Rocas y Minerales

Rocas y Minerales

Importante: este documento es de carcter docente y especficamente concebido como material de apoyo a la clase Nro. 5 del curso de "Taller de Recursos Naturales de Inters Agronmico". La informacin contenida en este documento electrnico es idntica a la del formato impreso (AEA). Como alternativa puede bajarse el archivo Rocas y Minerales desde el sitio Web de la Ctedra de Geologa en formato PDF. Para poder acceder a l ser necesario contar con el Acrobat Reader, este software podr conseguirlo gratuitamente siguiendo el hipervnculo de la pgina "Links".

A los efectos de disminuir los tiempos de carga de los archivos en la red, se ha optado por dividir el documento original en 5 partes:1- Introduccin 2- Reconocimiento de MineralesRocas generadas en el ciclo Endgeno 3- Rocas Igneas4- Rocas MetamrficasRocas generadas en el ciclo Exgeno5- Rocas Sedimentarias

INTRODUCCION En las pginas que siguen se exponen pensando en el ngulo agronmico, algunos temas geolgicos haciendo nfasis en la descripcin de rocas, minerales y estructuras ms que en su gnesis. Esto no siempre es posible ya que muchos de los trminos empleados en las clasificaciones estn relacionados con aspectos genticos y no puramente descriptivos. En todos los casos en la caracterizacin de los elementos de estudio de la geologa se optar por ejemplificar con materiales de nuestro territorio y slo con aquellos que por su abundancia relativa tienen inters para el agrnomo.

PARA SITUARNOS... Estructura de la Tierra: En la estructura de la tierra pueden distinguirse una serie de capas aproximadamente concntricas diferenciables por su composicin mineral y propiedades fsicas, el esquema que se presenta expone sus nombres y dimensiones relativas. Es interesante observar que el hombre slo tiene acceso directo para su estudio a una mnima parte de los casi 6400 km necesarios para alcanzar el centro de nuestro planeta. La perforacin ms profunda efectuada hasta la fecha es de unos 8000m y en la enorme mayora de los casos las observaciones directas para inferir el comportamiento y los procesos que operan en el interior de nuestro planeta son de profundidad mucho menor. Las rocas que hoy vemos en superficie, directamente debajo de los suelos pueden haberse formado en posiciones muy diferentes de aquellas en las que hoy se encuentran. De hecho, su naturaleza, propiedades, respuesta a la meteorizacin, incidencia en la qumica del suelo, y an la incidencia en la topografa son temas ntimamente relacionados, que solo pueden entenderse conociendo los mecanismos generales en la evolucin de nuestro planeta: un sistema "vivo" en equilibrio inestable, en el que cada observacin es nicamente una fotografa instantnea de procesos relativamente lentos cuando se les observa a escala temporal humana. De todas las familias de procesos que conducen a la transformacin qumica y fsica de los materiales de la corteza terrestre a travs del tiempo, solamente una pequea parte -aquellos que ocurren en la superficie de nuestro planeta- son directamente observables. Meteorizacin, erosin, transporte y sedimentacin son procesos de este tipo (exgenos), y en su conjunto caracterizarn el producto final: las rocas sedimentarias. Otro grupo de procesos (endgenos) ocurren a distintos niveles de profundidad en la corteza. Las condiciones de temperatura, presin y composicin qumica en cada lugar son incgnitas que debe inferir el gelogo a partir de datos indirectos. Dos grupos de rocas son las que se generan en estas condiciones: rocas gneas y rocas metamrficas. Los procesos endgenos ocurren en el interior de nuestro planeta, y las variables son la presin, temperatura y composicin qumica. Los procesos exgenos son exclusivos de la superficie de la Tierra, y resultan de la interaccin entre las rocas de la corteza terrestre y la atmsfera, hidrsfera y bisfera.

Como vemos, la primera gran clasificacin del universo de las rocas se realiza teniendo en cuenta aspectos genticos y no descriptivos, no las clasificamos por su color, densidad o cualesquiera de sus propiedades fsicas, sino por el mecanismo que dio lugar a esa agrupacin de minerales. La ventaja relativa de una clasificacin gentica, y del reconocimiento de que por ejemplo una roca pertenece a la categora de las "rocas sedimentarias" es que nos permite realizar inmediatamente inferencias acerca de lo que ocurre ms all de nuestro punto de observacin. A ttulo de ejemplo: cuando reconozco en el Sur del departamento de San Jos que el material que est directamente debajo del suelo es una arenisca, inmediatamente puedo inferir que existe una alta probabilidad de que en diversos puntos prximos al que estoy observando y que se encuentren a la misma cota, sean tambin areniscas. Si en cambio me desplazo al Norte del departamento, y reconozco que el subsuelo en un determinado punto est compuesto por un gneiss, ello me permite inferir que la composicin del subsuelo en una perforacin, aunque esta tenga varios miles de metros, ser seguramente de materiales metamrficos o gneos pero no encontrar nunca una roca sedimentaria por debajo del punto de observacin. A continuacin enfocaremos entonces el problema de la clasificacin de las rocas, para lo cual deberemos primeramente definir los elementos constituyentes de todas ellas, no importa su origen: los minerales.

Autores:Lic. Nstor Campal (ncampal@fagro.edu.uy)Lic. Alejandrop Schipilov (aschip@fagro.edu.uy)MINERALES Definiciones bsicas: MINERAL: Compuesto qumico, homogneo, de origen natural, dotado de una composicin qumica determinada -dentro de ciertos lmites- y con una estructura interna especfica (constantes cristalogrficas). Todas las dems caractersticas y comportamientos fisicoqumicos del mineral se derivan de su composicin qumica y estructura, estando frecuentemente supeditados cualitativa y cuantitativamente a las contaminaciones, mezclas isomorfas, defectos estructurales, radiactividad, etc., que posea cada individuo en concreto. SOLIDO: Sustancia cuyos constitutivos se agrupan formando una red cristalina. RED CRISTALINA: Conjunto de todos los nodos que forman una estructura cristalina. Est definida para cada especie mineral por seis constantes cristalogrficas: a0, b0, c0, a, b, g. ESTRUCTURA CRISTALINA: Ordenacin tridimensional, peridica, anistropa y simtrica de los tomos, iones o molculas que constituyen un mineral. CRISTAL: Materia cristalina, natural o artificial, delimitada por superficies planas, paralelas a planos reticulares de su estructura interna. Todo mineral puede concebirse adems como un sistema en equilibrio con el medio que lo rodea en el momento de su cristalizacin. Todo cambio en la temperatura, presin, o composicin del entorno (P,T,X) lo transforma en un sistema relativamente inestable. La alterabilidad en condiciones superficiales de un mineral en particular depende entre otros factores de la diferencia entre las condiciones reinantes durante su cristalizacin y las condiciones a las que se encuentra sometido en el ciclo superficial. Otro de los factores que inciden fuertemente es la naturaleza de los enlaces entre los elementos constituyentes de cada cristal, la energa de esas uniones que son destrudas en la alteracin condiciona la estabilidad de cada mineral frente a un cambio de condiciones P,T,X.

Las propiedades fsicas y qumicas de las rocas dependen entre otros parmetros, de las propiedades fsicas y qumicas de los minerales constituyentes. El reconocimiento de los minerales es el conjunto de tcnicas que podemos utilizar para inferir la especie en funcin de propiedades observables o medibles. Para el agrnomo, en la amplia mayora de los casos, las herramientas de observacin y anlisis son muy limitadas. Ser limitado entonces la capacidad de reconocer un nmero importante de diferentes especies minerales. Afortunadamente una clasificacin razonable y til de las rocas ms abundantes del subsuelo puede llevarse a cabo sabiendo reconocer unos pocos minerales, que por su frecuencia de aparicin y volumen relativo en la corteza permiten definirlas. Han sido reconocidas en la corteza unas 3000 especies minerales, su clasificacin compete a la mineraloga y los criterios utilizados en estas clasificaciones son o bien qumicos (silicatos, sulfatos, xidos, etc.), o bien estructurales (filosilicatos, tectosilicatos, inosilicatos, etc.). No debe pues confundirse el reconocimiento que ser el fruto de la observacin de unas pocas propiedades fsicas, con la clasificacin en si: resultado de un anlisis de laboratorio detallado y extenso donde se aplican sofisticadas tcnicas para el reconocimiento de la estructura cristalina y composicin qumica. Clasificacin de los minerales: Una de las clasificaciones ms utilizadas en mineraloga fue elaborada por H. Strunz, quin la propuso en 1938. Con algunas modificaciones, se encuentra en uso y es universalmente aceptada. Divide a los minerales en 9 clases: 1. Elementos

2. Sulfuros

3. Halogenuros

4. Oxidos e hidrxidos

5. Nitratos, carbonatos, boratos

6. Sulfatos

7. Fosfatos

8. Silicatos

9. Sustancias orgnicas

ClaseNo. de especies aproxEjemplos

I50Oro, Azufre

II300Pirita, Galena

III100Fluorita, Sal gema

IV250 Cuarzo, Hematita, Rub

V200Calcita, Dolomita

VI200Yeso, Baritina

VII350Apatito, Monazita

VIII500Feldespatos, Micas

IX20Ambar

Dentro de cada una de estas clases se contemplan una serie de divisiones denominadas "tipos", "grupos", "series", "familias" y por ltimo la unidad fundamental: la "especie". Los silicatos constituyen el grupo ms importante, ya que en su conjunto conforman el 90% de la corteza terrestre. La subdivisin interna de este grupo se hace en base a criterios estructurales y no qumicos, suponiendo una unidad fundamental [SiO4]4-, esencialmente un tetraedro con un tomo de silicio ocupando la posicin central y cuatro tomos de oxgeno dispuestos de manera de compartir un electrn de valencia con otros cationes dando lugar a una estructura cristalina, en base a cuya geometra se realiza la clasificacin. Se reconocen entonces seis grupos fundamentales: 1) Nesosilicatos: con grupos tetradricos aislados unidos a otros similares con un catin distinto del silicio (v.g.: olivino). 2) Sorosilicatos: dos tetraedros unidos por un vrtice formando un grupo [Si2O6]2- relacionados entre s con cationes distintos al silicio (v.g.: epidoto). 3) Ciclosilicatos: donde 3, 4 o 6 tetraedros se unen para formar un anillo (v.g.: turmalina). 4) Inosilicatos: formados por cadenas de longitud indefinida de tetraedros (v.g.: piroxenos y anfboles). 5) Filosilicatos: los tetraedros conforman una malla plana de arreglo hexagonal (v.g.: micas y arcillas). 6) Tectosilicatos: donde los tetraedros conforman una malla compleja con presencia de aluminio en lugar de silicio en algunos de los tetraedros dando lugar a la presencia de cationes diversos (Na+, Ca2+, K+) incluidos en el edificio cristalino (v.g.: feldespatos y cuarzo). 2)

Reconocimiento de minerales:El reconocimiento de las diferentes especies minerales puede llevarse a cabo basndose en sus propiedades fsicas solo en unas pocas especies. Pero en definitiva el objetivo que perseguimos es justamente ese: aprender a reconocer aquellas especies ms comunes que conforman las rocas ms frecuentes en el subsuelo de nuestro pas. El anlisis de un grupo particular de propiedades fsicas -las propiedades pticas- constituye una herramienta poderosa para la determinacin de especies minerales, y da lugar a una especialidad conocida como "mineraloga ptica". Su instrumento fundamental es el microscopio petrogrfico, y la tcnica de reconocimiento de minerales por este mtodo se ha aplicado en la Facultad de Agronoma desde su fundacin a principios de siglo por el Prof. Karl Walther. A continuacin pasaremos revista a aquellas propiedades fsicas de los minerales que auxilian a su reconocimiento cuando no disponemos de instrumental especfico para un anlisis de laboratorio. La prctica de Rocas y Minerales del Taller de Recursos Naturales de Inters Agronmico, supone que para la determinacin de las especies planteadas como problemas Ud. dispone de los siguientes elementos: una lupa de mano, un objeto de bronce (llave) y un objeto de acero (cortaplumas, trincheta).

Propiedades fsicas de los minerales: Como fue mencionado antes, las propiedades fsicas de los minerales son una funcin de su composicin qumica y estructura cristalina. De esta manera se podrn definir propiedades fsicas escalares y vectoriales, si son dependientes o independientes -respectivamente- de la direccin cristalogrfica de observacin. Las propiedades fsicas de una especie mineral varan entre ciertos parmetros como resultado de que distintos individuos de una misma especie no son necesariamente idnticos. Por ejemplo: diferentes cristales de cuarzo pueden presentar coloraciones diversas (incoloro, gris, azulado, violeta, rosado, blanco, negro, etc.). De all deducimos que el color no es una propiedad til para diferenciar el cuarzo del resto de los minerales. La biotita (mineral ferro-magnesiano del grupo de las micas) es sistemticamente de color negro o marrn muy oscuro. En ese caso el color es un buen criterio para diferenciarla de otras especies similares. El reconocimiento de un mineral ser entonces el resultado de la observacin de un conjunto de propiedades, siendo una buena costumbre el seguir una "marcha sistemtica".

De esta manera podremos separar:

a) Propiedades escalares:

a.1) Densidad

b) Propiedades vectoriales:

b.1) Velocidad de crecimiento (forma)

b.2) Cohesin (tipo de fragmentacin)

b.3) Tenacidad (fragilidad, ductilidad, flexibilidad, dureza)

b.4) Propiedades elctricas

b.5) Propiedades magnticas

b.6) Propiedades radiactivas

b.7) Propiedades pticas

b.7.1) Brillo

b.7.2) Color

b.7.3) Indice de refraccin

b.7.4) Luminiscencia

b.7.5) Fluorescencia

b.7.6) Fosforescencia

b.8) Propiedades organolpticas

b.8.1) Olor

b.8.2) Sabor

b.8.3) Tacto

Las propiedades en negrita sern empleadas para el reconocimiento de los minerales en la prctica antes mencionada.Forma: la forma externa de un cristal correspondiente a una especie mineral cualquiera queda determinada por su velocidad de crecimiento. Las caras de crecimiento ms rpido son las que presentan un desarrollo menor. En cambio, las ms lentas se desarrollan ms y muestran tendencia a hacer desaparecer a las otras. Cuando un mineral forma parte de una roca, la forma que desarrolla un determinado cristal es funcin de diversos factores, algunos propios de su especie y otros que resultan del condicionamiento que determinan las especies minerales vecinas. As un cristal de cuarzo que creciera a partir de la cristalizacin de un lquido silceo en completa libertad desarrollar caras cristalinas como la que puede observarse en la figura. La misma especie cristalina (cuarzo) cristalizando en ltimo lugar en una roca grantica ocupar los intersticios entre los cristales de otras especies (feldespatos y mica) que cristalizaron antes que el, y su forma no estar determinada por su estructura cristalina sino que se ver condicionada por los espacios vacantes. Llamamos hbito al desarrollo relativo del conjunto de caras de un cristal bajo la influencia de los factores fisicoqumicos del medio (temperatura, presin, radiactividad, concentracin, viscosidad, etc.), que actan durante su gnesis. De manera simplificada distinguiremos entre los siguientes tipos de hbito: Hbito hojoso: es el que presentan aquellos minerales en que sus cristales se desarrollan preferencialmente en dos direcciones y pobremente en la perpendicular al plano que los contiene, tpicamente las micas y arcillas. Hbito fibroso: es el que presentan aquellos minerales en que sus cristales se desarrollan preferencialmente en una sola direccin y pobremente en las dems, el mineral adquiere aspecto de fibras (algunos anfboles, asbesto). Hbito prismtico: lo presentan los minerales en los que sus cristales se desarrollan moderadamente en dos direcciones y fuertemente en la otra. Adquieren formas prismticas de base rectangular, triangular o hexagonal. El hbito tabular es un caso particular del prismtico en el que las caras del cristal se desarrollan en forma de prisma muy corto o aplastado, el cristal adquiere forma de tabla o tableta.

Cohesin: la resistencia a la ruptura es obviamente diferente en distintos minerales, y la forma de los trozos obtenidos al romperlos es una consecuencia de su organizacin interna. Hay minerales que se rompen dando lugar a superficies planas: en ese caso diremos que el mineral se cliva o que muestra clivaje. Un mineral puede tener ms de un plano de debilidad por los que se rompe ms fcilmente y en ese caso tendr ms de un plano de clivaje. Las micas constituyen el ejemplo ms evidente de mineral con un plano de clivaje perfecto, por el que se separa en hojas extremadamente delgadas. Clivaje: rotura de un mineral paralelamente a una cara real o posible del cristal. Tal cara corresponde a planos reticulares de mayor densidad de nodos, mientras que el conjunto de esos planos estn unidos entre s por enlaces ms dbiles. Segn el grado de facilidad y perfeccin con que se manifiesta el clivaje, recibe calificativos como: excelente, muy bueno, bueno, manifiesto, pobre o imperfecto, etc.

Esta particularidad es la que condiciona el uso desde la antigedad de la muscovita, una mica transparente en diversos usos industriales, por ejemplo como sustituto flexible del vidrio. Otros minerales como el cuarzo tienen una estructura sin planos de debilidad preferente y se rompen tal como lo hara un trozo de vidrio. A este tipo de fractura se la conoce como fractura concoide. Fractura: rotura totalmente desordenada, sin ninguna direccin preferente de los enlaces estructurales de un cristal como consecuencia de un golpe. Se definen 4 tipos: irregular, concoidea (superficies curvas), astillosa (entrantes y salientes puntiagudos) y ganchosa (propia de los metales nativos).

Ntese que el vidrio a pesar de su aspecto no es en realidad un slido pues no posee estructura cristalina sino que es un lquido sobre-enfriado de alta viscosidad.

Tenacidad (fragilidad, ductilidad, flexibilidad, dureza)La tenacidad de un mineral es un buen indicador para su determinacin. No es posible definirla nicamente con un parmetro de dureza pues otros aspectos son tambin importantes. Un mineral es frgil cuando se rompe fcilmente por efecto de un golpe. El diamante, el mineral de ms dureza conocido es sin embargo frgil. La ductilidad es la propiedad de poder moldearse en hojas delgadas y es la propiedad caracterstica de algunos metales nativos tales como oro plata y cobre. La flexibilidad es la propiedad de poder deformarse sin romperse y volver al estado inicial cuando suprimimos el esfuerzo, las hojas de mica son altamente flexibles. La dureza puede ser cuantificada utilizando escalas ms o menos precisas de las cuales la ms sencilla y popular es la escala de Mohs, que clasifica los minerales tomando como referencia diez especies a las cuales les asigna un nmero entero. La dureza del mineral problema se estima entonces por comparacin con los minerales standard segn quin raye a quin. Escala de dureza de Mohs

MineralDureza

Talco1

Yeso2

Calcita3

Fluorita4

Apatito5

Ortoclasa6

Cuarzo7

Topacio8

Corindn9

Diamante10

En la prctica de Taller II emplearemos algunos elementos comunes para comparar durezas cuya posicin en la escala de Mohs: ua (dureza = 2.5 - 3); Llave de bronce (3.5 - 4); acero (5.5); vidrio (5.5 - 6).

Propiedades pticas: De las diversas propiedades pticas de los minerales describiremos aqu brevemente aquellas que auxilian a la determinacin sin instrumental especfico: el brillo y el color. En el lenguaje comn, la palabra opaco suele usarse con un sentido diferente para aquellos materiales no reflectantes. En sentido estricto, los cuerpos opacos no permiten el pasaje de la luz, los cuerpos transparentes permiten la observacin de objetos a travs de ellos, y los cuerpos translcidos permiten el pasaje de la luz, pero con reflexiones internas que imposibilitan distinguir una imagen cuando se les interpone en su camino. El brillo es una propiedad compleja que describe la manera como la luz se refleja en la superficie del mismo. Depende de varios factores como el ndice de refraccin y el grado de pulimento de la superficie observada. El brillo metlico lo presentan algunos minerales que como los metales no permiten el pasaje de la luz (sustancias opacas) y su nombre es suficientemente explcito. Las diversas variedades de brillo no metlico son caractersticas de las sustancias transparentes o translcidas y podemos distinguir diversas variedades: brillo adamantino, tpico del diamante y de las sustancias con alto ndice de refraccin, brillo vtreo (el de la mayora de los minerales) semejante al del vidrio, con variedades como el brillo graso (tpico de las superficies de rotura del cuarzo) semejante al de un objeto engrasado, brillo nacarado en que se observa iridiscencia por difraccin en las microfisuras de la superficie (la que muestra el Ncar); brillo mate es el tpico de las sustancias terrosas o de las superficies que dispersan la luz en todas direcciones. El color de un mineral es una propiedad que aunque muy aparente posee un potencial de diagnstico limitado. Muchos minerales muestran colores diversos dependiendo de mnimas proporciones de impurezas en su estructura, el cuarzo por ejemplo, aunque frecuentemente incoloro o gris puede ser rojo, blanco, celeste, violeta (amatista), amarillo (citrino) verde o an negro. Minerales de este tipo sin una coloracin tpica se llaman alocromticos mientras que aquellos en que se verifica una cierta constancia en el color se denominan idiocromticos (la biotita es normalmente negra). A continuacin se presentarn una serie de tablas con las propiedades ms importantes de los minerales de inters para el ingeniero agrnomo. CUARZOFELDESPATO POTASICO

FrmulaSiO2KalSi3O8

HbitoPrismtico hexagonalPrismtico corto

Dureza76

Peso Esp.2,65 g/cm32,57 g/cm3

ClivajeNoNo

FracturaConcoideNo

BrilloVtreo a grasoVtreo

ColorAlocromtico. Generalmente gris incoloro, transparente a translcidoAlocromtico. Rosado, blanco, incoloro, gris, negro, etc.

MaclasNoSi, de compenetracin (Carlsbad), que divide al cristal en 2 a lo largo.

VariedadesCristal de Roca (incoloro en cristales bien definidos); amatista (violeta en cristales bien definidos); rosado (impurezas de titanio); citrino (amarillo); lechoso (blanco debido a mltiples inclusiones fluidas); calcedonia - palo (variedad cripto-cristalina, cemento de las RS).Ortosa, microclina, adularia.

UsosMaterial de adorno, construccin (arena), fabricacin de vidrio, ladrillos de slice, porcelanas, pinturas, papel de esmeril y como relleno de madera. Como rocas ornamentales (cuarcitas y areniscas). Debido a sus cualidades pticas se utiliza en instrumental cientfico, tallado de lentes y prismas y en la produccin de luz monocromtica. Se lo utiliza en radio-osciladores y relojes de precisin debido a sus propiedades piezoelctricas.Produccin de porcelana y vidrio.

PLAGIOCLASAS

AlbitaAnortita

FrmulaNaSi3AlO8CaSi2Al2O8

HbitoPrismtico tabular

Dureza6

Peso Esp.2,62 g/cm32,76 g/cm3

Clivaje3: dos buenos y uno malo

FracturaNo

BrilloVtreo a perlado

ColorIncoloras, blancas, grises, transparentes a translcidas.

MaclasSi: polisintticas. Como resultado se ven estras en el plano de clivaje.

VariedadesExiste una serie isomorfa entre la albita y la anortita:% albita % anortitaAlbita 100 - 900 - 10Oligoclasa 90 - 7010 - 30Andesina 70 - 5030 - 50Labradorita 50 - 3050 - 70Bytownita 30 - 1070 - 90Anortita 10 - 090 - 100

UsosPoco uso en porcelanas. Las variedades transparentes se utilizan como gemas

CALCITAMUSCOVITABIOTITA

Frmula CaCO3 (AlSi3O10)KAl2(OH)2 (AlSi3O10)K(Mg,Fe)3(OH)2

HbitoPrismtico Hojoso hexagonal Hojoso pseudo-hexagonal

Dureza3 2 - 2 1/22 1/2 - 3

Peso esp. 2,71 g/cm3 2,76 - 2,88 g/cm32,8 - 3,2 g/cm3

Clivaje3 excelentes 1 excelente1 excelente

FracturaNo No No

BrilloVtreo perlado a terroso Vtreo sedoso a perlado Vtreo metlico

ColorBlanco a incoloro. Si es impura puede ser pardo a negro.Transparente a incolora en hojas delgadas. En bloques gruesos puede ser amarillento a rojizo.Negro o pardo oscuro.

MaclasNoNoNo

VariedadesEspato de Islandia: variedad qumicamente pura, transparente e incolora.Vermiculita: se forma por alteracin de la biotita (hojas de biotita con molculas de agua intercaladas).

UsosFabricacin de cementos y cal. Se la utiliza como fertilizante, cal de blanquear y tiza. Material aislante de aparatos elctricos. Como carga en papel, goma y pinturas. Lubricante (mezclada con aceites). Material incombusti-ble.La vermiculita se usa como aislante y como sustrato para compost.

PIROXENOANFIBOLHEMATITA

Frmula Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2 O6 (Al,Si)8O22Ca2Na(Mg,Fe2)4(Al,Fe3+,Ti)(O,OH)2 Fe2O3

HbitoPrismtico cuadrado Prismtico rmbico Tabular u hojoso

Dureza5 - 6 5 - 6 5 1/2 - 6 1/2

Peso esp. 3,2 - 3,3 g/cm3 3,0 - 3,4 g/cm35,26 g/cm3

Clivaje2 buenos a 90 2 buenos a 56 y 124 1 bueno

FracturaNoNoNo

BrilloMetlico Metlico a submetlico Metlico

ColorNegro a verdeVerde oscuro a negroCastao rojizo a negro, o rojo sangre oscuro.

MaclasNoNoNo

VariedadesEnorme familia de minerales.Seguramente es la familia de minerales ms grande que existe.Oligisto: variedad de hematita bien cristalizada.

UsosVariedades transparentes como gemas.Mena ms importante de hierro. Utilizada como pigmento (ocre rojo) y como polvo para pulir.

LIMONITAILLITAMONTMORILLONITA

Frmula HFeO2 K1-1.5Al4[Si7-6.5Al1-1.5O20](OH)4 (Ca,Na)0.7(Al,Mg,Fe)4[(Si,Al)8O20](OH)4 nH2O

HbitoTerrosoTerrosoTerroso

Dureza5 - 51/2 1 - 2 1 - 2

Peso esp. 4,37 g/cm3 2,6 - 2,9 g/cm3 Variable entre 2 y 3 g/cm3

Clivaje1 bueno (no visible) 1 excelente 1 excelente

FracturaNoNoNo

BrilloMateMateMate

ColorPardo amarillento a pardo negruzcoBlanco a colores muy plidos.Por lo general blanco, amarillo o verde.

MaclasNoNoNo

VariedadesGoethita: limonita bien cristalizada.Existen illitas dioctadricas como la muscovita y trioctaedricas como la biotita.La montmorillonita pertenece a un grupo (grupo de la montmorillonita o esmectitas), que contiene los principales miembros siguientes: montmorillonita, beidellita, nontronita, saponita, hectorita y saconita.

UsosCuando pura como mena de hierro.Arcilla formadora de suelos. Utilizada en cermicas, papel, pinturas, gomas, etc.Arcilla formadora de suelos. Utilizada en cermicas, papel, pinturas, gomas, etc. Y como lodo de perforacin.

ROCAS GENERADAS EN EL CICLO ENDOGENOROCAS IGNEAS Consideramos rocas gneas aquellas que resultan de la cristalizacin de un magma. Por magma puede entenderse una mezcla silicatada parcial o totalmente lquida, generalmente como resultado de la fusin de rocas preexistentes.

La composicin qumica de los magmas es muy diversa y por lo tanto lo es tambin el conjunto de rocas que se obtienen luego de su cristalizacin por enfriamiento. El proceso en si que lleva a la consolidacin de un magma es tambin un factor que incide en el producto resultante, iguales composiciones qumicas, pero diferentes condiciones de solidificacin dan como producto rocas de aspecto muy diverso. El estudio de las rocas se basa en mtodos propios de la mineraloga, geologa, qumica y de la fsica, y requiere la identificacin precisa de los minerales presentes. La mayora de las veces las rocas son heterogneas, es decir, estn compuestas por ms de una fase mineral, y adems de su identificacin precisa es necesario describir o cuantificar las relaciones entre las especies que integran la roca (su textura). Existen diferentes criterios para clasificar una roca gnea, algunos se basan en su quimismo, otros en su composicin mineral y todos ellos de alguna manera tienen en cuenta la textura. Aunque nuestro objetivo es aprender a reconocer las rocas gneas ms frecuentes en nuestro pas, debemos adems prestar alguna atencin a criterios de clasificacin qumica a los efectos de conocer el significado de algunos trminos comnmente empleados en la bibliografa geolgica.

Clasificacin textural de las rocas gneas: Este criterio de clasificacin atiende a la forma, disposicin y tamao relativo de los cristales constituyentes de una roca, pasando por alto las especies minerales involucradas. En este sentido, el cuadro se considera suficientemente explcito como para reconocer a que categora textural pertenece una roca dada.

La textura de la roca es directamente dependiente del ambiente geolgico (profundidad) de cristalizacin del magma, es as que se pueden distinguir: a) rocas intrusivas (o plutnicas): cristalizadas lentamente en profundidad. El descenso muy gradual de la temperatura permite que los minerales se desarrollen, obtenindose texturas granudas. b) rocas hipabisales (o filonianas): cristalizadas a profundidad intermedia, en filones, diques, sills, apfisis, etc. Suelen "heredar" algunos cristales de mayor tamao de la cmara magmtica, los que quedan inmersos en una matriz de grano fino. La textura resultante es la porfrica. c) rocas efusivas (o volcnicas): cristalizadas en superficie, bajo condiciones de presin atmosfrica. Las bajas temperaturas impiden el desarrollo de cristales de tamao visible, y las condiciones de presin habilitan la desgasificacin, responsable en el caso de los basaltos de los niveles vesiculares o vacuolares superiores.

Clasificacin mineral de las rocas gneas: Esta clasificacin estrictamente llamada "modal", divide las diversas rocas gneas en grupos o clases estableciendo rangos en que diferentes especies minerales pueden aparecer en la roca en cuestin. Presentaremos aqu una simplificacin suficiente para los fines perseguidos, de la universalmente aceptada clasificacin del IUGS. Es interesante notar que la misma permite identificar la pertenencia a una clase u otra basndose nicamente en la proporcin de cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasa y eventualmente la cantidad de minerales ferromagnesianos presente. El tipo de diagrama utilizado -diagrama triangular- permite la representacin de un sistema ternario como un punto con posicin definida en un tringulo equiltero. La condicin que ha de cumplir el sistema ternario para ser representado como un punto es justamente que la suma de los porcentajes relativos de cada uno de los componentes sea 100%. De ello se deriva que en principio no tendremos en cuenta para clasificar una roca nada ms que los porcentajes relativos de cuarzo, feldespatos alcalinos y plagioclasa.

Por ejemplo, consideremos una roca formada por 33% de cuarzo, 22% de plagioclasa (oligoclasa), 37% de feldespato potsico (ortosa), 6% de biotita, 1% de epidoto y 1% de circn. A los efectos de la clasificacin modal llevamos las proporciones de cuarzo, plagioclasa y feldespato potsico al 100%: Qz = (33x100)/92 = 36% Pg = (22x100)/92 = 24% Kf = (37x100)/92 = 40% De esta manera, el anlisis modal de la roca se plotea en un diagrama triangular de vrtices Q - A - P y queda representado por un punto dentro del campo de los granitos. Clasificamos la roca entonces como un granito a biotita, dejando en claro cual es la fase mineral accesoria ms importante.

Clasificacin qumica de las Rocas Igneas: Todas las rocas gneas pueden ser clasificadas en base a su quimismo, aunque este criterio es especialmente apto para aquellas de grano muy fino (afanticas) o vtreas, para las cuales la mineraloga es imposible de definir. Una vez analizada, los resultados composicionales son expresados -por lo general- en porcentaje en peso de los xidos de los elementos mayoritarios: slice (SiO2), aluminio (Al2O3), hierro (FeO - Fe2O3), magnesio (MgO), manganeso (MnO), titanio (TiO2), calcio (CaO), sodio (Na2O) y potasio (K2O). A estos valores suele agregrseles los del fsforo (P2O5) y prdida de agua por ignicin (H2O-). Si construysemos un grfico de frecuencia respecto al porcentaje de slice en el total de la corteza terrestre, veramos que la distribucin es bimodal, con dos mximos: uno en el entorno del 50% (rocas de afinidad basltica) y otro en el entorno del 70% (rocas granticas). Esto significa que en la naturaleza hay una gran escasez, en volumen, de rocas con contenido de slice entre 54 y 66%. Tradicionalmente las rocas con bajo contenido de slice se han denominado rocas bsicas y aquellas con alto contenido se llamaron rocas cidas. Esta clasificacin sigue en uso, y es necesario aclarar que se basa exclusivamente en el contenido en slice de la roca, sin connotaciones respecto al "pH" de la misma. El resto de los xidos que componen la roca presentan un comportamiento particular respecto al porcentaje de slice, y sus tendencias pueden ser referidas al mismo. Esto se ejemplifica en la figura siguiente:

Las conclusiones ms relevantes son: 1) el porcentaje de los xidos de sodio y potasio aumentan proporcionalmente con el xido de silicio. Esto se ve reflejado en la mineraloga de las rocas cidas, ricas en feldespatos potsicos y plagioclasas sdicas.2) Inversamente, los xidos de hierro, calcio y magnesio disminuyen proporcionalmente con el tenor de slice. De all que en las rocas bsicas dominen minerales ferromagnesianos como el piroxeno, anfboles, olivinos, etc.; y las plagioclasas sean ms clcicas.3) El aluminio, sin embargo, permanece aproxi-madamente constante en ambos grupos de rocas, en alrededor de 14% en peso de las mismas. La relacin entre la composicin qumica y la mineraloga resultante se intenta ejemplificar con la figura siguiente. Esta es una pauta general para relacionar la composicin qumica, y especficamente el contenido en slice, con la mineraloga.

Se grafica en el eje horizontal el tanto por ciento del xido de silicio y en el eje vertical el porcentaje en volumen de los minerales. Ejemplo: una roca con 65% de slice en peso tendra una mineraloga compuesta por 10% de cuarzo, casi 30% de feldespato potsico, aproximadamente 35% de plagioclasa (60% molcula anorttica y 40% de molcula albtica), 15% de hornblenda y un 10% de biotita. El orden de cristalizacin de los minerales en la roca est condicionado por la composicin qumica del magma y la tasa de enfriamiento. N. L. Bowen estudi por primera vez el orden de cristalizacin para las rocas baslticas, definiendo dos series: una continua, representada por los feldespatos de la familia de las plagioclasas, y otra discontinua, en la que los minerales formados son reabsorbidos totalmente por el lquido a medida que la temperatura desciende. La serie de cristalizacin de Bowen se discutir ms adelante sus implicancias con la susceptibilidad de meteorizacin de las rocas gneas.

Petrognesis de Rocas Igneas: Como ya ha sido establecido, las rocas gneas son el resultado de la cristalizacin de un fundido silicatado llamado magma. El magma, a su vez, es la consecuencia de la fusin parcial de una roca preexistente. La composicin qumica del magma (y por ello, la de la roca formada a sus expensas) ser funcin de la composicin qumica de la roca de partida, el grado de fusin parcial (dependiente de la temperatura y presencia o ausencia de voltiles), y de la duracin del fenmeno. La fusin parcial puede ser concebida como un proceso de destilacin fraccionada, en la que una roca se ve sometida a un aumento gradual de la temperatura circundante hasta que se alcanza el punto de fusin de uno o ms de sus componentes. De esta manera se logra un "lquido" con la composicin qumica de la/las fases minerales de menor punto de fusin y un residuo refractario (restita). El lquido formado (magma) podr moverse hacia otra posicin distinta a la de su rea fuente (deslocalizarse) si las condiciones de presin confinante, permeabilidad del medio y grado de fusin se lo permiten. La forma de ascenso del magma desde su rea fuente (por lo general la base de la corteza o la interface corteza - manto) hasta su lugar de emplazamiento ha sido sujeto de discusin, llegando a varios modelos conceptuales. Sin embargo, todas tienen en comn la presencia de estructuras profundas (cmaras magmticas) de diverso tamao y geometra; estructuras subsuperficiales en forma de diques, filones o sills; y estructuras superficiales o volcnicas (derrames de lava, coladas, conos volcnicos, domos, etc.).De esta manera un mismo magma podr emplazarse en distintos "ambientes geolgicos" o profundidades. El resultado sern rocas con igual composicin qumica e idntica mineraloga, pero con texturas diferentes. El cuadro siguiente ejemplifica este hecho: PlutnicaHipabisalExtrusiva

GranitoMicrogranitoRiolita

SienitaMicrosienitaTraquita

GranodioritaRiodacita

TonalitaDacita

GabroDiabasaBasalto

Recordemos nuevamente que la separacin de las rocas gneas en bsicas y cidas se basa exclusivamente en el porcentaje de xido de slice. De esta manera, sern rocas bsicas aquellas con menos de 55% de SiO2, y cidas las que posean ms del 60% en peso de SiO2. Otra caracterstica distintiva de las rocas cidas respecto a las bsicas es la presencia de "cuarzo libre" o cristales de cuarzo visibles a simple vista (como en un granito).

Las rocas gneas se distribuyen inhomogneamente en la corteza terrestre. Las rocas cidas y bsicas se mantienen separadas no solamente en su ambiente de generacin: magmas baslticos en dorsales meso-ocenicas y magmas granticos en zonas de subduccin; sino tambin en su forma de yacencia. Los basaltos -equivalente extrusivo de los gabros- son las rocas bsicas ms comunes en la superficie de nuestro planeta, mientras que los granitos -equivalentes plutnicos de las riolitas- son las rocas cidas que predominan en la Tierra. Estrictamente, la composicin qumica promedio de la corteza continental se sita en el entorno a la granodiorita. Esta roca es el equivalente intrusivo de las andesitas, principal lava eruptada en los volcanes de las zonas de subduccin. Obsrvese la etimologa de andesita, que significa "roca de los Andes", en clara referencia a su lugar de origen. La frase "mucho granito y poco gabro - mucho basalto y poca riolita" es bien conocida entre los petrlogos y gelogos desde principio de siglo. En nuestro pas la frase "mucho granito - poco gabro y mucho basalto - poca riolita" resulta tambin evidente. Un 35% de la superficie tiene subsuelo constituido por basaltos de edad cretcica (Unos 130 Ma de antigedad), correspondientes al momento en que el macrocontinente del Gondwana se fractura para dar lugar a la formacin del Ocano Atlntico; unos pocos cuerpos de gabro son conocidos y su expresin areal es inferior al 1% del total del territorio. Contrariamente las reas granticas son muy extensas, especialmente en el sur, y unas pocas reas de composicin rioltica son conocidas aunque normalmente se expresan con una morfologa particular (cerro Arequita, Sierra de San Miguel) que las hace llamativas como accidentes topogrficos.

Para terminar con esta pequea y somera resea sobre petrognesis de rocas gneas se presenta el siguiente esquema, donde se sealan los ambientes geotectnicos de generacin de magmas en la Tierra.

Las rocas baslticas resultan de la fusin parcial (anatexis) del manto superior, que posee una composicin ultrabsica. Es posible observar que en las zonas de formacin de corteza ocenica (ridges meso-ocenicos) y en las islas ocenicas (como Hawaii) la roca que est sufriendo los procesos de anatexis es el manto terrestre. Por el contrario, en las zonas de subduccin la corteza ocenica se sumerge por debajo de la continental; como resultado de este proceso se introduce agua en el manto, que acta como fundente, permitiendo la fusin parcial de la base de la corteza continental y de los sedimentos acarreados sobre la corteza ocenica. Desde el ngulo agronmico es importante conocer las caractersticas qumicas y texturales de las rocas ms comunes (sean gneas o no) pues esas dos caractersticas (entre otras) condicionan los procesos de meteorizacin y los productos resultantes que estarn disponibles en los suelos.

ROCAS GENERADAS EN EL CICLO ENDOGENOROCAS METAMORFICAS Como ya ha sido mencionado en la introduccin de este cuadernillo, existen tres categoras de rocas: gneas, sedimentarias y metamrficas. Las rocas gneas se forman mediante la solidificacin de un fundido silicatado denominado magma; las rocas sedimentarias se forman por una variedad de procesos a bajas temperaturas cercanas o en la superficie. La tercera categora -las rocas metamrficas- fueron originalmente gneas, sedimentarias o incluso metamrficas, pero su carcter ha sido cambiado por procesos operantes por debajo de la superficie de la Tierra. Uno de los factores que controlan el proceso metamrfico es la temperatura. Debe tenerse presente que la fuente de calor para estas transformaciones proviene de la desintegracin radiactiva de istopos que ocurre en el interior de nuestro planeta. Ya que la superficie del mismo est sometida a un continuo enfriamiento (calor irradiado por la Tierra) existe un aumento gradual de la temperatura con la profundidad, al que usualmente se llama gradiente geotrmico. Este vara de una zona a otra de la corteza siendo su valor medio de 1C cada 33 m. De ello surge que una roca a medida que se ve sometida a condiciones mas profundas se ve inmersa en un medio de mayor temperatura y de mayor presin. Cuando las temperaturas son bajas -en las cercanas de la superficie- los procesos se asignan al ciclo exgeno o sedimentario, y ms precisamente a la diagnesis o litificacin. En cambio, cuando las temperaturas alcanzan el punto de fusin de las rocas envueltas en un evento metamrfico, generndose un fundido (fusin anatctica o anatexis), los procesos pasan al campo de las rocas gneas. Entre estas dos temperaturas, que definen los limites superior e inferior del metamorfismo, se desarrolla el proceso metamrfico. Es importante dejar bien en claro que el metamorfismo tiene lugar mientras las fases minerales integrantes de una roca determinada estn en estado slido. Es as que los procesos del metamorfismo son "procesos en estado slido" con pocas o mnimas fases voltiles involucradas (agua y dixido de carbono), adems el sistema es isoqumico: la composicin qumica volumtrica de la roca es invariante y las nuevas especies minerales (especies neoformadas) estarn condicionadas por la qumica original. La forma en que aumentan la temperatura y la presin no es la misma en diferentes puntos de la corteza. Existen zonas anmalamente calientes con abundante magmatismo donde la temperatura se incrementa muy rpido con la profundidad, especialmente cerca de los bolsones de magma que estn prximos a la superficie. Por el contrario nuestro planeta muestra zonas anmalamente fras en que an a profundidades importantes la temperatura es relativamente baja. De todo ello surge que en las rocas que han sufrido transformacin metamrfica habr algunas en que los cambios en la mineraloga y textura se deben fundamentalmente al aumento de temperatura mientras que habr otras en que la presin y la deformacin son los factores ms importantes que condicionan el cambio mineral. De all que podamos de manera sinttica decir que existen tres grandes familias de procesos metamrficos segn el predominio relativo de la temperatura y la presin: a. El metamorfismo de contacto: producido en salbandas o aureolas alrededor de cuerpos intrusivos en vas de enfriamiento. En estos casos T>>P permitiendo la recristalizacin y transformacin de las rocas que estn prximas al contacto. Este es el origen ms comn para los mrmoles uruguayos, especialmente en la zona de Polanco donde un granito entra en contacto con rocas calcreas de unos 600 Ma de antigedad.

b. metamorfismo dinmico: en estos casos la presin dirigida, y por consiguiente la deformacin predomina netamente sobre la temperatura. Las rocas involucradas estn sujetas a varios tipos de "molienda mineral" y recristalizacin de algunas especies minerales. Las rocas resultantes de este tipo de metamorfismo se desarrollan siguiendo zonas donde la deformacin fue mxima. Un ejemplo notable lo constituyen las rocas alineadas sobre la Sierra de la Ballena, Sierra de los Caracoles y Cerro Largo que forman una enorme estructura que atraviesa nuestro pas (y se contina en Brasil) indicando que a lo largo de ese "lineamiento" se produjo una deformacin extrema producto del resbalamiento relativo entre dos porciones de la corteza terrestre.

c. metamorfismo regional: el metamorfismo esta determinado por el par presin - temperatura, definindose de esta manera una serie de "grados" y "facies" metamrficas. Es el caso mas comn del metamorfismo y tambin el mas complejo, y para su estudio es necesario un conocimiento profundo de la cartografa geolgica y estructural de la zona relevada, as como de la petrografa de cada tipo litolgico involucrado. Es interesante prestar atencin a las variaciones de P y fundamentalmente la temperatura a lo largo del "evento metamrfico". A medida que la roca original -llamada protolito- se ve sometida a aumentos progresivos de T y eventualmente P, las fases minerales originales comienzan a sufrir los cambios necesarios para "adaptarse" al medio. En algn momento determinado, la T alcanzara su mximo y la roca desarrollara una asociacin mineral que definir un cierto grado metamrfico o facies metamrfica. La asociacin mineral recristalizada estable para ese par [P-T] se denomina paragnesis mineral metamrfica.

Los grados y facies metamrficas son definidas para cada protolito en particular por una cierta paragnesis, y mas especficamente por los limites de estabilidad termodinmica de los minerales recristalizados. Esta es la causa por la que se establece que si una roca metamrfica presenta hornblenda (anfbol), pertenece al "grado medio de metamorfismo"; o lo que es lo mismo, la hornblenda define al grado medio de metamorfismo (o facies anfibolita). La mayora de los minerales ndices del metamorfismo no poseen inters particular ni singular para el ingeniero agrnomo, pero se crey conveniente presentar un esbozo general de la problemtica petrogrfica de las rocas metamrficas. Para entender cmo se forman estas rocas es necesario revisar algunos conceptos fundamentales de la evolucin continua que se verifica en nuestro planeta. En primer lugar nos referiremos a las rocas metamrficas que resultan de la transformacin de una roca sedimentaria. Como veremos en el captulo de rocas sedimentarias stas tienen composicin qumica diversa segn el proceso que les diera origen y el grupo ms importante en nuestro pas es el de las rocas detrticas. Por su implicancia en la agronoma, consideraremos tambin como punto de partida para el metamorfismo, entre las rocas de precipitacin qumica a las rocas carbonatadas (calizas y dolomas). La transformacin que sufren estas rocas est normalmente asociada a fenmenos de compresin y desorden que ocurren en aquellas zonas de la tierra en que colisionan dos trozos de corteza que se desplazan con direcciones opuestas. En estas zonas los fenmenos compresivos tienden a apilar porciones de los segmentos de corteza implicados de manera que algunos de ellos quedan debajo de enormes masas de roca cambiando sustancialmente las condiciones de presin y temperatura. Los minerales constituyentes de las rocas sedimentarias se desestabilizan, especialmente aquellos que fueron generados en el ciclo exgeno como las arcillas, ocurren reacciones de deshidratacin, disolucin, cambio de estructura cristalina y cristalizacin de nuevas especies minerales. Notemos que todo ello ocurre sin que se produzca una verdadera fusin de los materiales originales y que en estos ambientes es normal que exista una direccin de presin dominante que no es vertical sino lateral. Pensando en lo expuesto ser fcil comprender que la transformacin gradual que se va produciendo dar como producto una roca nueva que tiene generalmente una composicin qumica muy similar a la original pero con una composicin mineral y aspecto totalmente diferente. Pueden definirse de una manera arbitraria "Grados de Metamorfismo", esto es como escalonar las condiciones de temperatura y presin a las que ocurre el proceso de transformacin. Aunque la definicin del grado metamrfico no interesa especficamente al Agrnomo podemos ejemplificar lo que le ocurre a una pelita cuando se ve sometida a condiciones de temperatura y presin crecientes: RocaGrado metamrfico

BajoMedioAlto

PelitaFilitaMicaesquistoGneiss

BasaltoMetabasaltoAnfibolitaAnfibolita

CalizaCaliza marmreaMrmolMrmol

Asimismo la forma geomtrica que adoptarn los diversos estratos de rocas sedimentarias, originalmente de desarrollo tabular horizontal es totalmente distinta. La figura muestra algunos ejemplos de estructuras comunes de las rocas metamrficas. Una de las caractersticas ms comunes de las rocas metamrficas que auxilia a su reconocimiento, es la orientacin preferencial de sus minerales debido a que estos se han desarrollado en un medio en que existe presin dirigida. La orientacin resultante define la foliacin o la esquistosidad de la roca metamrfica. Esquistosidad (foliacin): estructura tpica de las rocas metamrficas, consistente en conjuntos de superficies paralelas de mayor o menor espaciado, que proporciona a estos materiales un determinado grado de fisilidad.

As las hojas de las micas que recristalizan durante el metamorfismo tienden a alinearse segn superficies ms o menos definidas dndole a la roca un aspecto particular. Las texturas resultantes dependen de la intensidad de los procesos de transformacin y de los minerales que componen la nueva roca resultante. Las texturas ms comunes entre las rocas metamrficas se esquematizan en el cuadro siguiente. Para los fines perseguidos en el Taller II es suficiente con saber distinguir entre las rocas metamrficas ms frecuentes por lo que aqu se brinda una descripcin de las mismas que auxiliar a su identificacin.Gneiss: roca de textura granoblstica, cuyo componente esencial y siempre presente es un feldespato. El tamao de grano puede variar entre 1 y 15mm para los feldespatos; el cuarzo casi siempre est presente en granos de magnitud similar o ms pequeos que el feldespato. Los accesorios comunes son muscovita (gneiss muscovtico), biotita (gneiss biottico), ambas micas (gneiss a dos micas), o anfbol (gneiss anfiblico). Los ferromagnesianos estn orientados de forma ms o menos notoria. Las micas normalmente contornean los granos mayores de feldespato que adquieren el aspecto de "ojos". Cuando se describe un gneiss debe indicarse cual es el accesorio ferromagnesiano presente, su tamao de grano (fino, medio o grueso), y si es posible distinguir el tipo de feldespato. Micaesquisto: roca normalmente muy esquistosa, compuesta fundamentalmente por muscovita, biotita o ambas; el cuarzo es un componente esencial. Las micas suelen disponerse siguiendo estructuras planares o curvas de pequeo radio (textura plegada). Muchos otros minerales suelen aparecer en el micaesquisto en calidad de accesorio, por ejemplo granate, estaurolita, andalucita, etc. El tamao de las micas vara entre 0,5mm y 1cm, y siempre son visibles a ojo desnudo. La textura de la roca se denomina lepidoblstica. Anfibolita: se designa con este nombre a un grupo amplio de rocas metamrficas cuyo componente esencial es un anfbol. Las anfibolitas ms comunes tienen como minerales integrantes hornblenda, plagioclasa y cuarzo; la hornblenda suele presentarse en bastoncitos cuyo eje se orienta paralelo a un plano preferencial, confirindole a la roca una textura algo esquistosa (nematoblstica). La roca puede mostrar un bandeado alternado de capas verde oscuro, casi negras, muy ricas en anfbol y otras ms claras donde domina la plagioclasa y el cuarzo. Algunas anfibolitas en muestra de mano tienen pobre esquistosidad, siendo su textura prcticamente masiva. Filita: roca muy esquistosa, cuyo nombre popular es "piedra laja". Los componentes esenciales son sericita y cuarzo. Ocasionalmente pueden contener calcita (filitas calcreas). Los colores varan entre el beige y el negro, el grano es tan fino que es prcticamente imposible distinguir minerales individuales a ojo desnudo. La sericita es un nombre que se aplica a la muscovita muy finamente cristalizada, constituyendo una transicin entre la illita y la muscovita propiamente dicha. La abundancia de filosilicatos de grano fino le da a la roca un tacto untuoso, y el ordenamiento interno planar le confiere la propiedad de partirse fcilmente en lajas delgadas. Caliza metamrfica: las calizas metamrficas son rocas fundamentalmente constituidas por calcita y/o dolomita. Tienen colores muy variables desde el blanco hasta el negro, siendo comunes los grises y los rosados. El tamao de grano vara entre submilimtrico y 5mm, siendo en los casos ms frecuentes de entre 0,5 y 2mm. La roca puede ser bandeada con alternancias de color y de tamao de grano o maciza con textura sacaroide (similar a granos de azcar); en este ltimo caso la roca puede ser clasificada como un mrmol. La principal caracterstica para su reconocimiento es su reaccin con el cido clorhdrico y que se rayan fcilmente con cualquier objeto metlico, lo que permite distinguirlas de las cuarcitas, que son rocas fundamentalmente constituidas por cuarzo.

ROCAS GENERADAS EN EL CICLO EXOGENOROCAS SEDIMENTARIASLas rocas sedimentarias provienen de la litificacin de los sedimentos. Para su clasificacin y reconocimiento es necesario pues revisar algunos conceptos relacionados con el ciclo exgeno y el origen de los sedimentos.

Todas las rocas que quedan expuestas en la superficie de la Tierra interactan con la atmsfera y la hidrsfera. Como resultado de esta interaccin las diferentes especies minerales que conforman las rocas expuestas se desestabilizan producindose un conjunto de cambios fsicos y qumicos que agrupamos bajo el nombre de meteorizacin. FORD (1984) plantea la diferencia entre meteorizacin e intemperismo en funcin a la ausencia o presencia, respectivamente, de vida y sus procesos relacionados actuando en la descomposicin de los minerales, el trmino intemperismo plantea adems no solamente el proceso de destruccin de los minerales, sino el de neoformacin de otras especies y movilizacin de sus resultantes. Es muy importante diferenciar claramente el metamorfismo (procesos de transformacin mineral acaecidos en el interior de la corteza por variaciones de la presin y temperatura) de la meteorizacin, que son los procesos de desagregacin fsica y qumica de las rocas de la corteza cuando son sometidas a las condiciones superficiales (interaccin con el agua, aire, bacterias, etc.).

Estas reacciones de alteracin (intemperismo) son de equilibrio y pueden expresarse de la siguiente forma:

Residuos Slidos: minerales arcillosos, xidos, hidrxidos y/o materiales amorfos que pueden abandonar el ambiente si existe algn agente de transporte. Coloides: poseen cierta facilidad para abandonar el ambiente. Iones: son los ms mviles (en agua), aunque algunos de ellos pueden permanecer retenidos por fuerzas electrostticas de las arcillas y otros compuestos. Los agentes de intemperismo son aquellos que actan sobre los minerales primarios para dar lugar a los productos, sin embargo estos agentes no desaparecen de la reaccin y continan actuando sobre estos ltimos movilizando o inmovilizando alguna de las fases creadas. Tradicionalmente se han diferenciado los agentes de meteorizacin en fsicos (encargados de fragmentar y aumentar la superficie especfica del mineral primario, as como de la eventual dispersin de los fragmentos); qumicos (aquellos que disgregan la estructura cristalina por solubilizacin y prdida de constituyentes de las mismas) y biticos (desempean papeles fsicos y qumicos: cuas de races, cidos hmicos, etc.). Todos ellos funcionan en conjunto, complementndose, condicionndose y determinndose mutuamente. De las condiciones generales del ambiente y de las caractersticas propias de los minerales o rocas depender que uno u otro mecanismo tenga mayor incidencia relativa. De una manera general la meteorizacin conlleva una prdida de consistencia en la mayora de las rocas ya sea por la transformacin parcial o total de algunos minerales en arcillas o por la subdivisin fsica que ocurre en las rocas expuestas a los agentes atmosfricos. La meteorizacin (o intemperismo) es uno de los temas ms importantes para el agrnomo, su dinmica es compleja y existen numerosas variables en juego que definen la naturaleza y velocidad de los cambios producidos en la roca original que conducen a la roca meteorizada. Es altamente recomendable para quien quiera analizar con mnima profundidad la relacin suelo - roca madre, una profundizacin en estos temas, que est fuera del objetivo de este cuadernillo.

En la siguiente tabla se resumen los agentes de meteorizacin o intemperismo, sin entrar en detalles de su mecanismo de accin: FISICOS

variaciones de presin y temperatura

accin del agua (lquida y slida)

accin de sales precipitadas

accin del viento

accin de las races

accin de la tectnica frgil

accin de los animales

QUIMICOS

agua

oxgeno

hidrgeno

dixido de carbono

BIOTICOS

bacterias y microorganismos

races

etc.

Varios mecanismos entran en juego a nivel superficial que producen fracturacin de las rocas. Entre los ms importantes destacaremos: Las rocas que se han formado a niveles profundos de la corteza donde imperan grandes presiones cuando llegan a la superficie en ausencia de presiones confinantes se fracturan subdividindose en poliedros de formas variadas. Las superficies de subdivisin se llaman diaclasas de descompresin, en la prctica de estructura de las rocas gneas volveremos sobre este concepto. Cuando las microfracturas y fracturas de la roca son ocupadas por agua proveniente del ciclo superficial pueden ocurrir fenmenos fsicos de aumento de volumen tales como el congelamiento que ayudan a propagar y aumentar el nmero de fisuras as como su tamao. La hidratacin qumica de algunas sustancias minerales va acompaada de aumento de volumen y por consiguiente se generan tensiones internas que fracturan el macizo rocoso

La mayor o menor facilidad de descomposicin de los minerales en la superficie terrestre depender de dos tipos de factores: los factores de capacidad e intensidad. Factores de Capacidad: son factores propios y especficos de cada mineral (intrnsecos), los ms importantes son los estructurales y los qumicos:A) factores estructurales: tipo estructural, densidad de empaque de la red cristalina, clivajesB) factores qumicos: movilidad relativa de cationes, grado de hidratacin, estado de oxidacin de los iones. Los factores estructurales dependen de la temperatura de formacin de los minerales implicados, y ms especficamente de la fuerza de enlace entre los diferentes iones que componen la red cristalina. La relacin entre el tipo estructural y la alterabilidad relativa queda expresada por la serie de GOLDICH (1938).

Factores de Intensidad: son caractersticos del ambiente en el que se produce la alteracin, controlando el proceso de meteorizacin y el grado e intensidad del mismo: Drenaje: teniendo en cuenta que casi todos los procesos de intemperismo ocurren en medio acuoso, el tiempo que el agua est en contacto con los minerales regula la alterabilidad de stos. El agua transportar en solucin variadas sustancias y desalojar los productos generados por la alteracin, manteniendo en funcionamiento la meteorizacin y bajando el pH del agua. Las condiciones ideales para la alteracin de minerales es cuando el agua es abundante y el drenaje es moderadamente bueno. Una vez que el agua va penetrando en el subsuelo se carga de cationes y su pH se vuelve ms alcalino, por lo que las reacciones de alteracin se hacen menos importantes. Por otro lado, el drenaje est estrechamente vinculado con la topografa. Clima: incide sobre las caractersticas e intensidad del proceso intemprico por dos parmetros: precipitacin y temperatura. La velocidad de las reacciones qumicas se multiplica por 2 3 cada 10 de aumento de temperatura (ley de VAN'T HOFF), siendo esta una de las razones de la alta agresividad de los climas tropicales, en los que casi todos los silicatos son inestables. Junto con la topografa puede enunciarse:- En zonas bajas, bajo la accin de clima clido y hmedo, la descomposicin qumica es el proceso dominante. - En zonas quebradas, fras y secas domina la desintegracin. Esto es: a climas ms clidos y hmedos ms rpidamente progresa la meteorizacin. Topografa: acta condicionando al clima y el drenaje. Naturaleza de las rocas: fundamentalmente mineraloga y textura. Vegetacin: accin mecnica de las races, accin qumica en proximidades de las races (descenso de pH y suministro de CO2), productos resultantes de la degradacin de la materia orgnica en el suelo, regulacin sobre la precipitacin y regulacin sobre la erosin. La prdida de consistencia facilita la accin de los agentes de transporte que pueden entonces remover parcial o totalmente la roca meteorizada. Los principales agentes de transporte son la gravedad, el agua, aire y hielo.En climas desrticos el transporte por el viento (elico) es uno de los factores predominantes, as como lo es el movimiento de los glaciares en las zonas ms fras del planeta. En nuestro pas y en las condiciones actuales, gravedad y corrientes de agua superficiales son los agentes principales de transporte, aunque el viento juega asmismo un papel importante, especialmente en las arenas costeras. El transporte por hielo es inexistente en nuestro pas en las condiciones actuales. Sin embargo existe registro geolgico abundante de sedimentos transportados por glaciares en otros momentos de la historia geolgica.

Las condiciones climticas en las diferentes zonas de la Tierra cambian el balance entre los factores predominantes de transporte. La gravedad es sin duda el principal factor que condiciona la ubicacin ltima de las sustancias transportadas por los diversos agentes, de hecho es la gravedad quien condiciona el movimiento del agua y del hielo en la superficie emergida de nuestro planeta. Es lgico pensar entonces que el destino final de los sedimentos en un momento determinado sern las superficies topogrficamente deprimidas de nuestro planeta, donde pueden acumulares importantes espesores de materiales sedimentarios. Cuando las zonas de depositacin ocupan extensiones areales regionales, se denominan cuencas sedimentarias. Es frecuente que en nuestro planeta se desarrollen condiciones para la depositacin continuada o discontinuada de espesores importantes de sedimentos, que pueden alcanzar varios miles de metros. A medida que se van depositando nuevas capas de sedimentos, los que quedan por debajo se encuentran sometidos a presiones crecientes que tienden a compactarlos y a expulsar el agua contenida en los mismos. En nuestro pas existen varias cuencas sedimentarias de diversa edad. Como ejemplo, la fosa tectnica del Santa Luca es una porcin de nuestro territorio en la cual el "piso" de rocas gneas y metamrficas sufri un hundimiento pronunciado durante el perodo Cretcico en que actuaron tensiones muy importantes en la corteza. Ello posibilit la depositacin de espesores de hasta 2000m de sedimentos, la mayora de ellos de edad Cretcica, que constituyen el subsuelo de buena parte del departamento de Canelones.

Asimismo tengamos en cuenta que el agua que circula por la superficie de nuestro planeta (y que proviene ntegramente de las precipitaciones) no solo arrastra partculas (detritos), sino que tambin contiene iones en solucin que son removidos de ciertas zonas y se recombinan en otras para dar lugar a especies minerales formadas como consecuencia de la precipitacin qumica. Estas especies minerales pueden actuar como cementantes entre los granos de las rocas detrticas, o bien constituir espesores importantes de rocas de precipitacin qumica tales como las calizas. Al conjunto de procesos de compactacin y cementacin de los sedimentos, incluyendo la generacin de algunas especies minerales estables en el ciclo exgeno (neoformacin), se les engloba bajo el nombre de diagnesis. Las rocas sedimentarias, producto de la litificacin de los sedimentos, se clasificarn entonces siguiendo criterios similares a los empleados para la clasificacin de estos ltimos. Por ejemplo, si el sedimento es una arena, la familia de rocas a que da lugar ser la de las areniscas. Una primera gran subdivisin que surge de lo expresado lneas ms arriba es que existen dos grandes grupos de rocas sedimentarias: las detrticas y las de precipitacin qumica. Otro grupo importante lo constituyen aquellas masas rocosas en las que sus constituyentes son fundamentalmente restos de organismos; por ejemplo, la acumulacin local de conchillas y restos de organismos marinos puede dar lugar a rocas llamadas lumaquelas. Los organismos vivos juegan a veces papeles menos evidentes, pero no por ello menos importantes en la generacin de rocas sedimentarias, muchas veces condicionando factores como el pH y eH en cuerpos de agua, y regulando entonces la precipitacin qumica de una u otra especie mineral. Dentro del grupo de rocas detrticas el criterio de clasificacin fundamental es el tamao de grano de las partculas que la constituyen. El cuadro que se presenta se considera suficientemente explcito al respecto.

Otros elementos que han de tenerse en cuenta para la clasificacin de las rocas sedimentarias detrticas normalmente considerados en segundo lugar, incluyen aspectos tales como forma de los granos (especialmente en psamitas y psefitas), seleccin, mineraloga y cemento. El color es una propiedad utilizada en la descripcin pero no es un criterio de clasificaciDebe tenerse presente que la asignacin de un nombre particular a una roca especfica, sea esta sedimentaria, gnea o metamrfica, es un objetivo secundario frente al de realizar una minuciosa descripcin de la misma. Resulta mucho ms valioso aprender a observar y describir cuidadosamente una roca, que conocer su nombre en un criterio de clasificacin arbitrario cualquiera. La correcta descripcin de una litologa solo puede realizarse cuando se tiene la oportunidad de verla en el campo y de observar adems su relacin con las rocas vecinas. La muestra de mano -obtenida con la herramienta apropiada- puede permitir en algunos casos una descripcin aceptable, pero tiene enormes limitaciones. Por ello debe entenderse que los ejercicios propuestos en las clases de taller suponen la dificultad accesoria de no estar observando directamente el afloramiento, sino una porcin relativamente pequea y no siempre representativa del total. En este caso mas que en ningn otro, repetimos que el objetivo fundamental es una exhaustiva descripcin de lo que vemos mas que la asignacin de un nombre particular a cada muestra.

La seleccin es la propiedad que describe la variabilidad del tamao de grano en una roca sedimentaria detrtica. Aquellas rocas que muestran solo una clase granulomtrica bien definida, siendo el tamao de todas las partculas similar, se dicen bien seleccionadas. Por oposicin, aquellas en que sus constituyentes presentan una gran diversidad de tamaos se denominan mal seleccionadas. La seleccin de una roca es una propiedad que condiciona fuertemente su porosidad, y por lo tanto su comportamiento frente a la circulacin de agua, subsuperficial o subterrnea.

Otro criterio a tener en cuenta en la clasificacin de las rocas sedimentarias es la morfologa de los clastos, denominada en sedimentologa redondez. La redondez es el dato morfolgico de mayor inters en la tipificacin del ambiente de sedimentacin de algunas rocas sedimentarias, especialmente las psamitas y las psefitas. Por otro lado, la esfericidad est relacionada con las diferencias existentes entre los distintos dimetros o longitudes de los ejes de la partcula.

Se dice que una roca sedimentaria es ms madura cuanto ms redondeados y seleccionados estn los clastos que la integran. La madurez textural es un ndice que refleja el tiempo transcurrido entre la erosin del material detrtico original y su depositacin final. En las rocas sedimentarias detrticas es comn que las partculas constituyentes se encuentren ms o menos fuertemente adheridas por sustancias minerales a las que llamamos cementos. Estas sustancias llenan los vacos que existen entre las partculas eliminando parcial o totalmente la porosidad inicial. Los cementos pueden ser precipitados qumicos que cristalizan a partir de aguas cargadas de sales circulando por los poros originales del sedimento o precipitados en forma simultnea con las partculas. Una roca sedimentaria detrtica cementada es ms densa, ms tenaz, y menos porosa que su equivalente no cementado. La tenacidad depende en gran medida del tipo de cemento siendo las cementadas con SiO2 las ms resistentes no slo mecnicamente sino tambin a ulteriores transformaciones por meteorizacin. Como ya ha sido comentado, el proceso sedimentario comprende varios estadios, inicindose con la alteracin del material madre por parte de los agentes de meteorizacin o intemperismo. La segunda etapa es el transporte de los detritos e iones formados durante la meteorizacin, el cual puede viabilizarse a travs del agua (arroyos, ros, mar, etc.), el viento, hielo, gravedad, etc. La ltima etapa del ciclo sedimentario es la depositacin y es la ms importante, ya que le conferir al sedimento las caractersticas estructurales definitivas. En base al ambiente de depositacin, los sedimentos se distinguen en continentales y marinos. Los sedimentos continentales pueden ser subareos, como en el caso de las areniscas elicas desrticas o el loess periglacial, o subacuticos, que a su vez pueden clasificarse en fluviales (depositados en ros o arroyos), lacustres (depositados en lagos o lagunas), deltaicos, etc. Los sedimentos marinos se distinguen segn la profundidad a la que fueron depositados y segn la distancia a la costa. No es el objetivo de este documento adentrarse en la clasificacin ambiental de los sedimentos y las estructuras asociadas a cada uno de ellos (campo de estudio de la sedimentologa y estratigrafa), sin embargo pude ser til conocer someramente las estructuras ms comunes de las rocas sedimentarias, a los efectos de ser utilizadas en la descripcin de campo de las rocas sedimentarias. En ese sentido se cree que la figura es lo suficientemente explcita para su interpretacin. Principales estructuras sedimentarias:1- estratificacin plano-paralela; 2- estratificacin cruzada; 3- ondulitas y 4- estructuras de canal.