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Universidad Nacional Mayor de San Marcos Facultad de Ingeniería Geológica Profesor: Ing. Iván Santos Paredes Tema: Petrología Alumnos: Yaringaño Aquino, Omar Pavia Melgar, Reynaldo Geología General I

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos

Facultad de Ingeniera Geolgica

Geologa General I

Profesor: Ing. Ivn Santos Paredes

Tema: Petrologa

Alumnos: Yaringao Aquino, Omar Pavia Melgar, Reynaldo

Lima-Per

2014ndice: 1. Introduccin Naturaleza y alcance de la petrologa 2. Clasificacin de las rocas Rocas gneas - Constitucin y composicin de los magmas Petrognesis de las rocas gneas Estructura de los minerales silicatos * Grupos olivino, piroxeno, anfboles, micas, slices, feldespatos, feldespatoides y otros minerales - Caractersticas y clasificacin de las rocas gneas Rocas sedimentarias Gnesis de las rocas sedimentarias Clasificacin de las rocas sedimentarias Estructura de las rocas sedimentarias Rocas Metamrficas Naturaleza del metamorfismo Tipos de metamorfismo Clasificacin de las rocas metamrficas Minerales metamrficos 3. Conclusiones 4. Bibliografa

Introduccin Naturaleza y alcance de la petrologa La petrologa es la ciencia que se ocupa de las rocas que estn formadas por conjuntos minerales definidos y constituyen la mayor parte de la Tierra. Trata del modo de ocurrencia, la composicin, la clasificacin y el origen de las rocas, as como de sus relaciones e historia geolgicos.

La petrologa incluye a la petrografa, que es la parte descriptiva desde los puntos de vista de la textura, la mineraloga y la composicin qumica, y a la petrognesis, que estudia el origen y evolucin de las rocas. Tambin le corresponde la aplicacin de los principios de la fsico-qumica a los materiales trreos de ocurrencia natural para correlacionarlos con los estudios realizados en laboratorios y as poder hacer generalizaciones sobre la comprensin de las rocas y colocar limites a los datos obtenidos.

Esta ciencia presenta evidencia tangible de lo que yace debajo de la corteza terrestre por las expulsiones de magma y materiales de roca fundida que han ascendido desde las profundidades, adems de los meteoritos que caen a la Tierra desde el espacio exterior. No puede sostenerse ninguna teora del origen de la Tierra sin tener en cuenta esta informacin, por esto podemos asegurar que uno de los objetivos finales de la petrologa es contribuir al conocimiento del desarrollo, evolucin e historia de la Tierra.

Debe tenerse en cuenta que petrologa no es lo mismo que litologa, aunque muchas veces sean considerados sinnimos.En un marco general de diferenciacin la litologa, etimolgicamente, es el estudio de las piedras y es recomendable limitar este trmino a las piedras utilizadas en ingeniera, arquitectura y otros campos de la geologa aplicada.

Clasificacin de las rocasRocas gneasCONSTITUCION Y COMPOSICION DE LOS MAGMASEl magma es el material padre de las rocas gneas. Definido muy simplemente, magma es material de roca en estado de fusin.La solidificacin del magma no tiene lugar a una temperatura definida, sino que generalmente es prolongada en el tiempo y en el lugar por la cristalizacin fraccionaria, un proceso por el cual progresa gradualmente la separacin del lquido de los cristales.Lava es un magma derramado por un respiradero volcnico sobre la superficie de la Tierra. El estudio de la lava fundida proporciona mucha informacin sobre la composicin total del magma a profundidad. Sin embargo, gran parte del magma se solidifica debajo de la superficie y solo puede ser observado como producto final, o sea, como una roca gnea, a partir de cuya observacin debe inferirse la naturaleza original del magma.El magma se define como un fluido natural, generalmente muy caliente, formado principalmente por una disolucin mutua de silicatos, con algunos xidos, sulfuros y agua, mantenidos en disolucin por presin; el agua puede reducir la viscosidad del fluido, pero el calor es el factor principal para su fluidez. El termino magma puede abarcar con propiedad a los fluidos en los cuales los cristales pueden ser residuales de la fusin, o estar en proceso de crecimiento, mientras la cantidad de materia solida no d al agregado una rigidez notable.

PETROGENESIS DE LAS ROCAS IGNEASDIFERENCIACION MAGMATICALa diferenciacin magmtica abarca todos los procesos por medio de los cuales un magma decididamente homogneo se descompone en fracciones desiguales que, en ltimo trmino, forman rocas de composiciones diferentes.El proceso ms importante de la diferenciacin magmtica es el fraccionamiento del magma resultante de la cristalizacin.Ciertos minerales de las rocas gneas estn por lo general asociados porque cristalizan en el mismo intervalo de temperatura. Los grupos olivino-labradorita, olivino-diopsida, oligoclasa-ortoclasa, ortoclasa-fayalita y cuarzo-fayalita son asociaciones tpicas. Por otra parte, algunas parejas de minerales se asocian raras veces; entre estas estn oligoclasa y el olivino, el olivino y la albita, la ortoclasa y la diopsida, y la muscovita y la labradorita. Estas relaciones implican cristalizacin fraccionada (fraccionamiento de cristales) de los magmas en enfriamiento. La cristalizacin fraccionada es un proceso por medio del cual ceden los magmas fracciones contrastadas por separacin de cristales del lquido en un magma en enfriamiento. En pequea escala, el mecanismo funciona como resultado de ciertos cristales que no alcanzan su equilibrio con la composicin variable del magma fluido. En grande escala, el asentamiento o la flotacin de los cristales podran ser eficaces, a modo de producir una separacin marcada o gradual en porciones mineralgicamente contrastadas.A medida que avanza la cristalizacin del magma prevalece una tendencia a que se mantenga una condicin de equilibrio entre las fases slidas y liquida. Para mantener este equilibrio, los cristales de formacin temprana reaccionan con el lquido y tienen lugar ciertos cambios de composicin.En el caso de los feldespatos de plagioclasas, por ejemplo, los cristales primeramente formados son los ms ricos en cal; a medida que avanza la reaccin y desciende la temperatura, los cristales se vuelven progresivamente ms sdicos. Esto implica que la reaccin es normalmente progresiva y que se produce una serie continua de disoluciones solidas homogneas. Los cambios de esta clase constituyen serie de reacciones continua. Ciertos minerales ferromagnesianos, por otra parte, reaccionan con la masa fundida para dar un nuevo mineral con diferente estructura cristalina y distinta composicin. El olivino, por ejemplo, puede transformarse en piroxeno (hiperstena) o el piroxeno en anfbol (hornblenda). Tales cambios bruscos constituyen lo que se conoce como una serie de reacciones discontinua. ESTRUCTURA DE LOS MINERALES SILICATOSMs del 90 % de la corteza terrestre est compuesta por silicatos. Estos comprenden especies tan bien conocidas como el cuarzo, los feldespatos, los piroxenos, los anfboles y las micas. La investigacin de los silicatos por medio de rayos X indica que los minerales pueden clasificarse en seis grupos bien definidos segn las cadenas de tetraedros.El tetraedro es una unidad fundamental de todas las estructuras de los silicatos, y est constituido por un ion silicio situado en el centro e iones oxgeno en las cuatro esquinas. Seis grupos principales de silicatos se establecen por los diversos modos de disposicin de los tetraedros; pueden existir como unidades independientes, o estar encadenados juntos en cinco formas. Los seis grupos principales de silicatos, en orden de condensacin o polimerizacin creciente son: nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos, filosilicatos y tectosilicatos. GRUPO DEL OLIVINOEl olivino comn es un complejo de substitucin cuya composicin vara desde la forsterita, Mg2SiO4, hasta la fayalita, Fe2SiO4, y cristaliza en el sistema ortorrmbico. Estructuralmente, el olivino est formado por tetraedros independientes se SiO4, y los iones de Mg y de Fe se encuentran entre grupos irregulares de seis oxgenos y pertenecen a dos clases que no son estructuralmente idnticas. Esta estructura explica por qu los minerales de olivino no tienen crucero y se presentan generalmente como formas cristalinas de ejes iguales, o casi iguales, en todas direcciones.Los nicos minerales de olivino formadores de roca comunes son los compuestos ricos en magnesio, aunque uno lleve cal, la moncelita, CaMgSiO4, se encuentra en las rocas gneas maficas. Los compuestos de olivino ricos en hierro se encuentran en las rocas gneas intrusivas. GRUPO DE LOS PIROXENOSLos piroxenos forman un grupo de minerales de silicatos complejos ntimamente relacionados por sus estructuras cristalinas, sus propiedades fsicas y su composicin qumica, aunque cristalizan en dos sistemas: el ortorrmbico y el monoclnico. Estructuralmente, lo piroxenos constan de cadenas infinitas de tetraedros de SiO4 enlazados lateralmente entre s por iones metlicos, tales como Mg y Ca, los cuales estn unidos al oxgeno, pero no directamente al silicio. Como cada ion de silicio est unido a cuatro iones de oxgeno y cada oxgeno a otro de silicio o a un ion de metal, la relacin de Si:O es de 1:3 dando una formula tpica para los piroxenos como MgSiO3 o CaMg(SiO3)2.el diferente habito prismtico de los piroxenos es una consecuencia de esta estructura interna, como lo es tambin el crucero tpico.Los piroxenos ortorrmbicos varan en composicin desde la enstatita pura Mg SiO3, hasta alrededor de 90% de Fe SiO3. Los ortopiroxenos comunes de las rocas gneas son todos ricos en magnesio.El compuesto FeSiO3 rmbico puro es desconocido en el estado cristalino, pero a partir de una masa fundida de su composicin cristalizaran SiO2 y Fe2SiO4 (fayalita). Tanto la enstatita como la hiperstena tienen una fase monoclnica correspondiente conocidas como clinoenstatita y clinohiperstena, respectivamente, las cuales son prcticamente desconocidas en las rocas terrestres, pero han sido reconocidas e algunos meteoritos. GRUPO DE LOS ANFIBOLESLos anfboles pueden ser considerados en funcin de cinco series: la antofilita, la cummingtonita-grunerita, la tremolita-actinolita, el anfbol aluminoso y el anfbol sdico. Todas estn relacionadas por sus propiedades cristalogrficas y fsicas y por su composicin qumica, y caen tanto en el sistema ortorrmbico como el monoclnico.La estructura del anfbol es tpica de los tetraedros de SiO4 en la cadena doble; en realidad, son dos cadenas sencillas con tetraedros alternados, enlazados por un oxigeno que ambos comparten, dando una relacin Si:O de 4:11, en vez de 1:3, como en las cadenas sencillas. En la estructura; las cadenas dobles corren paralelas al eje C y estn unidas entre s lateralmente por los iones metlicos. La fuerza de unin entre las cadenas no es tan fuerte como los enlaces de Si-O a lo largo de la cadena. Esto se refleja en la bien desarrollada naturaleza fibrosa o prismtica de los anfboles y en el crucero prismtico.En general, los anfboles forman series isomorfas, y amplias substituciones de un ion por otros de tamaos semejantes pueden tener lugar, dando origen a composiciones qumicas muy complejas. GRUPO DE LA MICAEl esquema estructural de las micas es tpico de los tetraedros en hojas o laminas. Cada SiO4 tiene tres oxgenos compartidos y uno libre, por lo tanto, la composicin y la valencia se representan por (Si4O10)En la mica hay un total de doce oxgenos dos de los cuales pertenecen a los grupos de hidroxilos. El F es un elemento secundario, regularmente constante de las micas; substituye al (OH) y puede llegar a constituir hasta el 6% de algunas micas de litio. Los grupos hidroxilos estn incorporados y enlazados al, al Mg o al Fe solo. La estructura entera es una sucesin de tales laminas dobles, con el ion K situado en medio. La estructura de lminas se refleja por el crucero basal perfecto de todos los miembros del grupo de las micas. Las hojuelas de mica son elsticas y fcilmente distinguibles de la clorita frgil.La moscovita est presente en los granitos, pero la mica comn de las rocas gneas es la biotita. GRUPO DE LA SILICELa slice se representa en la naturaleza como seis minerales distintos: el cuarzo, la calcedonia, el palo, la tridimita, la cristobalita y la lechatelierita (vidrio de slice). De estos, el cuarzo es muy comn; la tridimita y la cristobalita se encuentran ampliamente distribuidas en las rocas volcnicas; la calcedonia y el palo son de ocurrencia extensa; la lechatelierita es muy rara.A forma ms conocida de la slice cristalizada es el cristal de roca, el cual forma prismas hexagonales transparentes e incoloros, terminados en uno o ambos extremos por pirmides hexagonales. Esta es una forma de cristal de cuarzo de baja que se encuentra en los filones y en las cavidades de las rocas. El cuarzo que forma los granos lustrosos del granito crece con frecuencia de caras de cristal porque rellena los intersticios existentes entre los cristales mayores de feldespato. El cuarzo rosado, el amatista y el cuarzo ahumado pertenecen a la forma de baja temperatura, mientras que la calcedonia, el palo y el gata son criptocristalinos hasta las formas coloidales de la slice, las cuales son depsitos de baja temperatura formados a partir de una disolucin acuosa y no se encuentran en las rocas cristalizadas inalteradas, pero estn presentes frecuentemente en las lavas que han sufrido alteracin hidrotermica. GRUPO DE LOS FELDESPATOSEl nombre de feldespato, que se significa cristal de campo es dado a tres molculas minerales distintas, as como a sus disoluciones solidas e intercrecimientos. Los feldespatos simples son: la ortoclasa, la albita, y la anortita, abreviados Or, Ab, An, respectivamente. Entre todos los minerales formadores de rocas, los feldespatos deben su importancia al hecho de que constituyen ms de 505 de todas las rocas gneas. Estn ntimamente relacionados en su forma y en sus propiedades fsicas. La fsico-qumica de los feldespatos, su interaccin, sus reacciones con otros minerales y su modo de ocurrencia son de la mayor importancia en el estudio de la petrologa.Los tres feldespatos simples mencionados se encuentran raras veces en las rocas.La estructura de los feldespatos es una red tridimensional continua de tetraedros de SiO4 y de AlO4, con los iones de carga positiva K, Na, Ca, Ba y Sr situados en los intersticios de la red negativamente cargadas. La red de los tetraedros de SiO4 y de AlO4 es elstica y puede ajustarse por s misma al diverso tamao de los cationes. Cuando los cationes son relativamente grandes (K, Ba), la simetra cristalina es monoclnica o seudomonoclinica; con los cationes ms pequeos (Na, Ca), la estructura se deforma ligeramente y la simetra se vuelve triclnica. La albita y la anortita forman una mezcla isomorfa completa, la serie de las plagioclasas.La ortoclasa y la albita son solo parcialmente miscibles; forman la serie de los feldespatos alcalinos. La ortoclasa y la anortita son difcilmente miscibles a cualquier temperatura.Cualquier mescla isomorfa entre Ab y An se llama plagioclasas, y todas las plagioclasas son triclnicas. Los miembros de la serie de las plagioclasas son definidos ms o menos arbitrariamente. El sistema albita-anortita muestra las relaciones simples de la disolucin slida y es de importancia fundamental para una comprensin de la serie de las plagioclasas. FELDESPATOIDESLos feldespatoides son un grupo de silicatos aluminicoalcalinos. No se asocian con el cuarzo primario, pero aparecen en lugar de los feldespatos cuando un magma rico en alcalinos es deficiente en slice. Los miembros comunes de este grupo son: Nefelina Cancrinita Sodalita Leucita AnalcitaLos feldespatoides no son una serie homognea como los feldespatos que se acaban de describir. Se agrupan ms bien sobre la base de sus semejanzas petrolgicas que de sus semejanzas mineralgicas. Estructuralmente, los feldespatoides pertenecen a los tectosilicatos; es decir, los tetraedros de SiO4 y de AlO4 estn enlazados como en los feldespatos, mientras que los iones Cl2, SO4 y CO3, cuando estn presentes, se acomodan en huecos del esqueleto. Los feldespatoides son atacados fcilmente por los cidos. Esta caracterstica se debe a su relacin Al: Si; el Al se separa frecuentemente de la disolucin, dando origen a la formacin de slice gelatinosa. Excepto la sodalita y la leucita, que son isomtricas, los feldespatoides antes nombrados cristalizan en el sistema hexagonal.La nefelina es la ms comn de los feldespatoides y se encuentra en las rocas volcnicas, as como en las plutnicas. La cancrinita es un producto de substitucin dela nefelina, contiene iones CO3 y en ocasiones iones de SiO4, siendo la dada ms arriba una formula emprica. Los feldespatoides de potasio ms comn es la leucita.Aunque la leucita no se encuentra nunca en las rocas plutnicas, es abundante en las rocas volcnicas. La analcita se incluye entre los feldespatoides porque aparece ocasionalmente como un mineral primario de las rocas gneas que son deficientes en slice. OTROS MINERALESLos minerales mencionados aqu ocurren en pequeas cantidades en las rocas gneas como accesorios secundarios. No se ofrece ninguna descripcin mineralgica, sino que solo se considera necesario presentar una lista de los mismos como sigue: xidos Otros silicatos: Magnetita - Serpentina Ilmenita - Epidota Hematita - Turmalina Rutilo - Granate Corindn - Zeolitas Cromita Zircn y zirconosilicatos Zircn Eucolita Catapleta Titanosilicatos y titanatos Esfena Perowskita Astrofilita Fosfatos Apatita Xenotima Monacita Sulfuros Pirita Pirrotita Pentlandita Calcopirita Fluoruros y fluosilicatos Florita Topacio Criolita

CARACTERISTICAS Y CLASIFICACION DE LAS ROCAS IGNEASTEXTURAS Y ESTRUCTURASEn los estudios estructurales se utiliza trama para interpretar e incluir todos los datos fsicos relativos a la textura y la estructura. Al describir la trama de las rocas se consideran los factores siguientes: Grado de cristalizacinUna roca compuesta que ha alcanzado el ms alto grado de cristalizacin, y se dice que es holocristalina, y cuando la roca se compone de una mezcla de cristales y vidrio se ha utilizado el termino merocristalina. La textura holocristalina es caracterstica de las rocas plutnicas; la merocristalina, de aquellas que se han solidificado en la superficie o cercana a ella. Las rocas holohialinas son las menos abundantes, pero ocurren con frecuencia como lavas (obsidianas), como diques y sills (vidrio volcnico, o piedra pez), o como formaciones marginales de los cuerpos de roca (retinita. Etc.). Un sill de basalto grueso puede exhibir todas estas texturas: en sus caras puede ser vtreo, en el centro, ser holocristalino, mientras que en sus partes intermedias la textura puede ser merocristalinas. La rapidez de enfriamiento y la viscosidad del magma son los factores determinantes de los que depende el grado de cristalizacin o de cristalinidad. Tamao del granoEn las rocas gneas, el tamao de los cristales vara desde dimensiones submicroscopicas hasta los cristales gigantes, que pueden medirse en metros, como los de cuarzo y feldespatos en algunas pegmatitas.Si los cristales son visibles a simple vista o con ayuda de una lente de mano, se dice que la roca es faneritica (fenocristalina). Por otra parte, si los cristales individuales no pueden ser reconocidos con una lente, se dice que es afanitica. Las rocas afaniticas puede ser microcristalinas, merocristalinas, criptocristalinas o vtreas.Las rocas fanericas pueden distinguirse como de grano grueso cuando los cristales tienen un tamao medio mayor de 5mm de dimetro; como de grano mediano cuando dicho tamao es de 1 a 5mm, y de grano fino cuando es menor a 1mm. Los trminos dados se aplican mejor a rocas equigranulares, cuyos tamaos de grano son aproximadamente los mismos.El tamao de los cristales depende de la rapidez de enfriamiento y de la viscosidad del magma, precisamente como pasa en la cristalinidad; otros factores, como la concentracin molecular de la substancia cristalizante, existente en el magma, y la condicin circundante de quietud o de perturbacin prevaleciente en el curso de la cristalizacin son tambin importantes. Forma de los cristalesLas formas de los elementos constitutivos de las rocas se describen con referencia al desarrollo de las caras de los cristales, y en consecuencia a la forma del cristal. Si el cristal est perfectamente terminado por las caras propias de su especie se dice que es Euhedral. Si, en cambio, el cristal no posee sus caras propias, se utiliza el trmino Anhedral. El calificativo Subhedral se emplea para una etapa intermedia de desarrollo.Las formas de los cristales indican el medio ambiente en el que se desarrollaron. Los cristales euhedrales se desarrollaron en circunstancias tales como enfriamiento lento del magma en una condicin de asiento a profundidad, y la cristalizacin que tiene lugar en un medio liquido de baja densidad, relativamente libre dela interferencia de los cristales vecinos. En cambio, los cristales anhedrales se desarrollaron en esa forma porque su crecimiento ha sido estorbado por factores tales como un medio ambiente perturbador, reaccin con el magma, y yuxtaposicin de otros cristales en crecimiento; como resultado, dichos cristales han tenido que tomar las formas de cuantos espacios abiertos estaban disponibles comprendidos entre los minerales ya cristalizados. Relaciones mutuas de los cristalesPueden encontrarse texturas dependientes de las relaciones mutuas en las formas equigranulares, inequigranulares, direccionales y de intercrecimiento.Las texturas equigranulares, como su nombre significa, son aquellas en las cuales los minerales son todos aproximadamente del mismo tamao, dando a la roca un aspecto granular uniforme en las partes expuestas. Cuando la mayora de los cristales son anhedrales, se dice que la textura es alotriomorfica, como en algunas rocas gabroides y aplitas.En los granitos y otras rocas plutnicas, la mayor parte de los minerales son subhedrales, y a esta textura se le llama hipidiomorfica. Finalmente, el termino panidiomorfica se refiere a aquellas rocas en las cuales la mayora de los minerales constitutivos son euhedrales, como en algunas rocas de diques (lamprofiros). Las texturas inequigranulares tpicas son la porfirtica y la ofitica o diabasica; la textura direccional se refiere a la forma de corriente o traquitica, a la fajeada o gnisica, y la textura de intercrecimiento comprende la grfica.CARACTERISTICAS DE LAS ROCAS VOLCANICASEl magma expulsado hacia la Tierra se enfra rpidamente, y su viscosidad tiende a aumentar en forma correspondiente debido a la perdida de agua y gas. Tales condiciones favorecen a la formacin no solamente de vidrio, sino de ciertos minerales caractersticos de las rocas volcnicas. Estos minerales son: la tridimita y la cristobalita, el feldesptico potsico de alta temperatura, sanidina, la leucita y varias zeolitas sdicas (analcita, natrolita, etc.). Ciertamente, el vidrio y los minerales que se acaban de mencionar se encuentran entre los elementos constitutivos ms comunes y altamente caractersticos de las rocas volcnicas. La mayora de las rocas vtreas exhiben diminutas grietas curvadas, a veces parcialmente concntricas, debidas a la contraccin del vidrio durante el enfriamiento, dando lugar a una estructura perlitica. En otras, las fibras del feldespato, dispuestas radialmente en torno de un centro comn, forman cuerpos esfricos llamados esferolitas. La mayora de las estructuras esferoliticas son pequeas, siendo los granos visibles solamente con un lente, pero se ha informado sobre la observacin de compuestos gigantes de unos 3 metros de dimetro, o mayores. La mayora de las esferolitas se encuentran en los vidrios silcicos, y ellos consisten generalmente en intercrecimientos radiales de fibras o agujas de cuarzo y feldespato. Las esferolitas representan crecimientos rpidos en una lava o materia vtrea sujeta a enfriamiento rpido; consecuentemente, por lo general son de la misma composicin que las rocas en las cuales se formaron. Como el vidrio a las temperaturas ordinarias es propenso a sufrir desvitrificacin, las rocas vtreas son raras en las formaciones paleozoicas en comparacin con las formaciones por extrusin ms jvenes. La desvitrificacin de un vidrio da con frecuencia por resultado estructuras esferoliticas. Las rocas volcnicas desvitrificadas son afaniticas o de un grano fino, dentro de las cuales pueden quedar aun grietas y curvas perliticas permanentes como evidencia de una roca vitrea anterior.En las condiciones de la superficie, las corrientes de lava son forzadas a solidificarse, comenzando en ellas la formacin de gran nmero de cristales. La roca resultante es por lo general de grano fino. De ah que una de las texturas ms comunes de las rocas volcnicas sea la afanitica, que se define como una textura de roca en la cual los cristales son demasiado pequeos para ser vistos a simple viste, ya sea la roca cristalizada vtrea.Muchas rocas volcnicas se caracterizan por su estructura vesicular.Esta expresin se refiere a la roca con burbujas atrapadas, las que pueden ser de forma de almendra, redondeadas, elipsoidales o aun tabulares. Estas se deben a la expansin del vapor de agua o de otros gases de lava, y su forma al movimiento del gas en lava todava liquida.Escoria es un trmino que se aplica a la lava basltica, en la cual las vesculas u oquedades dejadas por el gas por el gas son numerosas y de forma irregular. La piedra pmez es una lava silcea con aspecto de espuma que se produce en una etapa extrema de escape de gases. Amgdalas son las vesculas las que han quedado rellenas por minerales secundarios, como las zeolitas, carbonatos y varias formas de slice. Las rocas volcnicas y lavas que contienen amgdalas se describen como rocas con estructura amigdaloide.Muchas rocas volcnicas muestran una tendencia al alineamiento paralelo o subparalelo de los elementos en la trama. Esto se debe al movimiento o corriente que tiene lugar en la lava aun liquida y a la caracterstica se le llama estructura fluidal o de corriente. En algunos casos, la estructura se asemeja a las lneas irregulares de inflexiones de una corriente de movimiento rpido. Este trmino se emplea tambin para indicar una textura primaria subparalela en las rocas plutnicas.La estructura traquitica se refiere especialmente a una masa de listones de sanidina en alineamientos subparalelos, como un cardumen de peces pequeos. Como el trmino lo indica, la estructura es ms comn en la traquita, la traquidicita y la traquiriolita.Una de las peculiaridades ms caractersticas y comunes de las rocas volcnicas es la estructura porfirtica. Este trmino describe cierta roca egipcia, muy usada en los tiempos antiguos como piedra ornamental y de construccin, que contiene cristales grandes y prominentes en una matriz de grano fino y de color rojizo oscuro. En las rocas porfiriticas existen cristales grandes y bien formados conocidos como fenocristales de uno o ms minerales, engastados en una base de grano fino o vtrea llamada pasta. La diferencia brusca que existe en el tamao de grano entre los fenocristales y la pasta es el resultado de dos etapas de cristalizacin, durante las cuales las condiciones de congelacin del magma fueron cambiadas por un proceso de extrusin o intrusin. Los fenocristales pertenecieron a una etapa de cristalizacin, en la que el magma estaba caliente y era delgado; los minerales finamente cristalinos o los de materias parcialmente vtreas contenidas en la pasta, pueden haberse formado durante la transicin sbita desde una cierta profundidad a un nivel ms alto dentro de la corteza, o aun nivel en la superficie. De este modo se origina la estructura porfirtica de muchas rocas volcnicas, rocas de dique o de cuerpos intrusivos secundarios.CARACTERISTICAS DE LAS ROCAS PLUTONICASLas rocas plutnicas son aquellas que cristalizaron a una profundidad considerable dentro de la corteza de la Tierra. A causa del rgimen de enfriamiento lento y la presencia de materias voltiles en sus posiciones de asiento profundo, la cristalizacin del magma fundido avanza gradualmente. Se va formando un mosaico de granos de entrelazamiento mutuo. Consecuentemente, la peculiaridad ms caracterstica de la trama plutnica es su estado holocristalino y su textura equigranular relativamente gruesa. La textura granular es la ms caracterstica en las rocas plutnicas en las que los granos minerales equidimensionales dominan en la trama. Hay dos subdivisiones de la textura granular. La ms comn en la textura granitoide, en la cual hay una tendencia por parte de minerales como los feldespatos, la hornblenda, la muscovita y la biotita, a desarrollarse en granos con contornos subhedrales. Esta textura es tpica de las rocas de color claro, como los granitos, la granodiorita, las sienitas y las dioritas. Por otra parte las rocas de color obscuro, como los gabros exhiben texturas un tanto diferentes. Como los minerales principales cristalizaron todos casi simultneamente, interfirieron unos con el crecimiento de otros. En tales rocas, pocos de sus minerales tienen los contornos de su cristalizacin y la textura tpica es gabroica.

ROCAS SEDIMENTARIASCLASIFICACIN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIASROCAS SEDIMENTARIAS CLASTICAS Y NO CLASTICASLas rocas sedimentarias en general se producen de dos modos diferentes. Algunas son acumulaciones mecnicas de partculas de roca conocidas como clsticas; otras son depositadas por medios qumicas (incluyendo los bioqumicos) y se designan como no clsticas. La mayora de los sedimentos depositados mecnicamente consiste en detritos provenientes de la tierra que presentan a los materiales del intemperismo y la erosin de la superficie. El grueso del volumen de los sedimentos como la arenisca comn y la roca arcillosa pertenece a este grupo. A este grupo pertenecen tambin las rocas piroclsticas, las cuales son semejantes a los sedimentos depositados mecnicamente en todos los detalles esenciales de textura y estructura.Este grupo, reconocido como epiclasticos, representa a los grupos sueltos, los cuales pueden ser desplazados por transporte de sedimentos y depositados finalmente por el agua, el hielo y el aire. Los sedimentos depositados por medio qumico, por otra parte, constan principalmente de substancias tales como carbonatos, slice y haluros, en que los cristales individuales son mantenidos juntos por accin qumica o estn entrelazados uno dentro de otro. Casi todas las rocas no clsticas o qumicas se originan por precipitacin qumica de extensin de agua superficial. La precipitacin puede ser causada por evaporacin, por reacciones inorgnicas entre las sales disueltas o por organismos como las bacterias, los corales o moluscos. Los depsitos formados por abundantes secreciones esquelticas o fsiles pueden llamarse con propiedad sedimentos orgnicos o biogenicos. Los arrecifes de coral y de algas, diatomeas y las capas de fsiles articuladas son ejemplos tpicos.Las rocas qumicas pueden ser depsitos puros sin incorporacin alguna de detritos derivados de la tierra. Es ms comn que contengan fragmentos clsticos. Siempre que el elemento clstico est presente en pequea cantidad, constituye un adulterante en la roca qumica. Cuando aumenta la cantidad de material clstico a ms de la mitad, la fraccin qumica toma solo un papel secundario y diluye el sedimento clstico. Esta relacin indica que existe una gradacin completa entre los sedimentos detrticos y las rocas qumicas, cada una de las cuales es un miembro completo ideal de una serie continua de rocas sedimentarias.

Rocas clsticas de grano grueso: ConglomeradoLos conglomerados son guijas y gravas redondeadas consolidadas. Varian en composicin con respecto a su tamao, forma y clases de rocas que constituye la porcin ms gruesa y el tipo de matriz. La mayora de los conglomerados son de partculas deficientemente clasificadas, y se depositan en ambientes muy distintos. Brecha La brecha se distingue del conglomerado por la presencia de una gran proporcin de partculas de rocas angulosas.Las brechas de colapso son masas de roca fracturada que se originan por el colapso o desprendimiento del techo de una caliza cavernosa o de cualquiera abertura de disolucin. La brecha de este tipo es litolgicamente sencilla, pero contiene muchos fragmentos marcadamente angulosos. Las brechas tectnicas producidas por fallamiento, plegamiento, intrusin u otras fuerzas tectnicas se les denominan brecha de trituracin, de fractura, de falla y de plegamiento. Las brechas de falla estn asociadas con las fallas y se distinguen por sus relaciones de los cortes y por la presencia de fragmentos con cara de resbalamiento. Las brechas de plegamiento son el resultado del doblez agudo de capas quebradizas de estratificacin delgada, entre las cuales hay rocas poco resistentes. El pedernal (chert) y la pizarra (shale) interestratificadas pueden formar brecha de plegamiento, y pasar a estratos no plegados. Las brechas de milonita se desarrollan sobre los planos de las fallas de bajo angulo de empuje. Las rocas pueden estar tan pulverizadas a lo largo de los planos extremos de las fallas de empuje, que pasan gradualmente a milonita, que es una roca metamrfica. TillitasLa morrena glaciar se clasifica como un conglomerado o brecha si contiene ms de 10 % de partcula de roca. El endurecimiento de la morrena glaciar produce la tillita, en la cual una parte de las partculas de roca incorporadas tienen un estriado caracterstico. La caracterstica ms impresionante de la morrena y de la tillita es la gran proporcin de matriz de grano fino carente de estructura, en la cual aparecen incorporadas, distribuidas en forma dispersa, las partculas un tanto grandes de roca estriada.

ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIASPor estructuras de los sedimentos se entienden aquellos rasgos de mayor magnitud que, por lo general, se observan o estudian en afloramientos mejor que en muestras o en cortes delgados. Son los rasgos mayores de las rocas.El origen de las estructuras puede ha sido orgnico o inorgnico. Las inorgnicas pueden clasificarse como primarias o secundarias. Las estructuras primarias dependen principalmente de la velocidad de corriente y de la velocidad de sedimentacin. Esta ltima a su vez depende del suministro de sedimento y la relacin entre la superficie de deposicin y del perfil de equilibrio o superficie de equilibrio entre la erosin y la deposicin. Todo ello est comprendido en la estratificacin en su sentido ms amplio, lo mismo que incluye todos los rasgos en esa denominacin, como estratificacin entrecruzada, estratificacin gradada, ondulas y otros fenmenos del plano de estratificacin. Las estructuras secundarias son principalmente productos de la accin qumica, en ellas se incluyen las concreciones, cono en cono, septarios, geodas, etc. Las estructuras orgnicas son consecuencia directa o indirecta de la accin orgnica. Ellas son fsiles en el sentido ms amplio del trmino, incluyendo no solo las petrificaciones sino tambin las huellas, rastros, perforaciones, etc.

ESTRUCTURAS MECANICAS (PRIMARIAS): ESTRATIFICACIONLa casi ms universal de las estructuras primarias de las rocas sedimentarias, su nica caracterstica comn, es la estratificacin. En esencia, la expresin rocas estratificadas es virtualmente sinnima con rocas sedimentarias, aunque unos pocos y raros sedimentos, tales como la tillita, carecen de estratificacin interna, y algunas rocas gneas, las coladas superficiales, estn estratificadas.LA UNIDAD DE LA SEDIMENTACIONLa estratificacin se expresa por unidades de roca de forma generalmente tabular o lenticular, que poseen alguna unidad litolgica o estructural, y as pueden ser distinguidas de otros estratos con los cuales estn intercaladas.LaminacionesLas laminaciones son las unidades ms pequeas de estratificacin. Son en algunos casos unidades delgadsimas, pero en otros son meros documentos de fases transitorias o pequeas fluctuaciones casuales en la velocidad de la corriente de deposicin. No siempre es posible determinar el tipo de laminacin ante la cual se est. El primero de ellos queda bien ejemplificado por las laminaciones anuales en algunas lutitas; el segundo, por las laminaciones entrecruzadas en muchos bancos de areniscas.Las laminaciones son muy caractersticas de los sedimentos de grano ms fino, en especial las limolitas y las lutitas. Aparecen como una alternancia ms o menos distinta de materiales que difieren entre s en tamao de grano o composicin. Pueden ser continuas y distintas o discontinuas e indistintas. Ejemplos de laminaciones son los formados por una alternancia de partculas gruesas y finas (limo y aun arena fina y arcilla), por capas oscuras y claras de limo debidas a diferencias en materia orgnica y alternancia de carbonato de calcio y limo.El motivo de tales laminaciones obedece a las variaciones en la velocidad de suministro o deposicin de los distintos materiales. Estas variaciones pueden resultar de cambios en la cantidad de limo, de arcilla, de carbonato de calcio, de materia orgnica en el agua de mar o de cambios en la velocidad de acumulacin de estos materiales. Se las ha atribuido a la desviacin fortuita de las corrientes de deposicin, a motivos climticos (especialmente cambios cclicos en relacin con ritmos diurnos y anuales) y tambin con tormentas e inundaciones aperidicas.La distincin y grado de conservacin de las laminaciones es en parte una medida aproximada de la tranquilidad de las aguas en el que se acumularon los sedimentos. Aun ligeras corrientes de fondo podran destruir cualquier laminacin ya formada; de ah que las laminaciones indican una deposicin por debajo de la influencia de la base del tren de olas. Las diferencias entre unas laminaciones y otras tambin se relacionan con la salinidad del agua.ESTRUCTURA INTERNADespus de las dimensiones mayores espesor y extensin lateral la estructura interna de los bancos es la propiedad ms importante. Hay dos tipos principales de estructura interna, a saber: la estructuracin entrecruzada y la gradada. Aunque estas estructuras son muy caractersticas de los bancos de arenisca, tambin puede producirse en los sedimentos clsticos tanto gruesos como finos y se pueden encontrar, en casos raros, en algunas calizas.ESTRATIFICACION ENTRECRUZADALa estratificacin entrecruzada es una propiedad comn y muy conocidas de muchos sedimentos granulares. Dado que es un rasgo til para determinar la direccin de las corrientes, y puesto que sirve para determinar el techo y la base de los estratos verticales o volcados, debe examinarse con cuidado y registrar su disposicin u orientacin.

ESTRUCTURAS QUIMICAS Las estilolitas son como suturas sismogrficas y excesivamente irregulares que se observan mejor en la seccin transversal de una formacin de roca. Las hay en las superficies o dentro de algunos estratos de ndulos y pedernal, pero abundan en las calizas y las dolomitas.Las superficies estiloliticas se extienden generalmente y parecen corresponder a planos o lechos de junta horizontales o de muy suave inclinacin. Sin embargo, en algunos casos, como en la caliza se observaron en afloramientos que las estilolitas se encontraban de manera horizontales como verticales.Las estilolitas han sido producidas por disolucin diferencial a lo largo delos planos de lecho y las juntas de fractura y se desarrollan en respuesta a la presin. La mayora de las estilolitas deben su existencia a la disolucin de la roca slida.Las estilolitas se desarrollan mejor en las rocas con carbonatos. La disolucin total evidenciada por las estilolitas es grande y el espesor de algunas formaciones de caliza ha reducido en 25%. La disolucin responsable del desarrollo de las estilolitas ocurre en ambos lados de un plano. A medida que progresa, produce recesos y salientes complementarios y la penetracin de cada estrato por las columnas de otro. El residuo insoluble que queda despus de la disolucin constituye la pelcula arcillosa que comnmente yace a lo largo de la superficie estilolitica.Otras estructuras qumicas secundarias comprenden concreciones, septarias, formaciones de conos concntricos y geodas. El termino concrecin se refiere a los cuerpos redondeados de origen inorgnico, formados por slice, calcita, sulfuros y una variedad de otros minerales.Son de composiciones diferentes y generalmente son ms resistentes al intemperismo que sus rocas encajonantes. Las septarias son concreciones de composicin pizarrosa que se caracterizan por la presencia de grietas irregulares de tensin interna, resultantes de la deshidratacin del material en un estado coloidal. Las grietas estn rellenas de carbonatos cristalizados toscamente. La formacin de conos concntricos es producida por el desarrollo de columnas irregulares de forma cnica. Es un tipo de estrucutra de cizalleo. Las geodas son cuerpos esfricos huecos, tpicamente revestidos de cristales de cuarzo y otros minerales, salientes hacia su interior. Se encuentran en la caliza y en otros sedimentos, y se han desarrollado por dilatacin.ESTRUCTURAS ORGANICASLos fsiles son estructuras orgnicas tpicas. Ellos estn entre los elementos ms importantes para la interpretacin de la edad de una formacin de roca y de sus condiciones de depositacin. Las biohermas y los biostromas se forman en condiciones de vida prolfica.

Rocas MetamrficasNATURALEZA DEL METAMORFISMOEl termino metamorfismo se define como la suma de procesos que ocasionan el ajuste mineralgico y estructural de las rocas a los ambientes circundantes fsicos y qumicos que ocurren debajo de la superficie terrestre. Todas las rocas que hayan cambiado en gran manera su estructura original o su carcter mineralgico se clasifican como rocas metamrficas, las cuales presentan una variacin gradual depende de las rocas sedimentarias e gneas de las cuales derivaron. Las tres fuerzas motivadoras del metamorfismo son el calor, la presin y los fluidos o gases qumicamente activos. El calor puede producirse por la friccin de dos masas de roca o por la presencia de un cuerpo magmtico cerca de la masa rocosa, adems del hecho que la temperatura aumente conforme aumente la profundidad en la Tierra.La presin se evidencia con la gran carga que tienen encima rocas que estn profundamente asentadas dentro de la corteza, aparte de los esfuerzos que sufren por tectonismo. Existen dos tipos de presin, las cuales son: Presin diferencial: Es la que obra en una direccin especfica, su presencia influye en la trama de las rocas metamrficas, especialmente en la aparicin de la foliada. Sus efectos varan desde el cambio de forma y orientacin de los minerales, fracturas mecnicas, hasta plegamientos secundarios complejos. Tambin favorece a la recristalizacin, dado que los esfuerzos hacen descender los puntos de fusin de los minerales y aumentan su solubilidad. Con respecto a la recristalizacin se aplica el principio de Riecke, el cual establece que la disolucin de un cristal tiene lugar en los puntos de mxima presin, precipitndose en los puntos de menor presin. Presin de confinamiento: Es la que se presenta en todas las direcciones, determinada principalmente por la profundidad. Provoca un cambio de volumen en la roca y da como resultado la formacin de trama granular, adems de favorecer el desarrollo de minerales ms densos y anhidros en las rocas metamrficas.Los fluidos y gases qumicamente activos desempean un papel importante en el metamorfismo, siendo el agua el fluido activo principal, acompaada por emanaciones de los intrusivos magmticos. Estos fluidos actan como catalizadores o disolventes, facilitan la reaccin qumica y el ajuste mecnico.Las fuentes principales de agua que contribuyen a los procesos metamrficos, son: El agua meterica que se encuentra en los poros de los sedimentos. Se sabe que un sedimento al ser depositado por primera vez tiene un alto grado de porosidad, y que al ser yendo compactado su porosidad va reducindose por la presin ejercida. Al ir disminuyendo su porosidad, el agua que tena va saliendo y discurre por las rocas, donde se va alterando su composicin qumica y se convierte en un fluido qumicamente activo. El agua combinada en los minerales hidratados, que se produce debido a que algunas reacciones qumicas de los minerales liberan agua. El agua juvenil, que es producida por la emanacin de gases de cualquier cuerpo magmtico. El metamorfismo en el que interviene una agregacin de substancia o una eliminacin de materiales, es comn y al proceso se le llama metasomatismo. La diferencia entre metamorfismo y metasomatismo consiste en que el primero trata sobre un cambio mineralgico, textural y estructural de la roca sin cambiar su composicin qumica global. En cambio, el metasomatismo comprende el cambio de la composicin qumica global de la roca afectada, ya sea por agregacin de otros minerales o la eliminacin de algunos.TIPOS DE METAMORFISMO Se han realizado varios tipos de clasificacin acerca de tipos de metamorfismo, pero la mayora han estado expuestos a cambios debido a la evolucin del conocimiento geolgico.La siguiente clasificacin est hecha en base a cul es el agente metamrfico predominante.ENERGIA TERMICA No existe metamorfismo en el que no exista intervencin del calor o energa trmica, en este caso donde el agente predominante es el calor se denomina al proceso metamorfismo trmico. Pirometamorfismo: Comprende los cambios intensos que tienen lugar a temperatura muy elevada, siendo los casos ms comunes los xenolitos ahogados en lavas baslticas y los contactos inmediatos de intrusivos gneos. Metamorfismo de contacto: Tiene lugar en aureolas que rodean a las rocas intrusivas a menor temperatura en comparacin con el pirometamorfismo. La reaccin qumica es apoyada por la presencia del agua juvenil emanada de la masa gnea y la reconstitucin de la roca no siempre est acompaada de una deformacin. Autometamorfismo: Este trmino se refiere cuando una masa gnea se ve afectada por los mismos fluidos qumicamente activos que ella emana. Metamorfismo neumatolitico: Cuando la introduccin o eliminacin de material que sucede en la roca regional tiene lugar por medio de vapores y gases. Los principales gases magmticos con actividad qumica potente son el boro, el flor y el cloro. Metamorfismo hidrotermal: Cuando la alteracin a una roca regional se realiza por medio de una solucin acuosa o hidrotermal. El metamorfismo hidrotermal es localizado por fracturas en la roca, dado que en estas pueden circular las disoluciones acuosas y una prueba de esto es que la mayora de las rocas afectadas muestran una alteracin caracterstica. Metamorfismo por inyeccin: Cuando la alteracin se verifica por medio de material cuarzo-feldesptico lquido. Este tipo puede relacionarse con el desarrollo migmatitico, en zonas cercanas a contactos intrusivos de asentamiento profundo.PRESIN O ESFUERZO CORTANTE Metamorfismo cataclstico: Se denomina as al metamorfismo producto de la accin dominante del esfuerzo cortante. Favorece al desarrollo de rasgos en las rocas, tales como la granulacin, la estructura de corriente, la deformacin, la ruptura de los granos de mineral y crucero pizarroso.PRESIN Y ENERGIA TERMICALa accin combinada de la presin y la energa trmica proporciona condiciones ptimas para la recristalizacin y el desarrollo de nuevas estructuras metamrficas. El efecto combinado de la accin de estos dos agentes en los niveles ms bajos de la corteza terrestre es de largo alcance. Pero sabemos que la geologa no es una ciencia absoluta, y por lo tanto, con frecuencia, el carcter de los agentes del metamorfismo en un asunto de especulacin. Esto dado a que muchas posibilidades pueden ser las causas a un determinado hecho, sin saber cul es la verdadera razn, por esto cuando permanece incierto el origen de los agentes de cierto metamorfismo, se utiliza el trmino de metamorfismo regional. Metamorfismo regional: Se define como aquel que tiene lugar sobre grandes reas de influencia combinada de presin de confinamiento variable, esfuerzo cortante poderoso y temperatura elevada, pudiendo esta variar en un amplio intervalo de intensidad dando productos de gran diversidad de rocas metamrficas. En un amplio sentido, este metamorfismo puede incluir a los siguientes tipos: Metamorfismo geotrmico: Regulado por una temperatura elevada, dependiendo la intensidad del metamorfismo de la profundidad de enterramiento. Metamorfismo de carga: Regulado por una presin elevada, dependiendo la intensidad del metamorfismo de la profundidad de enterramiento. Metamorfismo plutnico: Asentamiento profundo a temperaturas y presiones hidrostticas elevadas, como es de esperar en un ambiente plutnico. En la mayora de sus casos el metamorfismo va acompaado por intrusin batolitica, fenmenos de inyeccin y metasomatismo. CLASIFICACIN DE LAS ROCAS METAMORFICASHay muchas formas de clasificar a las rocas metamrficas, existiendo esquemas basados en criterios de texturas y mineralgicos, clases qumicas, grados del metamorfismo y el concepto de facies metamrficas. La clasificacin que presentaremos est basada en criterios que proporcionen una indicacin de la roca protolito y del tipo de metamorfismo que ha motivado su estado y asociacin actuales. Estos criterios fueron dados por F. J. Turner, los cuales son:1. Asociacin de campo: Estos criterios son fundamentales en el estudio de rocas metamrficas, dado que brindan importante informacin acerca de la causa ltima del metamorfismo y el origen de la roca metamrfica. 2. Composicin mineral: La constitucin mineral producto de metamorfismo es un buen criterio de la temperatura y presin a la que estuvo sometida la roca, adems que los minerales proporcionan un poco de informacin acerca de la naturaleza de la roca madre.3. Trama: La trama de las rocas metamrficas determinada tanto en el campo como en el laboratorio, constituye un registro completo de la intensidad y clase de deformacin que intervino en el metamorfismo.4. Composicin qumica: Los datos provenientes del anlisis qumico de una roca constituyen la informacin ms exacta a partir de la cual se puede deducir la naturaleza de la roca madre y el grado en el que ha sido afectada por el metasomatismo, a pesar de haber experimentado una recristalizacin total y se haya transformado toda su estructura original.Basndonos en estos criterios dividiremos a las rocas metamrficas en dos esquemas, el primero respecto a su trama y el segundo respecto a su composicin qumica.RESPECTO A SU TRAMAComo explicamos anteriormente, la trama es un buen indicador de la intensidad y clase de intensidad por la que se vio afectada la roca. Rocas Foliadas: Presentan foliacin, que es la disposicin de los minerales a presentarse en lminas perpendiculares a la direccin de los esfuerzos a los que fueron sometidos. Trama Pizarrosa: Con presencia de minerales de tamao muy pequeo. Trama Esquistosa: Los minerales son de mayor tamao, visibles a simple vista y bien orientados Trama Gnisica: Con presencia de un bandeado no muy perfecto con bandas de tonos claros y oscuros Rocas no foliadas: No presentan foliacin. Trama Granoblstica: Todos los granos minerales son aproximadamente del mismo tamao. Es propia de rocas constituidas por un solo mineral como el mrmol o la cuarcita.RESPECTO A SU COMPOSICION QUIMICA Rocas peliticas metamorfoseadas, como las pizarras, las limolitas y las piedras de lodo. Rocas cuarzofeldespaticas metamorfoseadas, como la arenisca cuarzosa, las arcosas, las areniscas feldespticas y las rocas gneas silceas. Rocas calcreas metamorfoseadas, como las calizas y dolomitas, ya sean puras o impuras, que contienen cuarzo y minerales arcillosos. Rocas gneas maficas y semimaficas metamorfoseadas, incluyendo las tobas y los sedimentos margosos impuros que contienen cantidades apreciables de Ca, Al, Mg, y Fe. Rocas magnesianas metamorfoseadas derivadas de las rocas de serpentina y de otros sedimentos ricos en Mg y Fe.MINERALES METAMORFICOSLos minerales que se encontraran en las rocas metamrficas sern los mismos que se presenten en las rocas gneas, adems de algunos nuevos productos del metasomatismo.Algunos investigadores han sugerido que el esfuerzo es un factor determinante de la estabilidad de los minerales metamrficos. Existiendo los minerales de esfuerzo, que son los minerales cuyos campos de estabilidad son prolongados en un diagrama de presin-temperatura debido a la introduccin de un esfuerzo no hidrosttico. Tambin existiendo los minerales de antiesfuerzo, aquellos cuyos campos de estabilidad son reducidos en un ambiente de presin-temperatura cuando se les aplica esfuerzo.La mineraloga de las rocas metamrficas es la siguiente:1. NesosilicatosLos minerales de esta estructura muestran en general estructuras estrechamente empacadas, y se esperara que mostraran una marcada estabilidad bajo presin. Los ms conocidos son: Cianita Sillimanita Andalucita Grosularita granate de cal y alumina Espesartita de manganeso Almandita Granate piropo Forsterita Estaurolita Lawsonita Epidota

2. SorosilicatosLos minerales del grupo de la melilita son representativos de esta estructura. Los ms conocidos son: Melilita Cuspidina Tilleyita

3. CiclosilicatosLos ms representativos de este grupo son: Cordierita Turmalina Wollastonita

4. InosilicatosLos minerales ms comunes de este grupo son los anfboles y piroxenos. Algunos ejemplos son los siguientes: Tremolita Actinolita Antofilita Hiperstena Cumingtonita

5. FilosilicatosLos minerales con estructuras en capas son especialmente comunes y difundidos en las rocas metamrficas. Algunos de ellos son: Muscovita Biotita Clorita Cloritoide Talco6. TectosilicatosEl cuarzo est presente en las rocas ricas en slice correspondientes a un amplio intervalo de condiciones metamrficas. Los feldespatos tambin son abundantes, pero sus especies individuales muestran diferencias marcadas en su ocurrencia.

Conclusiones

Bibliografa Bayly Brian: Introduccin a la petrologa Espaa paraninfo 1971 Pgs. 68-70; 475-480 Huang Walter T. : Petrologa 1ra edicin Mxico Limusa 1991 Pg. 241-243; 251-359; 399-401; 452-454 Mingarro Martin Francisco; Ordoez Delgado Salvador Petrologa exgena I Espaa Rueda 1982 Pgs. 106-109 Pettijohn F. J.: Rocas sedimentarias 4ta Edicin Argentina universitaria de buenos aires 1963 pgs. 7-12; 30-49; 116-203; 610-615; 657-659. Turner Francis J; Verhooger John: Petrologa gnea y Metamrfica Espaa Omega 1963 pgs. 168-205; 275-278. Tyrrell G.W: Principios de la Petrologa 1era edicin Mxico Continental 1963 pgs. 281-286 Brousse, R. : Petrologa Ediciones Omega, Barcelona-Espaa, 602 pginas Charles Combaluzier: Introduccin a la Geologa Ediciones Euiwa du Sevi, Paris, Pgs. 88-107