INTRODUCCION En las páginas que siguen se exponen pensando en el ángulo agronómico, algunos temas geológicos haciendo énfasis en la descripción de rocas, minerales y estructuras más que en su génesis. Esto no siempre es posible ya que muchos de los términos empleados en las clasificaciones están relacionados con aspectos genéticos y no puramente descriptivos. En todos los casos en la caracterización de los elementos de estudio de la geología se optará por ejemplificar con materiales de nuestro territorio y sólo con aquellos que por su abundancia relativa tienen interés para el agrónomo. PARA SITUARNOS... Estructura de la Tierra: En la estructura de la tierra pueden distinguirse una serie de capas aproximadamente concéntricas diferenciables por su composición mineral y propiedades físicas, el esquema que se presenta expone sus nombres y dimensiones relativas. Es interesante observar que el hombre sólo tiene acceso directo para su estudio a una mínima parte de los casi 6400 km necesarios para alcanzar el centro de nuestro planeta. La perforación más profunda efectuada hasta la fecha es de unos 8000m y en la enorme mayoría de los casos las observaciones directas para inferir el comportamiento y los procesos que operan en el interior de nuestro planeta son de profundidad mucho menor. Las rocas que hoy vemos en superficie, directamente debajo de los suelos pueden haberse formado en posiciones muy diferentes de aquellas en las que hoy se encuentran. De hecho, su naturaleza, propiedades, respuesta a la meteorización, incidencia en la química del suelo, y aún la incidencia en la topografía son temas íntimamente relacionados, que solo pueden entenderse conociendo los mecanismos generales en la evolución de nuestro planeta: un sistema "vivo" en equilibrio inestable, en el que cada observación es únicamente una fotografía instantánea de procesos relativamente lentos cuando se les observa a escala temporal humana. De todas las familias de procesos que conducen a la transformación química y física de los materiales de la corteza terrestre a través del tiempo, solamente una pequeña parte -aquellos que ocurren en la superficie de nuestro planeta- son directamente observables. Meteorización, erosión, transporte y sedimentación son procesos de este tipo (exógenos), y en su conjunto caracterizarán el producto final: las rocas sedimentarias. Otro grupo de procesos (endógenos) ocurren a distintos niveles de profundidad en la corteza. Las condiciones de temperatura, presión y composición química en cada lugar son incógnitas que debe inferir el geólogo a partir de datos indirectos. Dos grupos de rocas son las que se generan en estas condiciones: rocas ígneas y rocas metamórficas. Los procesos endógenos ocurren en el interior de nuestro planeta, y las variables son la presión, temperatura y composición química. Los procesos exógenos son exclusivos de la superficie de la Tierra, y resultan de la interacción entre las rocas de la corteza terrestre y la atmósfera, hidrósfera y biósfera. Como vemos, la primera gran clasificación del universo de las rocas se realiza teniendo en cuenta aspectos genéticos y no descriptivos, no las clasificamos por su color, densidad o cualesquiera de sus propiedades físicas, sino por el mecanismo que dio lugar a esa agrupación de minerales. La ventaja relativa de una clasificación genética, y del reconocimiento de que por ejemplo una roca pertenece a la categoría de las "rocas sedimentarias" es que nos permite realizar inmediatamente inferencias acerca de lo que ocurre más allá de nuestro punto de observación. A continuación enfocaremos entonces el problema de la clasificación de las rocas, para lo cual deberemos primeramente definir los elementos constituyentes de todas ellas, no importa su origen: los minerales. MINERALES Definiciones básicas: MINERAL: Compuesto químico, homogéneo, de origen natural, dotado de una composición química determinada -dentro de ciertos límites- y con una estructura interna específica (constantes cristalográficas). Todas las demás características y comportamientos fisicoquímicos del mineral se derivan de su composición química y estructura, estando frecuentemente supeditados cualitativa y cuantitativamente a las contaminaciones, mezclas isomorfas, defectos estructurales, radiactividad, etc., que posea cada individuo en concreto. SOLIDO: Sustancia cuyos constitutivos se agrupan formando una red cristalina. RED CRISTALINA: Conjunto de todos los nodos que forman una estructura cristalina. Está definida para cada especie mineral por seis constantes cristalográficas: a0, b0, c0, a, b, g. ESTRUCTURA CRISTALINA: Ordenación tridimensional, periódica, anisótropa y simétrica de los átomos, iones o moléculas que constituyen un mineral. CRISTAL: Materia cristalina, natural o artificial, delimitada por superficies planas, paralelas a planos reticulares de su estructura interna. Todo mineral puede concebirse además como un sistema en equilibrio con el medio que lo rodea en el momento de su cristalización. Todo cambio en la temperatura, presión, o composición del entorno (P,T,X) lo transforma en un sistema relativamente inestable. La alterabilidad en condiciones superficiales de un mineral en particular depende entre otros factores de la diferencia entre las condiciones reinantes durante su cristalización y las condiciones a las que se encuentra sometido en el ciclo superficial. Otro de los factores que inciden fuertemente es la naturaleza de los enlaces entre los elementos constituyentes de cada cristal, la energía de esas uniones que son destruídas en la alteración condiciona la estabilidad de cada mineral frente a un cambio de condiciones P,T,X. Las propiedades físicas y químicas de las rocas dependen entre otros parámetros, de las propiedades físicas y químicas de los minerales constituyentes. El reconocimiento de los minerales es el conjunto de técnicas que podemos utilizar para inferir la especie en función de propiedades observables o medibles. Para el agrónomo, en la amplia mayoría de los casos, las herramientas de observación y análisis son muy limitadas. Será limitado entonces la capacidad de reconocer un número importante de diferentes especies minerales. Afortunadamente una clasificación razonable y útil de las rocas más abundantes del subsuelo puede llevarse a cabo sabiendo reconocer unos pocos minerales, que por su frecuencia de aparición y volumen relativo en la corteza permiten definirlas. Han sido reconocidas en la corteza unas 3000 especies minerales, su clasificación compete a la mineralogía y los criterios utilizados en estas clasificaciones son o bien químicos (silicatos, sulfatos, óxidos, etc.), o bien estructurales (filosilicatos, tectosilicatos, inosilicatos, etc.). No debe pues confundirse el reconocimiento que será el fruto de la observación de unas pocas propiedades físicas, con la clasificación en si: resultado de un análisis de laboratorio detallado y extenso donde se aplican sofisticadas técnicas para el reconocimiento de la estructura cristalina y composición química. Clasificación de los minerales: Una de las clasificaciones más utilizadas en mineralogía fue elaborada por H. Strunz, quién la propuso en 1938. Con algunas modificaciones, se encuentra en uso y es universalmente aceptada. Divide a los minerales en 9 clases: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. Elementos Sulfuros Halogenuros Oxidos e hidróxidos Nitratos, carbonatos, boratos Sulfatos Fosfatos Silicatos Sustancias orgánicas No. de Clase especies aprox I 50 II 300 III 100 Ejemplos Oro, Azufre Pirita, Galena Fluorita, Sal gema IV 250 V 200 VI 200 VII 350 VIII 500 IX 20 Cuarzo, Hematita, Rubí Calcita, Dolomita Yeso, Baritina Apatito, Monazita Feldespatos, Micas Ambar Dentro de cada una de estas clases se contemplan una serie de divisiones denominadas "tipos", "grupos", "series", "familias" y por último la unidad fundamental: la "especie". Los silicatos constituyen el grupo más importante, ya que en su conjunto conforman el 90% de la corteza terrestre. La subdivisión interna de este grupo se hace en base a criterios estructurales y no químicos, suponiendo una unidad fundamental [SiO4]4-, esencialmente un tetraedro con un átomo de silicio ocupando la posición central y cuatro átomos de oxígeno dispuestos de manera de compartir un electrón de valencia con otros cationes dando lugar a una estructura cristalina, en base a cuya geometría se realiza la clasificación. Se reconocen entonces seis grupos fundamentales: 1) Nesosilicatos: con grupos tetraédricos aislados unidos a otros similares con un catión distinto del silicio (v.g.: olivino). 2) Sorosilicatos: dos tetraedros unidos por un vértice formando un grupo [Si2O6]2- relacionados entre sí con cationes distintos al silicio (v.g.: epidoto). 3) Ciclosilicatos: donde 3, 4 o 6 tetraedros se unen para formar un anillo (v.g.: turmalina). 4) Inosilicatos: formados por cadenas de longitud indefinida de tetraedros (v.g.: piroxenos y anfíboles). 5) Filosilicatos: los tetraedros conforman una malla plana de arreglo hexagonal (v.g.: micas y arcillas). 6) Tectosilicatos: donde los tetraedros conforman una malla compleja con presencia de aluminio en lugar de silicio en algunos de los tetraedros dando lugar a la presencia de cationes diversos (Na+, Ca2+, K+) incluidos en el edificio cristalino (v.g.: feldespatos y cuarzo). Reconocimiento de minerales: El reconocimiento de las diferentes especies minerales puede llevarse a cabo basándose en sus propiedades físicas solo en unas pocas especies. Pero en definitiva el objetivo que perseguimos es justamente ese: aprender a reconocer aquellas especies más comunes que conforman las rocas más frecuentes en el subsuelo de nuestro país. El análisis de un grupo particular de propiedades físicas -las propiedades ópticas- constituye una herramienta poderosa para la determinación de especies minerales, y da lugar a una especialidad conocida como "mineralogía óptica". Su instrumento fundamental es el microscopio petrográfico, y la técnica de reconocimiento de minerales por este método se ha aplicado en la Facultad de Agronomía desde su fundación a principios de siglo por el Prof. Karl Walther. A continuación pasaremos revista a aquellas propiedades físicas de los minerales que auxilian a su reconocimiento cuando no disponemos de instrumental específico para un análisis de laboratorio. La práctica de Rocas y Minerales del Taller de Recursos Naturales de Interés Agronómico, supone que para la determinación de las especies planteadas como problemas Ud. dispone de los siguientes elementos: una lupa de mano, un objeto de bronce (llave) y un objeto de acero (cortaplumas, trincheta). Propiedades físicas de los minerales: Como fue mencionado antes, las propiedades físicas de los minerales son una función de su composición química y estructura cristalina. De esta manera se podrán definir propiedades físicas escalares y vectoriales, si son dependientes o independientes -respectivamente- de la dirección cristalográfica de observación. Las propiedades físicas de una especie mineral varían entre ciertos parámetros como resultado de que distintos individuos de una misma especie no son necesariamente idénticos. Por ejemplo: diferentes cristales de cuarzo pueden presentar coloraciones diversas (incoloro, gris, azulado, violeta, rosado, blanco, negro, etc.). De allí deducimos que el color no es una propiedad útil para diferenciar el cuarzo del resto de los minerales. La biotita (mineral ferro-magnesiano del grupo de las micas) es sistemáticamente de color negro o marrón muy oscuro. En ese caso el color es un buen criterio para diferenciarla de otras especies similares. El reconocimiento de un mineral será entonces el resultado de la observación de un conjunto de propiedades, siendo una buena costumbre el seguir una "marcha sistemática". De esta manera podremos separar: a) Propiedades escalares: a.1) Densidad b) Propiedades vectoriales: b.1) Velocidad de crecimiento (forma) b.2) Cohesión (tipo de fragmentación) b.3) Tenacidad (fragilidad, ductilidad, flexibilidad, dureza) b.4) Propiedades eléctricas b.5) Propiedades magnéticas b.6) Propiedades radiactivas b.7) Propiedades ópticas b.7.1) Brillo b.7.2) Color b.7.3) Indice de refracción b.7.4) Luminiscencia b.7.5) Fluorescencia b.7.6) Fosforescencia b.8) Propiedades organolépticas b.8.1) Olor b.8.2) Sabor b.8.3) Tacto Las propiedades en negrita serán empleadas para el reconocimiento de los minerales en la práctica antes mencionada. Forma: la forma externa de un cristal correspondiente a una especie mineral cualquiera queda determinada por su velocidad de crecimiento. Las caras de crecimiento más rápido son las que presentan un desarrollo menor. En cambio, las más lentas se desarrollan más y muestran tendencia a hacer desaparecer a las otras. Cuando un mineral forma parte de una roca, la forma que desarrolla un determinado cristal es función de diversos factores, algunos propios de su especie y otros que resultan del condicionamiento que determinan las especies minerales vecinas. Así un cristal de cuarzo que creciera a partir de la cristalización de un líquido silíceo en completa libertad desarrollará caras cristalinas como la que puede observarse en la figura. La misma especie cristalina (cuarzo) cristalizando en último lugar en una roca granítica ocupará los intersticios entre los cristales de otras especies (feldespatos y mica) que cristalizaron antes que el, y su forma no estará determinada por su estructura cristalina sino que se verá condicionada por los espacios vacantes. Llamamos hábito al desarrollo relativo del conjunto de caras de un cristal bajo la influencia de los factores fisicoquímicos del medio (temperatura, presión, radiactividad, concentración, viscosidad, etc.), que actúan durante su génesis. De manera simplificada distinguiremos entre los siguientes tipos de hábito: Hábito hojoso: es el que presentan aquellos minerales en que sus cristales se desarrollan preferencial mente en dos direcciones y pobremente en la perpendicul ar al plano que los contiene, típicamente las micas y arcillas. Hábito fibroso: es el que presentan aquellos minerales en que sus cristales se desarrollan preferencialmente en una sola dirección y pobremente en las demás, el mineral adquiere aspecto de fibras (algunos anfíboles, asbesto). Hábito prismático: lo presentan los minerales en los que sus cristales se desarrollan moderadamente en dos direcciones y fuertemente en la otra. Adquieren formas prismáticas de base rectangular, triangular o hexagonal. El hábito tabular es un caso particular del prismático en el que las caras del cristal se desarrollan en forma de prisma muy corto o aplastado, el cristal adquiere forma de tabla o tableta. Cohesión: la resistencia a la ruptura es obviamente diferente en distintos minerales, y la forma de los trozos obtenidos al romperlos es una consecuencia de su organización interna. Hay minerales que se rompen dando lugar a superficies planas: en ese caso diremos que el mineral se cliva o que muestra clivajeo exfoliación. Un mineral puede tener más de un plano de debilidad por los que se rompe más fácilmente y en ese caso tendrá más de un plano de clivaje. Las micas constituyen el ejemplo más evidente de mineral con un plano de clivaje perfecto, por el que se separa en hojas extremadamente delgadas. Clivaje o exfoliación: rotura de un mineral paralelamente a una cara real o posible del cristal. Tal cara corresponde a planos reticulares de mayor densidad de nodos, mientras que el conjunto de esos planos están unidos entre sí por enlaces más débiles. Según el grado de facilidad y perfección con que se manifiesta el clivaje, recibe calificativos como: excelente, muy bueno, bueno, manifiesto, pobre o imperfecto, etc. Esta particularidad es la que condiciona el uso desde la antigüedad de la muscovita, una mica transparente en diversos usos industriales, por ejemplo como sustituto flexible del vidrio. Otros minerales como el cuarzo tienen una estructura sin planos de debilidad preferente y se rompen tal como lo haría un trozo de vidrio. A este tipo de fractura se la conoce como fractura concoide. Fractura: rotura totalmente desordenada, sin ninguna dirección preferente de los enlaces estructurales de un cristal como consecuencia de un golpe. Se definen 4 tipos: irregular, concoidea (superficies curvas), astillosa (entrantes y salientes puntiagudos) y ganchosa (propia de los metales nativos). Nótese que el vidrio a pesar de su aspecto no es en realidad un sólido pues no posee estructura cristalina sino que es un líquido sobre-enfriado de alta viscosidad. Tenacidad (fragilidad, ductilidad, flexibilidad, dureza) La tenacidad de un mineral es un buen indicador para su determinación. No es posible definirla únicamente con un parámetro de dureza pues otros aspectos son también importantes. Un mineral es frágil cuando se rompe fácilmente por efecto de un golpe. El diamante, el mineral de más dureza conocido es sin embargo frágil. La ductilidad es la propiedad de poder moldearse en hojas delgadas y es la propiedad característica de algunos metales nativos tales como oro plata y cobre. La flexibilidad es la propiedad de poder deformarse sin romperse y volver al estado inicial cuando suprimimos el esfuerzo, las hojas de mica son altamente flexibles. La dureza puede ser cuantificada utilizando escalas más o menos precisas de las cuales la más sencilla y popular es la escala de Mohs, que clasifica los minerales tomando como referencia diez especies a las cuales les asigna un número entero. La dureza del mineral problema se estima entonces por comparación con los minerales standard según quién raye a quién. Escala de dureza de Mohs Mineral Dureza Talco Yeso Calcita Fluorita Apatito Ortoclasa Cuarzo Topacio Corindón Diamante 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 En la práctica de Taller II emplearemos algunos elementos comunes para comparar durezas cuya posición en la escala de Mohs: uña (dureza = 2.5 - 3); Llave de bronce (3.5 - 4); acero (5.5); vidrio (5.5 - 6). Propiedades ópticas: De las diversas propiedades ópticas de los minerales describiremos aquí brevemente aquellas que auxilian a la determinación sin instrumental específico: el brillo y el color. En el lenguaje común, la palabra opaco suele usarse con un sentido diferente para aquellos materiales no reflectantes. En sentido estricto, los cuerpos opacos no permiten el pasaje de la luz, los cuerpos transparentes permiten la observación de objetos a través de ellos, y los cuerpos translúcidos permiten el pasaje de la luz, pero con reflexiones internas que imposibilitan distinguir una imagen cuando se les interpone en su camino. El brillo es una propiedad compleja que describe la manera como la luz se refleja en la superficie del mismo. Depende de varios factores como el índice de refracción y el grado de pulimento de la superficie observada. El brillo metálico lo presentan algunos minerales que como los metales no permiten el pasaje de la luz (sustancias opacas) y su nombre es suficientemente explícito. Las diversas variedades de brillo no metálico son características de las sustancias transparentes o translúcidas y podemos distinguir diversas variedades: brillo adamantino, típico del diamante y de las sustancias con alto índice de refracción, brillo vítreo (el de la mayoría de los minerales) semejante al del vidrio, con variedades como el brillo graso (típico de las superficies de rotura del cuarzo) semejante al de un objeto engrasado, brillo nacarado en que se observa iridiscencia por difracción en las microfisuras de la superficie (la que muestra el Nácar); brillo mate es el típico de las sustancias terrosas o de las superficies que dispersan la luz en todas direcciones. El color de un mineral es una propiedad que aunque muy aparente posee un potencial de diagnóstico limitado. Muchos minerales muestran colores diversos dependiendo de mínimas proporciones de impurezas en su estructura, el cuarzo por ejemplo, aunque frecuentemente incoloro o gris puede ser rojo, blanco, celeste, violeta (amatista), amarillo (citrino) verde o aún negro. Minerales de este tipo sin una coloración típica se llaman alocromáticos mientras que aquellos en que se verifica una cierta constancia en el color se denominan idiocromáticos (la biotita es normalmente negra). A continuación se presentarán una serie de tablas con las propiedades más importantes de los minerales de interés para el ingeniero agrónomo. Fórmula Hábito Dureza Peso Esp. Clivaje Fractura Brillo Color Maclas CUARZO FELDESPATO POTASICO SiO2 KalSi3O8 Prismático hexagonal Prismático corto 7 6 2,65 g/cm3 2,57 g/cm3 No No Concoide No Vítreo a graso Vítreo Alocromático. Generalmente gris incoloro, transparente a translúcido No Alocromático. Rosado, blanco, incoloro, gris, negro, etc. Si, de compenetración (Carlsbad), que divide al cristal en 2 a lo largo. Cristal de Roca (incoloro Ortosa, microclina, adularia. en cristales bien definidos); amatista (violeta en cristales bien definidos); rosado (impurezas de titanio); Variedades citrino (amarillo); lechoso (blanco debido a múltiples inclusiones fluidas); calcedonia ópalo (variedad criptocristalina, cemento de las RS). Usos Material de adorno, Producción de porcelana y construcción (arena), vidrio. fabricación de vidrio, ladrillos de sílice, porcelanas, pinturas, papel de esmeril y como relleno de madera. Como rocas ornamentales (cuarcitas y areniscas). Debido a sus cualidades ópticas se utiliza en instrumental científico, tallado de lentes y prismas y en la producción de luz monocromática. Se lo utiliza en radio-osciladores y relojes de precisión debido a sus propiedades piezoeléctricas. PLAGIOCLASAS Fórmula Albita Anortita NaSi3AlO8 CaSi2Al2O8 Hábito Prismático tabular Dureza Peso Esp. 6 2,62 g/cm3 Clivaje 2,76 g/cm3 3: dos buenos y uno malo Fractura No Brillo Vítreo a perlado Color Incoloras, blancas, grises, transparentes a translúcidas. Maclas Si: polisintéticas. Como resultado se ven estrías en el plano de clivaje. Existe una serie isomorfa entre la albita y la anortita: Albita Oligoclasa Variedades Andesina Labradorita Bytownita Anortita Usos % albita % anortita 100 - 90 0 - 10 90 - 70 10 - 30 70 - 50 30 - 50 50 - 30 50 - 70 30 - 10 70 - 90 10 - 0 90 - 100 Poco uso en porcelanas. Las variedades transparentes se utilizan como gemas CALCITA MUSCOVITA BIOTITA CaCO3 (AlSi3O10)KAl2(OH)2 (AlSi3O10)K(Mg,Fe)3(OH)2 Prismático Hojoso hexagonal Hojoso pseudo-hexagonal 3 2 - 2 1/2 2 1/2 - 3 2,71 g/cm3 2,76 - 2,88 g/cm3 2,8 - 3,2 g/cm3 3 excelentes 1 excelente 1 excelente No No No Fórmula Hábito Dureza Peso esp. Clivaje Fractura Brillo Vítreo perlado a terroso Vítreo sedoso a perlado Vítreo metálico Transparente a incolora en hojas delgadas. En bloques gruesos puede ser amarillento a rojizo. Negro o pardo oscuro. Color Blanco a incoloro. Si es impura puede ser pardo a negro. Maclas No No No Espato de Islandia: variedad Variedades químicamente pura, transparente e incolora. Usos Fabricación de Material aislante de La vermiculita se usa como cementos y cal. aparatos eléctricos. Como aislante y como sustrato para Se la utiliza como carga en papel, goma y compost. fertilizante, cal de pinturas. Lubricante blanquear y tiza. (mezclada con aceites). Material incombusti-ble. PIROXENO Fórmula Hábito Dureza Peso esp. Clivaje ANFIBOL Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2 (Al,Si)8O22Ca2Na(Mg,Fe2)4(Al,Fe3+,Ti)(O,OH)2 O6 HEMATITA Fe2O3 Prismático cuadrado Prismático rómbico Tabular u hojoso 5-6 5-6 5 1/2 - 6 1/2 3,2 - 3,3 g/cm3 3,0 - 3,4 g/cm3 5,26 g/cm3 2 buenos a 90º 2 buenos a 56º y 124º 1 bueno No No No Fractura Brillo Vermiculita: se forma por alteración de la biotita (hojas de biotita con moléculas de agua intercaladas). Metálico Metálico a submetálico Metálico Negro a verde Verde oscuro a negro Castaño rojizo a negro, o rojo sangre oscuro. No No No Enorme familia de minerales. Seguramente es la familia de minerales más Oligisto: grande que existe. variedad de hematita bien cristalizada. Color Maclas Variedades Variedades transparentes como gemas. Mena más importante de hierro. Utilizada como pigmento (ocre rojo) y como polvo para pulir. Usos LIMONITA ILLITA MONTMORILLONITA HFeO2 K1-1.5Al4[Si76.5Al11.5O20](OH)4 (*Ca,Na)0.7(Al,Mg,Fe)4[(Si,Al)8O20](OH)4 · nH2O Terroso Terroso Terroso 5 - 51/2 1-2 1-2 4,37 g/cm3 2,6 - 2,9 g/cm3 Variable entre 2 y 3 g/cm3 1 bueno (no visible) 1 excelente 1 excelente No No No Mate Mate Mate Fórmula Hábito Dureza Peso esp. Clivaje Fractura Brillo Color Pardo amarillento a pardo negruzco Blanco a colores Por lo general blanco, amarillo o verde. muy pálidos. Maclas No No No Goethita: limonita bien cristalizada. Existen illitas dioctaédricas como la muscovita y trioctaedricas como la biotita. La montmorillonita pertenece a un grupo (grupo de la montmorillonita o esmectitas), que contiene los principales miembros siguientes: montmorillonita, beidellita, nontronita, saponita, hectorita y saconita. Variedades Usos Cuando pura Arcilla formadora Arcilla formadora de suelos. Utilizada en como mena de de suelos. cerámicas, papel, pinturas, gomas, etc. hierro. Utilizada en Y como lodo de perforación. cerámicas, papel, pinturas, gomas, etc. ROCAS GENERADAS EN EL CICLO ENDOGENO ROCAS IGNEAS Consideramos rocas ígneas aquellas que resultan de la cristalización de un magma. Por magma puede entenderse una mezcla silicatada parcial o totalmente líquida, generalmente como resultado de la fusión de rocas preexistentes. La composición química de los magmas es muy diversa y por lo tanto lo es también el conjunto de rocas que se obtienen luego de su cristalización por enfriamiento. El proceso en si que lleva a la consolidación de un magma es también un factor que incide en el producto resultante, iguales composiciones químicas, pero diferentes condiciones de solidificación dan como producto rocas de aspecto muy diverso. El estudio de las rocas se basa en métodos propios de la mineralogía, geología, química y de la física, y requiere la identificación precisa de los minerales presentes. La mayoría de las veces las rocas son heterogéneas, es decir, están compuestas por más de una fase mineral, y además de su identificación precisa es necesario describir o cuantificar las relaciones entre las especies que integran la roca (su textura). Existen diferentes criterios para clasificar una roca ígnea, algunos se basan en su quimismo, otros en su composición mineral y todos ellos de alguna manera tienen en cuenta la textura. Aunque nuestro objetivo es aprender a reconocer las rocas ígneas más frecuentes en nuestro país, debemos además prestar alguna atención a criterios de clasificación química a los efectos de conocer el significado de algunos términos comúnmente empleados en la bibliografía geológica. Clasificación textural de las rocas ígneas: Este criterio de clasificación atiende a la forma, disposición y tamaño relativo de los cristales constituyentes de una roca, pasando por alto las especies minerales involucradas. En este sentido, el cuadro se considera suficientemente explícito como para reconocer a que categoría textural pertenece una roca dada. La textura de la roca es directamente dependiente del ambiente geológico (profundidad) de cristalización del magma, es así que se pueden distinguir: a) rocas intrusivas (o plutónicas): cristalizadas lentamente en profundidad. El descenso muy gradual de la temperatura permite que los minerales se desarrollen, obteniéndose texturas granudas. b) rocas hipabisales (o filonianas): cristalizadas a profundidad intermedia, en filones, diques, sills, apófisis, etc. Suelen "heredar" algunos cristales de mayor tamaño de la cámara magmática, los que quedan inmersos en una matriz de grano fino. La textura resultante es la porfírica. c) rocas efusivas (o volcánicas): cristalizadas en superficie, bajo condiciones de presión atmosférica. Las bajas temperaturas impiden el desarrollo de cristales de tamaño visible, y las condiciones de presión habilitan la desgasificación, responsable en el caso de los basaltos de los niveles vesiculares o vacuolares superiores. Clasificación mineral de las rocas ígneas: Esta clasificación estrictamente llamada "modal", divide las diversas rocas ígneas en grupos o clases estableciendo rangos en que diferentes especies minerales pueden aparecer en la roca en cuestión. Presentaremos aquí una simplificación suficiente para los fines perseguidos, de la universalmente aceptada clasificación del IUGS. Es interesante notar que la misma permite identificar la pertenencia a una clase u otra basándose únicamente en la proporción de cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasa y eventualmente la cantidad de minerales ferromagnesianos presente. El tipo de diagrama utilizado -diagrama triangular- permite la representación de un sistema ternario como un punto con posición definida en un triángulo equilátero. La condición que ha de cumplir el sistema ternario para ser representado como un punto es justamente que la suma de los porcentajes relativos de cada uno de los componentes sea 100%. De ello se deriva que en principio no tendremos en cuenta para clasificar una roca nada más que los porcentajes relativos de cuarzo, feldespatos alcalinos y plagioclasa. Por ejemplo, consideremos una roca formada por 33% de cuarzo, 22% de plagioclasa (oligoclasa), 37% de feldespato potásico (ortosa), 6% de biotita, 1% de epidoto y 1% de circón. A los efectos de la clasificación modal llevamos las proporciones de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico al 100%: Qz = (33x100)/92 = 36% Pg = (22x100)/92 = 24% Kf = (37x100)/92 = 40% De esta manera, el análisis modal de la roca se plotea en un diagrama triangular de vértices Q - A - P y queda representado por un punto dentro del campo de los granitos. Clasificamos la roca entonces como un granito a biotita, dejando en claro cual es la fase mineral accesoria más importante. Clasificación química de las Rocas Igneas: Todas las rocas ígneas pueden ser clasificadas en base a su quimismo, aunque este criterio es especialmente apto para aquellas de grano muy fino (afaníticas) o vítreas, para las cuales la mineralogía es imposible de definir. Una vez analizada, los resultados composicionales son expresados -por lo general- en porcentaje en peso de los óxidos de los elementos mayoritarios: sílice (SiO 2), aluminio (Al2O3), hierro (FeO Fe2O3), magnesio (MgO), manganeso (MnO), titanio (TiO 2), calcio (CaO), sodio (Na2O) y potasio (K2O). A estos valores suele agregárseles los del fósforo (P2O5) y pérdida de agua por ignición (H2O-). Si construyésemos un gráfico de frecuencia respecto al porcentaje de sílice en el total de la corteza terrestre, veríamos que la distribución es bimodal, con dos máximos: uno en el entorno del 50% (rocas de afinidad basáltica) y otro en el entorno del 70% (rocas graníticas). Esto significa que en la naturaleza hay una gran escasez, en volumen, de rocas con contenido de sílice entre 54 y 66%. Tradicionalmente las rocas con bajo contenido de sílice se han denominado rocas básicas y aquellas con alto contenido se llamaron rocas ácidas. Esta clasificación sigue en uso, y es necesario aclarar que se basa exclusivamente en el contenido en sílice de la roca, sin connotaciones respecto al "pH" de la misma. El resto de los óxidos que componen la roca presentan un comportamiento particular respecto al porcentaje de sílice, y sus tendencias pueden ser referidas al mismo. Esto se ejemplifica en la figura siguiente: Las conclusiones más relevantes son: 1) el porcentaje de los óxidos de sodio y potasio aumentan proporcionalmente con el óxido de silicio. Esto se ve reflejado en la mineralogía de las rocas ácidas, ricas en feldespatos potásicos y plagioclasas sódicas. 2) Inversamente, los óxidos de hierro, calcio y magnesio disminuyen proporcionalmente con el tenor de sílice. De allí que en las rocas básicas dominen minerales ferromagnesianos como el piroxeno, anfíboles, olivinos, etc.; y las plagioclasas sean más cálcicas. 3) El aluminio, sin embargo, permanece aproxi-madamente constante en ambos grupos de rocas, en alrededor de 14% en peso de las mismas. La relación entre la composición química y la mineralogía resultante se intenta ejemplificar con la figura siguiente. Esta es una pauta general para relacionar la composición química, y específicamente el contenido en sílice, con la mineralogía. Se grafica en el eje horizontal el tanto por ciento del óxido de silicio y en el eje vertical el porcentaje en volumen de los minerales. Ejemplo: una roca con 65% de sílice en peso tendría una mineralogía compuesta por 10% de cuarzo, casi 30% de feldespato potásico, aproximadamente 35% de plagioclasa (60% molécula anortítica y 40% de molécula albítica), 15% de hornblenda y un 10% de biotita. El orden de cristalización de los minerales en la roca está condicionado por la composición química del magma y la tasa de enfriamiento. N. L. Bowen estudió por primera vez el orden de cristalización para las rocas basálticas, definiendo dos series: una continua, representada por los feldespatos de la familia de las plagioclasas, y otra discontinua, en la que los minerales formados son reabsorbidos totalmente por el líquido a medida que la temperatura desciende. La serie de cristalización de Bowen se discutirá más adelante sus implicancias con la susceptibilidad de meteorización de las rocas ígneas. Petrogénesis de Rocas Igneas: Como ya ha sido establecido, las rocas ígneas son el resultado de la cristalización de un fundido silicatado llamado magma. El magma, a su vez, es la consecuencia de la fusión parcial de una roca preexistente. La composición química del magma (y por ello, la de la roca formada a sus expensas) será función de la composición química de la roca de partida, el grado de fusión parcial (dependiente de la temperatura y presencia o ausencia de volátiles), y de la duración del fenómeno. La fusión parcial puede ser concebida como un proceso de destilación fraccionada, en la que una roca se ve sometida a un aumento gradual de la temperatura circundante hasta que se alcanza el punto de fusión de uno o más de sus componentes. De esta manera se logra un "líquido" con la composición química de la/las fases minerales de menor punto de fusión y un residuo refractario (restita). El líquido formado (magma) podrá moverse hacia otra posición distinta a la de su área fuente (deslocalizarse) si las condiciones de presión confinante, permeabilidad del medio y grado de fusión se lo permiten. La forma de ascenso del magma desde su área fuente (por lo general la base de la corteza o la interface corteza - manto) hasta su lugar de emplazamiento ha sido sujeto de discusión, llegando a varios modelos conceptuales. Sin embargo, todas tienen en común la presencia de estructuras profundas (cámaras magmáticas) de diverso tamaño y geometría; estructuras subsuperficiales en forma de diques, filones o sills; y estructuras superficiales o volcánicas (derrames de lava, coladas, conos volcánicos, domos, etc.).De esta manera un mismo magma podrá emplazarse en distintos "ambientes geológicos" o profundidades. El resultado serán rocas con igual composición química e idéntica mineralogía, pero con texturas diferentes. El cuadro siguiente ejemplifica este hecho: Plutónica Granito Sienita Granodiorita Tonalita Gabro Hipabisal Microgranito Microsienita Diabasa Extrusiva Riolita Sienita Riodacita Dacita Basalto Recordemos nuevamente que la separación de las rocas ígneas en básicas y ácidas se basa exclusivamente en el porcentaje de óxido de sílice. De esta manera, serán rocas básicas aquellas con menos de 55% de SiO2, y ácidas las que posean más del 60% en peso de SiO2. Otra característica distintiva de las rocas ácidas respecto a las básicas es la presencia de "cuarzo libre" o cristales de cuarzo visibles a simple vista (como en un granito). Las rocas ígneas se distribuyen inhomogéneamente en la corteza terrestre. Las rocas ácidas y básicas se mantienen separadas no solamente en su ambiente de generación: magmas basálticos en dorsales meso-oceánicas y magmas graníticos en zonas de subducción; sino también en su forma de yacencia. Los basaltos -equivalente extrusivo de los gabros- son las rocas básicas más comunes en la superficie de nuestro planeta, mientras que los granitos -equivalentes plutónicos de las riolitas- son las rocas ácidas que predominan en la Tierra. Estrictamente, la composición química promedio de la corteza continental se sitúa en el entorno a la granodiorita. Esta roca es el equivalente intrusivo de las andesitas, principal lava eruptada en los volcanes de las zonas de subducción. Obsérvese la etimología de andesita, que significa "roca de los Andes", en clara referencia a su lugar de origen. La frase "mucho granito y poco gabro - mucho basalto y poca riolita" es bien conocida entre los petrólogos y geólogos desde principio de siglo. Para terminar con esta pequeña y somera reseña sobre petrogénesis de rocas ígneas se presenta el siguiente esquema, donde se señalan los ambientes geotectónicos de generación de magmas en la Tierra. Las rocas basálticas resultan de la fusión parcial (anatexis) del manto superior, que posee una composición ultrabásica. Es posible observar que en las zonas de formación de corteza oceánica (ridges meso-oceánicos) y en las islas oceánicas (como Hawaii) la roca que está sufriendo los procesos de anatexis es el manto terrestre. Por el contrario, en las zonas de subducción la corteza oceánica se sumerge por debajo de la continental; como resultado de este proceso se introduce agua en el manto, que actúa como fundente, permitiendo la fusión parcial de la base de la corteza continental y de los sedimentos acarreados sobre la corteza oceánica. ROCAS METAMÓRFICAS Como ya ha sido mencionado en la introducción de este cuadernillo, existen tres categorías de rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las rocas ígneas se forman mediante la solidificación de un fundido silicatado denominado magma; las rocas sedimentarias se forman por una variedad de procesos a bajas temperaturas cercanas o en la superficie. La tercera categoría -las rocas metamórficas- fueron originalmente ígneas, sedimentarias o incluso metamórficas, pero su carácter ha sido cambiado por procesos operantes por debajo de la superficie de la Tierra. Uno de los factores que controlan el proceso metamórfico es la temperatura. Debe tenerse presente que la fuente de calor para estas transformaciones proviene de la desintegración radiactiva de isótopos que ocurre en el interior de nuestro planeta. Ya que la superficie del mismo está sometida a un continuo enfriamiento (calor irradiado por la Tierra) existe un aumento gradual de la temperatura con la profundidad, al que usualmente se llama gradiente geotérmico. Este varía de una zona a otra de la corteza siendo su valor medio de 1ºC cada 33 m. De ello surge que una roca a medida que se ve sometida a condiciones mas profundas se ve inmersa en un medio de mayor temperatura y de mayor presión. Cuando las temperaturas son bajas -en las cercanías de la superficie- los procesos se asignan al ciclo exógeno o sedimentario, y más precisamente a la diagénesis o litificación. En cambio, cuando las temperaturas alcanzan el punto de fusión de las rocas envueltas en un evento metamórfico, generándose un fundido (fusión anatéctica o anatexis), los procesos pasan al campo de las rocas ígneas. Entre estas dos temperaturas, que definen los limites superior e inferior del metamorfismo, se desarrolla el proceso metamórfico. Es importante dejar bien en claro que el metamorfismo tiene lugar mientras las fases minerales integrantes de una roca determinada están en estado sólido. Es así que los procesos del metamorfismo son "procesos en estado sólido" con pocas o mínimas fases volátiles involucradas (agua y dióxido de carbono), además el sistema es isoquímico: la composición química volumétrica de la roca es invariante y las nuevas especies minerales (especies neoformadas) estarán condicionadas por la química original. La forma en que aumentan la temperatura y la presión no es la misma en diferentes puntos de la corteza. Existen zonas anómalamente calientes con abundante magmatismo donde la temperatura se incrementa muy rápido con la profundidad, especialmente cerca de los bolsones de magma que están próximos a la superficie. Por el contrario nuestro planeta muestra zonas anómalamente frías en que aún a profundidades importantes la temperatura es relativamente baja. De todo ello surge que en las rocas que han sufrido transformación metamórfica habrá algunas en que los cambios en la mineralogía y textura se deben fundamentalmente al aumento de temperatura mientras que habrá otras en que la presión y la deformación son los factores más importantes que condicionan el cambio mineral. De allí que podamos de manera sintética decir que existen tres grandes familias de procesos metamórficos según el predominio relativo de la temperatura y la presión: a. El metamorfismo de contacto: producido en salbandas o aureolas alrededor de cuerpos intrusivos en vías de enfriamiento. En estos casos T>>P permitiendo la recristalización y transformación de las rocas que están próximas al contacto. Este es el origen más común para los mármoles uruguayos, especialmente en la zona de Polanco donde un granito entra en contacto con rocas calcáreas de unos 600 Ma de antigüed ad. b. metamor fismo dinámico: en estos casos la presión dirigida, y por consiguiente la deformación predomina netamente sobre la temperatura. Las rocas involucradas están sujetas a varios tipos de "molienda mineral" y recristalización de algunas especies minerales. Las rocas resultantes de este tipo de metamorfismo se desarrollan siguiendo zonas donde la deformación fue máxima. Un ejemplo notable lo constituyen las rocas alineadas sobre la Sierra de la Ballena, Sierra de los Caracoles y Cerro Largo que forman una enorme estructura que atraviesa Uruguay (y se continúa en Brasil) indicando que a lo largo de ese "lineamiento" se produjo una deformación extrema producto del resbalamiento relativo entre dos porciones de la corteza terrestre. c. metamorfismo regional: el metamorfismo esta determinado por el par presión - temperatura, definiéndose de esta manera una serie de "grados" y "facies" metamórficas. Es el caso mas común del metamorfismo y también el mas complejo, y para su estudio es necesario un conocimiento profundo de la cartografía geológica y estructural de la zona relevada, así como de la petrografía de cada tipo litológico involucrado. Es interesante prestar atención a las variaciones de P y fundamentalmente la temperatura a lo largo del "evento metamórfico". A medida que la roca original -llamada protolito- se ve sometida a aumentos progresivos de T y eventualmente P, las fases minerales originales comienzan a sufrir los cambios necesarios para "adaptarse" al medio. En algún momento determinado, la T alcanzara su máximo y la roca desarrollara una asociación mineral que definirá un cierto grado metamórfico o facies metamórfica. La asociación mineral recristalizada estable para ese par [P-T] se denomina paragénesis mineral metamórfica. Los grados y facies metamórficas son definidas para cada protolito en particular por una cierta paragénesis, y mas específicamente por los limites de estabilidad termodinámica de los minerales recristalizados. Esta es la causa por la que se establece que si una roca metamórfica presenta hornblenda (anfíbol), pertenece al "grado medio de metamorfismo"; o lo que es lo mismo, la hornblenda define al grado medio de metamorfismo (o facies anfibolita). La mayoría de los minerales índices del metamorfismo no poseen interés particular ni singular para el ingeniero agrónomo, pero se creyó conveniente presentar un esbozo general de la problemática petrográfica de las rocas metamórficas. Para entender cómo se forman estas rocas es necesario revisar algunos conceptos fundamentales de la evolución continua que se verifica en nuestro planeta. En primer lugar nos referiremos a las rocas metamórficas que resultan de la transformación de una roca sedimentaria. Como veremos en el capítulo de rocas sedimentarias éstas tienen composición química diversa según el proceso que les diera origen y el grupo más importante en nuestro país es el de las rocas detríticas. Por su implicancia en la agronomía, consideraremos también como punto de partida para el metamorfismo, entre las rocas de precipitación química a las rocas carbonatadas (calizas y dolomías). La transformación que sufren estas rocas está normalmente asociada a fenómenos de compresión y desorden que ocurren en aquellas zonas de la tierra en que colisionan dos trozos de corteza que se desplazan con direcciones opuestas. En estas zonas los fenómenos compresivos tienden a apilar porciones de los segmentos de corteza implicados de manera que algunos de ellos quedan debajo de enormes masas de roca cambiando sustancialmente las condiciones de presión y temperatura. Los minerales constituyentes de las rocas sedimentarias se desestabilizan, especialmente aquellos que fueron generados en el ciclo exógeno como las arcillas, ocurren reacciones de deshidratación, disolución, cambio de estructura cristalina y cristalización de nuevas especies minerales. Notemos que todo ello ocurre sin que se produzca una verdadera fusión de los materiales originales y que en estos ambientes es normal que exista una dirección de presión dominante que no es vertical sino lateral. Pensando en lo expuesto será fácil comprender que la transformación gradual que se va produciendo dará como producto una roca nueva que tiene generalmente una composición química muy similar a la original pero con una composición mineral y aspecto totalmente diferente. Pueden definirse de una manera arbitraria "Grados de Metamorfismo", esto es como escalonar las condiciones de temperatura y presión a las que ocurre el proceso de transformación. Aunque la definición del grado metamórfico no interesa específicamente al Agrónomo podemos ejemplificar lo que le ocurre a una pelita cuando se ve sometida a condiciones de temperatura y presión crecientes: Roca Bajo Pelita Basalto Caliza Grado metamórfico Medio Alto Filita Micaesquisto Gneiss Metabasalto Anfibolita Anfibolita Caliza marmórea Mármol Mármol Asimismo la forma geométrica que adoptarán los diversos estratos de rocas sedimentarias, originalmente de desarrollo tabular horizontal es totalmente distinta. La figura muestra algunos ejemplos de estructuras comunes de las rocas metamórficas. Una de las características más comunes de las rocas metamórficas que auxilia a su reconocimiento, es la orientación preferencial de sus minerales debido a que estos se han desarrollado en un medio en que existe presión dirigida. La orientación resultante define la foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica. Esquistosidad (foliación): estructura típica de las rocas metamórficas, consistente en conjuntos de superficies paralelas de mayor o menor espaciado, que proporciona a estos materiales un determinado grado de fisilidad. Así las hojas de las micas que recristalizan durante el metamorfismo tienden a alinearse según superficies más o menos definidas dándole a la roca un aspecto particular. Las texturas resultantes dependen de la intensidad de los procesos de transformación y de los minerales que componen la nueva roca resultante. Las texturas más comunes entre las rocas metamórficas se esquematizan en el cuadro siguiente. Para los fines perseguidos en el Taller II es suficiente con saber distinguir entre las rocas metamórficas más frecuentes por lo que aquí se brinda una descripción de las mismas que auxiliará a su identificación. Gneiss: roca de textura granoblástica, cuyo componente esencial y siempre presente es un feldespato. El tamaño de grano puede variar entre 1 y 15mm para los feldespatos; el cuarzo casi siempre está presente en granos de magnitud similar o más pequeños que el feldespato. Los accesorios comunes son muscovita (gneiss muscovítico), biotita (gneiss biotítico), ambas micas (gneiss a dos micas), o anfíbol (gneiss anfibólico). Los ferromagnesianos están orientados de forma más o menos notoria. Las micas normalmente contornean los granos mayores de feldespato que adquieren el aspecto de "ojos". Cuando se describe un gneiss debe indicarse cual es el accesorio ferromagnesiano presente, su tamaño de grano (fino, medio o grueso), y si es posible distinguir el tipo de feldespato. Micaesquisto: roca normalmente muy esquistosa, compuesta fundamentalmente por muscovita, biotita o ambas; el cuarzo es un componente esencial. Las micas suelen disponerse siguiendo estructuras planares o curvas de pequeño radio (textura plegada). Muchos otros minerales suelen aparecer en el micaesquisto en calidad de accesorio, por ejemplo granate, estaurolita, andalucita, etc. El tamaño de las micas varía entre 0,5mm y 1cm, y siempre son visibles a ojo desnudo. La textura de la roca se denomina lepidoblástica. Anfibolita: se designa con este nombre a un grupo amplio de rocas metamórficas cuyo componente esencial es un anfíbol. Las anfibolitas más comunes tienen como minerales integrantes hornblenda, plagioclasa y cuarzo; la hornblenda suele presentarse en bastoncitos cuyo eje se orienta paralelo a un plano preferencial, confiriéndole a la roca una textura algo esquistosa (nematoblástica). La roca puede mostrar un bandeado alternado de capas verde oscuro, casi negras, muy ricas en anfíbol y otras más claras donde domina la plagioclasa y el cuarzo. Algunas anfibolitas en muestra de mano tienen pobre esquistosidad, siendo su textura prácticamente masiva. Filita: roca muy esquistosa, cuyo nombre popular es "piedra laja". Los componentes esenciales son sericita y cuarzo. Ocasionalmente pueden contener calcita (filitas calcáreas). Los colores varían entre el beige y el negro, el grano es tan fino que es prácticamente imposible distinguir minerales individuales a ojo desnudo. La sericita es un nombre que se aplica a la muscovita muy finamente cristalizada, constituyendo una transición entre la illita y la muscovita propiamente dicha. La abundancia de filosilicatos de grano fino le da a la roca un tacto untuoso, y el ordenamiento interno planar le confiere la propiedad de partirse fácilmente en lajas delgadas. Caliza metamórfica: las calizas metamórficas son rocas fundamentalmente constituidas por calcita y/o dolomita. Tienen colores muy variables desde el blanco hasta el negro, siendo comunes los grises y los rosados. El tamaño de grano varía entre submilimétrico y 5mm, siendo en los casos más frecuentes de entre 0,5 y 2mm. La roca puede ser bandeada con alternancias de color y de tamaño de grano o maciza con textura sacaroide (similar a granos de azúcar); en este último caso la roca puede ser clasificada como un mármol. La principal característica para su reconocimiento es su reacción con el ácido clorhídrico y que se rayan fácilmente con cualquier objeto metálico, lo que permite distinguirlas de las cuarcitas, que son rocas fundamentalmente constituidas por cuarzo. ROCAS GENERADAS EN EL CICLO EXÓGENO ROCAS SEDIMENTARIAS Las rocas sedimentarias provienen de la litificación de los sedimentos. Para su clasificación y reconocimiento es necesario pues revisar algunos conceptos relacionados con el ciclo exógeno y el origen de los sedimentos. Todas las rocas que quedan expuestas en la superficie de la Tierra interactúan con la atmósfera y la hidrósfera. Como resultado de esta interacción las diferentes especies minerales que conforman las rocas expuestas se desestabilizan produciéndose un conjunto de cambios físicos y químicos que agrupamos bajo el nombre de meteorización. FORD (1984) plantea la diferencia entre meteorización e intemperismo en función a la ausencia o presencia, respectivamente, de vida y sus procesos relacionados actuando en la descomposición de los minerales, el término intemperismo plantea además no solamente el proceso de destrucción de los minerales, sino el de neoformación de otras especies y movilización de sus resultantes. Es muy importante diferenciar claramente el metamorfismo (procesos de transformación mineral acaecidos en el interior de la corteza por variaciones de la presión y temperatura) de la meteorización, que son los procesos de desagregación física y química de las rocas de la corteza cuando son sometidas a las condiciones superficiales (interacción con el agua, aire, bacterias, etc.). Estas reacciones de alteración (intemperismo) son de equilibrio y pueden expresarse de la siguiente forma: Residuos Sólidos: minerales arcillosos, óxidos, hidróxidos y/o materiales amorfos que pueden abandonar el ambiente si existe algún agente de transporte. Coloides: poseen cierta facilidad para abandonar el ambiente. Iones: son los más móviles (en agua), aunque algunos de ellos pueden permanecer retenidos por fuerzas electrostáticas de las arcillas y otros compuestos. Los agentes de intemperismo son aquellos que actúan sobre los minerales primarios para dar lugar a los productos, sin embargo estos agentes no desaparecen de la reacción y continúan actuando sobre estos últimos movilizando o inmovilizando alguna de las fases creadas. Tradicionalmente se han diferenciado los agentes de meteorización en físicos (encargados de fragmentar y aumentar la superficie específica del mineral primario, así como de la eventual dispersión de los fragmentos); químicos (aquellos que disgregan la estructura cristalina por solubilización y pérdida de constituyentes de las mismas) y bióticos (desempeñan papeles físicos y químicos: cuñas de raíces, ácidos húmicos, etc.). Todos ellos funcionan en conjunto, complementándose, condicionándose y determinándose mutuamente. De las condiciones generales del ambiente y de las características propias de los minerales o rocas dependerá que uno u otro mecanismo tenga mayor incidencia relativa. De una manera general la meteorización conlleva una pérdida de consistencia en la mayoría de las rocas ya sea por la transformación parcial o total de algunos minerales en arcillas o por la subdivisión física que ocurre en las rocas expuestas a los agentes atmosféricos. La meteorización (o intemperismo) es uno de los temas más importantes para el agrónomo, su dinámica es compleja y existen numerosas variables en juego que definen la naturaleza y velocidad de los cambios producidos en la roca original que conducen a la roca meteorizada. Es altamente recomendable para quien quiera analizar con mínima profundidad la relación suelo - roca madre, una profundización en estos temas, que está fuera del objetivo de este cuadernillo. En la siguiente tabla se resumen los agentes de meteorización o intemperismo, sin entrar en detalles de su mecanismo de acción: FISICOS variaciones de presión y temperatura acción del agua (líquida y sólida) acción de sales precipitadas acción del viento acción de las raíces acción de la tectónica frágil acción de los animales QUIMICOS agua oxígeno hidrógeno dióxido de carbono BIOTICOS bacterias y microorganismos raíces etc. Varios mecanismos entran en juego a nivel superficial que producen fracturación de las rocas. Entre los más importantes destacaremos: Las rocas que se han formado a niveles profundos de la corteza donde imperan grandes presiones cuando llegan a la superficie en ausencia de presiones confinantes se fracturan subdividiéndose en poliedros de formas variadas. Las superficies de subdivisión se llaman diaclasas de descompresión, en la práctica de estructura de las rocas ígneas volveremos sobre este concepto. Cuando las microfracturas y fracturas de la roca son ocupadas por agua proveniente del ciclo superficial pueden ocurrir fenómenos físicos de aumento de volumen tales como el congelamiento que ayudan a propagar y aumentar el número de fisuras así como su tamaño. La hidratación química de algunas sustancias minerales va acompañada de aumento de volumen y por consiguiente se generan tensiones internas que fracturan el macizo rocoso La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales en la superficie terrestre dependerá de dos tipos de factores: los factores de capacidad e intensidad. Factores de Capacidad: son factores propios y específicos de cada mineral (intrínsecos), los más importantes son los estructurales y los químicos: A) factores estructurales: tipo estructural, densidad de empaque de la red cristalina, clivajes B) factores químicos: movilidad relativa de cationes, grado de hidratación, estado de oxidación de los iones. Los factores estructurales dependen de la temperatura de formación de los minerales implicados, y más específicamente de la fuerza de enlace entre los diferentes iones que componen la red cristalina. La relación entre el tipo estructural y la alterabilidad relativa queda expresada por la serie de GOLDICH (1938). Factores de Intensidad: son característicos del ambiente en el que se produce la alteración, controlando el proceso de meteorización y el grado e intensidad del mismo: Drenaje: teniendo en cuenta que casi todos los procesos de intemperismo ocurren en medio acuoso, el tiempo que el agua está en contacto con los minerales regula la alterabilidad de éstos. El agua transportará en solución variadas sustancias y desalojará los productos generados por la alteración, manteniendo en funcionamiento la meteorización y bajando el pH del agua. Las condiciones ideales para la alteración de minerales es cuando el agua es abundante y el drenaje es moderadamente bueno. Una vez que el agua va penetrando en el subsuelo se carga de cationes y su pH se vuelve más alcalino, por lo que las reacciones de alteración se hacen menos importantes. Por otro lado, el drenaje está estrechamente vinculado con la topografía. Clima: incide sobre las características e intensidad del proceso intempérico por dos parámetros: precipitación y temperatura. La velocidad de las reacciones químicas se multiplica por 2 ó 3 cada 10º de aumento de temperatura (ley de VAN'T HOFF), siendo esta una de las razones de la alta agresividad de los climas tropicales, en los que casi todos los silicatos son inestables. Junto con la topografía puede enunciarse: - En zonas bajas, bajo la acción de clima cálido y húmedo, la descomposición química es el proceso dominante. - En zonas quebradas, frías y secas domina la desintegración. Esto es: a climas más cálidos y húmedos más rápidamente progresa la meteorización. Topografía: actúa condicionando al clima y el drenaje. Naturaleza de las rocas: fundamentalmente mineralogía y textura. Vegetación: acción mecánica de las raíces, acción química en proximidades de las raíces (descenso de pH y suministro de CO2), productos resultantes de la degradación de la materia orgánica en el suelo, regulación sobre la precipitación y regulación sobre la erosión. La pérdida de consistencia facilita la acción de los agentes de transporte que pueden entonces remover parcial o totalmente la roca meteorizada. Los principales agentes de transporte son la gravedad, el agua, aire y hielo. En climas desérticos el transporte por el viento (eólico) es uno de los factores predominantes, así como lo es el movimiento de los glaciares en las zonas más frías del planeta. En nuestro país y en las condiciones actuales, gravedad y corrientes de agua superficiales son los agentes principales de transporte, aunque el viento juega asmismo un papel importante, especialmente en las arenas costeras. El transporte por hielo es inexistente en nuestro país en las condiciones actuales. Sin embargo existe registro geológico abundante de sedimentos transportados por glaciares en otros momentos de la historia geológica. Las condiciones climáticas en las diferentes zonas de la Tierra cambian el balance entre los factores predominantes de transporte. La gravedad es sin duda el principal factor que condiciona la ubicación última de las sustancias transportadas por los diversos agentes, de hecho es la gravedad quien condiciona el movimiento del agua y del hielo en la superficie emergida de nuestro planeta. Es lógico pensar entonces que el destino final de los sedimentos en un momento determinado serán las superficies topográficamente deprimidas de nuestro planeta, donde pueden acumulares importantes espesores de materiales sedimentarios. Cuando las zonas de depositación ocupan extensiones areales regionales, se denominan cuencas sedimentarias. Es frecuente que en nuestro planeta se desarrollen condiciones para la depositación continuada o discontinuada de espesores importantes de sedimentos, que pueden alcanzar varios miles de metros. A medida que se van depositando nuevas capas de sedimentos, los que quedan por debajo se encuentran sometidos a presiones crecientes que tienden a compactarlos y a expulsar el agua contenida en los mismos. Asimismo tengamos en cuenta que el agua que circula por la superficie de nuestro planeta (y que proviene íntegramente de las precipitaciones) no solo arrastra partículas (detritos), sino que también contiene iones en solución que son removidos de ciertas zonas y se recombinan en otras para dar lugar a especies minerales formadas como consecuencia de la precipitación química. Estas especies minerales pueden actuar como cementantes entre los granos de las rocas detríticas, o bien constituir espesores importantes de rocas de precipitación química tales como las calizas. Al conjunto de procesos de compactación y cementación de los sedimentos, incluyendo la generación de algunas especies minerales estables en el ciclo exógeno (neoformación), se les engloba bajo el nombre de diagénesis. Las rocas sedimentarias, producto de la litificación de los sedimentos, se clasificarán entonces siguiendo criterios similares a los empleados para la clasificación de estos últimos. Por ejemplo, si el sedimento es una arena, la familia de rocas a que da lugar será la de las areniscas. Una primera gran subdivisión que surge de lo expresado líneas más arriba es que existen dos grandes grupos de rocas sedimentarias: las detríticas y las de precipitación química. Otro grupo importante lo constituyen aquellas masas rocosas en las que sus constituyentes son fundamentalmente restos de organismos; por ejemplo, la acumulación local de conchillas y restos de organismos marinos puede dar lugar a rocas llamadas lumaquelas. Los organismos vivos juegan a veces papeles menos evidentes, pero no por ello menos importantes en la generación de rocas sedimentarias, muchas veces condicionando factores como el pH y eH en cuerpos de agua, y regulando entonces la precipitación química de una u otra especie mineral. Dentro del grupo de rocas detríticas el criterio de clasificación fundamental es el tamaño de grano de las partículas que la constituyen. El cuadro que se presenta se considera suficientemente explícito al respecto. Otros elementos que han de tenerse en cuenta para la clasificación de las rocas sedimentarias detríticas normalmente considerados en segundo lugar, incluyen aspectos tales como forma de los granos (especialmente en psamitas y psefitas), selección, mineralogía y cemento. El color es una propiedad utilizada en la descripción pero no es un criterio de clasificación. Debe tenerse presente que la asignación de un nombre particular a una roca específica, sea esta sedimentaria, ígnea o metamórfica, es un objetivo secundario frente al de realizar una minuciosa descripción de la misma. Resulta mucho más valioso aprender a observar y describir cuidadosamente una roca, que conocer su nombre en un criterio de clasificación arbitrario cualquiera. La correcta descripción de una litología solo puede realizarse cuando se tiene la oportunidad de verla en el campo y de observar además su relación con las rocas vecinas. La muestra de mano -obtenida con la herramienta apropiada- puede permitir en algunos casos una descripción aceptable, pero tiene enormes limitaciones. Por ello debe entenderse que los ejercicios propuestos en las clases de taller suponen la dificultad accesoria de no estar observando directamente el afloramiento, sino una porción relativamente pequeña y no siempre representativa del total. En este caso mas que en ningún otro, repetimos que el objetivo fundamental es una exhaustiva descripción de lo que vemos mas que la asignación de un nombre particular a cada muestra. La selección es la propiedad que describe la variabilidad del tamaño de grano en una roca sedimentaria detrítica. Aquellas rocas que muestran solo una clase granulométrica bien definida, siendo el tamaño de todas las partículas similar, se dicen bien seleccionadas. Por oposición, aquellas en que sus constituyentes presentan una gran diversidad de tamaños se denominan mal seleccionadas. La selección de una roca es una propiedad que condiciona fuertemente su porosidad, y por lo tanto su comportamiento frente a la circulación de agua, subsuperficial o subterránea. Otro criterio a tener en cuenta en la clasificación de las rocas sedimentarias es la morfología de los clastos, denominada en sedimentología redondez. La redondez es eldato morfológico de mayor interés en la tipificación del ambiente de sedimentación de algunas rocas sedimentarias, especialmente las psamitas y las psefitas. Por otro lado, la esfericidad está relacionada con las diferencias existentes entre los distintos diámetros o longitudes de los ejes de la partícula. Se dice que una roca sedimentaria es más madura cuanto más redondeados y seleccionados estén los clastos que la integran. La madurez textural es un índice que refleja el tiempo transcurrido entre la erosión del material detrítico original y su depositación final. En las rocas sedimentarias detríticas es común que las partículas constituyentes se encuentren más o menos fuertemente adheridas por sustancias minerales a las que llamamos cementos. Estas sustancias llenan los vacíos que existen entre las partículas eliminando parcial o totalmente la porosidad inicial. Los cementos pueden ser precipitados químicos que cristalizan a partir de aguas cargadas de sales circulando por los poros originales del sedimento o precipitados en forma simultánea con las partículas. Una roca sedimentaria detrítica cementada es más densa, más tenaz, y menos porosa que su equivalente no cementado. La tenacidad depende en gran medida del tipo de cemento siendo las cementadas con SiO 2 las más resistentes no sólo mecánicamente sino también a ulteriores transformaciones por meteorización. Como ya ha sido comentado, el proceso sedimentario comprende varios estadios, iniciándose con la alteración del material madre por parte de los agentes de meteorización o intemperismo. La segunda etapa es el transporte de los detritos e iones formados durante la meteorización, el cual puede viabilizarse a través del agua (arroyos, ríos, mar, etc.), el viento, hielo, gravedad, etc. La última etapa del ciclo sedimentario es la depositación y es la más importante, ya que le conferirá al sedimento las características estructurales definitivas. En base al ambiente de depositación, los sedimentos se distinguen en continentales y marinos. Los sedimentos continentales pueden ser subaéreos, como en el caso de las areniscas eólicas desérticas o el loess periglacial, o subacuáticos, que a su vez pueden clasificarse en fluviales (depositados en ríos o arroyos), lacustres (depositados en lagos o lagunas), deltaicos, etc. Los sedimentos marinos se distinguen según la profundidad a la que fueron depositados y según la distancia a la costa. No es el objetivo de este documento adentrarse en la clasificación ambiental de los sedimentos y las estructuras asociadas a cada uno de ellos (campo de estudio de la sedimentología y estratigrafía), sin embargo pude ser útil conocer someramente las estructuras más comunes de las rocas sedimentarias, a los efectos de ser utilizadas en la descripción de campo de las rocas sedimentarias. En ese sentido se cree que la figura es lo suficientemente explícita para su interpretación. Principales estructuras sedimentarias: 1- estratificación plano-paralela; 2- estratificación cruzada; 3- ondulitas y 4- estructuras de canal.