Apuntes de Geologia General

APUNTES
DE
GEOLOGIA
GENERAL
TEXTO DEL ING. EDISON NAVARRETE
PROFESOR DE GEOLOGÍA GENERAL
FICT - ESPOL
2005

APUNTES DE GEOLOGIA GENERAL
E. NAVARRETE
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CAPITULO # 1
INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA GENERAL
Conceptos de Geología y Geología General. Ramas en las que se divide la Geología.
Breve historia del pensamiento geológico. Escala del tiempo geológico.
CAPITULO # 2
LA TIERRA DINÁMICA
Introducción. Los grandes rasgos de la Tierra: dimensiones totales, zonas del
interior terrestre, la magnetósfera, la ionósfera, el gradiente geotérmico, la
atmósfera, la biósfera. Los grandes rasgos geológicos del exterior terrestre: las
masas continentales, las cuencas oceánicas y los océanos. Placas litosféricas y
Tectónica de Placas: conceptos, evidencias, naturaleza y tipos de límites de placas,
tipos de acción de las placas y resultados.
CAPITULO # 3
MATERIALES TERRESTRES
Introducción: generalidades, conceptos. Conceptos de Mineral y Roca. Ciclo de
Rocas. Rocas Sedimentarias: concepto, origen, clasificación, presentación.
CAPÍTULO # 4
AMBIENTES SEDIMENTARIOS
Introducción: Generalidades. Conceptos. Clasificación de los Medios
Sedimentarios. Medios Sedimentarios Continentales. Medios Sedimentarios de
Transición. Medios Sedimentarios Marinos. Características de Medios
Sedimentarios Importantes en la Acumulación de Hidrocarburos.
CAPITULO # 5
ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS
Introducción: generalidades. Fundamentos de Geología Estructural: conceptos de
Geología Estructural, mapa geológico, Formación, corte geológico, diagrama de
bloque; rumbo y buzamiento; afloramiento. Tipos de estructuras geológicas:
pliegues, fallas, cuenca y domo.

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CAPITULO # 6
NOCIONES DE GEOLOGÍA DEL SUBSUELO
Introducción: Generalidades. Conceptos Básicos de Estratigrafía Secuencial.
Nociones de Técnicas Geofísicas utilizadas en Geología del Subsuelo. Nociones de
Técnicas de Perforación de Sondeos de Hidrocarburos. Nociones de Síntesis e
Interpretación de Datos.
CAPITULO # 7
NOCIONES DE EXPLORACIÓN GEOLÓGICA DEL PETRÓLEO
Introducción. Revisión histórica de la Exploración en Petróleo: El Petróleo desde
Noé hasta la OPEP. Evolución de los conceptos y técnicas en la Exploración del
Petróleo. El contexto de la Geología del Petróleo: Relación de la Geología del
Petróleo con la Ciencia. Química y Geología del Petróleo. Física y Geología del
Petróleo. Biología y Geología del Petróleo. Relación de la Geología del Petróleo con
la Exploración y Producción de Petróleo.

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CAPITULO # 1
INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA GENERAL
CONCEPTO DE GEOLOGÍA
Etimología de la palabra Geología: Gea = Tierra Logos = Tratado, Estudio
“Geología es la ciencia que se encarga del estudio de la Tierra”.
“Geología es la ciencia que concierne a la Tierra y los materiales de los que está
constituida, los procesos que los formaron durante el tiempo geológico y el modelado de
su superficie en el pasado y en el presente”.
CONCEPTO DE GEOLOGÍA GENERAL
En relación con el objetivo del estudio de esta materia, establecido para la Carrera de
Ingeniería en Petróleo de la Facultad de Ingeniería en Ciencias de la Tierra de la
Escuela Superior Politécnica del Litoral, el concepto es el siguiente:
“Geología General es la parte de la Geología que estudia los materiales terrestres, los
procesos que los formaron y distorsionaron y los tipos de estructuras importantes en la
constitución y generación de los hidrocarburos, y las nociones de su entrampamiento y
exploración”.
RAMAS EN LAS QUE SE DIVIDE LA GEOLOGÍA
Geología Física. Geología Histórica. Geología Estructural. Estratigrafía.
Sedimentología. Tectónica. Geoquímica. Geofísica. Petrología Sedimentaria.
Petrología Ígnea. Petrología Metamórfica. Petrografía. Mineralogía. Mineralogía
Óptica. Hidrogeología. Geología Regional. Geología de Campo. Fotogeología.
Geomorfología. Geología del Petróleo. Geología de Exploración..............................
“Geología Física es la parte de la Geología que estudia la constitución y propiedades de
los materiales que componen la tierra, su distribución a través del globo, los procesos
que los formaron y alteraron, la manera en que han sido transportados y distorsionados
y la naturaleza y evolución del paisaje”.
BREVE HISTORIA DEL PENSAMIENTO GEOLÓGICO
En la época que floreció el pensamiento clásico, base de la civilización occidental, se
tenían ideas, algunas de ellas muy claras, con respecto a las ciencias naturales y, por
ende, a las ciencias de la tierra. Entre esas ideas se tienen las de:
• Aristóteles (384 - 322 AC), el gran filósofo griego, sostenía que la materia puede ser
dividida en cuatro elementos: aire, fuego, tierra y agua.

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• Strabon (63 AC - ?), otro filósofo griego, reconoció que el mar había una vez
cubierto la tierra.
• Plinio el mayor (23 - 79 DC), gran naturalista romano, escribió voluminosamente en
todos los aspectos de las ciencias naturales. Irónicamente murió de forma prematura,
durante la erupción del Vesubio que sepultó a Pompeya y Herculano. Publicó 37
volúmenes de historia natural.
La Edad Media retardó la adquisición del conocimiento científico, aunque existieron
excepciones en el caso de temas relacionados a las ciencias de la tierra, como con el
poeta Boccaccio, el sabio árabe Avicena y algunos otros.
El siglo XV marca el inicio de una nueva corriente de pensamiento en el conocimiento
de la cultura occidental, denominada Renacimiento, que significó un cambio drástico
en las artes y ciencias y en la manera de enfrentar la vida, lo que se continuó en los
siguientes siglos. Estos avances constituyen la base de la cultura occidental moderna y,
en cuanto a las ciencias de la tierra, se pueden destacar:
• Leonardo da Vinci (1.452 - 1.519), quien reconoció el verdadero origen de los
fósiles como restos de organismos marinos que se habían acumulado en el fondo de
mares antiguos, al norte de Italia.
• George Bauer (1.494 - 1.555), un alemán que escribió en latín bajo el nombre de
Georgius Agricola, publicó seis libros sobre aspectos geológicos. Los dos más
conocidos, De Natura Fossilium (1.546) y De Re Metalica (póstumo, 1.556), dieron
los fundamentos para los campos de la Mineralogía y la Geología Minera.
• Nicolás Steno (1.638 - 1.687), un danés que estudió Medicina, fue uno de los más
destacados geólogos de su tiempo, patentando el principio de superposición de
capas.
Muchos de los sabios que llevaron a cabo estudios de la tierra en los siglos XVII y
XVIII eran teólogos que esperaban encontrar pruebas del Diluvio Universal en los
estratos de la corteza terrestre. Pero los más liberales fueron juzgados por la iglesia:
• George Buffon (1.707 - 1.788), el primer gran naturalista que presentó un trabajo
coherente sobre la teoría de la tierra, fue obligado a retractarse de sus puntos de vista
ante la Facultad de Teología de la Sorbona.
• James Hutton (1.726 - 1.797), educado en Medicina en Edimburgo, París y Leiden,
fue el primero en dar un conocimiento moderno de la Geología en su libro Teoría de
la Tierra. Fundó la Escuela Plutonista, que se opuso en sus ideas a la Escuela
Neptunista comandada por Abraham Gottlob Werner (1.749 - 1.817) en Freiberg
(Alemania), que proponía que las rocas habían sido formadas en agua, aún el granito
y el basalto. Hutton, como líder del otro grupo, probó que estas rocas se habían
formado a partir de un estado incandescente. Pero, sobretodo, Hutton estableció el
Principio de Uniformismo, que dice: “el presente es la clave del pasado”.

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• La lógica de la Geología de Hutton era tan lúcida que ganó muchos seguidores y
colaboradores. Uno de los más entusiastas fue John Playfair (1.748 - 1.819), quien
realizó el libro Ilustraciones de la Teoría Huttoniana de la Tierra, publicado en
1.802.
• Georges Cuvier (1.769 - 1.832) hizo estudios en fósiles de vertebrados y, al ver la
gran diferencia que se presentaba entre fósiles de estratos sucesivos, pensó que de
tiempo en tiempo ocurrían grandes catástrofes que prácticamente acababan con toda
la vida del planeta. A esta corriente de pensamiento geológico se la denominó
Catastrofismo. Es considerado también como el padre de la Paleontología
Moderna.
• Charles Lyell (1.797 - 1.875) hizo más que ningún otro para desaparecer el
Catastrofismo y, a través de sus viajes por toda Europa y Norteamérica, escribió dos
libros, hoy clásicos de las ciencias de la tierra: Principios de Geología y Elementos
de la Geología.
• Charles Darwin (1.809 - 1.882), cuyo libro El Origen de las Especies es reconocido
como una de las mayores contribuciones a la ciencia actual, junto con Lyell se
encargaron, el uno en el mundo biológico y el otro en el mundo físico, de terminar
con el fantasma del Catastrofismo.
El pensamiento geológico moderno y su práctica empezó con Hutton, lo promocionó
Playfair y lo finalizó Lyell. Pero no hay que dejar del todo a un lado el pensamiento
catastrofista.
• William Smith (1.769 - 1.839), ingeniero de caminos inglés, le dio aplicación
práctica a la Geología por medio de la Estratigrafía Aplicada. En el año de 1.815
publica un Mapa geológico de Inglaterra, Gales y parte de Escocia que se convierte
en el primer mapa geológico. También es el primero que realiza una columna
litológica y un corte geológico.
• Alfred Wegener (1.880 - 1.930), meteorólogo alemán, para el año de 1.915 publica
su libro El Origen de los Continentes y Océanos, donde da a conocer mediante
evidencias lo que corresponde a las ideas actuales de Deriva Continental y
Despliegue del Fondo Oceánico.
ESCALA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

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TABLA RESUMIDA DEL TIEMPO GEOLÓGICO
EÓN ERA PERÍODO ÉPOCA EDAD
GEOLÓGICA
(COMIENZOS EN M.A.)
HOLOCENO 0,01
CUATERNARIO PLEISTOCENO
1,65
PLIOCENO 5,3
CENOZOICO
NEÓGENO MIOCENO
23,5
TERCIARIO OLIGOCENO 34
EOCENO 53
PALEÓGENO PALEOCENO
65
CRETÁCICO
135
FANEROZOICO MESOZOICO JURÁSICO
205
TRIÁSICO
245
PÉRMICO
295
CARBONÍFERO
360
PALEOZOICO
DEVÓNICO
410
SILÚRICO
435
ORDOVÍCICO
500
CÁMBRICO
540
NEO-
PROTEROZOICO
1000
PROTEROZOICO MESO-
PROTEROZOICO 1600
PÁLEO-
PROTEROZOICO
2500
ARQUEOZOICO 4600
MA = Millones de
años

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CAPITULO # 2
LA TIERRA DINÁMICA
INTRODUCCIÓN
EL UNIVERSO
Etimológicamente, la palabra Universo proviene de la palabra latina Universus, que
significa conjunto de las cosas existentes.
Los astrónomos consideran dos unidades de medida:
• la Unidad astronómica, que corresponde a la distancia entre el sol y la tierra o,
dicho de otra manera, 155’000.000 Km.,
• el Año Luz, que corresponde a la distancia que recorre la luz en un año a una
velocidad de 300.000 Km/seg, es decir aproximadamente 9,46 x 1012
Km.
El año luz es una unidad necesaria para medir distancias en el Universo debido a que
nuestras unidades convencionales resultan muy pequeñas. La estrella más cercana al
Sistema Solar, Alfa Centauro, se encuentra a 4,3 años-luz, es decir que, cuando se mira
esta estrella, se están en realidad observando ondas de luz que se generaron hace 4,3
años.
Los griegos creían que el Universo era una esfera hueca en cuya superficie interna
estaban fijas las estrellas; esta esfera rotaba alrededor de un eje inclinado que tenía
como centro estacionario la Tierra. Esta idea, denominada Geocentrismo, se mantuvo
hasta que Copérnico (1.473 - 1.543) propuso la idea revolucionaria de que la Tierra
rotaba alrededor del sol, conocida ésta como Heliocentrismo.
Con el desarrollo del telescopio fue posible darse cuenta que objetos que a simple vista
parecían estrellas, en realidad estaban constituidos por billones de estrellas. Tales
grupos de estrellas se denominan Galaxias y tienen muy diversas formas (espirales,
elípticas, irregulares). El Sistema Solar se encuentra ubicado en uno de los brazos
externos de una galaxia espiral conocida como Vía Láctea (Milky Way).
Hasta 1.923 se creía que la Vía Láctea constituía todo el Universo, pero ese año el
astrónomo E. P. Hubble (1.889 - 1.953) descubrió que existían otras galaxias. La Vía
Láctea tiene alrededor de 100.000 millones de estrellas, cada una con una separación
promedio de 5 años-luz; tiene, además, un diámetro de cerca de 100.000 años-luz, y
nuestro sol se encuentra a aproximadamente 30.000 años-luz del centro de la galaxia.
Si se observa a través del telescopio del Monte Palomar, es posible distinguir alrededor
de 1.000 millones de galaxias, las cuales se encuentran a distancias entre 180.000 y
2’000.000 años-luz de la Tierra y tienen tamaños entre 2.000 y 120.000 años-luz. Las
galaxias más cercanas a la nuestra son las Nubes de Magallanes, que se encuentran a

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180.000 años-luz. La Galaxia Andrómeda se encuentra a 2’000.000 años-luz de la
Tierra.
TEORÍAS SOBRE EL ORIGEN DEL UNIVERSO
El examen espectral de galaxias distantes indica que éstas se están alejando de nuestra
galaxia, razón por la que se produce un desplazamiento de las líneas espectrales hacia el
rojo; este efecto corresponde a un efecto Doppler y se le conoce como desplazamiento
hacia el rojo, causado por el aparente ensanchamiento de la longitud de las ondas de luz
a medida que la fuente de luz se aleja.
E. P. Hubble calculó que la distancia entre la Vía Láctea y otras galaxias es
proporcional a la velocidad de alejamiento; es decir, las galaxias más distantes parecen
estarse alejando a mayor velocidad que las más cercanas. Esto se interpreta como
evidencia de que el Universo se encuentra en expansión, cuestión que es una de las
cosas más intrigantes, aparte de su incomprensible tamaño.
El concepto de Expansión del Universo nos permite estimar una edad mínima del
mismo, correspondiente, según ciertos investigadores, a 18.000 m.a. George Gamow y
otros piensan que la expansión fue el resultado de una Gran Explosión (Big Bang).
Esta teoría considera que la materia del Universo estuvo alguna vez contenida en una
masa relativamente pequeña y de increíble densidad, en la cual los protones y electrones
se encontraban combinados con los neutrones. La expansión de esta masa debe haber
producido temperaturas superiores a 1.000 millones de grados centígrados, a la vez que
se creó el espacio, el tiempo y la materia. A medida que la bola de fuego se expandió,
los neutrones formaron protones y electrones; la mayor parte del He (1/4 de la masa del
Universo) se formó posiblemente en esta época.
Hay otros investigadores que proponen un Universo pulsante con expansiones y
contracciones. Otros proponen un Universo estático.
EVOLUCIÓN DE LAS ESTRELLAS
Los astrónomos han estudiado mucho las estrellas y han llegado a determinar que su
color varía de blanco azulado a rojo y que ese color es función de su temperatura.
El Diagrama H-R (Herzprung-Russell) representa la gráfica de la luminosidad vs. la
temperatura superficial de las estrellas. La mayoría de las estrellas caen dentro del
campo del diagrama denominado secuencia principal. Este diagrama puede usarse
para ilustrar la Evolución Estelar.
Se cree que las estrellas comienzan como masas de gas y polvo (nebulosas) que giran y
se contraen lentamente debido a la fuerza de gravedad creada por la rotación. A medida
que el gas y el polvo se contraen, el He se comienza a formar como resultado de la
fusión del H cuando el interior de una estrella alcanza una temperatura de 10 millones
de grados centígrados y una densidad de 100 g/cm3
. La conversión de H en He provee
la energía que poseen las estrellas de la secuencia principal, donde se encuentra
nuestro sol.

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Cuando mucho del H se ha convertido en He, el núcleo de la estrella se contrae,
transformando energía gravitacional en calor, lo que causa que el núcleo se ponga más
caliente. Esto hace que las capas más externas de la estrella se expandan con un
decrecimiento de la temperatura superficial y hace que la estrella cambie su color a rojo;
a una estrella en esta etapa se la conoce como gigante roja. Cuando la temperatura del
núcleo alcanza 100 millones de grados centígrados el He se fusiona y se convierte en C,
O, Mg y Si; con una posterior contracción y calentamiento se formarán Ni y Fe. Todos
los elementos generados en esta etapa son componentes importantes de la corteza,
manto y núcleo terrestres.
A partir de la etapa de gigante roja, la estrella puede seguir varios caminos. Si tiene una
masa aproximada a nuestro sol, puede explotar y convertirse en una Nova, y cuando las
reacciones cesen y se enfríe y contraiga se convierte en una enana blanca, que se cree
consiste en una masa de electrones y gases ionizados y unidos íntimamente. Si la masa
es mucho mayor que la de nuestro sol, puede explotar violentamente, convirtiéndose en
una Supernova. Se ha sugerido que, con la materia expulsada en esta etapa, se pueden
formar otras estrellas, y que los elementos más pesados que el Fe se producen durante o
inmediatamente antes de la explosión. El resto de una supernova puede colapsar en una
masa de neutrones extremamente densa de unas cuantas decenas de miles de Km. de
diámetro, conocida como estrella neutrón. Existen identificaciones de cuerpos que dan
pulsos de energía cortos y son conocidos como pulsares; se cree son estrellas neutrones
con una rápida rotación.
En 1.963, Maarten Schmidt descubrió una nueva clase de objetos parecidos a estrellas
que emitían grandes cantidades de energía en forma de ondas de radio, a los que se
llamó fuentes de ondas de radio casi estelares o “quásaros”. Los quásaros están más
distantes que cualquier galaxia conocida, a distancias grandes que se encuentran entre
7.000 y 8.000 millones de años luz, correspondientes a los núcleos extremadamente
luminosos de galaxias no observables debido a la distancia a la que se encuentran.
Existen también galaxias estudiadas por Carl Seyfert, caracterizadas por poseer núcleos
altamente luminosos, denominadas Galaxias Seyfert. Se ha sugerido que estas galaxias
serían una etapa intermedia entre las galaxias normales y las Quásaros. También se ha
sugerido que la enorme cantidad de energía soltada por los quásaros y las galaxias
Seyfert es debida a la ocurrencia de numerosas novas y supernovas en el núcleo de las
mismas.
Evidentemente, la mayoría de los elementos pesados se crearon en una etapa temprana
de formación de las galaxias; quizás durante esta etapa nuestra galaxia haya aparecido
como un quásaro para un observador lejano. Entonces, la Vía Láctea y quizás muchas
otras galaxias se hayan originado como quásaros.
EL SISTEMA SOLAR
El sistema solar ocupa sólo una minúscula fracción de la Vía Láctea y se encuentra
presidido por una estrella luminosa, perteneciente a la secuencia principal, denominada
SOL, alrededor de la cual se encuentran otros numerosos cuerpos: planetas, satélites,
asteroides, cometas y meteoritos.

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Debido a una simplicidad matemática, los astrónomos han tomado el centro del sol
como centro del sistema solar; pero en verdad, el centro de masa del sistema solar o
baricentro no corresponde al centro del sol, tal como lo demostró Isaac Newton. Por lo
tanto, también el sol describe una órbita elíptica alrededor de este baricentro, que en su
extremo más lejano no supera un diámetro del sol y en el más cercano se encuentra
incluído dentro de él. Haciendo esta consideración, el sol posee el 50 % del momento
angular del sistema solar y los planetas el otro 50 %.
EL SOL
Se puede considerar al sol como una esfera con un diámetro ecuatorial de 1’392.000
Km. Su eje de rotación está inclinado 7º con el plano de la eclíptica; las zonas
ecuatoriales rotan más rápido (27 días) que las zonas polares (34 días). Su distancia a la
tierra es de 150’000.000 Km. y su masa es 332.000 veces la masa de la tierra. Cerca del
98 % del sol consiste en H y He (78 % H y 20 % He) y el 2 % restante incluye O, C, N,
Ne y Si. No existe una verdadera zonación debido a su carácter gaseoso, pero se puede
distinguir la Fotósfera, su parte visible, a continuación la Cromósfera y finalmente la
Corona. En general, se considera que la temperatura del Núcleo supera los
15’000.000ºC.
Se le calcula una edad aproximada de 4.700 m.a. y su masa se ha consumido a medida
que se ha convertido en energía (H en He). Se considera que este consumo comprende
109 veces la masa de la tierra, 1,5 veces la masa de todos los planetas del sistema solar
y solo el 0,03 % de la masa original del sol. Se calcula que para consumir toda su masa
se necesitarían 10.000 m.a. más.
Parte de la energía generada corresponde a corrientes de partículas subatómicas,
protones y electrones que se denominan viento solar. La intensidad de esta energía
electromagnética irradiada disminuye con el cuadrado de la distancia.
LOS PLANETAS
Etimológicamente la palabra Planeta proviene del griego y significa "errante".
Orbitando dentro del campo gravitacional del sol existen 9 planetas, 7 de los cuales
están orbitados a su vez por una o más lunas o satélites naturales.
Las órbitas de los planetas no son circulares, sino elípticas, lo que fue probado por
Johann Kepler (1.571 - 1.630). Vistos desde arriba de sus órbitas, todos los planetas
las describen en sentido contra-reloj. Debido a estas órbitas elípticas, los planetas
experimentan variaciones periódicas en sus distancias al sol y entre sí mismos.
Dos factores importantes relacionados con el sol y los planetas son:
• la fuerza de gravedad,
• la intensidad de radiación.

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La primera afecta las mareas, la proporción de giro y podría controlar de cierta manera
la actividad volcánica y los sismos, mientras que la segunda afecta los contrastes de
temperatura entre estaciones y el clima total.
Los cuatro planetas internos, Mercurio, Venus, Tierra y Marte, están compuestos por
materiales rocosos similares a los de la Tierra, debido a lo cual se denominan Planetas
terrestres. Entre los cinco planetas externos restantes, los cuatro primeros son gaseosos
y se denominan Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno y en conjunto se los llama
Planetas jovianos, debido a que están presididos por el mayor planeta, Júpiter; el
último planeta, denominado Plutón, tiene una naturaleza rocosa y es más parecido a los
planetas internos.
Convirtiendo el tamaño del sistema solar a una escala comprensible podríamos tomar al
sol como del tamaño de una naranja; entonces, la Tierra sería un grano de arena
circulando en una órbita a 10 m de distancia; Júpiter, once veces más grande que la
tierra, sería del tamaño de una semilla de grosella, orbitando a una distancia de 67 m
(una cuadra); Saturno, otra semilla de grosella a dos cuadras del sol; Plutón, otro grano
de arena a una distancia de 10 cuadras; y las estrellas más cercanas, otras naranjas a
más de 1.600 Km. de distancia.
• MERCURIO es el más pequeño de los planetas del sistema solar, con
aproximadamente 4.844 Km. de diámetro, y el más cercano al sol, cerca de
58’000.000 Km., es decir 0,4 UA. No posee atmósfera y su densidad es 5,4 g/cm3
.
La órbita alrededor del sol la realiza en aproximadamente 88 días terrestres. La vida
tal como se la conoce en la tierra es imposible en Mercurio, debido a la falta de
atmósfera. La superficie está compuesta por cráteres.
• VENUS es el segundo planeta, su tamaño es parecido al de la tierra (12.109 Km. de
diámetro), con una distancia al sol de 108’000.000 Km., es decir 0,7 UA. Posee una
atmósfera muy densa compuesta por 90 a 95 % de CO2 que le otorga una presión
atmosférica aplastante, con nubes que contienen ácido sulfúrico y una temperatura
superficial de 500o
C, que le dan condiciones hostiles para la vida tal como la
conocemos. La densidad es 5,1 g/cm3
y la órbita alrededor del sol la realiza en 225
días, siendo el año tan largo como el día, es decir que realiza un giro sobre su eje en
el mismo tiempo que realiza su órbita alrededor del sol. La superficie de Venus está
oculta debido a su densa atmósfera; sin embargo, mediante radar se han detectado
montañas de 3.000 m de altura.
• MARTE es el cuarto planeta, con menor tamaño que la Tierra y con un diámetro de
6.782 Km.; su distancia al sol es 228’000.000 Km. (alrededor de 1,5 UA). Posee
una atmósfera muy tenue que contiene 14 veces más CO2 que la de la Tierra y la
mayor parte del resto nitrógeno; esta atmósfera podría ser no dañina para la vida
vegetal, pero parece que la presión baja de la superficie constituye otro problema.
Las temperaturas varían entre 21ºC al mediodía y -70ºC en la noche. En general, su
superficie es completamente seca; la poca agua que existe se encuentra concentrada
en los casquetes polares. La superficie marciana se ve sometida frecuentemente a
tormentas de polvo. La densidad es 2,97 g/cm3
y la órbita alrededor del sol la realiza
en aproximadamente 687 días terrestres (alrededor de 1,9 años).

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• Entre Marte y Júpiter existe un cinturón de asteroides con diámetros entre 1,5 y 750
Km., los más grandes, de los cuales se han catalogado alrededor de 1.500. Estos
asteroides ocupan una órbita, y se supone corresponden a un planeta que explotó o a
materia que nunca llegó a formar un planeta. Algunos de estos asteroides poseen
nombres propios.
• JÚPITER es el quinto planeta y el de mayor tamaño, con un diámetro de 142.492
Km., cuya masa representa casi 2/3 de la masa de todos los planetas reunidos y es
300 veces mayor a la de la Tierra. Su distancia al sol es 778’000.000 Km. (alrededor
de 5,2 UA). Posee doce satélites. La densidad es 1,22 g/cm3
, constituyendo una
gran masa gaseosa que gira sobre su propio eje a una velocidad tan grande que
completa una vuelta en aproximadamente 2 horas. La órbita alrededor del sol la
completa en casi 4.332 días terrestres (alrededor de 12 años). Tiene una atmósfera
de gran espesor, constituida por metano y amoníaco y cantidades considerables de H
y He. La densidad aumenta hacia el interior del planeta y es probable que su núcleo
sea de H sólido. Las nubes de varios colores forman bandas que envuelven al
planeta y quizás su rasgo más extraordinario sea una gran mancha roja de 48.000
Km. de diámetro. Esta mancha roja puede constituir una tormenta que se mueve y se
seguirá moviendo por mucho tiempo, ya que no parece existir una superficie sólida
que la aplaque.
• SATURNO es el sexto planeta y el más pintoresco de todos, con una serie de anillos
constituidos por finas partículas de hielo, los cuales son visibles con telescopio y no
tienen más de unos cuantos centímetros de espesor. Es el segundo planeta en
tamaño, con un diámetro de aproximadamente 120.057 Km. (9,5 veces el de la tierra)
y una distancia al sol de 1.433’000.000 Km. (alrededor de 9,6 UA). Posee 9 satélites
y una atmósfera muy parecida a la joviana. La densidad es 0,68 g/cm3
, es decir
menor que la del agua, lo que lo hace el menos denso del sistema solar. La órbita de
este planeta alrededor del sol dura 10.826 días terrestres (alrededor de 29,5 años).
• URANO es el séptimo planeta y el cuarto en tamaño, con un diámetro de 48.924
Km. Su distancia al sol es 2.881’000.000 Km. (alrededor de 19,3 UA). Posee
también un sistema de anillos y 5 satélites. Es intensamente frío y está rodeado por
una atmósfera de gases venenosos. Su densidad es 1,68 g/cm3
y su órbita alrededor
del sol la realiza en 30.676 días terrestres (alrededor de 84 años).
• NEPTUNO es el octavo planeta y el tercero en tamaño, con un diámetro de 50.212
Km. Su distancia al sol es 4.502’000.000 Km. (alrededor de 30 UA). Posee también
anillos y satélites. Su densidad es 1,51 g/cm3
y su órbita alrededor del sol se cumple
en 59.911 días terrestres (alrededor de 164 años).
• PLUTÓN es el planeta más externo conocido del sistema solar; sus características
principales se encuentran todavía en etapa de estudio: debido a su lejanía aún se
desconocen muchos datos acerca de él. Su diámetro es 6.424 Km. y su distancia al
sol es 5.958’000.000 Km. (alrededor de 40 UA). Este no es un planeta gaseoso y es
más parecido a los planetas terrestres, no hay datos acerca de su atmósfera y es

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extremadamente frío. Posee 2 satélites naturales. Su densidad es 4 g/cm3
y su órbita
alrededor del sol la cumple en 90.824 días terrestres, es decir alrededor de 249 años.
EL SISTEMA TIERRA-LUNA
La Tierra y su satélite natural, la Luna, orbitan en dos formas:
• alrededor de su centro de masa común (baricentro Tierra-Luna);
• alrededor del baricentro del sistema solar, o lo que es lo mismo, alrededor del sol.
La Tierra y la Luna orbitan en un período de 29,5 días (29 días, 12 horas, 44 minutos,
2,8 segundos). Este baricentro es un punto que siempre yace dentro de la Tierra, pero
cuya profundidad varía de acuerdo a los cambios de distancia entre Tierra y Luna.
El baricentro Tierra-Luna traza una órbita elíptica alrededor del baricentro del sistema
solar en 365,2564 días.
LA LUNA
Se encuentra a una distancia de 382.171 Km. de la Tierra, posee un diámetro de 3.460
Km. y una masa que es 0,012 veces la de la Tierra. Su densidad es 3,36 g/cm3
, la
temperatura máxima de la superficie es 100ºC y el período de rotación sobre su propio
eje es de 27,3 días terrestres, razón por la cual siempre permanece oculta una de sus
caras.
Uno de los momentos más dramáticos en la historia de la ciencia ocurrió el 20 de Julio
de 1.969, cuando el astronauta Neil A. Armstrong (1.930 - ) se convirtió en la
primera persona que puso su pie sobre la Luna, después de un viaje de cerca de 3 días.
La Luna no posee atmósfera y su gravedad es 0,17 veces la de la Tierra. Debido a la
falta de atmósfera no posee en su superficie agua, glaciares o viento, por lo que sufre
poca erosión, causada solo por termoclastismo o por el desplazamiento de regolita por
las pendientes.
La Luna tuvo probablemente una atmósfera en su historia primitiva, pero debido a su
gravedad y a la alta volatilidad de los gases originales, esta atmósfera escapó al espacio.
Sin esta protección y sin un campo magnético, su superficie está expuesta a las
inclemencias del viento solar, rayos X de alta energía y rayos UV, rayos cósmicos de
baja energía y micrometeoritos (partículas de polvo que golpean la superficie a la
velocidad de 112.000 Km/h).
La superficie lunar está dominada por depresiones circulares. Se han formado grandes
debates en torno a estas depresiones y acerca de su origen volcánico o por impacto.
Evidentemente existen muchas depresiones que se deben a impactos de meteoritos y se
ha propuesto nombrar a estas como astroblemas, para diferenciarlas de los verdaderos
cráteres volcánicos.

E. NAVARRETE
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Los cráteres y astroblemas lunares existen en todos los tamaños, con diámetros que
van desde unas cuantas decenas de metros hasta varios cientos de kilómetros. En el
caso de los astroblemas, la variación en la morfología parece ser función del tamaño y la
época del cuerpo impactante y del espesor de la litósfera lunar.
Otras características morfológicas incluyen los domos, los trazos sinuosos y las fosas
lineares. Los domos indican hinchamiento de la superficie que acompaña a la actividad
volcánica. Los trazos pueden deberse a flujos de lava que formaron túneles y cuyos
topes colapsaron. Las fosas pueden indicar algún movimiento cortical.
Todas las rocas recogidas por las misiones Apolo han sido de origen ígneo y se pueden
clasificar en tres categorías:
• Basaltos,
• Noritas (variedad de gabro) KREEP (K=potasio, REE=tierras raras, P=fósforo),
• Anortositas.
Los denominados Maria (mares en las observaciones lunares de Galileo) están
compuestos de basaltos y las áreas montañosas están compuestas por noritas kreep y
anortositas. Parece que los basaltos y las noritas fueron producidos por fusión parcial
en el interior lunar, mientras que las anortositas fueron producto de fraccionamiento
cristalino, lo cual ocurre cuando el magma empieza a cristalizar y se forma una roca
laminada de cristales densos que se hunden al fondo o de cristales livianos que flotan en
el tope. Si es que ocurrió este proceso, es posible que en un principio la superficie total
de la Luna estuviera cubierta de una capa de lava.
La regolita es producto del bombardeo de la superficie lunar por rayos cósmicos, viento
solar, micrometeoritos y meteoritos. También existe brecha lunar compuesta de
pedazos de roca ígnea y regolita cementados por el enorme calor y presión producidos
por el impacto de meteoritos.
El probable interior lunar está compuesto por:
• Corteza (regolita + basalto + feldespato) 0 - 65 Km.,
• Litósfera (rígida) 65 - 1.000 Km.,
• Astenósfera (parcialmente fundida) 1.000 - 1.400 Km.,
• Núcleo (hierro sólido?) 1.400 - 1.738 Km.

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LOS GRANDES RASGOS DE LA TIERRA
DIMENSIONES TOTALES
La Tierra no es una esfera, sino un esferoide ovalado. Esta forma se debe a la rotación
de la Tierra alrededor de su eje que causa un abombamiento pequeño en el Ecuador y un
aplanamiento en los polos, por lo que el diámetro ecuatorial es 12.756 Km. y el
diámetro polar es 12.714 Km.
La masa de la Tierra es 5,976 x 1027
g y su volumen es 1,083 x 1027
cm3
, por lo tanto la
densidad terrestre es 5,517 g/cm3
. Debido a que las densidades de las rocas de la
superficie son < 5,517 (en promedio 2,7 g/cm3
en los continentes y 3 g/cm3
en los
fondos oceánicos), se debe pensar que la densidad del interior terrestre es > 5,517.
ZONAS DEL INTERIOR TERRESTRE
Basados en los datos geofísicos, se dice que la Tierra está dividida en:
• NÚCLEO
Interno 6.378 - 5162 Km.
Externo 5.162 - 2.903 Km.
• MANTO
Inferior 2.903 - 700 Km.
Superior 700 - 400 Km. bajo los continentes y 250 Km. bajo los océanos
• ASTENÓSFERA (zona superior del manto superior)
400 Km. - 150 a 110 Km. bajo los continentes
250 Km. - 100 Km. bajo los océanos
• LITÓSFERA
Continental 150 a 110 Km. hasta la superficie
Oceánica 100 Km. hasta la superficie
• CORTEZA (zona superior de la litósfera)
Continental 50 a 25 Km. hasta la superficie
Oceánica 10 a 5 Km. hasta la superficie.
LA MAGNETÓSFERA
Es la zona de influencia del campo magnético de la Tierra que se cree es generado en el
núcleo, desde donde se originan el flujo de líneas magnéticas con el polo positivo hacia
el Norte y el negativo hacia el Sur. El comportamiento magnético de este campo es
complejo, notándose las siguientes características:
• Los polos magnéticos no se alinean con los polos geográficos, ya que el Norte
magnético se encuentra desplazado 11,4º del Norte geográfico; a este efecto se le
denomina declinación magnética.

E. NAVARRETE
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• El polo Norte magnético deriva lentamente de un lugar geográfico a otro.
• La intensidad varía: ha menguado un 6 % en los últimos 150 años.
• Más aún, se ha descubierto que periódicamente su polaridad sufre reversiones en el
tiempo geológico.
LA IONÓSFERA
Es una zona dentro de la cual reaccionan las partículas cargadas de la radiación cósmica
y del viento solar. Esta zona cambia de posición a medida que la Tierra rota. Al
reaccionar la radiación cósmica y el viento solar con el campo magnético que lo
deforma, algunas de las partículas son atrapadas dentro del campo magnético para
formar cinturones de radiación de Van Allen. La situación eléctrica de la ionósfera
podría afectar el clima en la atmósfera.
EL GRADIENTE GEOTÉRMICO
Es el incremento de temperatura hacia el interior terrestre. La proporción promedio de
aumento se estima en 1ºC/30 m. Se cree que en parte este gradiente es debido a los
minerales radioactivos que poseen las rocas y se sabe que aumenta notablemente en las
zonas con actividad tectónica.
LA ATMÓSFERA
El término atmósfera deriva de dos voces griegas: atmos = vapor y sphaera = esfera.
Por lo tanto, el término se refiere a la envoltura gaseosa que rodea a la Tierra. La
atmósfera está compuesta por 4/5 de nitrógeno y la mayoría del 1/5 restante es oxígeno
en estado libre. Entre los elementos trazas, el CO2 es de gran importancia debido a su
capacidad de regulador de temperatura que crea el “efecto de invernadero”.
La energía solar reacciona con la parte superior de la atmósfera para formar ozono (gas
con tres átomos de oxígeno), que a su vez sirve de protección para los rayos UV.
También la atmósfera contiene cantidades variables de vapor de agua.
LA BIOSFERA
Es aquella parte de la Tierra donde existe vida. Debido a que la mayoría de los
organismos requieren agua y luz del sol para vivir, la biósfera se encuentra limitada a
las regiones donde existen estos elementos. El rango máximo de la biósfera es de
aproximadamente 20 Km., con organismos distribuidos desde las profundidades
oceánicas hasta los picos montañosos más altos.

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LOS GRANDES RASGOS GEOLÓGICOS DEL EXTERIOR TERRESTRE
La corteza se encuentra dividida en dos grupos principales de rasgos geológicos de
primer orden: las masas continentales y las cuencas oceánicas y océanos.
LAS MASAS CONTINENTALES
También denominadas continentes. Constituyen cerca del 29,2 % de la superficie
terrestre con un promedio de altura de 800 m.
Los continentes pueden analizarse mejor organizándolos en grandes regiones naturales,
dentro de las cuales la morfología superficial y las clases de rocas forman asociaciones
consistentes conocidas como provincias fisiográficas. Las principales provincias
fisiográficas son:
• MONTAÑAS, son masas de tierra que presentan 400 m de altura o más que su
entorno. Los grandes cinturones montañosos se denominan cordilleras. Existen
además términos relacionados como: sierra, sistema montañoso, cadena
montañosa, etc.
• PLANICIES, son rasgos llanos, por lo que se los denomina también como llanuras,
que presentan poca variación de altura entre los puntos más bajos y más altos, es
decir, poca variación de relieve. Generalmente están constituidas por sedimentos.
• MESETAS, son áreas altas con poca variación de relieve, constituidas por estratos
horizontales o por capas de rocas volcánicas.
• ESCUDOS o CRATONES, son áreas bajas cuyas rocas se han formado por la unión
de numerosas cadenas montañosas antiguas. La corteza continental es generalmente
gruesa y rígida en estas áreas y están constituidas por las rocas más viejas y
complejas de la superficie terrestre. Son zonas tectónicamente estables.
LAS CUENCAS OCEÁNICAS Y LOS OCEANOS
El agua cubre alrededor del 71 % de la superficie terrestre en forma de océanos, mares
internos, lagos, lagunas, pantanos, ríos, etc. Las cuencas oceánicas, es decir, las zonas
de la superficie terrestre cubiertas por las grandes masas de agua salada denominadas
océanos, abarcan aproximadamente el 60 % de la superficie terrestre.
La Hidrósfera es el nombre colectivo del agua sobre y cerca de la superficie terrestre
en un estado líquido o sólido.
Debido a los grandes avances que han existido en las últimas décadas en cuanto a
Oceanografía, se ha podido dilucidar estructuras morfológicas muy complejas que
existen en las cuencas oceánicas, las mismas que se han colocado sobre mapas
sintéticos. Estas estructuras son:

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• DORSALES MIDOCEÁNICAS o CADENAS MONTAÑOSAS
MIDOCEÁNICAS, son verdaderos sistemas montañosos volcánicos que existen en
la mitad de las cuencas oceánicas y se extienden a través de alrededor de 60.000 Km.
Ciertas cumbres montañosas logran sobresalir de la superficie de los océanos y
constituyen conjuntos de islas o islas individuales.
• ZONAS DE FRACTURAS, son grandes sistemas lineares de fracturas que se
presentan en las cuencas oceánicas y ciertas llegan hasta los continentes.
• ARCOS VOLCANICOS INSULARES, son cadenas de islas volcánicas que
bordean ciertos continentes.
• FOSAS o TRINCHERAS OCEANICAS, son grandes fosas o trincheras regulares
y profundas que bordean ciertos continentes y arcos insulares.
PLACAS LITOSFÉRICAS Y TECTÓNICA DE PLACAS
CONCEPTOS
Mucha de la evidencia recogida en los estudios magnéticos, oceanográficos y
sismológicos globales emprendidos en las décadas de los '50, '60 y '70 y estudios en
muchas otras disciplinas, ha sido unida recientemente para formular una nueva teoría
geológica, conocida como Tectónica de Placas.
Las placas litosféricas son secciones separadas de la litósfera terrestre que accionan
unas contra otras.
La palabra Tectónica proviene etimológicamente de la palabra griega Tekton que
significa carpintero, constructor.
La Teoría de TECTONICA DE PLACAS, por lo tanto, explica y describe el origen y
funcionamiento de las distintas construcciones y características morfológicas de la
litósfera y superficie terrestres como resultado del movimiento de las placas litosféricas.
EVIDENCIAS
Las evidencias que apoyan esta teoría provienen de muchas disciplinas del
conocimiento humano; muchas de ellas fueron dadas a conocer por Alfred Wegener en
su libro El Origen de los Continentes y Océanos (1.915). Las principales se originan
en la Paleontología, la Paleoclimatología, la Geología Estructural, la Petrografía, la
Radiometría, la Sismología, la Oceanografía, la Magnetometría, la Cartografía, la
Sedimentología, la Estratigrafía, entre otras.
Las evidencias que más han contribuido en las últimas décadas al establecimiento de la
Teoría de Tectónica de Placas son, como ya se lo dijo más arriba: la Oceanografía, la
Magnetometría y la Sismología.

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La Sismología o estudio de los terremotos, se ha expandido casi tan rápido como la
Oceanografía. Los sismólogos han estado mapeando los sitios de terremotos desde la
década de los '50, representándolos como puntos en mapas del mundo; como efecto se
ha obtenido un patrón interesante, donde casi todos los sismos ocurren a lo largo de
dorsales midoceánicas o bajo las fosas oceánicas. A medida que el patrón se hizo más
claro en la década de los '60, se propuso la idea de placas litosféricas que podían
moverse y cuyos límites estaban constituidos por las regiones de concentración de
sismos, es decir, dorsales midoceánicas y fosas oceánicas. En estos límites las placas
accionaban unas contra otras.
NATURALEZA Y TIPOS DE LÍMITES DE PLACAS
Las placas litosféricas en que se divide la litósfera a nivel mundial son alrededor de 20 y
poseen distinta naturaleza, reconociéndose dos tipos:
• Placas oceánicas: son placas constituidas por litósfera oceánica solamente.
• Placas continentales-oceánicas: son placas constituidas por litósfera continental y
oceánica. Generalmente la litósfera continental es más importante, por lo que en la
mayoría de las ocasiones se las nombra sólo como placas continentales.
Los dos tipos de placas accionan de manera diferente entre ellas y se reconocen en la
actualidad tres tipos de límites de placas:
• Divergente, cuando las dos placas se alejan o divergen.
• Convergente, cuando las dos placas se acercan o convergen.
• Transcurrente, cuando las dos placas se deslizan lateralmente o transcurren.
TIPOS DE ACCIÓN DE LAS PLACAS Y RESULTADOS
A continuación se van a exponer los principales tipos de acción de placas de diferente
naturaleza y los rasgos y fenómenos geológicos que se dan como resultado de esta
acción, con ejemplos de cada caso:
PRIMER CASO
• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA
OCEÁNICA.
• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN (descenso y consumo de una placa con
respecto a otra).
• Rasgos geológicos resultantes: ARCO VOLCÁNICO INSULAR y FOSA
OCEÁNICA.
• Ejemplo: Archipiélago y Fosa del Japón.

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SEGUNDO CASO
• Acción: DIVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA OCEÁNICA.
• Fenómeno resultante: OBDUCCIÓN (ascenso de material volcánico desde la
Astenósfera, creando nueva litósfera oceánica).
• Rasgo geológico resultante: DORSAL MIDOCEANICA
• Ejemplo: Dorsal midoceánica del Atlántico.
TERCER CASO
• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA
CONTINENTAL.
• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN.
• Rasgos geológicos resultantes: ARCO VOLCÁNICO CONTINENTAL Y FOSA
OCEÁNICA
• Ejemplo: Cadena montañosa de Los Andes y la Fosa Sudamericana.
CUARTO CASO
• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA CONTINENTAL CON PLACA
CONTINENTAL.
• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN.
• Rasgo geológico resultante: ARCO CONTINENTAL.
• Ejemplo: Los Himalayas.
QUINTO CASO
• Acción: DIVERGENCIA DE PLACA CONTINENTAL CON PLACA
CONTINENTAL.
• Fenómeno resultante: OBDUCCION.
• Rasgo geológico resultante: RIFT (zona de fractura continental).
• Ejemplo: Rift Africano.

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SEXTO CASO
• Acción: TRANSCURRENCIA DE PLACAS.
• Rasgo geológico resultante: ZONA DE FRACTURA.
• Ejemplo: Falla de San Andrés.
SEPTIMO CASO (ESPECIAL)
• Acción: DERIVA DE UNA PLACA OCEÁNICA SOBRE UN PUNTO FIJO DE
SALIDA DE MAGMA DESDE LA ASTENÓSFERA.
• Fenómeno: PUNTO CALIENTE.
• Rasgo geológico resultante: Archipiélago volcánico cuyas islas aumentan en
edad paulatinamente a medida que se alejan del “punto caliente”.
• Ejemplo: Archipiélago de Hawaii.

E. NAVARRETE
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CAPITULO # 3
MATERIALES TERRESTRES
INTRODUCCIÓN
GENERALIDADES
La Corteza constituye la parte superior de la Litósfera y está dividida, en forma general,
en dos secciones: corteza continental y corteza oceánica.
La corteza continental se encuentra compuesta en la potente parte superior por un tipo
de material conocido como SIAL (silicatos de Aluminio), constituido esencialmente por
un tipo de roca ígnea denominada granito (d = 2,7), y en la delgada parte inferior por
un tipo de material conocido como SIMA (silicatos de Magnesio), constituido
esencialmente por un tipo de roca ígnea denominada basalto (d = 3,0).
La corteza oceánica se encuentra constituida solamente por una delgada capa de
SIMA.
Las rocas graníticas no afloran en todas partes de la superficie terrestre continental,
porque están cubiertas por otros tipos de rocas y por suelos, mientras que las rocas
basálticas de los fondos marinos están cubiertas por cerca de 1 Km. de lodos y limos
inorgánicos y orgánicos.
La base de la corteza terrestre está marcada por una discontinuidad importante que se ha
detectado por medios geofísicos y que tiene que ver con un cambio de la densidad de las
rocas del resto de la litósfera con respecto a las de la corteza. Esta discontinuidad se
denomina como Moho o Discontinuidad-M, en memoria al apellido del científico que
la descubrió, Mohorovisic.
CONCEPTOS
Los filósofos antiguos creían en la existencia de 4 elementos fundamentales en toda la
naturaleza: tierra, agua, aire y fuego. Con la aparición de la química se dio al traste con
esta idea mítica de la materia.
ELEMENTO es una sustancia que no puede ser separada en formas más simples de la
materia por medios químicos ordinarios.
Actualmente se conocen alrededor de 105 elementos, de los cuales cerca de 90 se
presentan en la naturaleza. Los 12 primeros en orden de abundancia son: O, Si, Al, Fe,
Ca, Na, K, Mg, C, H, Cl y S, constituyendo en conjunto > 99 % de la corteza terrestre.
Sin embargo, solo los 8 primeros elementos (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg) ocurren en
cantidades > 2 % cada uno.
Los elementos se presentan generalmente unidos a otros y raramente solos en la corteza.

E. NAVARRETE
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ELEMENTO NATIVO es aquel elemento que ocurre solo y no en combinación con
uno u otros elementos.
Ejemplos de elementos nativos son Au, Ag, Cu, y C (como grafito y diamante).
COMPUESTO es una sustancia constituida por dos o más elementos combinados
químicamente en una proporción definida.
Se deduce del concepto anterior que los compuestos tienen una fórmula química
definida. Existen numerosos compuestos naturales en la corteza terrestre, como la
Halita (sal común), el Cuarzo, etc. El aire no es un compuesto, sino una mezcla de
elementos y compuestos que no ocurren en las mismas proporciones siempre, es decir
que el aire no se puede representar por una fórmula química.
CRISTAL es un poliedro geométrico que se presenta limitado por caras planas y
pulidas.
El cristal es la forma sólida geométrica precisa de un mineral. No siempre se pueden
observar los cristales bien desarrollados, salvo en el caso de condiciones ideales de
cristalización. Cada especie mineral consiste de un arreglo geométrico distinto o red de
sus constituyentes atómicos y este arreglo interno tridimensional controla la forma
externa del cristal.
CELDA UNIDAD es la unidad tridimensional más pequeña, en la cual la composición
química y la estructura cristalina de un mineral pueden observarse. Está constituida por
un arreglo regular de iones que se mantienen juntos mediante fuerzas eléctricas.
Los iones (átomos con cargas eléctricas) de los elementos pueden considerarse como
pequeñas esferas con diferentes radios y cargas diferentes. La carga eléctrica de los
iones se conoce como valencia y el tamaño se lo expresa mediante el radio iónico.
Existen tres celdas unidades básicas:
• cúbica o arreglo cúbico.
• hexagonal o arreglo hexagonal.
• tetraédrica o arreglo tetraédrico.
Se puede decir que las celdas unidades son los bloques con los que están construidas las
paredes del edificio cristalino, sin dejar virtualmente ningún espacio entre ellas. El
arreglo iónico sistemático forma una red cristalina y esta red determina la mayoría de
las propiedades de un mineral.

E. NAVARRETE
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MINERAL
CONCEPTO
Mineral es un sólido cristalino formado por procesos inorgánicos y naturales.
CARACTERISTICAS
De acuerdo al concepto, una sustancia para ser considerada un mineral debe poseer las
siguientes características:
• sólido
• estructura interna ordenada
• composición química definida (varía solo dentro de estrechos límites)
• inorgánico
• natural
(*) Mineraloide es una sustancia sólida natural que no tiene estructura cristalina.
PROPIEDADES FISICAS
Las propiedades físicas de los minerales son constantes, o cuando mucho, variables
dentro de límites bien definidos. Existen propiedades físicas de dos tipos: mecánicas y
ópticas.
Las propiedades físicas mecánicas (PFM) se determinan aplicando un esfuerzo
mecánico al mineral y las propiedades físicas ópticas (PFO) se determinan mediante la
incidencia de un rayo luminoso sobre el mineral.
El Hábito y el Sistema Cristalino, que se describen a continuación, no se consideran
como propiedades físicas, sino como un aspecto morfológico de los minerales.
HABITO
Es la forma y tamaño de un cristal o agregado de cristales. Se puede decir que las caras
de un cristal perfectamente formado constituyen su hábito, pero también se incluyen en
este término malformaciones características de cristales, distribuciones de tamaños en
agregados y muchas otras características distintivas.
Es más fácil de determinar que el sistema cristalino y las siguientes son las calidades
más comunes:
• isométrico con aspecto individual de cubo;
• tabular (laminar) con aspecto individual de tabla o lámina;
• prismático (acicular) con aspecto individual de prisma o aguja;
• granular con aspecto de agregado de granos;

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• botroidal (mamelar) con aspecto de agregados en forma de copas invertidas;
• dendrítico con aspecto de agregados con formas de ramas de árboles;
• reniforme con aspecto de agregados con forma de riñones;
• drusa con aspecto de agregados con crecimiento radial.
SISTEMA CRISTALINO
Es un sistema que agrupa a los cristales bajo ciertas leyes de simetría, las cuales son
parte del estudio de una disciplina denominada Cristalografía. Existen 32 clases de
simetría que pueden ser expresadas mediante fórmulas y se agrupan en 6 sistemas. Esta
característica de tipo morfológico es una excelente ayuda para la identificación de un
mineral pero es difícil de determinar macroscópicamente, a menos que exista un cristal
con el tamaño suficiente para analizar la simetría. Un espécimen mineral que se
presenta como un cristal bien desarrollado (macroscópico) puede identificarse mediante
la medida de los ángulos interfaciales y determinando las formas y orientaciones
espaciales de las caras cristalinas. Si no existen estas caras en el espécimen (micros-
cópico), la forma geométrica y el sistema cristalino pueden conocerse mediante técnicas
de rayos X, donde los rayos X, al atravesar la celda unidad, son deflectados por los
iones, dando un patrón característico sobre una película fotográfica.
Los cristalografistas reconocen seis sistemas cristalinos:
• CÚBICO representado en su forma más simple por un cubo, donde seis caras
cuadradas se encuentran en ángulos rectos.
• HEXAGONAL representado en su forma más simple por un prisma hexagonal,
que tiene sus bases constituidas por hexágonos y los 6 lados cuadrados o rectángulos,
iguales y paralelos de dos en dos.
• TETRAGONAL representado en su forma más simple por un prisma tetragonal, el
cual está constituido por 2 caras cuadradas y 4 caras rectangulares que se encuentran
en ángulos rectos.
• ORTORRÓMBICO representado en su forma más simple por un prisma
ortorrómbico, donde todos los lados son rectángulos y todos se encuentran en
ángulos rectos.
• MONOCLÍNICO representado en su forma más simple por un cuerpo
monoclínico, que consiste en tres pares de lados, de los cuales 2 pares son
rectángulos y 1 par son paralelogramos.
• TRICLÍNICO representado en su forma más simple por un cuerpo triclínico, que
consiste de 3 pares de paralelogramos.
EXFOLIACION (CLIVAJE) (PFM)
Es la propiedad física que posee un mineral por medio de la cual se rompe a lo largo de
superficies planas. Estos planos están relacionados con los arreglos internos de los
iones constituyentes. Para determinar esta propiedad se debe aplicar al mineral un
esfuerzo de rotura y las superficies de rotura deben de ser planas y paralelas en una
misma dirección.
De acuerdo a la orientación de los planos en el espacio, la exfoliación puede ser:

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• en 1 dirección,
• en 2 direcciones,
• en 3 direcciones.
De acuerdo a la calidad de los planos de exfoliación puede ser:
• perfecta,
• buena,
• regular.
FRACTURA (PFM)
Esta propiedad se presenta cuando el mineral se rompe a lo largo de superficies
irregulares. Para determinarla se debe aplicar un esfuerzo de rotura. Hay ciertos
minerales que poseen fracturas diagnósticas.
La fractura puede tener las siguientes calidades:
• concoidea cuando se presentan planos cóncavos y convexos,
• fibrosa cuando el aspecto de los planos es fibroso,
• ganchuda cuando los planos de rotura poseen ganchos,
• irregular cuando los planos de rotura poseen una forma irregular,
• astillosa cuando los planos de rotura tienen aspecto de astillas de madera.
TENACIDAD (PFM)
Es la resistencia que ofrecen los minerales cuando se les aplica esfuerzos de rotura,
dobladura o corte.
Existen varias calidades de tenacidad:
• dúctil cuando el mineral se transforma en hilo,
• maleable cuando el mineral se transforma en lámina,
• elástico cuando el mineral soporta el esfuerzo y regresa a su estado original,
• flexible cuando el mineral se deforma permanentemente debido al esfuerzo,
• séctil cuando el mineral se corta como un queso,
• frágil cuando el mineral se transforma en pedazos.
BRILLO (PFO)
Es la apariencia de la superficie fresca de un mineral, que varía según la intensidad de la
luz reflejada. Existen dos calidades generales de brillo:
• metálico cuando el mineral tiene apariencia de metal,

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• no metálico cuando la apariencia es diferente a la del metal, pudiéndose tener las
siguientes categorías: adamantino, bléndeo o resinoso, córneo, graso, nacarado,
sedoso, vítreo, terroso.
COLOR (PFO)
Es la apariencia de la superficie fresca de un mineral a la longitud de onda de la luz
reflejada. Las calidades de esta propiedad están dadas basándose en los nombres de los
colores que existen. No se considera una propiedad diagnóstica debido a que el mismo
mineral puede presentar diferente color de acuerdo a las impurezas que contiene.
RAYA (PFO)
Es el color del polvo fino del mineral sobre una placa de porcelana. Esta propiedad
puede ser diferente al color y es más diagnóstica que el mismo debido a que la raya
posee el mismo color aún cuando el mineral contiene impurezas.
DIAFANIDAD (PFO)
Es la apariencia que presenta un mineral en luz transmitida. Las calidades más comunes
son:
• opaco cuando no se transmite luz a través del mineral,
• no opaco cuando se transmite luz a través del mineral y pueden presentarse dos
categorías: translúcido (cuando se transmite luz por las esquinas y bordes del
mineral) y transparente (cuando se transmite luz a través de todo el mineral).
DUREZA (PFM)
Es la resistencia de la superficie tersa de un mineral a la abrasión o, lo que es lo mismo,
a ser rayada. Esta propiedad está controlada por el arreglo iónico interno de los
elementos y por el tipo de enlaces. También se reconoce que la dureza es una propiedad
vectorial, ya que dentro de un mismo mineral no es la misma en todas las direcciones.
Se abrevia en los libros con la letra H de la palabra hardness en inglés.
Existe una escala de dureza hecha por el minerólogo Friedrich Mohs (1.773 - 1.839)
que es denominada, en honor a su inventor, la Escala de Dureza de Mohs. Esta escala
está representada por especies minerales que se numeran del 1 al 10 y constituyen una
jerarquía cualitativa y no cuantitativa. La escala es la siguiente:
1 = TALCO
2 = YESO
3 = CALCITA
4 = FLUORITA
5 = APATITO
6 = ORTOCLASA
7 = CUARZO
8 = TOPACIO

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9 = CORINDON (SAFIRO, RUBI)
10 = DIAMANTE.
Existe una escala da dureza práctica donde:
2,5 = uña
3 = moneda
5 = cuchilla común o navaja
5,5 = vidrio común
6,5 = lima de acero o placa de porcelana.
GRAVEDAD ESPECÍFICA
Es la relación numérica entre el peso de una sustancia y el peso de un igual volumen de
agua a 4ºC. También se la denomina peso específico y se abrevia en los libros con la
letra G.
El peso específico de los minerales aumenta con el número de masa de los elementos
que lo constituyen y con la proximidad o apretamiento en que los iones estén arreglados
en la estructura cristalina. La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso
específico de aproximadamente 2,7, los minerales metálicos por lo general tienen pesos
específicos de más de 5 y el más elevado de todos, 19,3, corresponde al oro.
En la práctica y con la ayuda de una balanza es posible calcular el peso específico a
través de la siguiente fórmula:
W aire
G = ----------------------
W aire - W agua
donde G = peso específico, W aire = peso en el aire y W agua = peso en el agua
La dureza y el peso específico son propiedades diagnósticas.
OTRAS PROPIEDADES
Las propiedades descritas pueden aplicarse a la mayoría de los minerales comunes.
Otras propiedades están asociadas solo con pocas especies minerales e incluyen:
• susceptibilidad magnética como en el caso de la Magnetita,
• olor como en el caso del Azufre,
• gusto como en el caso de la Halita,
• doble refracción como en el caso de la Calcita,
• conductividad eléctrica como en la mayoría de los minerales metálicos,
• piezoelectricidad como en el caso del cuarzo,
• etc.

E. NAVARRETE
30
CLASIFICACIÓN
Si bien las propiedades físicas sirven para la identificación del mineral, la clasificación
sistemática de ellos se basa en su composición química. Existen aproximadamente
2.000 minerales conocidos, pero solamente alrededor de 25 son constituyentes
principales de las rocas de la corteza. Estos minerales son conocidos como formadores
de rocas y son: hematita, magnetita, limonita, cuarzo, pirita, calcopirita, galena,
yeso, anhidrita, calcita, dolomita, halita, fluorita, olivino, augita, hornblenda,
muscovita, biotita, clorita, talco, caolinita, ortoclasa, albita, anortita, esfalerita....
No existe ninguna sistemática para nombrar los minerales. El nombre puede basarse en
su composición química, característica física propia, localidad geográfica, nombre
propio, etc. Lo único constante que existe, en la denominación de un grupo numeroso
de minerales, es la terminación con ita.
Los grupos mayores de minerales, en orden jerárquico, incluyen los: silicatos, óxidos,
carbonatos, sulfuros y sulfatos. Los grupos menores, también en orden jerárquico,
incluyen los: elementos nativos, haluros, fosfatos y otros.
SILICATOS
Los miembros de este grupo son los más importantes formadores de rocas. Consisten
predominantemente en los elementos Si y O arreglados en forma tetraédrica, con los
tetraedros unidos de varias formas y a los cuales se encuentran enlazados varios iones,
en su mayoría de los metales Mg, Fe, Ca, Na y K pero incluyendo en algunos casos
complejos hidroxilos e iones de fluoruros.
• CUARZO: aunque químicamente es un óxido, estructuralmente es un silicato
porque contiene tetraedros SiO4 agrupados en una red tridimensional en la cual la
relación de Si/O es ½, ya que todos los átomos de oxígeno son compartidos por los
tetraedros adyacentes, por lo que la fórmula del cuarzo es SiO2.
• GRUPO PIROXENO: como su nombre lo indica, constituye un grupo de minerales
donde los tetraedros de SiO4 se arreglan en cadenas simples que se mantienen juntas
por otros iones como Ca, Mg y Fe. Ej.: augita.
• GRUPO ANFIBOL: es un grupo de minerales que poseen una doble cadena de
tetraedros SiO4. El Al sustituye al Si en algunos tetraedros, y las dobles cadenas se
encuentran enlazadas por Ca, Mg y Fe. Una diferencia importante entre anfíboles y
piroxenos constituye la inclusión de radicales OH por parte de los anfíboles, lo que
los hace hidrosos. Ej.: hornblenda.
• GRUPO MICA: es un grupo de minerales que químicamente contienen un amplio
rango de componentes, pero estructuralmente consisten en capas o láminas de
tetraedros que explican su excelente clivaje en una sola dirección. Ej.: biotita y
muscovita.

E. NAVARRETE
31
• GRUPO FELDESPATO: ningún otro grupo de minerales es tan abundante en las
rocas de la corteza terrestre, debido a que contienen una alta proporción de los 8
elementos más abundantes. La clasificación de las rocas ígneas se basa en la
cantidad y clase de feldespatos presentes. Ej.: ortoclasa y plagioclasas.
OXIDOS
Se definen como compuestos minerales en los cuales los iones positivos, generalmente
de un metal, están combinados con iones negativos de oxígeno que no forman
tetraedros. Esta aclaración es necesaria para excluir al cuarzo ya que, antes de que los
estudios con rayos X descubrieran su arreglo tetraédrico, se lo consideraba como óxido.
Los óxidos de interés son tres variedades de óxido de Fe (magnetita, hematita,
limonita), dos óxidos de Al (bauxita, corindón) y los óxidos de Sn (casiterita), Mn
(pirolusita) y U (uranita).
CARBONATOS
Este grupo de minerales contiene el radical CO3, en el cual se arreglan 3 iones de
Oxígeno que rodean un ion de Carbono. Los minerales están constituidos por nubes de
estas celdas que son rodeadas por iones de otros elementos. Mineralógicamente se
pueden distinguir dos variedades de carbonato de calcio que se denominan calcita y
aragonito, un carbonato doble de Mg y Ca arreglados en planos alternantes
denominado dolomita, y los carbonatos de Cu hidratados denominados malaquita y
azurita. Tal como los sulfatos, los carbonatos son precipitados de las aguas naturales.
SULFUROS
Es un grupo de minerales donde se combinan iones de azufre con uno o más iones
metálicos. Existen cuatro minerales sulfúricos con amplia distribución y se los
denomina: pirita, galena, esfalerita y calcopirita.
SULFATOS
Constituyen un grupo de minerales que son combinaciones de complejos de iones
sulfatos SO4 con iones de valencia +2, tales como calcio o bario. El mineral sulfatado
más conocido es el yeso; la forma anhidra de este último es la anhidrita; el sulfato de
bario es la barita o baritina.
ELEMENTOS NATIVOS
Son minerales que consisten en un sólo elemento que no se combina con ninguna otra
clase de iones. Entre estos se tienen: grafito y diamante (dos variedades polimórficas
de carbono), S, Au, Ag, Pt y Cu.
HALUROS
Son un grupo de minerales constituidos por iones positivos de metales, como Na, K o
Ca, unidos con un ión negativo del grupo halógeno de elementos, es decir, Cl, F, Br o I.

E. NAVARRETE
32
La halita es el mineral que le da el nombre a este grupo. También se encuentra aquí la
fluorita.
FOSFATOS
Este grupo de minerales es importante porque contienen fósforo, que es un elemento
esencial en los organismos vivos. El mineral fosfatado más común es el apatito, que se
usa como fertilizante y algunas variedades transparentes como piedras preciosas. Otro
mineral fosfatado de Th es la monacita.
OTROS
En este grupo se pueden incluir compuestos químicos que forman minerales especiales
como: arsenatos, vanadatos, etc.

E. NAVARRETE
33
# MINERAL SISTEMA PROPIEDADES FISICAS OTRAS
HABITO EXFOLIACION FRACTURA TENAC. BRILLO COLOR DIAFAN. RAYA H G PROPIEDADES
MINERALES PETROGRAFICOS
1 ORTOCLASA Monoclinico en 2 direc- irregular frágil vítreo incoloro blan- transp. a blanca 6 2,6 en masas exf.
Prismático ciones a 90 co rojo carne transluc. o en granos irreg.
2 ANDESINA Triclinico en 2 direc- concoidea frágil vítreo incoloro Transp. a blanca 6 2,6 estrías finas en
Tabular ciones a 90 perlado blanco-gris Transluc. 2,8 la exfoliación
3 CUARZO hexagonal no tiene fractura frágil vítreo Incoloro Transp. a blanca 7 2,6 prismas horizontalmente
prismático concoidea graso blanco Transluc. estriados,forma piramidal
4 HORNBLENDA monoclinico en 2 irregular frágil vítreo o verde transp. a blanca 5 2,9 cristales fibrosos y alar-
prismático direcciones sedoso negro transluci. 6 3,4 gados como el asbesto
5 AUGITA monoclinico en 2 direc- irregular frágil vítreo verde transp. a blanca 5 3,2 prismas rectangulares
prismático ciones a 90 negro transluc. 6 3,4 de 4 y 6 lados
6 OLIVINO rombico en 1 concoidea frágil vítreo verde transp. a blanca 6,5 3,3 granular o en masa
prismático dirección gris transluc. 7 3,4 granuda
7 MOSCOVITA monoclinico en 1 ganchuda flexible vit. sedo- incoloro blan- transp. a blanca 2 2,8 se separa en láminas
tabular dirección elástico so perlado co amarillo transluc. 2,5 3 delgadas
8 BIOTITA monoclinico en 1 ganchuda flexible vítreo café transpar. blanca 2,5 2,8 se separa en láminas
tabular dirección elástico negro transluci. 3 3 delgadas
9 CAOLINITA monoclinico en 1 concoidea séctil terroso varios opaco blanca 2 2,6 es parte de las
tabular dirección mate colores 2,5 2,9 arcillas
10 CLORITA monoclinico en 1 irregular flexible vítreo verde varios trans. a verde 2 2,6 color verde
tabular dirección perlado tonos transluc. pálida 2,5 3 característico
11 SERPENTINA monoclinico no tiene concoidea frágil graso jaspeado transluc. blanca 2,5 2,2 se reconoce por la natu-
tab. fibroso sedoso en verde raleza fibrosa
12 ALMANDINO cubico no tiene concoidea frágil vítreo rojo,verde,a- transp. a blanca 6 3,5 con una serie de
isometrico marillo,blanco transluc. 7,5 4,3 subespecies
13 TALCO monoclinico basal irregular séctil perlado gris,blanco transluc. blanca 1 2,7 cristales raros, masas
tabular graso verde manzn. 2,8 exfoliables
14 CALCITA hexagonal en 3 direc. concoidea frágil vítreo incoloro transp. a blanca 3 2,7 doble refracción,
prismatico inclinada blanco transluc. fluorescencia
15 DOLOMITA hexagonal en 3 direc. irregular frágil vítreo incoloro transp.a blanca 3,5 2,8 tiene menor reacción al
prismatico inclinada perlado blanco gris transluc. 4 ClH que la calcita
TABLA DE CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES MÁS COMUNES

E. NAVARRETE
34
# MINERAL SISTEMA PROPIEDADES FISICAS OTRAS
HABITO EXFOLIACION FRACTURA TENAC BRILLO COLOR DIAFANIDA
D
RAYA H G PROPIEDADES
16 LIMONITA amorfa masas no tiene frágil vítreo pardo opaca pardo 1 3,6 sin exfol. su raya
irregulares concoidea terroso verde amarilla 5,5 4 amarillenta es característica
17 YESO monoclinico no tiene irregular frágil vit.sedoso incoloro transp. a blanca 2 2,3 compacto,exfolia-
prism.tabular perlado blanco gris translucido ble,hojoso
18 HALITA cúbico perfecta en irregular frágil vítreo blanco transp. a blanca 2 2,1 facilmente soluble
isométrico 3 direc. a 90 translucido 2,5 2,6 en agua,sabor sal.
MINERALES DE MENA
19 GALENA cúbico perfecta en irregular frágil metálico plomo ne- opaca gris o 2,5 7,5 crist.cúbicos,brillo
isométrico 3 dir. a 90 gro gis negra metálico reluciente
20 BLENDA cúbico perfecta en frágil submt.ada- amar.casta- transp. a amarilla 3,5 4 exfol.perf. brillo
isometrico 3 direc. inclin. concoidea mt.resinoso ño negro translucido blanca 4 resin.brillante carac.
21 CALCO- tetragonal no tiene frágil metálico amarillo opaca negra,negra 3,5 4,2 pátina bronceada
PIRITA prismatico irregular de latón verdosa 4 e irisdicente
22 PIRITA cúbico no tiene frágil metálico amarillo de opaca gris-parda 6 5 se distingue de la cal-
isométrico concoidea latón pulid. a negra 6,5 cop.por el color y dur.
23 HEMATITA hexagonal no tiene frágil metálico castaño ro- opaca roja clara 6,5 4,9 raya roja
tabular concoidea jizo negro a oscura 5,3 característica
24 MAGNETITA cúbico no tiene subconcoid. frágil metálico negro opaca negra 6 5,2 fuertemente
isómetrico a irregular magnético
25 MOLIBDE- hexagonal basal séctil metálico gris opaca negra-grisa 1 4,7 grasoso al tacto,deja
NITA tabular perfecta irregular plomo cea verdosa 1,5 4,8 marca amarillo-verdo-
sa sobre porcelana

E. NAVARRETE
35
ROCA
CONCEPTO
Roca es una masa de material sólido inorgánico u orgánico que ocurre de manera
natural y forma parte significativa de la corteza terrestre.
Esta definición incluye tanto al duro granito como al suave lodo, pero en el sentido
común el término se restringe a las partes duras de la corteza. La mayoría de las rocas
son agregados de minerales, pero algunos tipos importantes no contienen o sólo
contienen cantidades insignificantes de estos. Ej.: obsidiana, carbón, etc.
Las rocas son los materiales estudiados por los geólogos de campo, que diferencian un
tipo de roca de otro y representan los límites o contactos en un mapa que se denomina
mapa geológico.
Existen tres grupos básicos de rocas que se diferencian por su composición
mineralógica y textura. Estos tipos de rocas son: ígneas, sedimentarias y
metamórficas.
CICLO DE ROCAS
Es una representación esquemática cíclica de los tres tipos de rocas y los procesos que
llevan a su formación.
El MAGMA, que consiste en una masa de material fundido que existe en la astenósfera
terrestre, puede inyectarse en la corteza o subir hasta la superficie a través de fracturas,
sufriendo un proceso de enfriamiento denominado SOLIDIFICACIÓN que genera las
ROCAS ÍGNEAS.
Los materiales sobre la superficie terrestre incluyen rocas ígneas, sedimentos y rocas
viejas de todas clases. Estos materiales son meteorizados, transportados y
acumulados (sedimentados) en áreas subsidentes como cuerpos de SEDIMENTOS en
un proceso que se denomina SEDIMENTACIÓN. Después de la compactación y
cementación de los sedimentos, proceso que se realiza dentro de la corteza y se
denomina de manera general como LITIFICACIÓN o DIAGÉNESIS, se generan las
ROCAS SEDIMENTARIAS. A profundidades más grandes en la corteza, las rocas
sedimentarias o de otro tipo sufren un proceso denominado METAMORFISMO que
ocurre a gran presión y temperatura y deforma las rocas originales generando un tipo de
roca conocido como ROCA METAMÓRFICA. Cuando la presión y la temperatura
sobrepasan los límites del metamorfismo, las rocas metamórficas sufren una FUSIÓN,
y la posterior SOLIDIFICACIÓN las transforma en rocas ígneas, completándose de
esta manera este ciclo de rocas.
Roca ígnea es una roca formada a partir de un estado de fusión. Este tipo de roca es el
más abundante en la corteza.

E. NAVARRETE
36
Magma se denomina al material madre de las rocas ígneas y comprende un sistema
complejo de silicatos fundidos con agua y otros materiales gaseosos en solución.
Lava es el magma que sale a la superficie terrestre a través de fracturas. La
composición química de la lava refleja una pequeña proporción de la composición
original del magma, debido al escape de gases que sufre durante su ascenso a la
superficie.
La roca ígnea resultante es función de la composición original (constituyentes
minerales) del magma parental y de la velocidad de enfriamiento (textura). Es sobre la
base de estos dos parámetros, constituyentes minerales y textura, que se hacen las
clasificaciones de las rocas ígneas.
De acuerdo a la composición química, las rocas ígneas se pueden clasificar de manera
general en:
• Rocas máficas o básicas con alto contenido de minerales oscuros y pesados.
• Rocas intermedias con un contenido promedio de minerales oscuros y pesados y
minerales claros y livianos.
• Rocas félsicas o ácidas con alto contenido de minerales claros y livianos.
De acuerdo al sitio en donde solidificaron, las rocas ígneas se clasifican en dos grandes
divisiones:
• Rocas ígneas intrusivas o plutónicas solidificadas dentro de la corteza.
• Rocas ígneas extrusivas o volcánicas solidificadas en la superficie terrestre.
En general, las rocas ígneas intrusivas tienen una textura de grano grueso y se presentan
en cuerpos denominados intrusivos o plutones, mientras que las rocas ígneas
extrusivas tienen una textura de grano fino o vítrea y se presentan en forma de capas.
Las capas volcano-sedimentarias son cuerpos de forma tabular que se originan por la
acción de dos fenómenos:
• volcanismo, encargado de aportar los materiales, y
• sedimentación, encargada de depositar los materiales y transformarlos en rocas.
Los materiales aportados por el volcanismo están constituidos por fragmentos sólidos de
diferentes tamaños, denominados colectivamente como piroclastos o tefra, nombres
provenientes, para el caso del primero, de las raíces griegas piro = fuego y clasto =
roto, y en el caso del segundo, de la también palabra griega tephra = fragmento. Estos
materiales están asociados con volcanismo explosivo y se clasifican de acuerdo al
tamaño, tomando diferentes nombres: bombas, lapilli, ceniza, etc.
Por lo tanto, estas estructuras también se las conoce con el nombre de capas
piroclásticas.

E. NAVARRETE
37
TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS IGNEAS
Diseño original del Ing. Sergio Aguayo E. - Actualización del Ing. Edison Navarrete C.
MINERALES
TEXTURAS
CUARZO
ORTOCLASA
>
PLAGIOCLASA
CUARZO
PLAGIOCLASA
>
ORTOCLASA
ORTOCLASA
>
PLAGIOCLASA
PLAGIOCLASA
>
ORTOCLASA
PLAGIOCLASA
=
PIROXENOS
PIROXENOS
OLIVINO
FANERITICA GRANITO TONALITA SIENITA DIORITA GABRO
PERIDOTI
TA
PORFIDICA
RIOLITA
PORFIDO
PORFIDO
GRANITO
PORFIDICA
RIOLITICO
GRANITICO
PORFIDICO
AFANITICA RIOLITA DACITA TRAQUITA ANDESITA
BASALTO
DIABASA
VITREA <--------------- OBSIDIANA
(compacta)
PUMITA
(celular fina)
----------------->
TAQUILITA
(compacta)
ESCORIA
(celular
gruesa)
COLORES CLAROS A OBSCUROS; LIVIANAS Colores oscuros Color oscu-
pesadas ro muy pe-
sada
<---------ACIDAS----------><-----INTERMEDIAS-----> BASICAS ULTRA
BASICA
[Sobresaturadas SiO2 > 65%] [SiO2 = 65 - 53% Saturadas SiO2 = 53 - 45%] [Sobresaturadas
SiO2< 45%]
<--------------------------SiO2, Al2O3, Na2O, K2O-------------------------------------
-----------------------------CaO, MgO, FeO-------------------------------------------->

E. NAVARRETE
38
Roca metamórfica es la roca que se forma por la alteración física y química de otras
rocas bajo condiciones de alta presión y temperatura, asociadas comúnmente con
profundidades de muchos miles de metros dentro de la corteza.
La formación de las rocas metamórficas tiene lugar esencialmente al estado sólido,
aunque algunos procesos se desarrollan ante la presencia de gases y líquidos calientes.
Los procesos metamórficos deben inferirse, en parte, por la evidencia encontrada en las
mismas rocas metamórficas, debido a que es imposible para los geólogos observar los
procesos “in situ” ya que ocurren a grandes profundidades. Estos procesos son muy
complejos y se pueden dividir en cuatro categorías: Deformación Mecánica,
Recristalización, Recombinación Química y Reemplazo Químico.
En relación con los fenómenos y procesos que intervienen, se reconocen dos tipos
generales y dos tipos especiales de metamorfismo.
Los tipos generales son: Metamorfismo de Contacto y Metamorfismo Regional.
Los tipos especiales son: Metamorfismo de Choque y Metamorfismo de
Fallamiento.
De acuerdo a la característica textural, las rocas metamórficas se dividen en dos grandes
categorías: No Foliadas y foliadas.
Las masas de rocas metamórficas tienden a retener la forma geométrica aproximada del
cuerpo de roca a partir del cual se generaron. Por lo tanto, las pizarras, esquistos,
gneisses, cuarcitas y mármoles generalmente se presentan en capas. Estas capas pueden
presentarse muy contorsionadas en forma de pliegues complejos, resultado de un
metamorfismo regional. Algunas rocas han sido expuestas a varios episodios de
metamorfismo a través de grandes períodos de tiempo. En tales casos, la roca original
ha sufrido tantos cambios físicos y químicos que es difícil reconocer su composición y
textura originales. Una posible evolución de una roca sedimentaria sometida a varios
episodios de metamorfismo puede ser:
lutita pizarra esquisto gneiss granito de
anatexia(*)
(*) anatexia es un proceso de fusión de rocas preexistentes (rocas metamórficas) que
regenera el magma.

E. NAVARRETE
39
TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS METAMORFICAS
Diseño original del Ing. Sergio Aguayo E. - Actualización del Ing. Edison Navarrete C.
TEXTURA MINERALES ROCA OTRAS
PROPIEDADES
G E N E
ROCA
ORIGINAL
S I S
METAMOR-
FISMO
N
O
MASIVA
granular
microscópica
Silicatos oscuros,
micas, granate,
piroxeno,
andalucita,
cordierita.
HORNFELS
o
CORNEANA
Compacta, dura,
fragmentos de
bordes afilados.
Lutitas, rocas
intermedias
a básicas
CONTACTO
F
MASIVA
granular
microscópica
92 - 98 %
Carbón
ANTRACITA
Negra brillante
compacta, dura,
frágil.
Turba, lignito,
hulla
REGIONAL
o
CONTACTO
O
L
I
A
GRANO
BLASTICA
granular
macroscópica
Calcita y/o Dolo-
mita con o sin
serpentina
MARMOL
Blanco si es de
calcita pura.
Impurezas: grafito,
mica, anfibol.
Caliza o Dolo-
mía con o sin
impurezas
REGIONAL
o
CONTACTO
D
A
GRANO
BLASTICA
granular
macroscópica
Cuarzo
predominante
CUARCITA
Aspecto vidrioso,
compacta, de
granos de cuarzo
entrelazados.
Areniscas
normales o
cuarzosas
REGIONAL
o
CONTACTO
PIZARROSI
DAD
(Foliación)
Micas y cuarzo
a veces visible PIZARRA
Foliación excelente,
hojas lisas sin brillo.
Lutita
Toba
REGIONAL
F
O
L
I
FOLIACION Minerales
arcillosos, mica
visible
FILITA
Foliación regular,
hojas ásperas con
brillo sedoso.
Lutita
Toba REGIONAL
A
D
A
ESQUISTO
SIDAD
(Foliación)
Micas
predominantes,
cuarzo,
anfibol, granate
ESQUISTO
Foliación irregular,
hojas muy ásperas,
brillo sedoso
Filita, roca
ígnea básica
a intermedia
REGIONAL
BANDEA
MIENTO
(Foliación)
Cuarzo,
feldespato,
anfibol y mica. GNEISS
Foliación grosera,
minerales se
presentan en
bandas.
Roca ígnea
ácida a inter-
media, arcosa,
grauvaca.
REGIONAL

E. NAVARRETE
40
ROCA SEDIMENTARIA
CONCEPTOS
Etimológicamente, la palabra sedimento proviene del latín sedimentum =
asentamiento.
Sedimento es todo material que se asienta o deposita a partir de aire o agua (Zumberge,
1.976).
Roca sedimentaria es la roca que se forma a partir de la litificación o diagénesis
(compactación + cementación) de los sedimentos.
Los sedimentos se acumulan en tierra o en agua, generalmente en depresiones de la
superficie terrestre conocidas como cuencas sedimentarias.
ORIGEN
Los sedimentos o partículas sedimentarias tienen tamaños que varían desde fragmentos
microscópicos hasta grandes bloques. Existen dos tipos de sedimentos de acuerdo a su
origen: detríticos y no detríticos.
• Sedimentos detríticos o clásticos son aquellos que se mantienen en el tamaño de las
partículas durante su evolución y se dividen y toman nombres de acuerdo al tamaño
o granulometría. La escala de Wentworth es una escala granulométrica establecida
en el año de 1.922, constituida por clases de tamaños que tienen nombres específicos
para cada una. Esta escala es de naturaleza geométrica y la razón exponencial entre
clases sucesivas es 2. Su descripción es la siguiente:
> 256 mm CANTO RODADO (GRAVA)
256 - 4 mm GUIJARRO (GRAVA)
4 - 2 mm GRANULO (GRAVA)
2 - 1/16 mm ARENA
1/16 - 1/256 mm LIMO
< 1/256 mm ARCILLA
• Sedimentos no detríticos o no clásticos son aquellos producidos por precipitación
provocada inorgánicamente (sedimentos químicos) u orgánicamente (sedimentos
orgánicos). En la precipitación se forman partículas sólidas a partir de soluciones,
donde los elementos se encuentran en estado iónico.
La sedimentación comprende la serie de procesos mediante los cuales las rocas de
cualquier tipo se transforman en sedimentos. Estos procesos son: meteorización,
transporte y depositación.
• La meteorización es la destrucción de las rocas en la superficie terrestre debido a la
acción de los fenómenos que actúan en la interfase atmósfera-corteza.

E. NAVARRETE
41
• El transporte es la movilización de las partículas meteorizadas hasta las áreas de
depósito por medio de diversos agentes: agua, hielo y viento.
• La depositación es la acción de acumulación de las partículas transportadas en sitios
sobre la superficie terrestre denominados cuencas sedimentarias.
Los sedimentos se transforman en rocas sedimentarias a través de la litificación o
diagénesis, que comprende dos procesos: compactación y cementación.
• La compactación es un proceso de enterramiento y compresión de los sedimentos,
dando como resultado el empaquetamiento de los sedimentos y la pérdida de
porosidad.
• La cementación es un proceso de formación de cementos que precipitan a partir de
las soluciones que circulan por los poros de los materiales sedimentarios.
CLASIFICACION
De acuerdo a los sedimentos que las forman, las rocas sedimentarias se clasifican en:
• Rocas Detríticas o Clásticas.
• Rocas no Detríticas o no Clásticas, subdivididas en: Rocas Químicas y Rocas
Orgánicas.
PRESENTACION
Las rocas sedimentarias y las rocas metamórficas comprenden en volumen alrededor del
5 % de la corteza terrestre, pero los sedimentos y rocas sedimentarias cubren alrededor
del 80 % de la superficie terrestre continental. Todas las rocas sedimentarias se
presentan en la naturaleza en forma de capas que se denominan ESTRATOS. La
palabra estrato proviene de la voz latina stratum = manto. La mayoría de los estratos
se depositan y se presentan en forma horizontal y pueden tener extensiones y espesores
muy variados.
Las dos disciplinas geológicas que estudian las rocas sedimentarias son: Petrología
sedimentaria y Estratigrafía. En la Petrología sedimentaria, los sedimentos y las
rocas sedimentarias son el objeto de estudio, mientras que en la Estratigrafía son un
medio para llegar a un objetivo más lejano: la reconstrucción de la historia geológica.
Si las rocas sedimentarias son un medio que se utiliza para descifrar la historia de la
tierra, es importante entender los factores que controlan las propiedades de las rocas
sedimentarias. Estos son:
1. Tipo de roca en el área fuente o área madre de los sedimentos.
2. Ambiente sedimentario en el área fuente.
3. Tectónica del área fuente y del área de depositación.
4. Ambiente sedimentario del área de depositación.
5. Cambios postdeposicionales del sedimento.

E. NAVARRETE
42
TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS SEDIMENTARIAS
Diseño original del Ing. Sergio Aguayo E.-Actualización del Ing. Edison Navarrete C.
TEXTURA MINERALES ROCA
G E N E
SEDIMENTO
ORIGINAL
S I S
PROCESO
CL
GRAVA
grano grueso
Cuarzo, pedernal, jas-
pe, pedazos de rocas
Cementos varios.
CONGLOMERADO
o BRECHA
Grava redondeada o
angular
AS
ARENA
grano medio
Cuarzo, feldespato,
fragmentos de roca.
Cementos varios ARENISCA
Arena
L
TI
LIMO
grano fino
Cuarzo, feldespato
calcita, dolomita.
Cementos varios
LUTITA
(LIMOLITA)
Limo
I
CA
ARCILLA
grano muy
fino
Minerales arcillosos
Cuarzo, feldespato,
calcita, dolomita
LUTITA
(ARCILLOLITA)
Arcilla
T
N
Química y
Orgánica
Calcita CALIZA Caliza precipitada
química u orgánica I
O Química Dolomita DOLOMIA Dolomita precipita-
da químicamente F
C Química Anhidrita ANHIDRITA Anhidrita precipitada
por evaporación I
L Química Yeso YESO Yeso precipitado por
evaporación C
A Química Halita SAL Halita precipitada por
evaporación A
S Química Sílice PEDERNAL SiO2 precipitado
químicamente C
T Química Sílice hidratada GEYSERITA SiO2 precipitado
hidrotermalmente I
I Química Carbonato de calcio
hidratado
TRAVERTINO CO3Ca precipitado
hidrotermalmente O
C Química y
Orgánica
Calcita, conchas
restos calcáreos
COQUINA Conchas, restos cal-
cáreos, arena, etc. N
A Orgánica Restos silíceos de
microalgas
DIATOMITA Conchas de
diatomeas
Orgánica Restos de plantas y
Carbón
CARBONES Y
TURBAS
Plantas y restos vege-
tales

E. NAVARRETE
43
CAPÍTULO # 4
AMBIENTES SEDIMENTARIOS
INTRODUCCION
GENERALIDADES
Desde el punto de vista estratigráfico, los ambientes o medios sedimentarios
adquieren importancia al ser el lugar y conjunto de condiciones físicas, químicas y
biológicas en que se realiza la acumulación de sedimentos, refiriéndose a los ambientes
deposicionales.
CONCEPTOS
AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es la parte de la superficie terrestre que es
física, química y biológicamente diferente a las áreas adyacentes (Selley, 1970).
(Concepto Geográfico).
AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es el complejo de las condiciones físicas,
químicas y biológicas bajo las que se acumulan sedimentos y que en gran parte
determinan sus propiedades (Krumbein y Sloss, 1963). (Concepto Genético).
AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es el lugar en que se realizan procesos
sedimentarios, que pueden individualizarse de las zonas limítrofes por sus
características físicas, químicas y biológicas, que van también a determinar las
propiedades del sedimento (Rigby, 1972). (Concepto Geográfico – Genético).
Características físicas: velocidad, dirección y variaciones en el movimiento del fluido,
corrientes de agua, oleaje, mareas, vientos, etc.
Características químicas: condiciones del pH y el Eh, la geoquímica de la roca madre
y la interacción química entre el sedimento y el ambiente.
Características biológicas: la influencia de la flora sobre los procesos sedimentarios, lo
mismo que la fauna, formación de suelos, erosión, etc.
Los procesos de erosión predominan en las regiones subaéreas con solo pequeñas zonas
de sedimentación local.
Los procesos de sedimentación son característicos de condiciones subacuáticas,
concentrándose en las regiones marinas litorales.
FACIES SEDIMENTARIA se aplica a las masas de sedimentos y rocas sedimentarias,
que se pueden distinguir unas de otras por sus características litológicas, geométricas,
estructuras sedimentarias, red de paleocorrientes, fósiles, etc.

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Parte importante de la Estratigrafía es interpretar y reconstruir los ambientes
sedimentarios a partir de las características delas facies sedimentarias.
CLASIFICACIÓN DE LOS AMBIENTES O MEDIOS SEDIMENTARIOS
Las primeras clasificaciones han tenido una base geográfica, dividiéndolos en tres
grandes conjuntos: continentales, marinos y de transición. Destacándose en las
primeras las divisiones detalladas de los ambientes continentales y a partir de 1960 el
detalle de los medios marinos.
Las tendencias actuales de las clasificaciones están más relacionadas con la masa de
sedimentos acumulados que con su caracterización geográfica y morfológica. Por esta
razón, pierden importancia los ambientes que tienen poca representación en la columna
estratigráfica (periglaciales, palustres, etc.) y ganan atención aquellos que se encuentran
bien representados (medios litorales y depósitos de turbiditas).
AMBIENTES O MEDIOS SEDIMENTARIOS CONTINENTALES
Estos ambientes juntos con los de transición son los mejor conocidos por el hombre,
debido a su accesibilidad; pero en las series antiguas, tienen menor importancia. Debido
a que estos aportan sedimentos que no se localizan en verdaderas cuencas de
acumulación, son erosionados fácilmente, a excepción de los medios fluviales o
lacustres y palustres.
Se diferencian en dos grupos:
Aquellos en que el agua es un elemento subordinado: eólicos (desiertos y eólicos
costeros), áridos (abanicos aluviales), glaciares y periglaciares.
Aquellos en que el agua es el agente principal de depósito: fluviales (ríos), lacustres
(lagos) y palustres (pantanos).
MEDIOS SEDIMENTARIOS EÓLICOS
Se caracterizan estos medios porque en ellos el agente principal de transporte y depósito
es el viento. Existen diferentes marcos geográficos en los que el viento puede
transportar y depositar partículas sueltas, ya que, como señala Allen (1970), la
condición indispensable para que el viento pueda actuar es la ausencia de cobertera
vegetal o de suelo.
Desde el punto de vista climático los medios eólicos pueden encontrarse en regiones
tanto con climas áridos como húmedos. los desiertos y las llanuras aluviales adyacentes
a casquetes glaciares corresponden a medios eólicos de regiones con climas áridos,
mientras que la acción eólica sobre costas arenosas puede tener lugar en zonas tanto
áridas como húmedas.

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Desiertos
En la actualidad el medio eólico de mayor extensión superficial y el que presenta una
gama más variada de sedimentos es el representado en los desiertos. Se encuentran
localizados en regiones de latitudes medias o bajas, caracterizadas por la escasez de
precipitaciones; la media anual de éstas suele ser inferior a 20 mm; ello hace que
carezcan de un drenaje normal.
La meteorización, debido a la escasez de agua, es predominantemente de tipo mecánico,
destacando la expansión diferencial. La química se manifiesta en un debilitamiento de
las rocas, como consecuencia de las reacciones producidas por el depósito de rocío,
durante la noche, sobre la superficie.
La meteorización mecánica (expansión diferencial) se debe a la gran variación de
temperatura, que puede alcanzar valores de hasta 50º C, entre el día y la noche. Estas
diferencias van a provocar la fragmentación de la roca a lo largo de superficies de
discontinuidad, tales como planos de estratificación, diaclasas, etc.
El material resultante de la meteorización, que abarca una extensa gama de tamaños,
será transportado por corrientes efímeras, formadas en las épocas de lluvias, y llevado
hacia las partes de relieve más bajo. Al cesar la acción del agua el material de tamaños
más pequeños (arenas y limos) será movilizado por el viento; este proceso recibe el
nombre de deflación, y mediante él las particulas pueden ser llevadas hasta regiones
peridesérticas.
El viento transporta las partículas de tres modos diferentes:
Por suspensión, por saltación y por deslizamiento superficial (creep). Los materiales
de tamaño limo viajan, generalmente, en suspensión. Las arenas suelen transportarse
mediante una combinación de saltación y deslizamiento superficial; las de tamaños más
gruesos se deslizan sobre la superficie al ser golpeadas por los granos que van en
saltación. Este modo de transporte confiere a los granos una forma redondeada y una
superficie picoteada, debida a los sucesivos impactos que reciben las partículas. Cuando
el grano ha viajado largas distancias, como es el caso de las arenas desérticas, el
picoteado se extiende por toda la superficie, tomando ésta un aspecto mate o
esmerilado; si, por el contrario, las distancias recorridas son cortas, como sucede en
algunas dunas costeras, el picoteado superficial es incompleto (en series antiguas
pueden encontrarse areniscas cuyos granos de cuarzo presenten un aspecto similar, pero
que puede ser debido a fenómenos de disolución de la sílice).
El tipo de sedimentos presentes en un desierto depende del estadio de desarrollo en que
aquél se encuentre. Durante el proceso de “desertización” se diferencian tres fases o
etapas:
Fase juvenil, caracterizada por un relieve montañoso, con precipitaciones escasas, pero
fuertes; éstas erosionan las zonas elevadas, siendo transportado el material resultante
hacia las partes bajas del relieve, por corrientes temporales que las lluvias originan.
Dichas corrientes; de carácter muy esporádico, circulan durante periodos de tiempo muy
breves, depositando el material en su propio canal y en la zona inferior de éste. En las
épocas de sequía posteriores, el viento puede removilizar parte de este material y

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rellenar también los canales con las partículas que él transporta. De este modo, las
próximas corrientes que se originen tendrán que excavar, generalmente, nuevos cauces.
El resultado es la formación de un depósito análogo en cierto modo a un abanico aluvial
anastomosado.
A medida que el relieve se va degradando, las corrientes formadas en épocas de lluvias
van siendo progresivamente más débiles. Al mismo tiempo, como consecuencia de los
sedimentos acumulados, apenas corren sobre la superficie, haciéndolo
predominantemente bajo los depósitos. Debido a todo esto se produce un incremento en
la importancia de la acción eólica.
Fase de madurez, en la que el papel jugado por el agua es ya de menor importancia que
el del viento; no obstante, continua habiendo erosión de las zonas de relieve, con el
consiguiente depósito de materiales gruesos. Los sedimentos arenosos empiezan a
adquirir aquí un notable desarrollo.
Fase senil, en la que las precipitaciones sufren una disminución muy importante debido
al arrasamiento del relieve, acaecido en las fases precedentes; ello hace que el clima se
haga más árido. El trabajo del agua cesa casi por completo, quedando como agente
energético del medio el viento.
Tipos y características de los depósitos desérticos
Los depósitos típicos de los desiertos son los producidos por la acumulación de arenas;
no obstante existen otros, estrechamente relacionados con este medio, depositados en
sus márgenes o bien formados en el propio desierto, aunque tienen una importancia
mucho menor que las acumulaciones de arenas.
Los depósitos debidos a corrientes, en los medios desérticos, se conocen con el nombre
de Fanglomerados; se caracterizan por estar formados por materiales con una gran
heterometría, presentando además un aplanamiento nulo y un redondeamiento muy
bajo. La composición mineralogica es variada, la potencia reducida y la estratificación
mala.
Las arenas forman en los desiertos diversos tipos de acumulaciones, entre las que se
encuentran crestas, dunas de diversos tipos y ripples.
Las crestas son formas transversas, constituidas por arenas, generalmente gruesas,
gránulos y cantos. Se originan por combinación de procesos de deflación y de
sedimentación (Glennie, 1970); cuando el viento actúa sobre una llanura constituida por
materiales de diversos tamaños, arrastra los más finos; al aumentar su velocidad irá
llevando los materiales más gruesos, transportados por saltación, y finalmente aquellos
que se desplazan por deslizamiento superficial. Estos últimos ascenderán por el flanco
expuesto al viento, yendo a ocupar la parte alta de la cresta. Simultáneamente al
crecimiento de ésta se produce deflación en las depresiones situadas entre crestas. Se
disponen éstas transversalmente a la dirección del viento predominante.
Los ripples de arena desérticos presentan una gran extensión lateral, siendo sus crestas
rectas o ligeramente sinuosas y dispuestas transversalmente a la dirección del viento. Su
índice vertical de ripple suele estar comprendido entre 15 y 20, aunque en ocasiones
aparecen ripples aplanados, con índices que pueden alcanzar valores de 50-60. De un

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