La inmensa variedad de afloramientos de rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas presentes a lo largo de nuestra amplia geografía y un gran cúmulo de estudios geológicos en el país confiere al módulo "Rocas de Venezuela" una relevancia de singular carácter. Estas son razones más que suficientes para que el "Código Geológico de Venezuela" presente a todos ustedes de manera muy especial este novedoso portal como una extensión
del "Museo Geológico Virtual".

La información que hallará en este módulo le permitirá conocer sobre el fascinante mundo de las rocas. Podrá disponer de conceptos introductorios en la ciencia de la petrología, listado general de rocas, secciones finas, así como un apartado con las rocas presentes en Venezuela y datos importantes de cada una de ellas. El mapa de localidades le dará una visión de la disposición de éstas a lo largo y ancho de nuestra geografía.

Otros tópicos dentro de este módulo le presentarán un glosario con la terminología básica, clasificación general de las rocas, referencias y finalmente, consejos para construir una colección.



Muchas personas han observado las fotografías de nuestro planeta desde el espacio y han estudiado las imágenes y restos de rocas procedentes de la Luna y de Marte obtenidos gracias a las misiones que se han posado en sus respectivas superficies. Tomando esto como premisa, ningún estudio posterior sobre los minerales y las rocas que componen la corteza de nuestro planeta puede emprenderse, sin considerarlo en su posición cósmica. Es en este ámbito donde nuestra galaxia, sistema Solar y planeta Tierra se han originado y los elementos químicos que constituyen los materiales formadores de nuestro planeta se han generado. Las rocas de la Tierra están compuestas de uno o más minerales, los cuales se presentan como componentes químicos de elementos. Sabemos que las cantidades relativas de elementos que ahora constituyen

la Tierra difieren de aquellos que estuvieron presentes en la formación de ésta y los demás planetas que primeramente aparecieron. De este modo, la estructura de la Tierra primitiva formada hace unos 4.600 millones de años ha variado considerablemente con respecto al planeta en el que vivimos hoy en día.




El Sistema Solar

El sistema Solar se compone del Sol y todo los cuerpos que le orbitan i.e., planetas, satélites naturales o lunas, cometas, meteoritos, asteroides, polvo y gas. Podemos visualizar al Sistema Solar como un disco con el Sol en su centro, y la mayor parte de los cuerpos girando alrededor en un mismo plano. La edad de las rocas más antiguas de la luna, meteoritos rocosos y corteza terrestre muestran una edad aproximada de 4.600 millones de años. Cada planeta se mueve alrededor del Sol en la misma dirección, en órbitas casi circulares y contenidas en el mismo plano, el cual se halla aproximadamente en la región ecuatorial de rotación Solar. De este modo, todo el Sistema Solar está rotando, aunque a diferentes velocidades dependiendo de la ubicación en este plano. La mayor parte de los planetas giran alrededor de sus ejes. Al planeta Tierra le toma 23 horas y 56 minutos para completar una rotación completa sobre su eje. La mayor parte de las lunas giran en la misma dirección relativa al movimiento de sus respectivos planetas. Lo que se denomina galaxia no es sino un sistema de estrellas conectado por fuerzas gravitacionales y en constante movimiento. Nuestra galaxia es tan sólo una entre millones que conforman el universo, tal el caso de que 400 millones de galaxias pueden ser divisadas desde nuestro planeta. Dentro de nuestra galaxia se han estimado 100.000 millones de estrellas de las cuales, el Sol es tan sólo una de ellas. La Tierra y el Sistema Solar son verdaderamente diminutos con relación a la inmensidad del Universo. Las distancias son tan abrumadamente grandes que se ha convenido en emplear el año-luz como patrón de medida (1 año-luz es la distancia que recorrería la luz en ese intervalo, y equivale a unos 10 millones de millones de kilómetros). Las estrellas más cercanas en nuestra galaxia con excepción del Sol se hallan a 4 años-luz. Nuestra galaxia puede considerarse como un disco de gas, polvo y estrellas con un diámetro de 80.000 años-luz con dos brazos en espiral los cuales probablemente se condensaron a partir de una vasta nube de hidrógeno, quizás hace unos 7.000 a 10.000 millones de años. Podemos observar parte de nuestra galaxia o Vía Láctea como una brillante banda en un cielo nocturno despejado.



Origen de los elementos

Los elementos son sustancias primarias y químicamente indivisibles. El origen de éstos, su relativa abundancia y distribución en el universo está indisolublemente relacionado con la evolución e historia de las estrellas y el universo. Los investigadores indican que las reacciones termonucleares se suceden en el interior de las estrellas dando origen a los demás elementos a expensas del hidrógeno primordial, el cual posee la estructura atómica más simple, menor densidad y más abundancia en el universo. Un conjunto de reacciones más complejas, con la participación de protones y de núcleos de elementos ligeros, permite la formación de elementos más pesados. Todas estas reacciones están acompañadas con la liberación de enormes cantidades de energía radiante en forma de luz. Sin embargo, no todas las estrellas producen elementos pesados, sus temperaturas y dimensiones no son lo suficientemente grandes para producirlos. Las estrellas ancianas pueden eventualmente estallar y eyectar material al espacio, modificando la composición del material interestelar. Las estrellas están compuestas parcialmente de los residuos formados en estadios anteriores, los cuales han sido diseminados en el espacio. Los materiales elementales del sistema solar pudieron haber sido originados hace más de 5.000 millones de años en la evolución y destrucción de las estrellas.



El Sol

El Sol es en efecto, una estrella compuesta de gases, mayormente de helio e hidrógeno a temperaturas muy elevadas. Sus dimensiones son tan abrumadoras que pudiera, en términos de masa, equivaler a más de 100 veces todos los planetas del sistema Solar juntos. Su composición se aproxima a la composición del sistema Solar y puede de hecho, ser empleada en los estudios enfocados a dilucidar la abundancia de los elementos en el sistema Solar. La energía radiante proveniente del Sol se deriva de complejas reacciones termonucleares que se suceden en su núcleo, donde el hidrógeno se convierte en helio. La energía así producida se difunde hacia la corteza exterior o fotosfera y de allí, hacia el espacio. La temperatura en el núcleo del Sol se ha estimado en unos 17 millones de grados centígrados, y en su superficie unos 5.500 °C.



Los planetas

Los planetas pueden clasificarse en dos tipos: cuatro planetas interiores i.e., Mercurio, Venus, La Tierra y Marte, densos y pequeños conocidos como planetas terrestres por sus similitudes con el planeta Tierra, y planetas exteriores i.e., Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno y Plutón, mucho más grandes y menos densos. El gigante Júpiter por ejemplo, posee un radio diez veces mayor que el de la tierra y un volumen cercano a 1000 veces el de la Tierra. Los planetas exteriores son menos densos que los planetas terrestres de hecho, Saturno posee una densidad menor a la del agua. El hecho de que los planetas exteriores posean baja densidad sugiere que éstos consisten mayormente de sustancias tales como helio e hidrógeno junto a otros componentes hidrogenados como el agua, amoníaco y metano. Los planetas interiores, densos, están compuestos mayormente por silicatos y elementos metálicos. Esta diferencia puede ser explicada debido a que los planetas exteriores, alejados del Sol han retenido grandes volúmenes de gas desde su período de formación contrariamente, los planetas interiores han perdido mucho de su gas original dejando las esferas rocosas con una cubierta gaseosa menos densa.



Meteoritos

La incesante lluvia de meteoritos en la superficie de nuestro planeta ha permitido a los científicos estudiar especímenes de rocas de un gran espectro de nuestro sistema Solar. La mayor parte de estos difieren de las composiciones presentes en nuestro planeta sin embargo, los meteoritos conocidos como condritos poseen una composición que apoya nuestras teorías del origen de la constitución química de la Tierra. Cartografiando cuidadosamente los patrones de vuelo de ciertos meteoritos antes de caer, ha podido encontrarse que estos se desplazan en órbitas elípticas los cuales han originado un cinturón de asteroides entre Marte y Júpiter. Este cinturón de asteroides contiene miles de pequeños cuerpos, la mayor parte de ellos con un diámetro menor a un kilómetro sin embargo, Ceres es el mayor de los asteroides con un diámetro de 769 Km. Los meteoritos pueden clasificarse en: (1) Meteoritos férricos, compuestos esencialmente por aleaciones de hierro-níquel (4-20% Ni). (2) Meteoritos férrico-rocosos compuestos por silicatos y minerales metálicos, y (3) Meteoritos rocosos, compuestos mayormente por silicatos de hierro y magnesio.



Cometas


Muchos astrónomos afirman ahora que esas largas nubes y material que circundan los planetas exteriores poseen núcleos mayores de un kilómetro. Los cometas, cuerpos sin luz propia, al acercarse ocasionalmente a una estrella alteran su curso debido a la atracción gravitacional de ésta, adquiriendo una trayectoria elíptica alrededor del Sol. Una vez en esta trayectoria adquieren una luminosidad que les han hecho característicos en el imaginario histórico y representación artística por siglos y siglos. Los cometas consisten aparentemente de dos zonas como lo son la cabeza, la cual se expande enormemente cuando su órbita se aproxima al Sol, y la brillante cola compuesta de polvo y gas. Los cometas son cuerpos de baja densidad, y su cabeza se cree compuesta de hielo y gases congelados, así como un núcleo sólido o partículas de polvo difusas. Se ha detectado en ellas moléculas de monóxido de carbono, nitrógeno, y dióxido de carbono.



Formación del Sistema Solar

Existen actualmente dos teorías aceptadas para explicar el origen del sistema Solar. Hace un tiempo se creía que los planetas habían surgido a partir de una colisión entre el Sol y una estrella. Esta concepción se denomina "Teoría catastrófica" del origen del sistema Solar. Hace más de 5.000 millones de años una gran nube de polvo y gas, mayormente de hidrógeno, comenzó a formar un núcleo debido a fuerzas gravitacionales, una estrella que ahora denominamos Sol. Al incrementar su tamaño, su fuerza de gravedad se incrementó igualmente empujando más gas y polvo. Se desconoce cuanto le tomó a este proceso pero; se estima que la estrella recién formada fue lo suficientemente grande para calentar su núcleo a millones de grados centígrados iniciándose de este modo complejas reacciones termonucleares. La energía nuclear fue liberada gracias a la reacción que permite convertir hidrógeno en helio. Los planetas pudieron haberse condensado a partir de los remanentes de esta nube primigenia. Los cuerpos inicialmente formados exhibían pequeñas dimensiones y sus gravedades respectivas eran lo suficientemente débiles para haber permitido grandes colisiones y liberación consecuente de energía. Al incrementarse sus masas, la fuerza de gravedad permitió que otros cuerpos pequeños colisionaran permitiendo liberación de energía. El planeta Tierra en este momento podría haber tenido una amplia atmósfera cósmica o un pequeño núcleo rocoso. Los estudios geoquímicos sobre la acreción planetaria muestran que los planetas internos se formaron de materiales sólidos a temperaturas relativamente bajas.



Albores en la historia de la Tierra

El planeta Tierra de hoy día está estructurado según un conjunto de capas o zonas, la más superficial de éstas, es una capa extremadamente delgada, conocida como corteza, bajo la cual yace el manto, más denso y de mayor espesor, y el núcleo, parte del cual se estima de aleaciones de hierro- níquel con una densidad mucho mayor que las anteriores. En su formación inicial la Tierra estaba compuesta por una mezcla relativamente homogénea entre los materiales constitutivos del núcleo y el manto. Un período de calentamiento de origen radiactivo produjo la fusión de los minerales de hierro, de modo que estos elementos pesados se agruparan en el núcleo permitiendo que las partes superiores del manto se Solidificaran. Se ha postulado que la fuente de calor primigenio de nuestro planeta se haya debido a la radiactividad de elementos de vida media corta o también llamados núcleos radiactivos. Esta desintegración en un lapso de tiempo relativamente corto, en términos geológicos, permitió la estabilización de estas formas elementales de manera tal que estos núcleos radiactivos se desintegren a isótopos no radiactivos. Otra explicación basa sus principios en que el calor original de la Tierra se debió a isótopos de vida media corta que tras su decaimiento dieran paso a un estado donde el calor se generara principalmente gracias a esta desintegración de isótopos de larga vida radiactiva como los del uranio, torio y potasio.

Es también posible, que la fuerza gravitacional acrecionaria y la separación del núcleo produjera la fusión de casi la totalidad de la periferia del planeta, lo cual produjo el escape de la mayoría de los primeros gases raros y la transferencia de elementos nobles así como, uranio, torio a la superficie de este planeta primigenio. La separación del núcleo y el enfriamiento de la superficie debieron haberse completado hace 600 o 700 millones de años, considerando las dataciones de rocas metasedimentarias de Groenlandia con edades entre 3.700 a 3.800 millones de años. Es probable además, que la fusión puntual de estas capas exteriores se debiera en parte por el intenso bombardeo hace 3.800 o 4200 millones de años de igual manera en el caso lunar. Los meteoritos, de este modo debieron ser de un tamaño y cantidad mucho mayor con respecto a aquellos que han atacado la superficie de la Luna, esto debido a una mayor fuerza de atracción terrestre. Parte de este patrón de distribución de elementos en las capas exteriores del planeta pudiera ser atribuido a estos impactos y fusiones primarios.



Formación de la corteza terrestre, hidrosfera y atmósfera

Inicialmente, no existía una distinción en lo que ahora llamamos continentes y cuencas oceánicas, la única corteza presente estaba constituida por una capa basáltica. Las fracturas localizadas en esta corteza primigenia permitían el paso de la lava del interior, así como gases y Soluciones más calientes que la superficie de este proto planeta. El fenómeno de ascenso de estos magmas produjo una corteza de rocas menos básicas. El aporte sucesivo de depósitos sedimentarios y material volcánico a los continentes continúa hasta el presente. Las numerosas piezas continentales han sido parcialmente fundidas y reconstruidas muchas veces hasta que el espesor imposibilitara en cierto grado este serie de procesos. Hace unos 3.500 millones de años se formaron las masas continentales, conocidas como escudos cratónicos y las cuencas oceánicas primitivas, cuyas rocas pueden estudiarse en detalle en todas las cortezas continentales del planeta. Los océanos actuales y la atmósfera son rasgos secundarios, los primeros se formaron a partir del escape de los gases del interior de las rocas después de su formación inicial. El agua original pudo probablemente ser acrecionada no como gas sino como minerales hidratados como micas y anfibolitas y de allí, transportada hacia la superficie por actividad volcánica. Los estudios enfocados sobre la atmósfera inicial sugieren una importante presencia de hidrógeno y una ausencia de oxígeno, junto a otros gases como helio, nitrógeno, metano, amoníaco y vapor de agua. La gravedad inicial del planeta no era lo suficiente para retener tanto al helio como al hidrógeno, los cuales escaparon hacia el espacio en esta etapa inicial. Se cree que la disociación protoquímica del vapor de agua presente en esta atmósfera primitiva debido a la radiación Solar produjo el primer oxígeno libre. Es de la creencia compartida actualmente el hecho de que la mayor parte de esta atmósfera primitiva se perdió debido al calentamiento en estas primeras etapas. El cambio a una atmósfera rica en oxígeno permitió el desenvolvimiento de formas vivas estimándose así hace 2.000 millones de años.



El Núcleo

Los estudios sísmicos indican que a una profundidad de 2.900 Km existe un cambio importante en la composición y estructura del planeta Tierra. Este límite corresponde a la frontera entre el núcleo y el manto. En el núcleo de la Tierra, las ondas S dejan de propagarse, mientras que las ondas P son reflejadas por éste y reaparecen en ángulos epicentrales mayores a los 143°, y al aparecer, lo hacen en tiempo mayor a lo esperado. Por ello, es lógico considerar que el núcleo, o al menos la porción más externa de éste reporta las propiedades características del estado líquido. Se cree que este núcleo está compuesto de hierro o níquel- hierro, debido a la composición casi monótona de los meteoritos que llegan al planeta y por entenderse estos restos vagantes de planetas. Este núcleo es dos veces más denso que el manto y se cree que está constituido de aleaciones de níquel-hierro con cantidades disueltas de azufre y silicio.



El Núcleo interno

Los estudios recientes llevados a cabo sobre la estructura interna del núcleo de la Tierra han revelado que no se encuentra totalmente en estado líquido, ya que las ondas P se propagan con un incremento de velocidad a través de su parte central, lo cual indica que éste se encuentra en estado sólido probablemente debido a la inmensa presión a la que se haya sometido.



El Manto

En la parte inferior de la corteza, las ondas sísmicas incrementan su velocidad. La frontera entre las zonas de alta y baja velocidad se denomina discontinuidad de Moho (Mohorovičić), y se considera como el límite entre la corteza y el manto. El manto constituye el 83% del volumen del planeta y casi el 53% de su masa. Las pruebas de laboratorio sugieren que la parte superior del manto consiste de rocas densas oscuras compuestas esencialmente por minerales de silicatos de hierro y magnesio denominadas en conjunto como peridotitas junto a pequeñas zonas de eclogitas y dunitas. La corteza superior, como la conocemos, desarrollada a partir del manto probablemente por adición de material volcánico en la superficie. Muchas de estas lavas contienen una rica variedad de inclusiones de rocas de profundidades mayores producto del ascenso de estos magmas. Algunas de estas inclusiones corresponden a rocas tales como granodioritas, o granulitas. En los cinturones plegados se presentan masas de peridotitas emplazadas sobre rocas metasedimentarias. Los enormes esfuerzos que acompañan a las orogenias permiten transportar parte del manto a niveles superiores. A grandes profundidades, i. e., en el manto inferior, los minerales cambian a formas más densas alcanzado estructura densa de óxido a presiones extremas. Existen dos discontinuidades sísmicas dentro del manto entre 400 y 700 Km. condiciones en las cuales los minerales reajustan sus estructuras cristalinas para satisfacer los requerimientos de una ordenación atómica más compacta y densa.



Zona de baja velocidad

Las velocidades sísmicas se incrementan con la profundidad a través de la mayor parte del manto, pero ha sido conocido por un tiempo que las ondas sísmicas de los terremotos con focos a profundidades entre 50 y 250 Km. toman más tiempo para alcanzar las estaciones de registro que lo teóricamente se había estimado. Parece existir una capa de baja velocidad en el manto superior y la naturaleza exacta de esta capa no está del todo comprendida, pudiera consistir de capas estrechas o pequeños bolsones de material fundido, o pudiera estar dentro de una capa de peridotita o de manto parcialmente fundido. Esta zona de baja velocidad es de vital importancia para entender la superficie de movimientos en la Tierra porque pudiera representar una zona entre las partes exterior e interior bajo la cual se producen las diversas orogénesis y el vulcanismo asociado a estas áreas. La zona de baja velocidad se conoce con el nombre de astenosfera. Por encima de esta zona y del manto superior se sitúa una corteza rígida denominada litosfera. La litosfera está constituida por varias piezas o placas y la naturaleza de sus márgenes controlan los mayores factores del vulcanismo, terremotos y orogénesis. Se infiere que la circulación del manto provee calor y material para la continua producción paquetes de magma bajo los márgenes constructivos y destructivo. La idea de que la mayor parte de los rasgos geológico- estructurales en la corteza exterior de la Tierra son debido a la interacción de estas placas movibles se conoce con el nombre de teoría de las Placas tectónicas. Se reconocen actualmente veinte placas, siete de las cuales, tales como la placa pacífica, la mayor de éstas cubre gran parte de la superficie terrestre. Las placas poseen un espesor entre 70 y 100 Km. y se desplazan sobre una capa parcialmente fundida o astenosfera dentro del manto, transportando así a los continentes o placas continentales. Virtualmente, todos los terremotos, actividad volcánica y orogenias toman lugar a lo largo de estos límites de placa. Existen cuatro tipos principales de límites de placas: bordes, donde las dorsales centroceánicas; zonas de subducción oceánica o márgenes destructivos; zonas de colisión y fallas transformantes, donde las dos placas simplemente se deslizan una con respecto de la otra. A partir de estudios geofísicos y geoquímicos se ha llegado a afirmar que el manto es de naturaleza lateral heterogénea. En tiempos geológicos primarios antes de que el basalto hubiere sido extraído del manto y de esta forma con anterioridad a la formación de una corteza, la composición química de este manto superior podría considerarse como una peridotita granatífera, ahora sin embargo, este manto contiene una mezcla de peridotitas empobrecidas y no empobrecidas. La mayor parte del magma se produce entre la parte inferior de la corteza y varios cientos de kilómetros en el manto, aunque no existe evidencia de una capa concéntrica de magma bajo la corteza. El magma basáltico es la roca fundida más conocida en la corteza terrestre, corresponde al material intrusivo característico en las dorsales centroceánicas, las cuales construyen continuamente piso oceánico. En estas dorsales existe un movimiento ascendente desde el manto, la variación de presión junto con la proporción de elementos volátiles producen la fusión de las rocas en un magma de composición basáltica. La fusión parcial de las rocas aun en los niveles más profundos del manto superior, especialmente bajo los continentes permiten el ascenso de magmas ultramáficos que contienen minerales paragenéticos de alta temperatura y presión. Un buen ejemplo de ello lo constituye las chimeneas de kimberlita con diamantes generados a altas presiones. Por otra parte, el vulcanismo andesítico se presenta a lo largo de los márgenes destructivos, donde la corteza oceánica y los sedimentos suprayacentes son transportados hacia el manto. Los magmas andesíticos y basálticos se derivan a profundidades de 50 a 70 Km. y ocasionalmente más allá de 150 Km. El granito representa la corteza continental que ha sido parcialmente fundida y lentamente enfriada. El magma granítico viscoso se traslada desde su fuente a la superficie a temperaturas relativamente bajas no alcanzando la superficie y formando grandes intrusiones dentro de esta corteza continental, y alcanzando la superficie a partir de lavas riolíticas altamente viscosas con erupción volcánica violenta. Sin embargo, a partir de magmas basálticos pueden generarse pequeñas cantidades de magma granítico por procesos de separación.




La Corteza

La corteza terrestre corresponde a la porción sólida más exterior del planeta. Constituye una delgada capa compuesta de minerales de baja densidad que han sido separados de niveles inferiores en una dilatada historia de 4.600 millones de años.

Existen dos tipos de corteza: corteza continental que conforma las masas continentales, y la corteza oceánica, que constituye el piso oceánico. La corteza continental aunque de menor densidad alcanza espesores entre 60 y 70 Km. en las grandes cadenas montañosas y en promedio 35 o 40 Km. Por su parte, la corteza oceánica posee un espesor promedio de 6 Km. La corteza continental es por lo general, más antigua ya que los cratones exhiben edades entre 3.500 y 1.600 millones de años, mientras que la corteza oceánica más antigua tiene una edad a lo sumo de 200 millones de años. La superficie de la tierra puede ser muestreada y analizada con mayor facilidad, de allí el conocimiento más extendido sobre las rocas. Sin embargo, los taladros más profundo realizados en la corteza continental alcanzan apenas 8 kilómetros y las muestras tomadas allí constituyen sólo un ligero rasguño en nuestro planeta. La corteza oceánica por su parte, aunque ha sido taladrada en numerosas localidades no ha sido alcanzado el límite entre ésta y el manto, y por ello la imposibilidad de muestreo directo de las rocas en esa zona.



La Corteza Oceánica

Nuestro conocimiento sobre la estructura y composición de la corteza oceánica está basado principalmente en evidencia geofísica, estudios sobre las muestras de roca tomadas en núcleos del fondo oceánico o en los emplazamientos de ofiolitas en los afloramientos. La interpretación de ondas sísmicas, así como las anomalías gravimétricas y estudios de núcleos han revelado una estructura compuesta de tres cortezas o niveles y un espesor aproximado de 6 Km. La capa superior consiste de sedimentos no conSolidados con un espesor de 1 Km., la capa intermedia con un espesor de 1,5 a 2 Km., que consiste de rocas sedimentarias tales como calizas y lutitas, interestratificadas con flujos de basalto y lavas almohadilladas. La capa inferior con un espesor de 5 km., compuesta de basalto y gabros, se extiende hasta la discontinuidad de Mohorovičić. La composición de esta capa no se conoce con exactitud sin embargo, a partir del conocimiento de los procesos llevados a cabo en esta zona puede inferirse que consiste de un complejo dique ígneo básico y de un complejo inferior ígneo plutónico de composición probablemente gabroide. La expansión del piso oceánico corresponde al mecanismo que permite el desplazamiento de las placas tectónicas. Debido al flujo de rocas basálticas fundidas por estos ejes o dorsales centroceánicas se añade continuamente corteza oceánica y de allí nuevo piso oceánico, lo que permite el empuje de las placas. Esta expansión se sucede a una tasa aproximada de 1 a 10 cm por año. En las mayores áreas oceánicas esta corteza alcanza los márgenes destructivos, allí donde convergen dos placas entre sí. Usualmente, una de las placas subduce llevando sedimentos marinos hacia el manto, fundiéndose y formando magmas que constituirán una cadena de islas volcánicas en el mar, o cadenas de volcanes en los bordes de los continentes.



La Corteza Continental

El espesor y la estructura interna de la corteza continental han sido conocidas gracias al estudio de los terremotos y de las ondas que estos generan. En general, esta corteza consiste de una capa inferior, más densa y una superior menos densa. El límite entre ambas se conoce con el nombre de discontinuidad de Conrad. La capa superior, probablemente granítica en su mayor parte, está compuesta de rocas ígneas y metamórficas, tales como granitos, esquistos y gneisses, así como una capa suprayacente de rocas sedimentarias. La composición del nivel inferior de esta corteza es desconocida hasta la fecha. Los estudios sísmicos efectuados a través de la corteza continental permiten inferir una composición tipo eclogita. Actualmente se denomina con el término granulita a las rocas de alto grado metamórfico que yace en este nivel de la corteza continental.



La estructura de los Continentes

Cada continente corresponde a una combinación de plataforma antigua y áreas de escudos de edad precámbrica, bordeado o atravesado por cadenas montañosas de edad menor a 500 millones de años. Las estructuras geológicas en estos escudos son muy complejas, las cuales están constituidas por rocas metamórficas intensamente plegadas. En algunos escudos es muy común la asociación de gneisses graníticos y lavas basálticas. Otras áreas se encuentran cubiertas por rocas sedimentarias no deformadas, acumuladas en mares y océanos antiguos cuando éstos cubrían extensas áreas del planeta, así como amplias áreas continentales están bordeadas por mares someros formando largas plataformas continentales.



Abundancia de los elementos

En el universo, los elementos presentes corresponden mayormente al hidrógeno y al helio. La abundancia de los elementos restantes decrece aproximadamente con el incremento del número atómico, aunque existen algunas excepciones a esta regla, tal el caso del hierro. La distribución de los elementos de acuerdo con lo que podríamos esperar de la formación de éstos en el interior de las estrellas corresponde primeramente a aquellos más ligeros, primeramente formados. Estos elementos ligeros no son tan abundantes en la Tierra, debido a que la fuerza de gravedad terrestre es incapaz de retenerlos. La segregación y concentración de los elementos restantes en la Tierra han resultado como consecuencia de diversos procesos geológicos, como el caso de la separación gravitacional de los minerales y la diferenciación química en los magmas. Dentro de los estratos estos procesos producen variaciones en la abundancia de los elementos químicos en diferentes ambientes geológicos. De todos los elementos conocidos noventa y dos de ellos pueden hallarse en nuestro planeta, el resto han sido identificados por espectroscopía en el Sol. De estos noventa y dos elementos, 8 de ellos constituyen el 99% la masa de la corteza de la Tierra. De éstos, el oxígeno es volumétricamente, el más abundante. La corteza terrestre consiste casi enteramente de compuestos del oxígeno, la mayor parte, silicatos de aluminio, calcio, magnesio, sodio, potasio y hierro.




Elementos traza

Gracias a los análisis químicos realizados en muestras de rocas de todo el planeta, se ha evidenciado que muchos de los elementos que empleamos principalmente en el desarrollo de la tecnología están presentes tan Solo en pequeñas cantidades, los cuales se denominan elementos traza, siendo su concentración tan frecuentemente bajas tanto así, como partes por millón. El cromo y el níquel están concentrados en rocas ultrabásicas, como las peridotitas, mientras que la concentración de cobre es casi nueve veces más alta en basaltos que en rocas graníticas o ultrabásicas. Por otro lado, el cerio, plomo y torio están mayormente concentrados en rocas graníticas.



Clasificación Geoquímica de los elementos

La distribución de los elementos dentro del planeta Tierra está completamente inferida a partir de sus propiedades químicas y de la relativa distribución en los minerales y cuerpos del espacio, tales como los meteoritos, los cuales contienen las fases de silicatos y minerales metálicos. Los elementos fueron originalmente clasificados a partir de su distribución entre las fases de meteoritos debido a las analogías que presentaban con respecto a las rocas de la Tierra. Esta teoría se basaba en la idea de que los meteoritos eran fragmentos de planetas colapsados.

Se considera que los condritos representan fragmentos de material planetario que asemejan la composición primaria de nuestro planeta, pero sin haber alcanzado las etapas superiores de una diferenciación en núcleo, manto y corteza. El estudio de los minerales presentes en tales meteoritos deberían ayudar en conocer la distribución de los elementos en la Tierra. Los meteoritos condritos contienen tres fases mayores (1) silicatos de hierro- magnesio; (2) hierro y níquel metálicos, y (3) troilita (FeS). Si la Tierra tiene una composición similar a estos condritos debería entonces exhibir una gran cantidad de sulfuros posiblemente distribuidos en el núcleo o el manto inferior.

Los elementos han sido clasificados de acuerdo con su tendencia a aparecer dentro de una de estas tres fases: elementos siderófilos que poseen una afiliación al hierro metálico; elementos calcófilos con afinidad por los sulfatos y elementos litólfilos con afiliación con silicatos u óxidos. Los elementos siderófilos exhiben poca afinidad con el oxígeno y el azufre, forman aleación con el hierro y aparentemente enriquecieron el núcleo de la Tierra. Si estos afloran en la superficie terrestre se presentarán sin combinarse o en forma nativa. El oro es considerado elemento siderófilo, y su proporción aumenta hacia el núcleo. Los elementos calcófilos muestran una fuerte afinidad por el azufre, y aparecen comúnmente como depósitos de sulfatos metálicos y en menor proporción, como sulfatos en rocas. Los elementos litófilos exhiben gran afinidad con el oxígeno y por ello, son comunes en silicatos.



Disponibilidad de los elementos

Los minerales característicos y sus concentraciones elementales asociadas pueden ser encontrados en los tres mayores ambientes geológicos: ígneo, metamórfico y sedimentario. En el ambiente ígneo, las concentraciones de minerales se producen por la acumulación de elementos pesados que cristalizan en las etapas tempranas en la cámara magmática. Por otra parte, los minerales de mena son producidos mayormente en Soluciones acuosas a alta temperatura, y de allí llamados hidrotermales. En el ambiente metamórfico, los minerales son producidos por la acción del calor y la presión a ciertas profundidades, tal el caso del grafito, granate y cianita. En el ambiente sedimentario, las concentraciones se producen como minerales de placer, en depósitos de aluvión, tal el caso del oro coloidal y los diamantes. Por el proceso de evaporación se producen sulfatos y sales complejas como depósitos de evaporitas.


Definición de Roca

Los minerales están presentes en toda corteza terrestre. Son los principales componentes de aquellos materiales que llamamos rocas las cuales, constituyen las porciones externas más sólidas de la Tierra. Las rocas pueden ser definidas como agregados multigranulares de minerales. Algunas rocas, como la cuarcita (100% cuarzo) o el mármol (99% calcita), son agregados monominerales, pero las rocas como el granito están compuestas por gran número de minerales. Las rocas no deben ser necesariamente duras y resistentes. La arena y la arcilla son rocas como lo son para un geólogo, ya que la arena litificada se denominará arenisca y las arcillas de igual modo, lutitas. No todos los agregados de minerales son rocas. La escala es de mucha importancia. Las rocas deben tener una distribución relativamente bien extendida así como, constituir una porción muy apreciable de la corteza terrestre. La presencia ocasional de un grupo de minerales en pequeñas cantidades no constituye una roca. No existe sin embargo, una restricción en cuanto al tamaño de los minerales constituyentes para conformar o constituir una roca. El tamaño puede variar entre 0,001 mm, para los minerales de arcilla hasta varios metros, como en los cristales de pegmatita. Existen tres grupos principales de rocas: sedimentarias; ígneas y metamórficas.



Ciclo de las Rocas

Los diversos procesos geológicos que se suceden en el planeta han estructurado un gran número de diversas rocas. El ciclo idealizado de las rocas pretende explicar de manera gráfica todos estos procesos. Bajo esta consideración es inadmisible pensar que las rocas son cuerpos rígidos e inmodificables, sino que son el resultado de procesos geodinámicos y que experimentan modificaciones bajo condiciones físicas y químicas. El ciclo de las rocas puede seguir diversos caminos, para ello, podríamos preguntarnos: ¿Qué podría sucederle a un átomo o un ión a través de este ciclo, como por ejemplo, un ión de calcio que se encuentre en el agua de mar?. La variedad de hechos que podrían sucederle es tan amplia como la imaginación lo permita. Comencemos por suponer que este ión es ingerido por una almeja, junto con las plantas microscópicas de las que se alimenta. El ión de calcio puede combinarse con un ión de carbonato y formar de este modo calcita (CaCO3) en la concha de la almeja. Al morir la almeja, su concha podría ser transportada por las corrientes marinas, hasta que las olas finalmente la arroja sobre una playa. Bajo la acción de las olas y la abrasión marina, la concha queda reducida a pequeños fragmentos. El fragmento que contiene el ión de calcio queda sepultado ahora bajo una capa de arena y lodo. Podríamos suponer nuevamente que en esta área comienza a desarrollarse una cuenca sedimentaria, la cual comienza a hundirse progresivamente. El mar avanza sobre la orilla y el fragmento de concha junto con el ión se soterran cada vez más, cubierto por capas y capas de sedimento. La presión litostática de estos sedimentos podría llegar a ser tan grande, que el sedimento que contiene el fragmento de concha se compacte para formar en conjunto una roca maciza. A medida que esta cuenca se hunde, el ambiente va modificándose y gradualmente se inicia una etapa de metamorfismo. A determinada presión y temperatura el ión de calcio se separa de la calcita sin embargo, el ión de calcio podría combinarse con silicio y oxígeno para formar wollastonita (CaSiO3), mineral que puede existir en este medio bajo las condiciones de presión y temperatura reinantes. Podríamos suponer igualmente que la subsidencia de la cuenca progresa, y a profundidades mayores la sílice que contiene la wollastonita puede pasar finalmente a un medio donde puede ocurrir fusión de la roca. Si esto sucede, el ión podría quedar liberado en el líquido hasta que comience el enfriamiento. Eventualmente, formaría parte de un cristal de feldespato (CaAl2Si2O8) al combinarse con silicio, oxígeno y aluminio. Una vez solidificado el magma puede ahora formar parte de un granito u otra roca plutónica, o bien, podría ser expelido como una corriente de lava al exterior. Si la cuenca continúa siendo inestable, las rocas en su interior podrían ser plegadas y posteriormente levantadas. En un lapso de millones de años el cristal de feldespato permanecería inalterado hasta el momento en que la roca que lo contiene aflore. Para ello, será necesario que la erosión remueva grandes espesores de roca suprayacentes. Cuando el granito aflore en la superficie, el ambiente al que se expondrá será muy diferente al que le dio origen. En este nuevo ambiente, la roca será atacada por los agentes atmosféricos dando paso a la alteración por meteorización. El cristal de feldespato puede separarse entonces de los cristales que le circundan. Con el avance de la meteorización física y química, los cristales constituyentes de la roca podrían llegar a estar disociados, hasta que el agua los lleve al mar. El ión de calcio regresaría de este modo al mar, y continuaría su largo e interminable viaje dentro del ciclo de las rocas. Bastaría pensar el número de posibles caminos que podría tomar este ión de calcio para llegar a la conclusión de la multiplicidad de fenómenos, ambientes y procesos que se trata de ejemplificar con este ciclo.


Meteorización

La superficie terrestre está siendo continuamente esculpida por dos de los más importantes agentes externos: viento y agua. La acción mecánica del viento, la lluvia, los ríos, glaciares y olas a través de tiempos geológicos ha devastado cadenas montañosas y cavado a su vez, grandes valles y cañones profundos en la superficie de la Tierra. En geología las palabras meteorización y erosión no son sinónimas. La meteorización es el proceso por el cual las rocas, y sus componentes minerales son alterados in situ por factores mecánicos como el agua, viento, hielo y/o químicos como el agua rica en iones o dióxido de carbono, que se percola a través de las rocas. La remoción del material meteorizado se conoce como erosión. La meteorización mecánica y química son por lo general fenómenos paralelos o contemporáneos pero, bajo diferentes condiciones climáticas uno de ellos puede predominar sobre el otro. La disolución de grandes volúmenes de calizas debido a las aguas portadoras de dióxido de carbono disuelto, percoladas a través de la roca puede producir sistemas de cavernas, es un ejemplo donde la meteorización química prevalece ante cualquier factor físico relevante. Todas las rocas, independientemente de su génesis, serán de algún modo alteradas por los factores de la meteorización. Los minerales constituyentes en una roca mostrarán variados grados de resistencia a la meteorización. Los minerales ferromagnesianos como anfíboles, piroxenos, olivino y micas se alteran a minerales de arcilla (mayormente a illitas y montmorilonitas), carbonatos y óxidos de hierro. Los feldespatos se alteran a minerales de arcilla (mayormente caolinita), mientras que el cuarzo permanece frecuentemente inalterado bajo estos procesos de alteración. Los materiales meteorizados son transportados luego por el agua o el viento a una distancia de la fuente y son depositados posteriormente como sedimentos. En condiciones especiales, estos materiales permanecen in situ en forma de suelos o niveles lateríticos. Los suelos son depósitos de arena, arcilla y además, materia orgánica producto de la descomposición de seres vivos. Los niveles lateríticos son depósitos ricos en arcillas de aluminio e hidróxidos de hierro con menor proporción de sílice. Exhiben una coloración rojiza, marrón o amarillenta, dependiendo de la presencia de hidróxidos de hierro, y se generan en condiciones de humedad bajo climas tropicales. Las lateritas ricas en hidróxidos de aluminio se conocen con el nombre de bauxitas, y son la mena económica más importante del aluminio.



Transporte y sedimentación

La sedimentación constituye la acumulación de sedimentos derivados de la meteorización de rocas preexistentes en el lugar de la deposición. Los ríos son en gran parte los mayores agentes de transporte de sedimentos hacia los lagos, mares y océanos. Durante el transporte, el material es escogido de acuerdo al tamaño de las partículas. Las rocas de mayor dimensión y fragmentos de minerales formarán depósitos de gravas. Los minerales resistentes, como el cuarzo formarán en fracción menor depósitos de arena. Finalmente, las partículas más pequeñas como las arcillas constituirán depósitos de lodo. La capacidad que posee el viento para transportar grandes cantidades de arena es notoriamente evidente al considerar los ambientes de extensos desiertos que se desarrollan y migran en la geografía mundial.

La depositación o sedimentación constituye una etapa intermedia en la formación de las rocas sedimentarias. Le sigue a la meteorización y prosigue con la litificación. Sin embargo, no todas las rocas sedimentarias han sido formadas por acumulación mecánica. Muchas deben su génesis a la acumulación de restos orgánicos de plantas y animales mientras que otras, se forman directamente como resultado de la precipitación química, las cuales generarán posteriormente niveles de evaporitas.



Litificación y diagénesis

Los sedimentos con débil compactación son bajo esta consideración, aún rocas sin embargo, es preferible considerar a las rocas sedimentarias como agregados compactos. Su conSolidación se conoce como litificación. Los tres procesos diagenéticos más importantes comprenden compactación, cementación y recristalización. La diagénesis se refiere a todos los cambios físicos y químicos que toman lugar dentro del área de deposición después del enterramiento. Es un fenómeno de baja temperatura, ya que a altas temperaturas grada hacia el metamorfismo. Una cantidad considerable de agua está presente entre los poros de los sedimentos sin conSolidar. La presión causada por los sedimentos suprayacentes o carga litostática causa la sobrepresión del agua intersticial obligándola a abandonar tales espacios y permitiendo un empaquetamiento más apretado de las partículas entre sí.



Textura y estructura de las rocas sedimentarias

El término textura se refiere a la forma, tamaño y arreglo de los granos en una roca. El tamaño en un factor de importancia en los depósitos de acumulación mecánica i.e., sedimentos clásticos ya que de ello depende la clasificación intrínseca de estas rocas. En las rocas de origen químico o de génesis orgánica, el tamaño de los constituyentes no reviste tanta importancia, ya que los procesos diagenéticos causan la alteración de éstos constituyentes. Las categorías para el tamaño de los constituyentes en una roca sedimentaria corresponden a: Grueso, partículas mayores a 2 mm; Medio, partículas entre 2 y 0,0625 mm; Fino, menores a 0,0625 mm. La forma de las partículas y fragmentos es un factor de importancia en la clasificación de rocas sedimentarias. Se reconocen tres formas principalmente: angular, subangular y redondeada. La estructura se refiere a los caracteres que muestra la roca en escala mesoscópica. La mayor parte de las rocas sedimentarias exhiben estratificación, laminación y estructuras en capas monótonas o alternantes. Una capa representa un episodio en la sedimentación, y está limitada en la base y tope por un plano de estratificación. Estos planos delimitan pausas en el tiempo para cada episodio de sedimentación. Una simple capa puede exhibir laminación paralela, la cual corresponde a pequeñas capas o episodios milimétricos en etapas mucho más pequeñas en el tiempo.



Clasificación de las rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias pueden englobarse en dos grandes grupos: rocas detríticas o clásticas, formadas por acumulación mecánica de material, y rocas químicas u orgánicas, originadas por precipitación química o acumulación de materia orgánica. Sin embargo, la mayor parte de los sedimentos detríticos contienen elementos de precipitado químico y materia orgánica, así como los sedimentos químico- orgánicos contienen material detrítico.



Rocas detríticas de grano grueso

Los conglomerados son gravas conSolidadas constituidas de clastos redondeados, cantos rodados y guijarros sustentados en una matriz de sedimentos más finos. Esta matriz consiste, usualmente, de arena o limo cementada generalmente por calcita o cuarzo. Contariamente, las brechas exhiben clastos angulares o fragmentos subangulares en similitud de tamaño a aquellos clastos presentes en los conglomerados antes referidos. La matriz puede ser arenosa o limosa. La angularidad en los clastos permiten inferir la cercanía y poco transporte de los elementos constituyentes de la roca fuente.



Rocas detríticas de grano medio

Las rocas más comunes de este grupo corresponden a las areniscas, arcosas y grauvacas. Las areniscas están compuestas casi enteramente por granos de cuarzo bien escogidos, subangulares a redondeados. Pueden exhibir cantidades menores de feldespato, mica, y otros minerales tales como olivino, rutilo, circón y magnetita. Los granos de cuarzo están frecuentemente cementados por sílice, calcita y óxidos e hidróxidos de hierro, éstos últimos imprimen un color ocre o rojo a las muestras. El color verde en algunas areniscas es indicio de la presencia de glauconita, un mineral del grupo de los filosilicatos. Las areniscas pueden tener como ambiente de formación tanto zonas de aguas someras así como desiertos. Las areniscas de desierto exhiben granos de cuarzo bien escogidos, muy redondeados y pulidos.

Las grauvacas consisten de fragmentos angulares y mal escogidos de feldespato y cuarzo sustentados en una matriz de sedimentos mucho más finos compuesta mayormente de clorita. Este mineral le imparte a la roca un color gris y de allí su denominación del alemán grauwacke. Se consideran estas rocas como consolidación de sedimentos de rápida sedimentación en aguas profundas.

Las arcosas son exhiben peor escogimiento que las areniscas y grauvacas, y están compuestas esencialmente de granos angulares y moderadamente escogidos de cuarzo, feldespato y mica en menor proporción. Mineralógicamente poseen similitud con los granitos, y de hecho, obedece su origen a la depositación de los sedimentos aportados por estas rocas.



Rocas detríticas de grano fino

Las limolitas contienen partículas que varían entre 0,0625 y 0,004 mm. Estas rocas se forman por la acumulación de sedimentos finos en el fondo de los mares, rios y lagos. Los minerales constituyentes son extremadamente pequeños para ser estudiados bajo el microscopio petrográfico sin embargo, los mejores análisis pueden ser efectuados con la ayuda de la microscopía electrónica.

Las lutitas consisten esencialmente de minerales de arcilla con partículas menores de 0,004 mm. Los colores de estas rocas varían desde el blanco al marrón negruzco. El color negro predominante en muchas lutitas se debe a proporciones importantes de materia orgánica y el color rojo a la presencia de óxidos e hidróxidos de hierro.



Sedimentos químico - orgánicos

Estos sedimentos pueden ser clasificados de acuerdo a su composición. Los sedimentos carbonáticos son los más comunes e incluyen a las calizas. Estas rocas están compuestas esencialmente de carbonato de calcio, cuyo origen se debe a la acumulación de enormes cantidades de esqueletos de organismos o bien, gracias a la precipitación química directa de este material en el agua, usualmente marina. Las calizas contienen por lo general pequeñas cantidades de arena o arcilla. Al aumentar estos componentes las calizas gradan a lutitas calcáreas, margas, areniscas calcáreas y lodolitas calcáreas. La formación de caliza toma lugar en ambientes de agua marina somera, tibia, así como en ambientes de agua dulce. Aquellas que se forman principalmente debido a la acumulación de restos esqueletales se denominan caliza conchífera, caliza coralina, etc. La creta es un tipo especial de caliza compuesta de millares de millones de pequeños esqueletos de cocolitofóridos y foraminíferos planctónicos. Las calizas oolíticas están constituídas predominantemente por precipitados químicos de oolitos empaquetados en una matriz de calcita. Los oolitos son pequeños cuerpos esferoidales de 1 mm de diámetro y parecidos a huevas de pez. La dolomita está asociada con las calizas y su origen es diagenético. El chert y el pedernal están compuestos de sílice criptocristalina y se reportan asociados en nódulos con las calizas. Las rocas fosfáticas son ricas en fósforo y constituyen material esencial para la industria de fertilizantes. El fosfato procede de los dientes, huesos y excrementos de vertebrados aunque la mayor parte se origina por precipitación química. Los sedimentos ferruginosos y carbonáceos están especialmente ejemplificados en lateritas, rocas ferruginosas, hierro oolítico y el carbón respectivamente. Las lateritas y rocas ferruginosas exhiben mineralogía y origen diversos pero están caracterizadas por una enorme proporción de minerales ferruginosos tales como siderita, hematita, chamosita, pirita y magnetita. El carbón es una roca formada a partir de la acumulación y descomposición de materia vegetal en ambientes pantanosos similar a los bosques ecuatoriales actuales. Después del enterramiento, el calor y la presión convierte la materia vegetal en el material oscuro y compacto conocido como carbón. Las evaporitas se forman como su nombre lo indica por evaporación de aguas saturadas en sales y sus complejos químicos en áreas expuestas a inSolación permanente. Los boratos, tales como la kernita y el borax, son dominantes mientras que otras rocas pueden contener nitratos, tales como nitratina, carbonatos alcalinos y sulfatos. La halita o roca de sal es el ejemplo más conocido de mineral evaporítico tanto en ambientes marinos como de agua dulce.



Aproximadamente un 80% de la corteza terrestre está compuesta por rocas formadas a partir de la cristalización de masas de rocas fundidas, entre 700 y 1200°C, y que es conocido con el nombre de magma. Los magmas son esencialmente un conjunto de silicatos fundidos y pequeñas cantidades de agua disuelta y otros componentes volátiles, tales como cloro, boro, flúor y azufre. Las rocas producidas por el enfriamiento o cristalización de estos magmas se conocen como rocas ígneas (del latín ignis: fuego). Estas rocas están compuestas principalmente por cantidades variables de minerales silicatados, principalmente cuarzo, feldespatos, anfíboles, piroxenos y micas. Las rocas de origen ígneo formadas dentro de la corteza terrestre se denominan rocas plutónicas o intrusivas. Los geólogos creen que los magmas se originan a considerables profundidades bajo la superficie de la Tierra y migran hacia niveles superiores a través de planos de debilidad y fisuras dentro de la corteza terrestre. Los magmas que ascienden hasta niveles superficiales y alcanzan el exterior i.e., lava formarán por la conSolidación y enfriamiento rocas extrusivas o volcánicas.



Actividad volcánica

La lava o roca en estado fundido (700-1200°C) ha formado coladas a lo largo del amplio espectro del tiempo geológico y aún, hoy en día, continúa estando ligada al desarrollo de los volcanes. Esta actividad no está restringida a los continentes, ya que grandes porciones de la corteza oceánica están compuestas de basalto, producto de lavas que han sido emanadas durante las diversas etapas de creación de piso oceánico. Los volcanólogos han podido reconocer una actividad volcánica de tipo fisura, y otra de tipo eruptivo central. En las erupciones de tipo fisura, las lavas alimentadas desde la cámara magmática, en profundidad, alcanza en poco tiempo otros niveles gracias a las fracturas y grietas lineales. Estas lavas pueden cubrir áreas muy extensas antes de Solidificarse y crear gruesos espesores con erupciones y coladas repetidas. El vulcanismo de tipo eruptivo central produce volcanes alrededor de una abertura, los cuales son producto de extrusiones periódicas de lavas muy fluidas y de composición básica, principalmente basalto i.e., bajo contenido de sílice (SiO2). Este tipo de vulcanismo caracteriza dos tipos de volcanes: de escudo y estratovolcanes. Los volcanes escudo son aquellos que en sección recuerdan la forma de un escudo, y de allí su nombre característico. Volcanes como el Mauna Loa, Kilauea y Mauea Kea son ejemplos de este tipo. Las lavas producidas por los estratovolcanes, tal el caso del Vesubio al suroeste de Italia o el Monte Fuji, en el Japón, son generalmente ricos en sílice, y es por ello que la lava es más viscosa y menos fluida. Los componentes volátiles en las lavas viscosas de los estratovolcanes no pueden escapar libremente. La presión causada por estos componentes volátiles producen erupción explosiva, los fragmentos de lava son expelidos al exterior, los cuales se Solidifican súbitamente al contacto con el aire frío precipitándose a tierra en forma de cenizas y rocas. Éstas últimas son conocidas como rocas piroclásticas (del griego , fuego, y klastós, roto). Gran número de geólogos las clasifican como rocas sedimentarias ya que pueden y de hecho, conforman capas y estratos, así como la textura y rasgos característicos de las rocas sedimentarias. Debido a su indudable origen ígneo son clasificadas como un tipo particular de rocas ígneas. En aquellas lavas donde los gases escapan durante la conSolidación se forman vesículas a partir de pequeñas burbujas dentro de la roca. Este fenómeno es más notorio en las lavas viscosas ácidas donde las vesículas son tan abundantes que la textura resultante corresponde a una masa esponjosa, a la cual se le conoce como pumita o piedra pómez. Si las vesículas se rellenan con minerales secundarios, entonces se le conocerán como amígdalas y las lavas se denominarán lavas amigdaloidales. Los volátiles liberados a partir de las lavas durante la erupción pueden escapar a través de fumarolas en la superficie del volcán a una temperatura que excede los 500°C y como consecuencia del súbito enfriamiento por contacto con el aire o rocas se depositan en las cercanías de las fumarolas. Los sublimados volcánicos depositan minerales vistosos como azufre, rejalgar y oropimente, entre otros.



Rocas piroclásticas

Los fragmentos eyectados durante las explosiones volcánicas varían en tamaño desde fina ceniza (<2 mm) lapilli medio (2- 64 mm) a bloques o fragmentos angulares (>64 mm). Si los bloques son redondeados o elipsoidales se le denominan bombas. Las rocas piroclásticas formadas por la consolidación de fragmentos de cenizas se denominan tuff volcánicos o tufitas (tuff lapilli son aquellos que contienen alta proporción de lapilli) y conglomerados o brechas volcánicas si contienen gran número de bombas y bloques. Las tufas o tufitas son clasificadas en tuff líticos si el material fino está compuesto fundamentalmente por fragmentos de rocas, y tuff vítreos si contienen abundantes fragmentos de vidrio, así como tuff cristalinos si exhibe cristales rotos.



Intrusiones ígneas

La conSolidación del magma bajo la superficie da origen a las rocas ígneas intrusivas que muestran entre sí, variadas formas y tamaños. Las intrusiones menores, tales como diques y filones son pequeños en tamaño y ocupan los planos de debilidad en las rocas suprayacentes. Los diques poseen generalmente una disposición vertical o ligeramente inclinada. Los filones o cuerpos aplanados se disponen entre los planos de rocas prexistentes. Cuando los cuerpos intrusivos poseen dimensiones de cientos de kilómetros cúbicos o más, estamos considerándolos como intrusiones mayores. La superficie de afloramiento, expuesta gracias a la meteorización y erosión de las rocas suprayacentes exhibe una forma circular u oval. Las intrusiones mayores que poseen 100 Km. o más se denominan batolitos. El granito, la roca ígnea más común de las intrusiones, forma comúnmente extensos batolitos que ocupan varios miles de kilómetros cuadrados. Los batolitos, así como los diques y plutones son descritos como cuerpos discordantes ya que cortan los estratos que intrusionan sin embargo, los cuerpos como filones, lopolitos y lacolitos son considerados como cuerpos intrusivos concordantes.



Tamaño de grano, textura y estructura de las rocas ígneas

Se define textura de una roca como la relación entre los granos de minerales que la forman. Muchos petrólogos emplean los sinónimos textura y estructura, la cual es un criterio importante en la definición de cada roca. El tamaño de los constituyentes minerales o granos en una roca ígnea depende de la tasa de enfriamiento del magma. Los magmas extrusivos o lavas y las intrusiones menores se enfrían con rapidez en contacto con el aire frío o las rocas circundantes. Como resultado de ello, los minerales se desarrollan en una masa de pequeños cristales, usualmente menos de 0,1 mm. En otras ocasiones, el enfriamiento se sucede de manera tan súbita que la roca resultante se compone exclusivamente de vidrio, tal el caso de la obsidiana o taquilita. En contraste, una tasa extremadamente lenta de enfriamiento permite el desarrollo de grandes cristales euhedrales y sub- euhedrales. Las rocas ígneas, excluyendo las vítreas, se dicen de grano fino si los constituyentes son menores de 1 mm, grano medio si se encuentran entre 1 mm y 5 mm y grano grueso si son mayores de 5 mm y reconocibles a simple vista. Si los cristales constituyentes exceden a varios centímetros se dice que la roca es una pegmatita. Las pegmatitas se forman generalmente por las ricas fracciones volátiles en grandes cuerpos de magma intrusivo y contienen frecuentemente grandes cantidades de minerales inusuales como el berilo, tierras raras y lepidolita entre otros. Las rocas que exhiben minerales equidimensionales se dice que poseen textura granular. La textura porfirítica se refiere a grandes cristales embebidos en una matriz más fina, mientras que la textura poiquilítica exhibe grandes cristales de un mineral con inclusiones de otros minerales más pequeños. Los magmas intrusivos y extrusivos pueden incorporar fragmentos provenientes de la roca caja a través del ascenso que estos realizan alcanzando niveles superiores en la corteza terrestre. Algunas veces estos fragmentos son asimilados por el magma sin embargo, en otras el magma cristaliza y atrapa estas rocas como xenolitos, del griego xenos, extraño, ajeno, y lithos, piedra. A escala mayor, las rocas ígneas, como el caso de los gabros pueden exhibir laminación o bandeamiento de diferentes minerales causada por precipitación diferencial y acumulación de minerales del magma. Esta textura de flujo se refiere a la alineación de los primeros cristales tabulares precipitados causado por el flujo dentro del magma.



Composición química y mineralógica

Las rocas ígneas presentan un amplio rango de composiciones químicas. Cerca del 99% del total están compuestas por oxígeno, sílice, aluminio, hierro, magnesio, calcio, sodio y potasio. El porcentaje restante está constituido por elementos trazas como fósforo, titanio, flúor e hidrógeno. Es usual expresar la composición química de las rocas ígneas en función de sus óxidos. La sílice (SiO2) es el componente más abundante del vasto conjunto de rocas ígneas y varía entre 40% y 75%. El porcentaje de sílice es de suma importancia en los esquemas de clasificación de rocas ígneas. Las rocas ígneas ultrabásicas contienen menos de un 45% de sílice, las rocas básicas entre 45 y 52%, las rocas intermedias 52- 66%, y las rocas ácidas contienen más de un 66%. La mayor parte de las rocas ígneas están compuestas de proporciones variables y relativamente pequeñas de un número importante de minerales esenciales. Estos han sido convenientemente subdivididos en minerales claros como el cuarzo, feldespatos, feldespatoides y muscovita, minerales oscuros también llamados minerales ferromagnesianos o máficos como los piroxenos, anfíboles, olivino y biotita. La proporción volumétrica de minerales oscuros en una roca ígnea se denomina índice de color. De ello se desprende que un valor de índice de color en una roca indica que esta exhibe una coloración clara o pálida. Además de los minerales esenciales en una roca otros minerales componentes juegan papel importante como minerales accesorios y relaciones paragenéticas tales como apatito, circón, grupo de la espinela, esfena, rutilo y topacio. Cuando el contenido de sílice es bajo, los minerales oscuros son preponderantes, mientras que un contenido bajo de minerales máficos caracterizan de este modo, una roca de color claro.



Clasificación de las rocas ígneas

La clasificación y nomenclatura de los grupos más importantes de rocas ígneas están basadas en el tamaño de grano, composición y proporción relativa de especies minerales.

Los criterios mineralógicos de importancia corresponden a:

  • Presencia o ausencia de cuarzo

    El cuarzo es un mineral esencial en las rocas ácidas, Solo un mineral accesorio en las rocas intermedias y básicas, y usualmente ausente en las rocas ultrabásicas.
  • Tipos de feldespatos o feldespatoides presentes

    Los feldespatos corresponden a un grupo complejo de minerales de sodio, potasio y silicatos cálcicos- alumínicos que muestran considerables variaciones en composición. Existen dos grupos de importancia:

    1. Feldespatos potásicos: ortosa, microclina, sanidina.

    2. Plagioclasas con un rango en composición que varía desde la anortita, rica en calcio a plagioclasas con cantidades apreciables de calcio y sodio como oligoclasa, andesina, labradorita a plagioclasa rica en sodio como anortita. Las plagioclasas y los feldespatos ricos en sodio son conocidos en conjunto como feldespatos alcalinos. Los feldespatos alcalinos son minerales esenciales en las rocas ácidas, pero están ausentes o en menor proporción en las rocas intermedias, básicas y ultrabásicas. Las plagioclasas ricas en calcio son típicas en rocas básicas y la andesina en rocas intermedias. Por su parte, los feldespatos están normalmente ausentes en las rocas ultrabásicas, mientras que los feldespatoides se hallan en cantidades significativas Solo en las rocas alcalinas, las cuales exhiben feldespatos alcalinos.
  • Tipos y proporciones relativas de minerales ferromagnesianos

    El olivino es un mineral esencial restringido a rocas básicas y ultrabásicas. Los piroxenos y anfíboles, particularmente hornblenda, son comunes como minerales accesorios en rocas ácidas, alcalinas y rocas intermedias, pero son minerales esenciales en las rocas básicas y ultrabásicas. La biotita en contrate, es un mineral accesorio en la mayoría de las rocas ígneas, especialmente en las rocas con feldespatos alcalinos. El contenido de mineral se refiere a la mayor cantidad de fases típicamente presentes en cada tipo de roca. Las rocas granudas se refieren a rocas plutónicas, asociadas a intrusiones profundas. Las variedades de textura media- fina representan rocas volcánicas e intrusiones menores. Los basaltos por ejemplo, están asociados a diques, filones así como, coladas de lava. Las rocas básicas alcalinas y ácidas son en la mayor parte de los casos, denotadas con una palabra calificativa e.g. granito alcalino, gabro alcalino. Las peridotitas alcalinas ricas en mica e.g. peridotita biotítica. Los lamprófidos son rocas ricas en álcali de composición básica a intermedia. Debe enfatizarse que la clasificación para los distintos grupos de rocas es arbitraria y generalizada. Existen varios tipos de rocas que no se les puede adjudicar una posición preferencial dentro de estos marcos nomenclaturales. Dos ejemplos notables de esta excepción corresponden a las carbonatitas i.e., rocas ígneas compuestas esencialmente de calcita o dolomita, y las kimberlitas i.e., rocas complejas brechadas con alto porcentaje de minerales ferromagnesianos, las cuales son además, la principal fuente de diamantes. Las rocas ultrabásicas granudas como las dunitas, peridotitas y piroxenitas no poseen equivalentes extrusivos de textura fina.

    Hoy en día, se emplea internacionalmente el diagrama o triángulo doble Q-A-P-F de Streckeisen. La base de esta sistemática es el contenido mineral de los componentes claros Q= Cuarzo, A= Feldespato alcalino (incluyendo la albita hasta un contenido de anortita de 5%), P= Plagioclasa, y F= Feldespatoides. Estos triángulos definen quince campos de clasificación, y de allí que todas las rocas ígneas con un índice de color (Ic) menor de 90% se incluyan en este diagrama doble. En el triángulo superior están ordenadas las rocas ígneas que contienen cuarzo, mientras que en el inferior aquellas que contienen feldespatoides. Esta clasificación es posible debido a que el cuarzo y los feldespatoides nunca están presentes en una misma roca. Se excluyen de estos diagramas a las rocas ultramáficas o bien a las ultrabásicas con un índice de color que indica Solo minerales oscuros (Ic=90 o Ic=100). Para ello, se les identifica en otro triángulo basado en el contenido de olivino, ortopiroxenos y clinopiroxenos.

    Para obtener un punto proyectado sobre estos triángulos se calcula previamente la suma denotada por Q+A+P=100% o bien F+A+P=100%, por cada vértice se trazan paralelas al lado opuesto para denotar la intersección de un punto triple correspondiente a cada componente. Es importante notar que gran número de rocas corresponden a campos transicionales entre una u otra casilla. Los componentes minerales oscuros no se cuantifican en esta sistemática, y se emplean para describir una subdivisión dentro de un grupo de rocas en especial. Se habla entonces de variedades leucocratas (del gr. leukos, blanco y kratos, fuerza) o melanocratas (del gr. melas, -anos, negro y kratos, fuerza) de un tipo de roca específico, empleándose como prefijos e.g., melanogranito, en los casos en que el índice de color se desvíe grandemente de los casos normales.



Origen del magma y diferenciación magmática: Serie de Bowen

Los granitos son las rocas plutónicas más comunes, así como los basaltos son rocas extrusivas. El origen de los magmas de composición granítica y basáltica, y la relación entre ambos es de suma importancia para el entendimiento del origen de los magmas. Se considera que los granitos poseen dos orígenes i. e., a partir de corteza continental o magmas primarios de origen basáltico. Se tiene la consideración general de que los granitos pueden ser producidos gracias a dos orígenes: como roca de corteza continental y a partir de magmas de composición basáltica. La corteza continental es de mayor espesor que la corteza oceánica. Los magmas de composición granítica pueden generarse a grandes profundidades, donde las temperaturas son lo suficientemente elevadas para causar la fusión de las rocas de la corteza continental. Estos alcanzan la superficie a niveles superiores donde la temperatura es menor Solidificándose en forma de batolitos u otros cuerpos ígneos. Se cree que los magmas basálticos se originan en el manto superior o en las partes más bajas de la corteza. Si estos magmas permanecen a profundidad durante un período significativo de tiempo, pueden eventualmente Solidificarse lentamente y las primeras fases minerales comenzarán a cristalizar a partir de la masa fundida. La composición de estos primeros cristales no posee la misma composición del magma remanente. Este magma será sustancialmente diferente en composición del magma original de origen basáltico. La diferenciación o separación del magma es un conjunto de variados procesos físico- químicos, como resultado de los cuales a partir de un magma original se originan magmas secundarios que producirán rocas de diversas composiciones químicas. Esta diferenciación se efectúa a grandes profundidades y los estos procesos se suceden gracias a la cristalización. El orden de ésta y la relación físico- química entre los diversos componentes fueron establecidos por el petrólogo canadiense Norman Bowen en forma de un esquema dual conocido con el nombre de Serie de Bowen. Este gráfico muestra la dirección general en la formación de las rocas magmáticas, y separa dos series de reacción de minerales, según el orden de precipitación del magma. Cada mineral superior, al reaccionar con el magma produce el mineral situado inmediatamente en la posición siguiente. Si la separación se sucede en las primeras fases, las rocas serán básicas, si por el contrario se sitúan en las fases tardías, éstas tendrán carácter de rocas ácidas. En esta etapa, las estructuras cristalinas de celda unitaria entre el silicio y el oxígeno se hacen más complejas desde los silicatos de estructura insular hasta los de cadena, de cinta, hojosos y de armazón. Es notorio también el incremento de las sustituciones de silicio por el aluminio. El proceso de diferenciación magmática va acompañado de la acumulación en la masa fundida de sílice, álcalis y agua. A los procesos de diferenciación magmática se les une el proceso de licuación i.e., la separación de un magma líquido en dos líquidos inmiscibles, y siendo prolongado el proceso de enfriamiento de ambos líquidos, las rocas así formadas exhibirán composiciones diferentes. Así se formarán, de este modo, las segregaciones de schlieren, acumulaciones minerales de una composición diferente a la masa original. En el proceso de licuación se ha observado la separación de componentes metálicos a partir de la masa silícea produciendo así yacimientos de cobre, níquel y cromo, de extremo valor económico en la prospección de metales.



Metamorfismo

El metamorfismo es el proceso por el cual las asociaciones minerales, estructuras y texturas de las rocas prexistentes son modificadas por el efecto del calor y la presión dentro de la corteza terrestre. Estos cambios comprenden generalmente la recristalización y la formación de nuevas fases de minerales i.e., minerales metamórficos, muchos de los cuales están Solo presentes en las rocas metamórficas. Durante el metamorfismo las rocas permanecen esencialmente sólidas, y la recristalización se lleva a efecto en estado sólido mediante la interacción de los fluidos de poros, y de allí, que la meteorización superficial y los cambios que comprenden fusión parcial en las rocas a profundidad sean excluidos del proceso de metamorfismo en este estudio. Las rocas preexistentes pasan a ser metamórficas i.e., bajo metamorfismo, ya que los conjuntos minerales constitutivos de estas, son inestables frente a las temperaturas y presiones que prevalecen en el interior de la corteza terrestre. Consecuentemente, los minerales se recristalizan a una nueva forma con carácter estable a estas nuevas condiciones. Se dice que existe metamorfismo isoquímico cuando la composición de las rocas permanece sin cambios químicos. En el caso de metasomatismo, las rocas pasan por una alteración primaria que resulta de la sustracción o adición de material. Este proceso está afectado directamente por el movimiento de fluidos acuosos a través de las rocas, usualmente a temperaturas y presión moderada. El proceso de metamorfismo conocido como cataclasis comprende trituración, pulverización y deformación debido a presión y tensión causados por los movimientos de la corteza terrestre (plegamiento y fallamiento) donde las temperaturas son moderadamente bajas. Las rocas producidas por este fenómeno se denominan rocas cataclásticas. Las rocas metamorfizadas bajo condiciones de alta presión y baja temperatura corresponden al grupo de rocas producidas por dinamometamorfismo, siendo las pizarras ejemplo característico de este grupo. La mayor parte de las rocas metamórficas son producidas por una combinación de recristalización (isoquímica o metasomática) y rotura mecánica. La temperatura es, quizás, el factor más importante en todos los cambios tanto químicos como físicos que se suceden durante el metamorfismo. En general, la temperatura más alta y los más grandes cambios se suceden entre los 700 y 800°C en la cual las rocas comienzan a fundirse y los procesos ígneos toman lugar. El calor en el metamorfismo es aportado por los magmas intrusivos, en el caso particular del metamorfismo de contacto, por fricción, y como consecuencia del hecho de que el gradiente geotérmico incrementa con la profundidad. En las áreas donde el gradiente geotérmico es elevado, aún las rocas soterradas a niveles someros sufren procesos de metamorfismo, el cual a gran escala denominamos metamorfismo regional.



Texturas Metamórficas

Las diversas facies metamórficas conferidas por las relaciones de presión y temperatura sobre las rocas confieren a éstas, texturas propias al metamorfismo que les ha dado origen. Las texturas y características cataclásticas se deben a la disgregación mecánica de los granos y agregados minerales. Las rocas cuarzosas o cuarzo-feldespáticas, pueden presentar una textura donde los granos están rodeados por un agregado marginal de granos muchos más finos. Las texturas cristaloblásticas se presentan cuando existe un crecimiento de cristales y agregados minerales en un medio sólido. Cuando los minerales laminares o escamosos están orientados paralela o subparalelamente se dice de una textura lepidoblástica. Si esta misma disposición la desarrollan minerales prismáticos o fibrosos la textura se denominará nematoblástica. Una textura muy frecuente en que los cristales metamórficos relativamente grandes o porfidoblastos, de una o más especies, se presentan en una matriz de granos más pequeños pudiendo estar representada una sola especie, tanto en la matriz como en los porfidoblastos.

Con la palabra foliación se designan todas las estructuras paralelas de las rocas metamórficas de origen metamórfico, como resultado de la cual las rocas pueden ser fragmentadas según superficies aproximadamente paralelas. Algunos petrólogos emplean el término esquistocidad como equivalente a foliación y otros subdividen la foliación en varios tipos, con arreglo al grado de perfección de las superficies paralelas que se pueden registrar:

La foliación se debe al paralelismo o subparalelismo de minerales tabulares, prismáticos o fibrosos (disposición lepidoblástica o nematoblástica de micas, anfíboles, etc.), a la orientación cristalográfica de minerales xenoblásticos (cuarzo, calcita), y al bandeado mineralógico. Por su parte, el bandeado corresponde a la estratificación de capas sedimentarias o materiales ígneos residuales (estructura fluidal, estratificación primaria en las peridotitas), bandeado resultante de la difusión de la difusión metamórfica (diferenciación metamórfica) y bandeado producido por la inyección, capa a capa, de materiales ígneos en general, graníticos.

Granular: Los minerales presentes son regularmente equidimensionales caracterizando a la roca como un todo ópticamente.

Hornfélsica o Corneana: La roca carece de exfoliación, esquistocidad o alineamiento paralelo, si bien pueden persistir organizaciones o disposiciones residuales.

Pizarrosa: Foliación muy desarrollada en rocas de grano fino a afaníticas característica de las pizarras, y de allí su nombre, en la cual la roca puede ser dividida según superficies relativamente lisas, muy próximas y paralelas entre sí.

Filítica: Foliación muy desarrollada e intermedia entre las texturas pizarrosa y esquistosa, característica de las rocas de grano fino y con característico brillo satinado.

Esquistosa: Foliación distintivamente marcada en láminas fácilmente exfoliables característica de los esquistos de la cual deriva su denominación.

Gnéisica: Foliación bandeada caracterizada por el contraste de color oscuro y claro en rocas de grano medio que denotan a los gneises.



Rocas del Metamorfismo de Contacto

El metamorfismo de contacto es consecuencia directa de la intrusión de cuerpos ígneos fundidos. En contraste con las rocas producidas por metamorfismo regional, éstas se forman en ausencia de compresión diferencial y con temperatura como factor imperante. El calor circundante "cocina" las rocas circundantes produciendo un anillo de rocas alteradas o aureola de contacto. La temperatura es menor en la periferia de ésta y por ende las rocas aquí son menormente metamorfizadas con la característica distintiva que la asociación mineralógica difiere en estas zonas.



Rocas del Metamorfismo Regional

Estas rocas constituyen el grupo más diverso y numeroso, se forman en la corteza terrestre donde el rango de temperaturas es moderado a alto y los esfuerzos son a escala regional. La formación de éstas rocas está asociada a la formación de montañas y cinturones orogénicos. Las rocas producto de estos fenómenos exhiben diversas texturas y mineralogía. Esto se debe en gran medida a la variedad de protolitos existentes, así como a los rangos variables de temperatura y diversidad de esfuerzos diferenciales a las que éstas están sometidas. Los esquistos, filitas, gneisses, pizarras, anfibolitas y granulitas son algunas de las rocas más comunes en este tipo de metamorfismo. Las areniscas puras y calizas serán metamorfizadas regionalmente y pasarán a ser cuarzitas y mármoles respectivamente. El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo que han afectado a la roca. Rocas genéticamente emparentadas de la misma composición química producirán distintas asociaciones minerales dependiendo del grado del metamorfismo. Las rocas sometidas a alto metamorfismo pasan por una cristalización intensa. En el metamorfismo de bajo grado la recristalización es menor y es más común la presencia de estructuras relícticas.



Depósitos Hidrotermales

La mayor parte de los minerales de yacimientos metálicos se presentan como depósitos de venas hidrotermales. Estos depósitos muy pequeños en dimensión pero muy variables en composición y texturas para ser clasificados como rocas, se forman por precipitación de minerales en fisuras y grietas a partir de Soluciones acuosas calientes (50° a 500°C). La mayor parte de las vetas se disponen diagonalmente, en disposición vertical, pero existen también cuerpos horizontales concordantes. La anchura de estos cuerpos es muy variable, raras veces exceden a unos pocos metros, si bien aquellas menores a un centímetro se denominan comúnmente vetillas. Sin embargo, su extensión lateral o vertical no alcanza más de un kilómetro. Las vetas hidrotermales presentan una distintiva textura crustiforme. El material es depositado en las paredes de las fisuras que luego serán cubiertas consecutivamente por nuevo fluido mineral inyectado en la fractura. La mayor parte de los depósitos hidrotermales están asociados a intrusiones ígneas de composición granítica. Las vetas hidrotermales contienen frecuentemente concentraciones de metales de valor económico como el estaño (casietrita y estannita), cobre (calcopirita), tungsteno (wolframita), así como minerales ganga y abundante cuarzo. Estos depósitos son producto de la precipitación de fluidos minerales residuales calientes durante el enfriamiento del magma. Existen sin embargo, otros depósitos hidrotermales que parecen no estar relacionados con rocas ígneas. Grandes vetas y depósitos de reemplazamiento han sido reportados en rocas calcáreas como las calizas. Estos depósitos contienen comúnmente plomo y zinc (galena y esfalerita) y minerales de ganga como fluorita, calcita, barita y witherita. Los fluidos hidrotermales no magmáticos como el agua subterránea y los fluidos de poro a alta temperatura parecen ser los responsables de estos depósitos. Durante el metamorfismo pueden originarse fluidos hidrotermales, los cuales podrían eventualmente depositar oro en vetillas comúnmente asociadas al cuarzo en rocas verdes. El movimiento de las hidrotermas a través de las rocas se debe a la diferencia de presión; cuando la presión interior de las Soluciones es mayor que la exterior, las Soluciones se desplazan hacia la presión mínima, usualmente hacia los estratos superiores. La precipitación de estos minerales se debe principalmente a la disminución de la tempratura y presión, condiciones químicas del medio ambiente, aguas subterráneas y reacción con la roca caja. Las hidrotermas pueden clasificarse según temperatura alta (300-450°C), media (200-300°C) y baja (<200°C).

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