencias, buenas exfoliaciones, y frecuente maclado), por lo que no pueden ser distinguidos al microscopio. Para ello se utilizan técnicas de tinción relativamente simples sobre la misma lámina delgada que permiten distinguir ambos minerales, y así clasificar la roca. Otra forma de conocer la composición de las rocas carbonatadas es añadir una solución acuosa de HCl diluida: si se produce efervecencia (i.e., se libera CO2), la roca es caliza ya que la calcita se disuelve en estas soluciones, al contrario que la dolomita. Por otra parte, en algunos sedimentos recientes el aragonito puede estar presente en cantidades apreciables, pero dado su carácter inestable en condiciones superficiales, tiende a disolverse o a transformarse en calcita, por lo que no forma parte de las rocas consolidadas antiguas. A pesar de esta simplicidad mineralógica, las rocas carbonatadas presentan una gran variedad de componentes de distinto origen (orgánico e inorgánico), así como una gran variedad de texturas. 2.2.1.Componentes de las rocas carbonatadas
De los tres componentes esenciales de las rocas sedimentarias, las rocas carbonatadas no detríticas deben contener menos del 50% de terrígenos (denominados litoclastos). Los componentes principales son, por lo tanto, aloquímicos y ortoquímicos. Los componentes ortoquímicos, definidos como materiales carbonatados inorgánicos precipitados directamente a partir del agua, son difíciles de identificar. Esto se debe a que los procesos orgánicos están muy presentes en los procesos sedimentológicos de carbonatos, y a la facilidad de recristalizaciones y precipitaciones postdeposicionales de los mismos (i.e. cementos). No definiremos por lo tanto componentes ortoquímicos, sino componentes carbonatados micríticos y esparíticos.
La micrita es el sedimento carbonatado de tamaño de grano inferior a 5 micras, por lo que no pueden observarse granos discretos al microscopio, sino una masa informe de tonos más o menos oscuros. Su origen puede ser estrictamente debido a la precipitación directa a partir del agua marina (i.e. ortoquímico s.s.), o a la desintegración de partes duras carbonatadas de microorganismos, como algas verdes. Dado que en muchos casos no se puede distinguir entre ambos tipos, su definición como ortoquímico s.s. no es posible, aunque se puede considerar que son ortoquímicos en sentido amplio. La micrita suele ser la fracción fina o matriz de los carbonatos. La esparita consiste en granos de calcita de tamaño de grano superior a las 5 micras. Normalmente, cuando el tamaño de grano está entre 5 y 10-15 micras se denomina microesparita, reservándose el término de esparita para los granos de
tamaño superior. Este material se encuentra rellenando poros, cavidades y fracturas, por lo que no es un ortoquímico s.s., sino un cemento formado generalmente después del depósito del sedimento carbonatado. La esparita debe ser distinguida de granos de calcita y dolomita producto de recristalizaciones del material original. Estas recristalizaciones pueden afectar selectivamente a algún componente determiando (e.g., bioclastos), o a toda la roca, de manera que no se respetan los contactos entre granos. El cemento de la rocas carbonatadas tiene origenes muy variados. Invariablemente es un cemento carbonático (calcítico o aragonítico). Puede formarse a partir de aguas marinas que rellenan los poros del sedimento, muy cerca de la interfase agua-sedimento. Su origen sería por lo tanto casi contemporáneo del mismo, y su composición puede ser de aragonito o calcita rica en Mg. En este caso, los cristales presentan normalmente habitos fibrosos o aciculares, irradiando de las paredes de los poros sobre las que cristalizan. Tambien puede formarse algo más tarde, cuando el sedimento está ya cubierto por otros materiales y los poros pueden no estar completamente rellenos de agua. Se forman entonces agregados de calcita esparítica de tamaño de grano variable, aunque en general grandes. En estos casos, los poros pueden quedar totalmente rellenos (por precipitación continuada a partir de aguas que circulan por los sedimentos) o no. Aunque el cemento suele ser esparítrico (i.e., de tamaño de grano mayor de 5 micras) en algunos casos tambien puede ser micrítico. Por otra parte, como ya se indicó, la cementación es uno de los principales procesos que producen reducción de la porosidad (e indirectamente de la permeabilidad) en las rocas sedimentarias (y alteradas). Todos los criterios morfológicos descritos en el apartado de rocas detríticas son aplicables a los cementos carbonatados de estas rocas. Los componentes aloquímicos son agregados organizados de sedimentos carbonatados que se han formado dentro de la cuenca de depósito. Incluyen ooides u oolitos, bioclastos, peloides, oncoides u oncolitos, pisoides o pisolitos e intraclastos.
Ooides u oolitos. Son granos esféricos o elipsoidales, de diámetro menor de 2 mm, que presentan una estructura interna constituida por láminas concéntricas regulares de calcita desarrolladas alrededor de un núcleo de origen diverso (bioclasto, litoclasto...).
Peloides. Son granos más o menos redondeados compuestos por micrita y no presentan estructura interna. Su origen es variado, pero una gran parte de ellos son productos fecales de animales comedores de fango, denominándose entonces pellets.
Oncoides u oncolitos. Son granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm que presentan una capa exterior laminada concéntrica sobre un núcleo de origen diverso. La formación de la capa superficial laminada se debe al crecimiento de algas cianofíceas que atrapan material micrítico en suspensión y lo fijan sobre ellas.
Pisoides o pisolitos. Son granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm similares a los oncolitos, que presentan igualmente una capa exterior laminada concéntrica, pero cuyo origen es inorgánco, generalmente bajo condiciones subaéreas. Bioclastos (o fósiles) . Son patrículas esqueletales resíduos completos o fragmentados de las partes duras de organismos secretores de carbonatos. Estas partes duras son generalmente conchas de una gran variedad de organismos (e.g. moluscos, gasterópodos, braquiópodos, equinodermos, artrópodos, foraminífieros, corales, algas). Las partes duras de estos organismos son originalmente de calcita o aragonito. En este último caso, al morir el animal y depositarse su esqueleto o partes duras en el fondo de la cuenca, el aragonito tiende a disolverse por ser inestable, dejando el molde de sus partes duras. Estos huecos son normalmente rellenos por aguas ricas en CO3Ca disuelto, precipitándose calcita esparítica. Cuando las partes duras no han sufrido ningún tipo de modificación, pueden observarse la estructura interna original de la misma.
Aspecto microscópico de los principales tipos de componentes aloquímicos y ortoquímicos de rocos carbonatadas sedimentarias.
I ntraclastos. Son fragmentos de sedimentos carbonatados que fueron depositados sobre la cuenca y que posteriormente fueron removilizados (retrabajados) para dar granos sedimentarios nuevos. Su morfología y composición puede ser muy variada, incluyendo cualquier tipo de aloquímicos y ortoquímicos en cualquier proporción. Sin embargo, al tener la misma edad geológica que el sedimento que los contiene, deben de presentar asociaciones de fósiles compatibles con el mismo.
2.2.2.Compactación de las rocas carbonatadas
A parte de la cementación, la compactación produce una importante reducción de la porosidad en los sedimentos. Este proceso se da cuando el sedimento carbonatado queda cubierto por otros materiales sedimentarios, soportando cierta presión. Se producen entonces reajustes de los componentes para dar texturas más compactas, fracturas de algunos componentes como conchas finas, la adaptación de la matriz micrítica a los bordes de granos aloquímicos, y la deshidratación del sedimento. En general, tras este proceso de compactación, el sedimento puede considerarse ya una roca consolidada. Además, se pueden producir disoluciones debidas a la presión vertical que soportan, formándose contactos de granos indentados y estilolitos, que son superficies irregulares dispuestas de manera más o menos perpendicular al esfuerzo principal mayor. En estas superficies se ha producido una disolución de los componentes carbonatados, quedando como restos insolubles componentes minoritarios como arcillas y oxhidróxidos de Fe. Estas características pueden desarrollarse tambien durante procesos de deformación ajenos a los sedimentarios propiamente dichos. De hecho, muchos casos de estilolitos y contactos indentados se deben a causas deformacionales. Las superficies estilolíticas representan un problema en los procesos de alteración y restauración, ya que son zonas por donde puede penetrar y circular el agua, y por donde la roca puede romperse fácilmente. 2.2.3.Porosidad de las rocas carbonatadas
Cualquier descripción petrográfica de rocas carbonatadas (y en general de rocas sedimentarias) debe incluir una evaluación del tipo morfológico de porosidad y del grado de interconexión de los espacios vacíos, al menos de forma cualitativa (ver capítulo 5). La porosidad de las rocas carbonatadas puede ser de origen primario, formada en la roca desde su depósito, o secundario, formada con posterioridad durante los procesos de diagénesis, y/o alteración de la misma. En las rocas carbonatadas los tipos de porosidad y la interconexión de espacios vacíos son muy variados, tales como intergranulares (localizada entre los granos aloquímicos, en la matriz), intragranulares (localizada dentro de granos particulares, como bioclastos), móldica (producto de disolución de los bioclastos), fracturas (a lo largo de fracturas
discretas), canalizada (dispuesta según sistemas canales variados), vacuolar (en espacios discretos más o menos esféricos), por brechificación (irregularmente distribuida por rotura extensiva), debida a organismos excavadores y comedores de fango (irregular, siguiendo canales por los que los organismos se han desplazado; estas morfologías se suelen denomonar "burrows", término inglés que significa madriguera). 2.2.4.Rocas carbonatadas comunes y utilizadas como material de construcción
Las diferentes clasificaciones de las rocas calizas se basan en las proporciones relativas de micrita y esparita, así como en la naturaleza de los granos aloquímicos existentes (oolitos, bioclastos, etc). Sin entrar en muchos detalles, consideraremos sólo grupos amplios. Así, los tipos constituidos esencialmente por micrita los denominaremos calizas micríticas, y los constituidos esencialmente por esparita y/o cementos calcíticos de tamaño de grano esparítico las denominaremos calizas esparíticas. En el caso de que contengan algún tipo de aloquímico particular, éste se incluirá en el nombre; así por ejemplo, podemos tener calizas micríticas fosilíferas (o biomicritas), calizas esparíticas oolíticas (o ooesparitas), etc. Por otra parte, existen tipos casi exclusivamente organógenos, tales como rocas arrecifales o estromatolíticas, en cuyo caso se denominan ampliamente calizas organógenas o biolititas, pudiéndose especificar el tipo concreto de componentes orgánicos (e.g. biolitita arrecifal). Otro tipo específico de calizas son los travertinos, formados en ambientes de aguas continentales (ríos, lagos, charcas...) por precipitación de calcita a partir del agua sobre juncos y arbustos. Debido a su específico modo de formación, los travertinos son rocas muy porosas y permeables. Otra roca muy abundante son las margas, o rocas compuestas por carbonatos y material detrítico arcilloso en proporciones variables, pero en general en torno al 50 % respectivamente. Son rocas poco compactas, por lo que no han sido utilizadas como material de construcción, aunque son importantes como materia prima para la fabricación de cales hidráulicas y cementos (ver capítulo 4). Todos los tipos de rocas calizas se han utilizado extensivamente como material de construcción a lo largo de la Historia, debido a su abundancia en la superficie terrestre y a su fácil extracción y labrado. Sin embargo, estas ventajas se contrarrestan con su relativa tendencia a la alteración, debido a que son rocas reactivas ante la acción de los agentes degradantes atmosféricos. De hecho, son especialmente sensibles a los efectos de la polución atmosférica, por lo que los monumentos realizados con este tipo de rocas localizados en áreas urbanas sufren un proceso de degradación mucho más importantes y más rápido que aquellos que han sido construidos con otros materiales silicatados más resistentes (e.g., cuarcitas, granitos). Ejemplos de monumentos construidos y ornamentados con rocas carbonatadas hay muchos. Particularizando en el entorno que nos rodea, tenemos la gran mayoría de los monumentos andaluces de las provincias de Sevilla, Cádiz, Granada, Córdoba y Málaga. Un tipo de
caliza muy utilizada en los monumentos andaluces son calizas micríticas más o menos fosilíferas. Generalmente son de color grisáceo a blanco y grano muy fino (micrítico) poco porosa y permeable, y presentando bioclastos a escala microscópica y a veces macroscópica (e.g. ammomites). En Granada, ha sido muy utilizada la caliza micrítica de Sierra Elvira, particularmente en las fachadas monumentales de los edificios renacentistas y barrocos. Sin ser una roca tan alterable como las calcarenitas bioclásticas, también sufre procesos importantes de deterioro. Otra caliza muy utilizada en los monumentos andaluces son los travertinos. Como se ha indicado anteriormente son rocas muy porosas y permeables debido a su génesis en ríos o áreas lacustres provistas de vegetación. A pesar de ello, son rocas muy resistentes a la alteración debido la presencia de calcita esparítica de grano muy fino en torno a los poros y huecos, y su alta permeabilidad, que permite un rápido drenaje del agua absorbida. En Granada, este tipo de caliza se ha utilizado, por ejemplo, en la construcción de muros, como en el Hospital Real y en la Chacillería. Otro ejemplo de su utilización es el Coliseo de Roma. Otros tipos de rocas carbonatadas utilizadas como materiales de construcción son bioesparitas de grano medio a grueso (e.g., calizas de crinoides de Sierra Elvira, utilizadas en algunas portadas monumentales de Granada) y micritas fosilíferas nodulosas de tonos rojizos muy abundantes en la Cordilleras Béticas, (e.g., parte de la decoración interior del Monasterio de la Cartuja de Granada).
3.Rocas Metamórficas Debido a la actividad tectónica de la corteza terrestre, las rocas ígneas y sedimentarias formadas en ambientes determinados y bajo condiciones ambientales precisas, pueden ser sometidas a nuevas condiciones (esencialmente de presión y temperatura). Bajo las nuevas condiciones, y frecuentemente bajo la acción de esfuerzos tectónicos (ligados, por ejemplo, a la formación de cadenas montañosas), las rocas preexistentes se transforman textural, estructural y mineralógicamente en estado sólido, dando lugar a las rocas metamórficas. Su característica fundamental es el presentar textura blástica (i.e., recristalización en estado sólido), y en los casos de haber sufrido deformación, fábricas anisótropas. Las características petrográficas de estas rocas son especialmente complicadas, dados los procesos de transformación en estado sólido que han sufrido, generalmente acompañados de intensa deformación. Debido al carácter gradual de las transformaciones metamórficas (y deformacionales), las características de este tipo de rocas tambien gradan desde ígneas o sedimentarias a puramente metamórficas. Dado que este tipo de rocas no ha sido muy utilizado como material de construcción (exceptuando los mármoles), no entraremos en muchos detalles, que complicarían excesivamente su descripción. Las clasificaciones de este tipo de rocas se basan en la composición global de la misma, el origen de la roca original o protolito (ígneo o sedimentario), sus características texturales, estructurales y de fábrica, y en el tipo de metamorfismo sufrido. En cuanto al tipo de metamorfismo sufrido, se subdividen en rocas de metamorfismo regional y de metamorfismo de contacto. Las primeras se forman en áreas orogénicas amplias, a lo largo de cientos de km, soliendo presentar foliaciones e importantes
deformaciones. Las segundas se forman en torno a los contactos entre cuerpos magmáticos intrusivos y las rocas encajantes, en respuesta al incremento de temperatura que sufren las rocas adyacentes al ponerse een contacto con los cuerpos ígneos. Este tipo de rocas no sufre esfuerzos dirigidos especialmente intensos durante la blastesis mineral, por lo que suelen ser rocas no foliadas (exclusivamente blásticas). En cuanto al origen de la roca original, se subdividen en rocas ortoderivadas, esto es, originalmente ígneas, y paraderi vadas, esto es, originalmente sedimentarias. En cuanto al criterio composicional, se pueden diferenciar grandes grupos tales como rocas de composición máfica y ultramáfica (procedentes de rocas ígneas máficas como grabros y ultramáficas como peridotitas), pelítica (rocas sedimentarias detríticas arcillosas) y gneísica (rocas ígneas ácidas como granitos y riolitas, y sedimentarias de tipo areniscas arcósicas), carbonáticas (calizas) y calcosilicatadas (calizas impuras con cierta proporción de componente arcilloso y margas). Por otra parte, las condiciones metamórficas de presión y temperatura pueden ser más o menos altas, por lo rocas de la misma composición presentan minerales y texturas distintas en función de la intensidad de las condiciones metamórficas o grado metamórfico. Se diferencian así rocas de grado muy bajo (entre 100 y 200-250 C), bajo (entre 200-250 y 400-450 C), medio (entre 400-450 y 600-650 C) y alto (más de 600-650 C). 3.1.Texturas
Las texturas principales que pueden encontrarse en las rocas metamórficas son cuatro, que se describen a continuación.
Textura granoblástica. Los cristales forman un mosaico de granos más o menos equidimensionales. Los contactos entre granos tienden a formar 120º en puntos donde se juntan tres de ellos (denominados puntos triples). Esto se debe a que esta disposición morfológica en más estable, ya que se minimiza la superficie total de contactos entre granos y por ende la energía de superficie, por comparación con otras disposiciones que implican contactos al azar. Esta textura es común en rocas monominerálicas como cuarcitas y mármoles, así como en rocas de grado metamórfico muy alto como granulitas. Textura lepidoblástica. Está definida por minerales tabulares (en general filosilicatos, normalmente micas y cloritas) orientados paralelamente según su hábito planar. El hecho de que esta textura presente orientación preferente de sus componentes minerales supone que las rocas con esta textura presentan fábrica planar (o plano-lineal), lo que confiere a la roca una anisotropía estructural (foliación) según la cual tiende a exfoliarse. Estas rocas presentan, por tanto, comportamientos mecánicos contrastados según las direcciones perpendicular y paralela a la superficie de foliación. Esta textura es la típica de metapelitas (pizarras, micacitas, esquistos y gneises pelíticos).
Textura nematoblástica. Está definida por minerales prismáticos o aciculares (e.g., inosilicatos, normalmente anfíboles) orientados paralelamente según su hábito elongado en una dirección. Las rocas con esta textura presentarán fábrica lineal (o plano-lineal), lo que igualmente les confiere una anisotropía estructural (lineación) según la cual las rocas tienden a escindirse. Esta textura es típica de anfibolitas y algunos gneises y mármoles anfibólicos. Textura porfidoblástica. Está definida por la presencia de blastos de tamaño de grano mayor (i.e., porfidoblastos) que el resto de los minerales que forman la matriz en la que se engloban. La matriz por su parte puede tener cualquiera de las texturas anteriores (grano-, lepido- o nematoblástica), o una combinación de ellas. Cualquier tipo de roca metamórfica puede tener textura porfidoblástica, y los porfidoblastos pueden ser de cualquier mineral que la forme.
Texturas blásticas en rocas metamórficas. A) Granoblástica. B) Lepidoblástica. C) Nematoblástica. D) Porfidoblástica Estas cuatro texturas pueden aparecer en las rocas metamórficas de manera exclusiva. Sin embargo, lo normal es que las rocas metamórficas presenten una combinación de dos o más de ellas. La textura global se describe primero con el de la textura individual más dominante, y a continuación el resto (e.g., porfido-grano-lepidoblástica).
Combinaciones de texturas en rocas metamórficas. a) Granolepidoblástica. b) Granonematoblástica. c) Granoporfidoblástica. A parte de estas texturas, existen texturas particulares que suelen proporcionar información sobre los procesos reaccionales que han sufrido estas rocas. No entraremos en ellas ya que tienen un interés genético más que descriptivo. Si acaso, nombrar la textura poiquiloblástica, definida, al igual que en rocas ígneas, por cristales porfidoblásticos que incluyen a otros minerales más pequeños. 3.2.Estructuras y microestructuras
Las estructuras encontradas en las rocas metamórficas dependen de si ésta ha sufrido o no deformación, y del tipo de estructuras de las rocas originales, ígneas o sedimentarias. En el caso de no haber sufrido deformación (como sería el caso típico de las rocas de metamorfismo de contacto), no suele existir orientación preferencial de los blastos minerales. La fábica sería por lo tanto generalmente isótropa. En estos casos, se encuentran estructuras bandeadas, que pueden ser relictas de estructuras sedimentarias antiguas (como superficies de estratificación), o desarrolladas durante el propio proceso metamórfico (e.g. diferenciados metamórficos, migmatitas estromáticas), estructuras masivas (e.g. granulitas y mármoles corneánicos, algunas serpentinitas) y estructuras nodulosas (e.g. corneanas nodulosas o moteadas).
En el caso de que las rocas hayan sufrido deformación contemporánea con el metamorfismo (rocas de metamorfismo regional), todos o parte de los blastos minerales presentan orientaciones morfológicas (fábrica) y/o cristalográficas (fábrica cristalográfica) preferentes. Las estructuras y las fábricas encontradas son en parte equivalentes. La estructura más común es la bandeada que, además, presentará orientación preferente de los minerales paralelamente al bandeado. Tanto en las rocas no deformadas como en las deformadas (aunque especialmente en estas últimas) se pueden encontrar características estructurales penetrativas en grandes volúmenes de rocas, independientemente de su estructura básica. Se dice que una característica es penetrativa cuando se encuentra homogéneamente distribuida por toda la roca a una escala determinada, lo cual supone que se repite en el espacio de manera constante. Normalmente, la escala es pequeña, esto es microscópica o de muestra de mano. En las rocas metamórficas las estructuras penetrativas son la foliación y la lineación, caracterizadas por la existencia de cualquier superficie o línea, respectivamente, presente en la roca de forma penetrativa. Estas estructuras imprimen la facilidad de rotura a favor de las mismas. En las rocas metamórficas deformadas, tanto las foliaciones como las lineaciones son el resultado de la deformación sufrida ante la acción de esfuerzos dirigidos (i.e., esfuerzos no hidroestáticos). Además de las estructruras anteriores, existen muchos tipos de microestructuras particulares sobre las que no entraremos dada su complejidad. Si acaso, sólo mencionar las sombras de presión, que, como su nombre indica, suponen la presencia de zonas donde los esfuerzos deformacionales han sido menores debido a la acción "protectora" de porfidoblastos. Estas zonas se identifican fácilmente al microscopio ya que no están tan deformadas como el resto de la roca y suelen presentar texturas granoblásticas.
Esquema que representa distintos tipos de foliación.
Esquema que representa distintos tipos de lineación 3.3.Rocas metamórficas comunes y utilizadas como material de construcción
A partir de los criterios de tipo y grado de metamorfismo, texturas, estructuras y fábricas, y composición de la roca original, se pueden clasificar las rocas metamórficas. Las más comunes son las que siguen. Pizarra y filita. Rocas pelíticas de grano muy fino a fino. Está compuestas esencialmente
de filosilicatos (micas blancas, clorita,...) y cuarzo (si es muy abundante puede denominarse entonces cuarzofilita); los feldespatos (albita y feldespato potásico) también suelen estar presentes. Este tipo de roca presentan foliación por orientación preferente de los minerales planares (filosilicatos), y son fácilmente fisibles. Esquisto. Roca pelítica de grano medio a grueso y con foliación marcada (en este caso de
denomina esquistosidad ). Los granos minerales pueden distinguirse a simple vista (en contra de las filitas y pizarras). Los componentes más abundantes son moscovita, biotita, plagioclasas sódicas, clorita, granates, polimorfos del silicato de aluminio (andalucita, silimanita, distena), etc. A veces pueden tener altas concentraciones de grafito, por lo que toman un color oscuro (al igual que las pizarras y filitas). Gneiss. Rocas cuarzofeldespática de grano grueso a medio, con foliación menos marcada
que en los esquistos debido a la menor proporción de filosilicatos (esencialmente moscovita y/o biotita). Para definir una roca como gneiss debe contener más de un 20 % de
feldespatos. Su origen es diverso, pudiendo derivar tanto de rocas ígneas (ortogneisses) como sedimentarias (paragneisses); algunos gneisses se producen en condiciones de alto grado por fusión parcial de esquistos u otros gneises, denominándose gneises migmatíticos. Anfibolita. Roca compuestas esencialmente por anfíboles (en general hornblenda) y
plagioclasa de composición variable. La esquistosidad no suele estar muy desarrollada, aunque los prismas de anfíbol suelen estar orientados linealmente (lo cual genera lineación). Proceden en su mayoría de rocas ígneas básicas (ortoanfibolitas) y margas (paraanfibolita). Mármol. Roca de grano fino a grueso compuesta esencialmente por carbonatos (calcita y/o
dolomita) metamórficos. Normalmente, los mármoles no presentan foliación, debido a la ausencia o escasez de minerales planares. Su estructura es variada, aunque abundan la masiva y bandeada, y su textura es típicamente granoblástica. Su color es muy variado, desde blanco, gris, rosa a verde. Resultan de la recristalización de rocas calizas de cualquier tipo, por lo que no pueden observarse los componentes originales como bioclastos, oolitos, etc. Los mármoles no deben confundirse con calizas esparíticas sedimentarias, que sí presentan los componentes originales, aunque más o menos modificados por los procesos diagenéticos. De hecho, gran parte de las rocas que comercialmente se conocen con el nombre de mármol, son rocas carbonatadas sedimentarias. Cuarcita. Roca de grano medio a fino, constituida esencialmente por cuarzo (más del 80
%) y algo de micas y/o feldespatos. Las cuarcitas derivan de rocas sedimentarias detríticas ricas en cuarzo (areniscas cuarcíticas) con las que no deben confundirse. Son rocas masivas o bandeadas, sin foliación marcada y textura granoblástica deformada o no. Corneana. Roca no esquistosa desarrollada por metamorfismo de contacto sobre rocas
originariamente pelíticas. La composición mineral es muy similar a la de los esquistos, aunque presentan algunas diferencias mineralógicas, como cordierita y andalucita. La textura es granoblástica, la estructura generalmente masiva masiva y la fábrica no orientada. Cuando una roca metamórfica es de contacto suele ser adjetivada con el término “corneánico/a”, independientemente que su composición sea o no pelítica (e.g., mármoles corneánicos). Serpentinita. Roca compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina
(antigorita, crisoltilo, lizardita...), con proporciones variadas de clorita, talco, y carbonatos (calcita, magnesita). Son rocas generalmente masivas, aunque pueden presentar cierto bandeado composicional. Proceden de rocas ultrabásicas, constituidas esencialmente por olivino y piroxenos, hidratadas durante el proceso metamórfico. Estas rocas son conocidas comercialmente como mármoles verdes, aunque en sentido estricto no son mármoles. Estos tipos descritos pueden proceder una misma roca, difiriendo en cuanto al grado metamórfico sufrido. Así por ejemplo, una pelita (o metapelita) de grado muy bajo se denomina en general filita o pizarra, en grado bajo sería una micacita o un esquisto, en grado medio un esquisto y en grado alto un esquisto o un gneis pelítico; una roca máfica sería un esquisto verde en grado bajo (esquisto con abundante clorita y albita) o una anfibolita en grado medio.
Las rocas metamórficas foliadas (e.g., esquistos, gneises) no han sido especialmente utilizadas como material de construcción debido a la fuerte anisotropía que presentan en cuanto a sus características mecánicas, que suponen una fácil exfoliación y rotura paralelamente a la superficie de foliación y/o lineación. Esta propiedad, no obstante, las ha hecho útiles como material de techado y calzado de elementos constructivos como sillares o tambores de columnas. Algunas rocas con fábricas isótropas o debilmente anisótropas, como mármoles y cuarcitas sí han sido utilizadas más frecuentemente, tanto como materiales de construcción como ornamentación. En concreto, las cuarcitas suelen utilizarse como material para la construcción de muros, como en el caso del conjunto monumental de Cáceres. Este tipo de rocas son muy resistentes a la alteración, aunque presentan problemas de extracción y labrado (son rocas muy duras). Los mármoles por el contrario sor rocas muy vistosas y se labran con facilidad, por lo que han sido utilizados más a menudo como material de ornamentación y escultórico. Son famosos los mármoles de Euboia en Grecia y Carrara en Italia, fuente de las esculturas griegas, romanas y del renacimiento italiano. Aunque los mármoles son en general muy apreciados, los tipos más valiosos desde el punto de vista artístico son los de grano fino debido a que en las variedades de grano grueso, la perfecta exfoliación de la calcita en tres direcciones puede ser un obstáculo para la precisión del trabajo escultórico de detalle. Por otra parte, el mármol presenta problemas similares a los de las rocas calizas en cuanto a procesos de alteración se refiere, afectándole particularmente incrementos térmicos continuados y condiciones atmosféricas polucionadas, aunque el hecho de ser una roca poco porosa en relación con la mayoría de las calizas hace que sea menos suceptible a la alteración por infiltración de soluciones acuosas agresivas. El caracter muy vistoso de algunas rocas metamórficas hace que hayan sido utilizadas como material de ornamentación. Este es el caso de las serpentinitas, rocas muy blandas (H=2.5-4), aunque con fuerte colorido en tonos verdosos. Ejemplos los tenemos en los medallones de las fachadas de la Real Chancillería y del palacio de Carlos V en Granada. Como roca ornamental este tipo de roca ha sido utilizado tanto en los edificios de la Grecia clásica como de Roma, debido a la proximidad de canteras (Tesalia, Grecia, y Piedmont, Italia). Existen un número elevado de variedades, como el “verde antico” ( Lapis Atracius de los romanos), procedente de Larissa, Grecia, que es la variedad clásica, el “ rosso di Levanto”, de Levanto, Italia, el “ marmol de Tynos” (o “vert Tynos”), de la isla de Tynos, Grecia Si bien este tipo de rocas suele resistir bien la alteración, presentan problemas si contienen cantidades apreciables de carbonatos (calcita y/o magnesita) y si se encuentran en áreas polucionadas, debido a la reactividad de éstos. Algunos tipos de gneises y calcoesquistos bandeados y plegados han sido utilizados también como material de ornamentación debido a su caracter vistoso, aunque no como material de construcción con funciones estructurales.
4.Asociación de rocas en los monumentos Una buena parte de los edificios históricos presentan en su fábrica y en su ornamentación un numero moderado de materiales pétreos naturales (excluyendo morteros, ladrillos etc.). Aunque no es posible dar cifras globales debido a la elevada casuística existente, es fácil encontrar edificios con 4 o 5 tipos de piedra distintos. Normalmente, estas piedras distintas cumplen funciones constructivas y ornamentales diferentes. La fábrica, esto es, muros, columnas, arcos, etc., suele estar formada por uno o dos tipos de roca. Para los detalles ornamentales, por contra, se suele recurrir a varios tipos de rocas distintas. El porqué de esta variabilidad puede encontrarse en una conjunción de criterios técnicos (i.e., adecuación de los materiales a su función constructiva y ornamental) y económicos (i.e., disponibilidad financiera por parte de la persona o institución que encargar la obra). Estos últimos criterios condicionan claramente la riqueza del edificio, tanto en sus materiales como en sus valores plásticos. Un ejemplo claro en este sentido es el del palacio de Carlos V en Granada. Concebido como palacio real, el material elegido originalmente para las columnas de los dos cuerpos del patio circular interior fue mármol. Debido a la escasez de fondos, generada al menos en parte por la rebelión de los moriscos de mediados del s. XVI, las columnas se construyeron finalmente de un conglomerado. Una vez identificados los materiales pétreos que forman un edificio, y sus funciones constructivas y ornamentales, es posible deducir la lógica seguida por el constructor del mismo. No obstante, las
5.Aspectos Relativos a la Explotación de Canteras
BIBLIOGRAFIA Adams, A.E., MacKenzie, W.S. & Guilford, C. (1984): Atlas of Sedimentary Rocks under the Microscope. Longman Group Ltd. Essex. Bard, P.J. (1985): Microtexturas de Rocas Magmáticas y Metamórficas. Masson S.A. Barcelona. Castro, A. (1989): Petrografía Básica. Paraninfo. Madrid. MacKenzie, W.S., Donaldson, C.H. & Guilford, C. (1982): Atlas of Igneous Rocks an their Textures. Longman Group Ltd. Essex.
Rocas igneas
Se originan a partir de un magma (rocas fundidas a muy alta temperatura). El término ígneo deriva del latín igneus, es decir, ardiente. Las rocas ígneas se solidifican cuando se enfría el magma, sea bajo tierra o en la superficie. Las más antiguas tienen al menos 3.960 millones de años, mientras que las más jóvenes apenas se están formando en estos momentos. El granito es la roca ígnea más corriente, aunque existen más de 600 tipos. Hay dos tipos de rocas ígneas que se distinguen porque en un caso el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse y endurecerse, y en el otro no. El magma que cristaliza bajo tierra forma rocas ígneas intrusivas. El que alcanza la superficie antes de solidificarse forma las rocas ígneas extrusivas. Rocas ígneas intrusivas : Las rocas ígneas que se forman en profundidad se enfrían más lentamente que las formadas en superficie, por lo que tienden a ser de grano más grueso y no contienen inclusiones gaseosas o de vidrio. Los grandes cristales normalmente se empaquetan de forma compacta, confiriendo un aspecto granuloso a la roca. Hay dos tipos de rocas ígneas intrusivas. Las hipoabisales se forman justo debajo de la superficie, normalmente en diques y sills. Las rocas plutónicas se forman a mayor profundidad y se emplazan en forma de plutones y batolitos. Las rocas ígneas intrusivas quedan expuestas a la superficie si las rocas que las cubren desaparecen por efecto de la erosión. Rocas ígneas extrusivas : Si el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse, forma rocas ígneas extrusivas de grano fino, también llamadas rocas volcánicas, ya que el magma surge por los volcanes. Las rocas ígneas extrusivas tienen formas fluidas y cristales de poco tamaño que crecen rápidamente, y suelen contener inclusiones de vidrio y de gas.
Composición : Las rocas ígneas están compuestas esencialmente por silicatos, generalmente ortosa, plagioclasa, cuarzo, mica biotita, olivino, anfíboles y piroxenos. Cada tipo de roca ígnea contiene distintas proporciones de estos minerales. Clasificación : Las rocas ígneas se clasifican según la cantidad de sílice que contienen. También se pueden agrupar por el tamaño de los cristales. El tipo de magma, la forma en que viaja hasta la superficie y la velocidad de enfriamiento determinan la composición y características como el tamaño del grano, la forma de los cristales y el color. El tamaño del grano indica si una roca ígnea es intrusiva (de grano grueso) o extrusiva (de grano fino). Las primeras, como el gabro, tienen cristales de más de 5 mm de diámetro; las rocas de grano medio, como la dolerita, tienen cristales de entre 0,5 y 5 mm de tamaño; por último, las de grano fino, como el basalto, tienen cristales de menos de 0,5 mm. La forma de los cristales es otro indicador del origen de la roca. Un enfriamiento lento permite que los minerales tengan tiempo de d esarrollar cristales bien formados (idiomórficos). Un enfriamiento rápido sólo permite la aparición de cristales mal formados (alotriomórficos). El color puede ayudar a establecer la composición química de una roca. Las ácidas de color claro contienen más del 65 por ciento de sílice. Las básicas son oscuras, tienen un bajo contenido en sílice y una mayor proporción de minerales ferromagnesianos oscuros y densos como la augita. Las intermedias se sitúan entre las dos anteriores en cuanto a composición y, por lo tanto, también en color.
Rocas sedimentarias
Se forman en la superficie terrestre o cerca de ella. Normalmente, la roca se fragmenta y se disuelve por acción de la meteorización y la erosión, las partículas se sedimentan y los minerales disueltos cristalizan a partir del agua y forman sedimentos. Los componentes de la roca fragmentada son transportados por el agua y el hielo y, enterrados a poca profundidad, se convierten en nuevas rocas. Las rocas sedimentarias se disponen en capas, las más recientes situadas sobre las más antiguas, lo que permite a los geólogos conocer la edad relativa de cada capa. Las rocas sedimentarias suelen contener fósiles, que pueden ser de utilidad tanto para datar las rocas como para determinar su origen. Existen tres grupos principales: orgánicas, detríticas y químicas.
Rocas sedimentarias orgánicas : Las rocas sedimentarias orgánicas se forman a partir de restos vegetales o animales. Por lo general contienen fósiles, y algunas están compuestas casi íntegramente de restos de seres vivos. Por ejemplo, el carbón se forma a partir de capas de material vegetal comprimido. La mayor parte de la piedra caliza procede de restos de criaturas marinas. Rocas sedimentarias detríticas : Las rocas sedimentarias detríticas están constituidas por partículas de rocas más antiguas que pueden estar situadas a cientos de kilómetros. Las rocas de origen se fragmentan debido a la lluvia, la nieve o el hielo, y las partículas resultantes son arrastradas y depositadas como sedimentos en desiertos, en playas o en los lechos de océanos, lagos y ríos. Las rocas detríticas se clasifican de acuerdo con el tamaño de las partículas que contienen. La arenisca es un ejemplo de roca sedimentaria detrítica. Rocas sedimentarias químicas : Las rocas sedimentarias químicas se forman a partir de minerales disueltos en el agua. Cuando el agua se evapora o se enfría, los minerales disueltos pueden precipitar y formar depósitos que pueden acumularse con otros sedimentos o formar rocas por su cuenta. Las sales son un ejemplo habitual de rocas sedimentarias químicas. Formación de rocas sedimentarias : El proceso que convierte los sedimentos no consolidados en roca se denomina litificación. A diferencia de las rocas metamórficas, las sedimentarias se forman cerca de la superficie terrestre, bajo presiones y temperaturas relativamente bajas. Los sedimentos más antiguos quedan enterrados bajo las nuevas capas y se van endureciendo gradualmente por la compactación y la cementación. La compresión que sufren esos sedimentos para formar rocas se denomina compactación. A medida que se van amontonando las capas de sedimentos, las más inferiores van quedando aplastadas por el peso de las superiores. El grado de compresión que pueden soportar depende del tipo de sedimento. El sedimento de grano fino se puede reducir a una décima parte de su grosor original en un proceso del que se obtiene la argilita (roca constituida por arcillas), mientras que la arena se puede comprimir muy poco. Los sedimentos suelen contener una gran cantidad de agua entre las partículas que se expulsan durante la compactación. Los componentes minerales disueltos pueden cristalizar a partir de esa agua y cementar los sedimentos. Los cementos minerales más comunes son la calcita y el cuarzo. Clasificación de las rocas sedimentarias : La apariencia de una roca sedimentaria queda determinada por las partículas que contiene. Características como el tamaño y la forma del grano o la presencia de fósiles pueden ayudar a clasificar este tipo de rocas. El tamaño de los granos de las rocas sedimentarias varía mucho, desde grandes cantos hasta las minúsculas partículas de arcilla. Los conglomerados y las brechas, compuestos de guijarros y cantos rodados, son las rocas sedimentarias de grano más grueso; la arenisca está formada por partículas del tamaño de granos de arena y el esquisto es la roca sedimentaria de grano más fino. La forma de los granos que integran las rocas sedimentarias depende de cómo éstos se han transportado. La erosión del viento crea partículas de arena esféricas y guijarros angulosos. La del agua origina partículas de arena angulosas y guijarros esféricos. Los
fósiles son restos animales o vegetales conservados en cap as de sedimentos. El tipo de fósil que contiene una roca indica su origen. Por ejemplo, un fósil marino sugiere que la roca se formó a partir de sedimentos depositados en el lecho oceánico. Los fósiles suelen aparecer principalmente en rocas sedimentarias, nunca en las ígneas y raramente en las metamórficas.
Rocas metamórficas
En la profundidad de la corteza terrestre, las temperaturas y las presiones son altísimas. Dentro de nuestro planeta, el grupo de minerales que compone una roca se puede transformar en otro que sea estable a presiones y temperaturas superiores. Las rocas situadas cerca de un cuerpo de magma caliente se pueden transformar por la acción del calor. Las rocas que han sido enterradas a gran profundidad por la acción de placas tectónicas convergentes pueden transformarse por el aumento de la presión y de la temperatura. Ese cambio se denomina metamorfismo, un proceso que puede modificar cualquier tipo de roca, sea sedimentaria, ígnea o incluso metamórfica. Por ejemplo, la piedra caliza, que es sedimentaria, puede convertirse en mármol, y el basalto, que es ígneo, en una roca verde, anfibolita o eclogita. Temperatura y presión : Cuanto mayor sea la profundidad a la que esté enterrada una roca, más calor y mayor temperatura soportará. Con cada kilómetro de profundidad la temperatura aumenta unos 25°C y la presión, unas 250 atmósferas. El aumento de la temperatura y de la presión puede transformar las rocas en dos aspectos: pueden cambiar el conjunto de los minerales presentes en la roca preexistente (la paragénesis) y formar un conjunto nuevo, y también pueden cambiar el tamaño, la forma y la disposición de los cristales en la roca. Ambos procesos pueden causar la destrucción de los cristales preexistentes y generar cristales nuevos por recristalización. El metamorfismo tiene lugar con temperaturas de 250 a 800°C; con temperaturas superiores a 650°C, las rocas se pueden fundir para formar magma y una roca “mixta” denominada migmatita. Metamorfismo regional : A medida que se forman las montañas, grandes cantidades de roca se deforman y se transforman debido a un proceso llamado metamorfismo regional. Las rocas enterradas a poca profundidad descienden a mayores profundidades, donde a temperaturas y presiones superiores se pueden formar nuevos minerales. Una zona que ha sufrido el proceso de metamorfismo regional puede ocupar miles de kilómetros cuadrados. Este tipo de metamorfismo se clasifica en grado bajo, medio y alto en función de las temperaturas alcanzadas. La pizarra, el esquisto y el gneis son ejemplos de rocas afectadas por el metamorfismo regional. Metamorfismo de contacto : El metamorfismo de contacto se da cuando las rocas son calentadas por un cuerpo de magma. Los fluidos liberados por ese proceso pueden atravesar las rocas y seguir transformándolas. La zona afectada situada en torno a una intrusión ígnea o un flujo de lava se denomina aureola. Su tamaño depende del de la intrusión y de la temperatura del magma. Los minerales de la roca original pueden transformarse de modo que la roca metamórfica resultante sea más cristalina, y en el proceso pueden desaparecer componentes, como los fósiles. Las corneanas son el resultado habitual del metamorfismo de contacto.
Metamorfismo dinámico : El metamorfismo dinámico es una forma secundaria de metamorfismo que se da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la corteza terrestre, en especial a lo largo de sistemas de fallas. Grandes masas de roca se superponen a otras rocas y, en los puntos donde entran en contacto, se forman unas rocas metamórficas denominadas milonitas. La clasificación de las rocas metamórficas : Las rocas metamórficas presentan una serie de características comunes. El análisis de la estructura, el tamaño del grano y el contenido mineral puede ayudar a clasificar estas rocas. El término textura hace referencia a cómo se orientan los minerales en el seno de una roca metamórfica. La orientación de los cristales indica si la roca se ha formado como consecuencia de un aumento de presión y de temperatura, o bien, sólo por un incremento de esta última. En las rocas metamórficas de contacto, los minerales suelen estar ordenados al azar. En las de metamorfismo regional, la presión a la que se ha visto sometida la roca suele provocar que determinados minerales se alineen. El tamaño de los cristales refleja el grado de calor y presión al que se ha expuesto la roca. En general, cuanto más altas hayan sido la presión y la temperatura, mayores serán los cristales. Por ejemplo, la pizarra, que se forma bajo poca presión, es de grano fino; el esquisto, que se forma a temperaturas y presiones moderadas, es de grano medio; y el gneis, formado a altas temperaturas y presiones, es de grano grueso. La presencia de determinados minerales en las rocas metamórficas puede ayudar en el proceso de identificación. El granate y la cianita se dan en el gneis y el esquisto, mientras que en la pizarra suelen encontrarse cristales de pirita.
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TEXTURAS DE TENDENCIA EQUIGRANULAR 1. TEXTURA GRANULAR. 2. TEXTURA INTERGRANULAR. 3. TEXTURAS DE ACUMULADO.
TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Se define por el caracter equidimensional de los granos minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca tonalítica con cristales de biotita (marrón), plagioclasa (prismáticos maclados) y cuarzo (centro). Poseyendo estos formas variadas (tabulares, prismáticas o
irregulares) el caracter equigranular y le aporta el aspecto granudo. Esta textura implica un único ritmo de enfriamiento relativamente lento. Subir
TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Por su génesis, las rocas plutónicas son proclives a desarrollar estas texturas granulares. Un ejemplo típico es el que se observa en las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) donde se puede ver una roca granítica con varios cristales de cuarzo (centro y arriba-derecha) y feldespatos (abajo-derecha). Subir
TEXTURA INTERGRANULAR: Cuando la roca presenta un entramado de cristales tabulares de plagioclasa entre los cuales ha cristalizado olivino y/o piroxeno. Esta textura es típica de rocas básicas y puede transitar a otras de tipo ofítico o subofítico, que son de caracter inequigranular. El origen de esta textura puede estar ligado a una baja tasa de nucleación pero rápido crecimiento de la plagioclasa, frente a las otras fases minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca gabroidea (norita) con listones de plagioclasa (incolora con bajo relieve) que deja huecos donde ha cristalizado olivino (alto relieve y birrefringencia elevada) y ortopiroxeno (inoloro de alto relieve con colores de birrefringencia en tonos grises. También se aprecia anfíbol intersticial de color marrón. Subir
TEXTURA DE ACUMULADO (MESOACUMULADO). La baja viscosidad de los fundidos básicos o ultrabásicos permite la separación efectiva de los minerales y que se formen capas de roca con dos o tres fases minerales en las que los cristales en contacto mutuo forman un entramado y otros (postcúmulos) crecen en los espacios que dejan los otros. En función del porcentaje de minerales postcúmulos se usa el término ortoacumulados (25-50%), mesoacumulados (7-25%) o adcumulados (0-7%). En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia un detalle de una roca mesoacumulada, siendo el clinopiroxeno (alto relieve) el mineral cúmulo y la plagioclasa (maclado polisintético) la fase postcúmulo. Subir
TEXTURA DE ACUMULADO (ADCUMULADO). Los adcumulado poseen un entramado denso de cristales que sólo deja de 0 a 7% de espacio para fases postcúmulo. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia una roca adcumulada, siendo la plagioclasa (maclado polisintético) el mineral cúmulo y el clinopiroxeno (fuerte birrefringencia) la fase postcúmulo. Subir Textura
La textura es la relación existente entre los granos de los minerales que forman una roca. Muchos petrólogos utilizan las palabras «textura» y «estructura» como sinónimos y los términos utilizados para «textura» por un autor son utilizados por otros para «estructura» y viceversa. Nuestra selección es, por tanto, arbitraria (los términos y observaciones siguientes están referidos principalmente a las rocas ígneas. Para texturas sedimentarias
rocas sedimentarias, para texturas metamórficas rocas metamórficas). La textura depende de cuatro factores: (1) Tamaño del grano. Las implicaciones de términos tales como grueso, medio y fino, aplicados al tamaño del grano de rocas ígneas y metamórficas son complicadas (rocas ígneas), pero pueden utilizarse los términos afanítico; faneritico; e hialino, sin límites definidos. (2) Forma del grano. Se utilizan tres conjuntos de términos equivalentes para describir la forma del grano: CIPW
Rosembush
Rohrbach
Euhedral
idiomorfo
Automorfo
Granos que presentan undesarrollo total de la forma cristalina
Subhedral
Hipidiomorfo
Hipautomorfo
Granos que muestranalguna traza de una forma cristalina
Xenomorfo
Granos que no muestrandesarrollo de formas cristalinas
Anhedral (a) Aliotromorfo
(a) Puede ser aplicado a la morfología de los granos minerales de las rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas (3) Grado de cristalinidad. Las rocas ígneas formadas totalmente de vidrio se dicen que son holohialinas. Las formadas exclusivamente por cristales se llaman holocristalinas. Aquellas que tienen ambos cristales y vidrio se denominan de las diferentes formas, hemicristalinas, hipocristalinas, hialocristalinas, hipohialinas, merocristalinas. Los vidrios desvitrificados dan texturas tales como variolítica, esferulítica, hialopilitíca y microlitica. La textura intersertal y la hialo – ofítica son variedades de la textura ofítica, en las que los cristales, finos y alargados, de la plagioclasa están rodeados por vidrio en vez de augita. (4) Relación entre los contactos de los granos. a) Texturas granulares. Es conveniente clasificar las texturas granulares de acuerdo con la forma de tos granos que hemos visto en (2). Así, la textura granular panidiomórfica (granular – automorfa y granular – idiomorfa, son sinónimos), implica que todos los granos son euhedrales. De la misma forma granular – hipautomórfica (granular – hipidiomórfica) implica una mezcla de granos euhedrales, subhedrales y anhedrales; y granular xenomórfica (granular-alotromórfica) significa que una roca está construida por granos anhedrales; la textura aplítica (Aplita), textura sacaroidea y textura en mosaico, son sinónimos. b) Texturas porfídicas. Glomeroporfídico; Vitrófido. El sufijo -fido implica textura porfídica. c) Texturas de intercrecimiento. Textura granofídica; textura gráfica; poiquilítica; textura ofítica; textura simpléctica.
[Para otros términos de textura, incluyendo texturas metamórficas (indicadas por «M»), Blasto-; -blástico (M); Cristaloblástico (M); roca cristalina; desvitrificación; discritalino; Equigranular ; eucristalino; eutaxílico; Felsítico; Textura granulítica; Helicítico (M); Lepidoblástico (M); Nematoblástico (M); Estructura palimpséptica (M); Textura perlítica; Textura traquítica. (Cf. Fábrica; Estructura (1))].
Capítulo 8 Mapa geológico
La tarea de campo denominada mapeo geológico, consiste en la representación en un mapa de los distintos cuerpos de roca que componen un terreno. Para el reconocimiento en el terreno y su posterior mapeo, cabe tener en cuenta que las rocas según naturaleza (ígneas: plutónicas y volcánicas; sedimentarias: clásticas, carbonáticas, evaporitas; metamórficas: grados bajo, medio y alto), forman en la corteza terrestre cuerpos rocosos de diferentes formas, que suelen ser característicos de uno u otro tipo de roca. Cuerpos de rocas ígneas plutónicas
Los cuerpos formados por rocas ígneas plutónicas pueden ser de forma globosa o laminar. Los mismos están contenidos en otro/s cuerpos de roca, que se denominan caja o encajonante. La instalación del cuerpo de roca ígnea produce en el encajonante aureolas de metamorfismo térmico, de variado grado de desarrollo. Cuerpos ígneos globosos
Los cuerpos ígneos globosos se denominan plutones. Puede considerarse sinónimo el término stock, que es bastante utilizado. Los plutones son generalmente de forma subcircular en planta, con superficie de hasta algunas centenas de km2. Teniendo en cuenta que se instalan y consolidan en el interior de la Corteza y que alcanzan tamaños considerables, experimentan luego de instalados, un enfriamiento lento y provocan importantes efectos térmicos en la roca de caja. Es destacable que los plutones son siempre cuerpos consolidados en profundidad y que aquellos que pueden estudiarse directamente han sido, junto con su encajonante, llevados a superficie por procesos orogénicos o epirogénicos. La erosión se encarga de remover las rocas que los cubrían, en casos algunos cientos de metros y en otros varios kilómetros en sentido vertical. Cada plutón se concibe como una cámara magmática congelada, es decir un espacio en el interior de la corteza que estuvo ocupado por líquido con cristales en suspensión.
Una asociación de plutones constituye un batolito. Hay dos grandes tipos de batolitos, que destacan el ambiente tectónico de la corteza en la que se instalan; batolitos orogénicos son los que tienen clara relación con procesos de subducción y dan entidad a los conocidos arcos magmáticos; batolitos anorogénicos son aquellos desarrollados en intraplaca, como los asociados a estructuras rift. Los batolitos orogénicos son los que adquieren mayor desarrollo, como el caso del Batolito de los Andes peruanos, formado por centenas de plutones, emplazados durante el Cretácico y Cenozoico, en un lapso de 70 Ma. Entre otros batolitos conocidos, en territorio argentino, se puede mencionar al Batolito de Colangüil en la Cordillera de San Juan, constituido por 23 plutones instalados en el Pérmico, en un lapso de 25 Ma. El Batolito de Las ChacrasPiedras Coloradas es un ejemplo de la sierra de San Luis, y el Batolito de Achala de la sierra de Córdoba. Una importante categorización de plutones se efectúa teniendo en cuenta el momento de instalación con relación a la acción de una determinada actividad orogénica. Son plutones preorogénicos = pretectónicos = precinemáticos, los instalados con anterioridad a dicha orogenia. Normalmente conservan evidencias de su original carácter discordante, aunque atenuadas por adquirir posteriormente y junto con su encajonante, estructuras tectónicas en común (esquistosidad; foliación). Son plutones sinorogénicos = sintectónicos = sincinemáticos, los emplazados durante la orogenia considerada y en ellos se verifica alto grado de concordancia con las estructuras del encajonante. Generalmente tienen forma alargada en la dirección de la esquistosidad o foliación de la roca de caja. Son plutones posorogénicos = postectónicos = poscinemáticos, los emplazados posteriormente a la orogenia en cuestión, netamente discordantes con las estructuras tectónicas del encajonante y en casos muy posteriores temporalmente y sin relación con la orogenia de referencia.
Figura 8.1. Mapa geológico de la sierra de San Luis, simplificado de Sato et al. (2003).
La sierra de San Luis es un buen ejemplo de la ocurrencia de los tres tipos de plutones mencionados. Los movimientos orogénicos de referencia en el caso son los de la Orogenia Famatiniana, ocurrida en el borde Suroeste del Supercontinente Gondwana durante el Paleozoico Inferior, más precisamente en el Cámbrico Tardío y Ordovícico TempranoMedio, aproximadamente 490-470 Ma (Fig. 8.1). Los granitoides pretectónicos de la sierra de San Luis incluyen un subgrupo de pequeños plutones de composición granodiorita-tonalita, y otro formado por plutones de composición granito, algunos alargados en la dirección de la esquistosidad regional. Están caracterizados químicamente como granitos de arco magmático (subducción). Los más notorios se han instalado en sedimentitas ahora transformadas en pizarras y filitas (grado metamórfico bajo), aunque se conserva la aureola de metamorfismo térmico. La relación de contacto con el encajonante revela que ambos están afectados por la esquistosidad famatiniana, de rumbo NNE, muy bien desarrollada en los metasedimentos y si bien menos acentuada y
heterogénea, con continuidad en los cuerpos ígneos. Las edades radiométricas los ubican en el entorno de 510 Ma. Los granitoides sintectónicos de la sierra de San Luis tienen desarrollo en las rocas de grado metamórfico medio y alto. Son pequeños y numerosos, alargados en la dirección de las estructuras metamórficas, destacándose que tanto el contacto con la metamorfita de caja, como las foliaciones de una y otra unidad tienen la misma actitud. No hubo contraste térmico importante entre el intrusivo y la caja, por lo que no hay desarrollo de aureola de contacto ni borde de grano fino en la periferia del plutón (Fig. 8.2). En la composición de estos plutones predomina una granodiorita con granate, biotita y moscovita (leucogranodiorita). Los análisis químicos las definen como magmas formados a expensas de la fusión de rocas de corteza. Las edades radiométricas obtenidas ubican entre 470 y 450 Ma.
Figura 8.2. Mitad septentrional del Plutón sinorogénico Cerros Largos, sierra de San Luis.
Nótese como el plutón, las pegmatitas y facolitos se adaptan a la esquistosidad regional. Simplificado, tomado de Llambías, 2008. Los granitoides postectónicos de la sierra de San Luis son de forma subcircular y gran tamaño, frecuentemente asociados para constituir batolitos, como el de las Chacras (Fig. 8.1). La foliación regional (NNE) es interrumpida por los plutones, claramente discordantes, que contrariamente se alinean con rumbo SSE. Las edades radiométricas son de 420 Ma a 390 Ma.
Cuerpos ígneos laminares
Los cuerpos ígneos laminares son de forma tabular, con relación largo/potencia muy mayor a 1. Se denominan diques si son discordantes con las estructuras del encajonante y filones capa si son concordantes con ellas. En ambos casos el rápido enfriamiento no favorece el desarrollo de metamorfismo térmico significativo en la roca de caja. Los diques generalmente ocupan fracturas producidas en la roca hospedante. Son cuerpos de centímetros a decenas de metros de potencia, aunque pueden tener recorridos de decenas de kilómetros. Los diques en ocasiones son numerosos y paralelos entre sí, constituyendo enjambres. Un ejemplo de enjambre de diques se tiene en Uruguay. El encajonante es un basamento gnéisico-migmático, datado en aproximadamente 2.200 Ma (Proterozoico Inferior), cuyas estructuras metamórficas tienen rumbo ENE-OSO. Los diques son numerosos, integrados por microgabros, de rumbo N70°E, subverticales, con espesor variable desde pocos centímetros hasta 80 m y longitudes que alcanzan hasta 26 km. La datación radiométrica de la roca de dique es de aproximadamente 1.750 Ma. La instalación del magma básico que compone los diques fue respuesta a una distensión que sufrió el basamento en la ruptura de un supercontinente del Proterozoico Inferior. Cabe agregar que los microgabros son utilizados como roca de aplicación, conocida con el nombre comercial de granito negro (Fig. 8.3).
Figura 8.3. Enjambre de diques máficos (microgabros) en Uruguay. Simplificado,
modificado de Oyhantçabal (2010). El otro tipo de cuerpos laminares, los filones capa, se instalan preferentemente en sucesiones estratificadas subhorizontales, sedimentarias o volcano-sedimentarias. Comúnmente forman enjambres, con cuerpos a diferentes niveles estratigráficos, que pueden estar interconectados entre sí. La potencia varía de pocos centímetros a decenas de metros y lateralmente pueden extenderse por decenas de km. Los cuerpos llamados lacolitos pueden confundirse con filones capa. En ambos tanto piso como techo son concordantes con la roca de caja, pero en los lacolitos el techo se ajusta a la superficie convexa desarrollada en las sedimentitas a causa de la intrusión (Fig. 8.4).
Figura 8.4. Lacolitos, superpuestos a distintos niveles estratigráficos, con una alimentación
en común. Modificado de Llambías, 2008. Otra forma de cuerpo concordante de rocas ígneas, se denomina facolito. Se encuentran en sucesiones plegadas inyectadas, preferentemente metamórficas, donde ocupan las charnelas de los pliegues, adelgazándose y desapareciendo en los limbos (Fig. 8.2). Cuerpos de rocas sedimentarias
Las rocas sedimentarias constituyen cuerpos de roca formados por una acumulación de estratos. La forma general de los cuerpos la determina la cuenca sedimentaria que los contiene, que puede corresponder a ambiente continental o marino. En los continentes las cuencas sedimentarias son cerradas, elongadas si se asocian a ambiente orogénico y subcirculares si están implantadas en áreas estables de plataformas y cratones. En ambiente marino las cuencas de sedimentación son abiertas y un límite de referencia lo constituye la línea de costa.
El espesor total de sedimentitas acumuladas en una cuenca sedimentaria es un parámetro importante y varía desde cientos de metros a algunos miles de metros. En todos los casos, la arquitectura interior del relleno cuencal permite identificar cuerpos de roca esencialmente uniformes, denominados litosomas, normalmente interdigitados con otros de distinta litología, sea conglomerádicos, arenosos, lutíticos, carbonáticos, etc. La continuidad de un litosoma y el pasaje (lateral y vertical) de uno a otro, es otra característica que está relacionada con el ambiente de sedimentación. Cuencas continentales
En ambiente orogénico hay varios tipos de cuencas continentales, que por su ubicación respecto al arco magmático se denominan cuenca de antearco, cuenca de intraarco y cuenca de retroarco. Las cuencas de retroarco son las más frecuentes y las de mayor desarrollo. Pueden ser espacios de acumulación sedimentaria producidos en un retroarco en estado de extensión o de compresión. El primer tipo es clasificado como cuenca rift y el segundo como cuenca de antepaís.
Figura 8.5. Bosquejo geológico y sección de la cuenca Cretácico-Eocena del Noroeste
argentino.
En las cuencas rift en retroarco el estado extensional es motivado por ascenso astenosférico, del que resulta un adelgazamiento cortical y colapso por fallamiento directo. El relleno inicial es grosero, con abundante aporte desde los terrenos altos y consiste esencialmente de conglomerados y arenas gruesas, entre las que se intercalan algunas coladas y filones capa de volcanitas, entre ellas basaltos. La frecuente reactivación del sistema de fallas, en un proceso que puede durar varias decenas de millones de años, permite la acumulación de espesores del orden de 3.000-4000 m. Agotado el proceso tectónico (subsidencia tectónica), sucede un proceso de subsidencia regulado por enfriamiento y reajuste de la relación litosfera-astenosfera (subsidencia termal). Los materiales de éste hemiciclo son mayormente arenas y pelitas, que en un tiempo de algunas decenas de millones de años totalizan espesores del orden de 1.000-2.000 m. Visto en conjunto el modelo origina sucesiones granodecrecientes de base a techo. Un ejemplo completo es el de la Cuenca Cretácico-Eoceno del Noroeste argentino, con expansión al Norte hacia Bolivia y Perú (Fig. 8.5).
Figura 8.6. Esquema de cuencas de antepaís en el Terciario del Noroeste de Argentina.
Modificado de Ramos, 1999. En las cuencas de antepaís el acortamiento tectónico crea relieve y al mismo tiempo carga tectónica por fallamiento inverso dirigido hacia el interior continental (antepaís), de lo que resulta una cuenca alargada paralela a la serranía naciente. El transporte de los sedimentos
por desgaste de los terrenos altos, mayormente por sistemas fluviales, deja una sucesión de litosomas de granometría decreciente hacia el exterior, que puede finalizar en ambiente lagunar. La propagación episódica del proceso hacia el antepaís motiva sucesivos desplazamientos del eje de cuenca y los límites entre litosomas. El modelo genera sucesiones granocrecientes de base a techo; en la base de la sucesión predominan sedimentos finos (alternancia de estratos de lutitas y areniscas finas) y hacia el techo lo hacen los sedimentos gruesos (alternancia de conglomerados y areniscas gruesas). Los cambios más notables ocurren en la base de paquetes conglomerádicos, que suelen ser discordantes y marcan los eventos denominados fases tectónicas. Un buen ejemplo es el de las sucesiones terciarias del Noroeste argentino, con un desarrollo en respuesta a tres eventos tectónicos, que generan sucesivamente los paquetes sedimentarios denominados informalmente Calchaquense, Araucanense y Estratos Jujeños (Fig. 8.6). Cuencas marinas
La sedimentación en cuencas marinas genera cuerpos de roca de distintas formas, tamaños y característicos patrones, respuesta al ambiente tectónico. Si partimos de la apertura de un océano por ruptura de una masa continental, el primer paso, como lo expone el Ciclo de Wilson, es la generación de una cuenca "rift". La misma recibe sedimentos continentales, que acumula cientos a algunos miles de metros de espesor, esencialmente clásticos y de granometría decreciente de base a techo (conglomerados; areniscas; lutitas; eventualmente acompañados por diques y coladas basálticas). El continuo proceso de extensión produce repetidas entradas de aguas saladas, seguidas por desecamientos, generando importantes niveles de evaporitas. Luego, la masiva y permanente inundación separa los estadios denominados de "rifting" (ruptura) y "drifting" (deriva). El océano en crecimiento recibe la sedimentación conocida como de "margen pasivo", de plataforma continental hasta el talud oceánico y de aguas profundas hacia las profundidades abisales (Fig. 8.7). Las cuencas de margen pasivo son importantes por la potencial generación de hidrocarburos, como las comprobadas en el litoral de Brasil, en cuencas cretácicas formadas en la apertura del océano Atlántico.
Figura 8.7. Esquema de cuenca sedimentaria en margen pasivo. Nótese la discordancia
existente entre las rocas de basamento y la base de la sucesión sedimentaria, que comienza con conglomerados. El proceso de hundimiento de bloques de corteza ante los esfuerzos extensivos y fallamiento normal, provoca a su tiempo la discordancia entre los sedimentos de rift y de margen pasivo. La nueva corteza oceánica muestra franjas alternantes de polaridad normal y reversa. Las cuencas de sedimentación marinas pueden tener una vigencia que supera la duración de uno o varios períodos geológicos. El análisis de la ruptura del supercontinente Gondwana, es un ejemplo en el que se forman varios océanos, como el Índico y el Atlántico, y procesos incipientes como la apertura del mar Rojo y los "rift" del oriente africano, insumiendo el tiempo ocurrido a partir del Triásico (250 Ma) hasta la actualidad. El análisis de los cuerpos sedimentarios en cuencas marinas, muestra que en general hay mayor continuidad lateral de los litosomas y un cambio ordenado de litologías relacionadas con la profundidad de aguas. Dentro de un mismo ciclo sedimentario, los pasajes verticales suelen ser concordantes, sin interrupciones en el registro temporal y obedecen a cambios en el nivel de las aguas, que produce traslados transgresivos o regresivos en la línea de costa. Una sucesión transgresiva acusa un desplazamiento de los litosomas hacia el interior continental. La sucesión, analizada verticalmente en un determinado lugar, es granodecreciente de base a techo (Fig. 8.8).
Figura 8.8. Sucesión transgresiva. Es notorio que los litosomas cortan las líneas de tiempo
(= diacronismo). Modificado de Camargo Mendes, 1984. Opuestamente, una sucesión regresiva muestra un desplazamiento de los litosomas hacia el mar. La sucesión es granocreciente de base a techo (Fig. 8.9). En sucesiones sedimentarias marinas aparentemente continuas en sentido vertical, el estudio bioestratigráfico detallado puede poner en evidencia interrupciones (una o varias), con falta de registro de variable magnitud (del orden de un Piso, una Serie, un Sistema). En estos casos el deslinde entre dos secciones consecutivas constituye un plano de discordancia erosiva. Frecuentemente coinciden con un cambio en la litología y eventualmente pueden estar señalados por un conglomerado de base en el inicio de la sección superior.
Figura 8.9 Sucesión regresiva. La línea de costa se retira hacia el interior marino. Un corte
vertical es de granometría granocreciente. Modificado de Camargo Mendes, 1984. La relación de sucesiones sedimentarias de diferentes ciclos sedimentarios, con frecuencia se hace mediante un plano de discordancia angular. El paquete de estratos más antiguo ha sido deformado, con desarrollo de pliegues y fallas; con posterioridad fue llevado a superficie y sometido a erosión. La instalación en el lugar de una nueva cuenca de sedimentación posibilita la depositación de sedimentos, que naturalmente lo hacen en estratos horizontales, que a la base pueden ser de granometría grosera y conformar un conglomerado basal. Base topográfica y escala
El mapeo geológico es una práctica de gran importancia para el estudio e interpretación de la Tierra y su historia. Básicamente es la representación en planta (dos dimensiones) de los diversos cuerpos de roca observables en superficie. A las rocas expuestas se las denomina afloramientos, por emerger a menudo de sedimentos modernos que las cubren. El mapa geológico utiliza una base topográfica para asentar los datos tomados en el terreno. Ese mapa se vale de curvas de nivel (o rastras) para denotar los altos y bajos del terreno, con representación de ríos y cordones montañosos, ciudades, estancias, trazado de caminos y vías de ferrocarril. En todo mapa debe señalarse el Norte, la escala gráfica, proyección utilizada y las líneas de referencia que corresponden a coordenadas geográficas, meridianos y paralelos u otra cuadrícula utilizada. Actualmente se prefiere utilizar una base elaborada a partir de imágenes satelitales, como la Carta de Imagen Satelitaria a escala 1:250.000 del Instituto Geográfico Militar.
La escala de un mapa indica la relación que hay entre distancias en el terreno y en el mapa. La escala grande (1:1.000, 1 cm en mapa = 10 m en el terreno; hasta 1:10.000, 1 cm en mapa = 100 m en el terreno) es utilizada en Geología Aplicada, para el mapeo muy detallado de rocas y estructuras en lugares donde será realizada una obra de ingeniería, o en un distrito de interés minero. La escala media (1:25.000, 1 cm en mapa = 250 m en el terreno; hasta 1:250.000, 1 cm en mapa = 2,5 km en el terreno) es adecuada para el trabajo geológico convencional, ya que se ajusta a las dimensión natural de los diferentes cuerpos de roca y de las estructuras tectónicas. Su objetivo es representar las litologías y sus estructuras, la relación entre los cuerpos de roca mapeados y la cronología relativa, ordenándolos por antigüedad en una columna estratigráfica integrada que se ofrece en un lateral del mapa. Además, usualmente el mapa geológico va acompañado de una o varias secciones o perfiles, que revelan las condiciones en profundidad. El mapa geológico de la escala media permite además esbozar una historia geológica o sucesión de eventos acaecidos en la región, lo que se hace en un boletín o texto explicativo del mapa. En nuestro país el Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR) confecciona a escala 1:250.000 las Hojas Geológicas de Argentina, dividiendo el territorio mediante una cuadrícula de 1,5° de longitud por 1° de latitud, por lo que cada una abarca una superficie aproximada de 15.000 km2. La escala chica o regional (1:500.000, 1 cm en mapa = 5 km en el terreno; hasta 1:5.000.000, 1 cm en mapa = 50 km en el terreno) es utilizada para tareas de síntesis de los rasgos geológicos de un país o de un continente. El SEGEMAR prepara mapas provinciales a escala 1:500.000 o 1:750.000 y el Mapa Geológico de Argentina, escalas 1:2.500.000 y 1:5.000.000. La escala más chica, ejemplo 1:10.000.000 (1 cm en mapa = 100 km en el terreno) y menores, es apta para la Geotectónica (Tectónica Global), para la representación de continentes y océanos y los accidentes correspondientes a dorsales oceánicas, trincheras de subducción, sistemas transcurrentes, etc. La distinción en el terreno de los cuerpos de roca que se mapearan es una importante tarea, que requiere de un geólogo con amplia experiencia de campo. También es fundamental establecer las relaciones entre los distintos cuerpos distinguidos, aplicando los principios o leyes de la cronología relativa. Si se trata de sucesiones sedimentarias, incluyendo también a las afectadas por bajo grado metamórfico, se aplicará el principio de superposición. Las relaciones de corte y aureolas de metamorfismo de contacto son excelentes recursos para determinar las relaciones entre cuerpos de rocas ígneas respecto a cuerpos de roca sedimentaria.
Unidades litoestratigráficas
La denominación de los cuerpos de roca distinguidos sigue ciertas normas, establecidas en los Códigos de Nomenclatura Estratigráfica, según la jerarquía para Unidades Litoestratigráficas. La unidad fundamental es la Formación. Dos o más Formaciones pueden reunirse en un Grupo y la Formación puede dividirse en Miembros. Una Formación reúne un conjunto de rocas de litología característica, propiedad que permite diferenciarla de su entorno. Preferentemente se utiliza en rocas sedimentarias y pueden consistir en un solo tipo textural (ej. conglomerados, areniscas, o pelitas), o una alternancia de areniscas y pelitas, o enteramente capas de caliza, etc. Los códigos fijan además la condición de que constituyan cuerpos de dimensiones suficientes para que sean mapeables a escala 1:25.000 o menor. Las rocas volcánicas a menudo permiten separar Formaciones dentro de una sucesión groseramente estratificada. En todos los casos el color es un atributo que ayuda a la individualización. La denominación de las unidades litoestratigráficas se hace agregando a la jerarquía un topónimo. Ejemplos, Formación Balcarce, para las sedimentitas arenosas blancas expuestas en Balcarce y Mar del Plata (Buenos Aires) y Grupo Ventana, para las sedimentitas que constituyen la Sierra de la Ventana (Buenos Aires), integrado con cuatro formaciones. En ocasiones la litología dominante reemplaza a la jerarquía, ejemplo Caliza San Juan para un paquete de calizas de la provincia homónima. Para los cuerpos de roca ígnea también se prefiere reemplazar la jerarquía por la litología característica, ejemplo Granito El Morro (San Luis). También hay cuerpos de roca en los que se entremezclan variadas litologías, generalmente ígneas y metamórficas, a los que se categoriza como Complejo, ejemplo Complejo Buenos Aires en las sierras de Tandil (Buenos Aires). En el área de mapa que ocupa una unidad litoestratigráfica se indican las estructuras presentes, incluyendo la actitud de la estratificación en sedimentitas, existencia de pliegues, distintos tipos de falla y diaclasas, orientación de esquistosidad y foliación en rocas metamórficas. También debe surgir de la observación del mapa la relación entre unidades litoestratigráficas. En el caso de sucesiones sedimentarias, dos formaciones en contacto pueden ser concordantes o discordantes entre sí. La concordancia alude a que no hay una interrupción en el registro, por lo que ambas corresponden a un mismo ciclo sedimentario y deben sus diferencias litológicas a un cambio de la facies sedimentaria. Ejemplo, una sucesión de paleoambiente marino, donde
