Texturas de Rocas Ígneas Tema 4

Tema 4 · Petrología: Rocas ígneasEn esta parte se describen la naturaleza y las características más relevantes de los distintos grupos de rocas ígneas. Clasificación de las rocas ígneas Abundancia de las especies minerales principales Ultramaficas plutónicas Máficas-félsicas plutónicas Volcánicas lávicas Volcánicas piroclásticas Abundancia de elementos químicos Características texturales Rocas ígneas comunes Recursos en la red Clasificación de las rocas ígneas Las rocas ígneas se clasifican mediante dos criterios fundamentales:  Abundancia de las especies minerales primarios principales  Abundancia de elementos químicos Para la clasificación de las rocas ígneas deben seguirse las recomendaciones dadas por la Subcomisión para la Sistemática de las Rocas Ígneas de la IUGS (Unión Internacional de Geociencias). Estas recomendaciones pueden encontrarse en:  Le Maitre, R.W., A. Streckeisen, B. Zanettin, M. J. Le Bas, B. Bonin, P. Bateman, editors; 2002; Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks; Cambridge University Press, 252p. Abundancia de las especies minerales principales La abundancia (en volumen) de un mineral en una roca se denomina abundancia modal. La moda de una roca es, por tanto, la abundancia volumétrica de sus minerales constituyentes expresada en porcentajes sobre cien (% vol). Los minerales se clasifican en:  Minerales primarios (o singenéticos, formados durante procesos magmáticos). o Pirogenéticos: Formados directamente a partir del fundido magmático. o Minerales de reacción: Se forman por las reacciones de los minerales pirogenéticos con el fundido residual. o Minerales xenógenos, formados al asimilarse fragmentos de rocas encajantes en el magma.  Minerales secundarios o postmagmáticos: Minerales formados en procesos hidrotermales, metasomáticos o metamórficos que afecten la roca. Desde el punto de vista de su abundancia, los minerales se clasifican en:  Minerales principales: Aquellos cuyo contenido es superior al 5% en la roca.  Minerales de segundo orden: (accesorios mayores) con contenidos entre el 2 y 5% en la roca.  Minerales accesorios: Su contenido es inferior al 2% en la roca. Para clasificar una roca ígnea en base a su moda, se utilizan diagramas ternarios en los que se representan los contenidos de minerales primarios (no se utilizan los secundarios, formados después de la cristalización del magma). Se utilizan los siguientes parámetros:  Q: Polimorfos de SiO2 (típicamente cuarzo, aunque tambien tridimita y cristobalita en algunas rocas ígneas cristalizadas a altas temperaturas).  A: Feldespato alcalino, incluyendo feldespato potásico (sanidina, ortosa y/o microclina) y albita (término de la serie de las plagioclasas con porcentajes molares de anortita entre 0 y 5 %).  P: Plagioclasa (todos los términos de la serie de las plagioclasas con procentajes molares de anortita entre 95 y 100 %) y escapolita.  F: Feldespatoides (leucita, pseudoleucita, nefelina, analcima, sodalita, noseana, kalsilita, haiiyna, cancrinita).  M: Minerales máficos (micas, anfíboles, piroxenos, olivino), minerales opacos en luz transmitida (magnetita, ilmenita), epidota, allanita, granate, melilita, monticellita, carbonatos primarios y accesorios (circón, apatito, titanita, etc). Desde el punto de vista de las clasificaciones modales, los minerales de los grupos Q, A, P Y F comprende los minerales félsicos, (de "fel" y "si", acronimos de feldespatos, feldespatoides, minerales del Si, o sea, minerales ricos en Si, Al, Ca, Na, y K) y los minerales del grupo M son máficos (de "m" y "f", acrónimos de los elementos Mg y Fe, o sea, minerales ferromagnesianos). Desde el punto de vista del índice de color se utiliza el porcentaje de minerales máficos M' (= M menos moscovita, apatito, carbonatos primarios).  Hololeucocrática: 0-10%  Leucocrática: 10-35%  Mesocrática: 35-65%  Melanocrática: 65-90%  Holomelanocrática: 90-100% Series de reacción de Bowen (para la diferenciación ígnea por cristalización fraccionada) Series de reacción de Bowen (imagen tomada de Rocas y Yacimientos Ortomagmáticos). Ultramaficas plutónicas Se utilizan los siguientes diagramas. y denominándose rocas ultramáficas. imagen tomada de Tutor de Petrología). M > 90. . las rocas son muy ricas en MgO y FeO y pobres en SiO2.Cuando M > 90. donde se indican los nombres de las rocas. Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. Rocas ultramáficas (Le Maitre et al 2002. los minerales máficos son dominantes. con bajo índice de color: alaskita 3a sienogranito 3b monzogranito. cuarzodiorita.Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. Rocas máficas-félsicas plutónicas Cuando M < 90. donde se indican los nombres de las rocas. adamellita 4 granodiorita tonalita. 1a cuarzolita o silexita 1b granitoides ricos en cuarzo granito de feldespato 2 alcalino. las rocas son máficas. con 5 bajo índice de color: trondjemita . intermedias o félsicas. M > 90. Rocas ultramáficas con anfíbol (hornblenda) (Le Maitre et al 2002. imagen tomada de Tutor de Petrología). Se utilizan los siguientes diagramas. teschenita si tiene 14 analcima 15 foidolita Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. pulaskita 7* cuarzosienita 7 sienita sienita feldespatoidal. cuarzogabro gabro (%An en plagioclasa > 50%) 10 diorita (%An en plagioclasa < 50%) gabro o diorita 10' feldespatoidal sienita nefelínica. foyaita. cuarzo-sienita de feldespato 6* alcalino 6 sienita de feldespato alcalino sienita feldespatoidal de 6' feldespato alcalino. 7' miaskita 8* cuarzo-monzonita 8 monzonita 8' monzonita feldespatoidal cuarzo-monzodiorita. 10'. La distinción entre gabros y dioritas (campo 10) y otras rocas relacionadas (campos 9'. imagen tomada de Tutor de Petrología). 9* cuarzo-monzogabro 9 monzodiorita. 10* y 14) se hace con base al contenido molar de anortita de la plagioclasa (determinado por propiedades ópticas o mediante microscopía electrónica):  An ≥ 50 Gabro  An < 50 Diorita . intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002. 9. 9*. M < 90. Rocas máficas. 11 lujavrita 12 plagifoyaita 13 essexita theralita. monzogabro monzodiorita o monzogabro 9' feldespatoidal 10* cuarzodiorita. intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002). Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M < 90. Si no se puede determinar el contenido de An (por alteración o maclas mal definidas) se utiliza el valor de M:  M ≥ 30 Gabro. Rocas máficas.  M < 30 Diorita. Para las rocas máficas (gabroicas) se utilizan también los siguientes diagramas: . Clasificación de las rocas ígneas plutónicas gabroicas (Le Maitre et al 2002. imagen tomada de NASA). . imagen tomada de NASA). Rocas volcánicas lavicas Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagrama Q-A-P-F: .Clasificación de las rocas ígneas plutónicas gabroicas (Le Maitre et al 2002. Rocas máficas.Clasificación de las rocas ígneas volcánicas. intermedias y félsicas (Le Maitre et al 2002.. se utiliza el diagrama: ....e. imagen tomada de Tutor de Petrología). Volcánicas piroclásticas Las rocas volcánicas piroclásticas (explosivas) deben contener fragmentos volcánicos no retrabajados (i. agua. Para estas rocas.) en una proporción mayor de 75%. M < 90. transportados por agentes externos como viento. Clasificación de las rocas ígneas volcánicas piroclásticas. (imagen tomada de NASA). . etc) sino químicos: rocas ultrabásicas. básicas. Abundancia de elementos químicos Para las rocas volcánicas se utiliza el diagrama TAS (Total Alkalis vs Silica). intermedias. félsico. y ácidas. Cabo de Gata Se consideran rocas epiclásticas aquellas que contienen fragmentos de rocas volcánicas con evidencias de haber sido transportados en algún medio.Brechas piroclásticas. en función de la abundancia de SiO2 en porcentajes en peso: . En este diagrama no se utilizan términos modales (máfico. Silica.Clasificación química de las rocas ígneas volcánicas. Diagrama TAS -Total Alkalis vs.(Le Maitre et al 2002. imagen tomada de NASA). Características texturales . Cristalinidad Proporciones relativas de vidrio y cristales. microcristalina. Una vez establecido el patrón textural básico.De los cinco tipos texturales básicos. b) Tamaños absolutos de los cristales y componentes. ni siquiera con una lupa de mano. cuando los cristales son reconocibles al microscopio. subvolcánicas y volcánicas lávicas.1 mm  Muy fino: 0. se diferencian dos grandes grupos:  Faneríticas (generalmente > 0.  Hipocristalina. Típicamente. las vítreas de las rocas volcánicas lávicas y las secuenciales de las rocas plutónicas. Debe indicarse las proporciones relativas de ambos. las rocas ígneas pueden presentar texturas secuenciales. debiendo recurrir al microscopio. Granularidad Tamaños absolutos y relativos de los cristales.  Holohialina: Compuestas del 100% de vidrio. mientras que las holocristalinas son todas las plutónicas y subvolcánicas y parte de las volcánicas.  Afanítica (generalmente < 0.1-0.01 mm  Ultra fino: <0. las rocas holohialinas e hipohialinas son volcánicas. Existen dos subtipos. Las clásticas son exclusivas de las rocas volcánicas fragmentales. Estas se describen a continuación. En función de esto. cuando no lo son. hipohialina o hialocristalina: Compuestas por proporciones variables de vidrio y cristales. Esta propiedad abarca tres tipos de conceptos distintos: a) Qué se puede distinguir o no de visu. vítreas y clásticas.01 mm .1 mm): Todos los cristales y componentes pueden distinguirse de visu. Los términos aplicables son los siguientes:  Holocristalina: Compuestas del 100% de cristales.1 mm): No todos los cristales pueden distinguirse. Se diferencian los siguientes tamaños:  Muy grueso: > 16 mm  Grueso: 16-4 mm  Medio: 4-1 mm  Fino: 1-0. y criptocristalina. hay que describir las características geométricas y morfológicas de los componentes. Existen distintas variedades de este tipo de texturas. una relación textural podría ser granular hipidiomorfa. Existen términos equivalentes. las texturas vesiculares o vacuolares. tabular. prismático y acicular. siendo una de las más comunes la textura porfídica. Se diferencian dos grupos:  Equigranulares: Los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano. que supone cristales relativamente grandes (denominados fenocristales) englobados en una matriz de grano más fino. Textura global y particulares Los diferentes tipos de disposición y relación entre los componentes de las rocas son muy variados. Esta textura además da nombre a un tipo de roca ígnea. La terminología es relativamente complicada por lo que no entraremos en ella. y en parte presentan caras cristalinas y en parte no. laminar. comunes en rocas volcánicas lávicas y que implican la existencia de espacios rellenos o no por minerales. Hábito y formas cristalinas En cuanto a las formas cristalinas desarrolladas por los cristales los términos aplicables son los ya conocidos de idiomorfos.  Inequigranulares: Los cristales presentan tamaños variados. los más generales son: ecuante o equidimensional. pueden nombrarse las texturas poiquilíticas. granularidad y formas cristalinas. muy comunes en granitos y formadas por intercrecimientos más o menos regulares de cuarzo y feldespatos. donde unos cristales de tamaño mayor engloban a otros de tamaños menores. lo cual significa que los cristales están relacionados de manera que todos son aproximadamente del mismo tamaño. De entre las texturas particulares. hipidiomorfos y xenomorfos discutidos en el Tema 2. Por ejemplo. . Sin embargo podemos dar algunos nombres generales que involucran los conceptos anteriores de cristalinidad. o las gráficas y mirmequíticas. como son:  Euhédricos = Euhedrales = Idiomorfos = Automorfos  Subhédricos = Subhedrales = Subhidiomorfos = Hipidiomorfos = Hipautomorfos  Anhédricos = Anhedrales = Alotriomorfos = Xenomorfos Las texturas determinadas por la forma de los cristales son:  Panidiomórfica  Hipidiomórfica  Alotriomórfica En cuanto a los hábitos cristalinos. los pórfidos.c) Tamaños relativos de los cristales. se forman por concentración de gases volcánicos en la lava. Madrid) Rocas ígneas comunes Las rocas ígneas plutónicas son por definición holocristalinas. A. 1989. esto es.Texturas de rocas ígneas plutónicas (Castro. sus componentes son todos minerales (no existe vidrio) que generalmente pueden observarse visualmente sin .. Petrografía Básica. Paraninfo. zircón. . Estas rocas se caracterizan pues por presentar colores claros. no presentando minerales claros excepto pequeñas cantidades de plagioclasa cálcica. De una manera muy simple. el hecho de presentar matriz cripto.o microcristalina y/o vidrio dificulta su clasificación petrográfica. Sin embargo. como biotita. son moscovita. la granodiorita. piroxenos. La clasificación petrográfica de las rocas volcánicas se basa igualmente en las proporciones relativas de los minerales más abundantes. La clasificación de las rocas plutónicas se basa en las proporciones relativas de sus componentes principales (que son función de la composición original del magma). ilmenita). ricos en sílicio y/o sin Fe-Mg (denominados leucocráticos o félsicos). anfíboles. que será de composición cálcica. Rocas compuestas exclusivamente por minerales feromagnesianos (olivino y piroxenos esencialmente). El único mineral de color claro que puede distinguirse es la plagioclasa.. Este tipo de rocas suelen presentarse en la naturaleza relativamente transformadas. El tipo más común es el gabro. Ultrabásicas. Los minerales primarios (olivino y piroxenos) se alteran a minerales de tipo serpentina (filosilicatos hidratados) durante procesos que afectan a la roca una vez formada. pudiendo observarse los fenocristales con tamaños y formas variadas inmersos en la matriz de grano fino a muy fino (o afanítica: microcristalina si se pueden distinguir cristales con el microscopio o criptocristalina si no es así). olivino y oxídos de Fe-Ti. estableciéndose grandes grupos equivalentes composicionalmente a los definidos en las rocas plutónicas. holohialinas (100% de vidrio) o hipohialinas (mezcla de cristales y vidrio). Las texturas presentes son muy variadas. pero siempre subordinadas respecto de los anteriores. óxidos (magnetita. y la tonalita. por lo que más frecuentemente que en las rocas plutónicas se utilizan clasificaciones de tipo químico. pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales fundamentales. desde tamaño de grano muy grueso (>30 mm). y de equigranulares (los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano) a fuertemente inequigranulares (e. grueso (5-30 mm). Rocas compuestas por minerales de colores claros. Las rocas ígneas volcánicas pueden ser holocristalinas (100% de cristales). suelen ser rocas con texturas porfídicas. Básicas. no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni feldespato potásico. apatito. En cualquier caso. El tipo más común es la peridotita. feldespato potásico y plagioclasas más bien sódicas. los criterios son los mismos. Los tipos más comunes son el granito. Son rocas muy oscuras. en general pobres en silicio y ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos. anfíbol. máficos o ferromagnesianos). Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros. en general negras o en tonos de verde.1-1 mm).. Rocas compuestas por minerales de colores oscuros. Cuando presentan cristales. transformándola en una roca metamórfica (serpentinitas).ayuda del microscopio (faneríticas). como cuarzo. Otros minerales presentes en cantidades variables. medio (1-5 mm) a fino (<0. negras o verdosas. porfídicas). etc. en general en tonos de grises. muy oscuras.g. los grandes grupos son los siguientes: Acidas e intermedias. biotita. ya que la matriz puede imprimirles un color más o menos oscuro. Por otra parte. enfatizando los tipos más interesantes desde el punto de vista de su uso como materiales de construcción y ornamentación. En general. Son rocas rocas constituidas por minerales claros. que frecuentemente se localizan en las vacuolas. leucocratos (cuarzo. Este tipo de rocas se denominan en general tobas volcánicas. feldespatos). Los tipos más abundantes son basaltos y andesitas. Estos minerales suelen encontrarse como fenocristales. La matriz suele ser de color oscuro debido a la presencia de abundantes microcristales de óxidos. El color de estas rocas puede o no ser claro. las rocas volcánicas suelen ser muy porosas y a veces muy permeables (sobre todo las piroclásticas). que en el caso de ser una roca no holohialina suelen presentarse como fenocristales. aguas termales etc. . por lo que se presentan más o menos transformadas debido a los procesos volcánicos tardíos que las afectan. un grupo importante de rocas volcánicas ácidas son rocas fragmentales (llamadas piroclásticas). formadas a partir del material proyectado violentamente al exterior durante eventos explosivos. piroxenos. formándose minerales secundarios.Acidas. tales como circulación de gases volcánicos. Los tipos más comunes son las riolitas y dacitas.com Igneous Rocks Oxford Earth Sciences Image Store También puedes consultar el esquema de clasificación de las rocas ígneas del British Geological Survey: Igneous rocks (pdf) TEMA 3: Rocas Naturales Utilizadas en Construcción y Ornamentación En este tema se describen la naturaleza y las características más relevantes de los distintos grupos y subgrupos generales de rocas. Algunos recursos en internet Para imágenes y descripciones de rocas ígneas explora: Tutor de Petrología Geology. Básicas. como ceolitas (tectosilicatos hidratados). anfíboles) y plagioclasas cálcicas. Son rocas constituidas por minerales oscuros máficos (olivino. Existen dos subtipos.Rocas Igneas 1.Características texturales De los cinco tipos texturales básicos. Estas se describen a continuación. Los términos aplicables son los siguientes:  Holocristalina: Compuestas del 100% de cristales. Se diferencian los siguientes tamaños:  Muy grueso: > 30 mm . Una vez establecido el patrón textural básico.1.  Hipocristalina o hipohialina: Compuestas por proporciones variables de vidrio y cristales. las rocas holohialinas e hipohialinas son volcánicas.1. 1. Típicamente. microcristalina. Debe indicarse las proporciones relativas de ambos. ni siquiera con una lupa de mano. En función de esto. Las clásticas son exclusivas de las rocas volcánicas fragmentales. las vítreas de las rocas volcánicas lávicas y las secuenciales de las rocas plutónicas.  Afanítica: No todos los cristales pueden distinguirse.1. subvolcánicas y volcánicas lávicas.Granularidad Tamaños absolutos y relativos de los cristales. hay que describir las características geométricas y morfológicas de los componentes. Esta propiedad abarca tres tipos de conceptos distintos: a) Qué se puede distinguir o no de visu. cuando los cristales son reconocibles al microscopio.1. cuando no lo son. se diferencian dos grandes grupos:  Faneríticas: Todos los cristales y componentes pueden distinguirse de visu. y criptocristalina. mientras que las holocristalinas son todas las plutónicas y subvolcánicas y parte de las volcánicas.Cristalinidad Proporciones relativas de vidrio y cristales. vítreas y clásticas.2. debiendo recurrir al microscopio. 1. las rocas ígneas pueden presentar texturas secuenciales.  Holohialina: Compuestas del 100% de vidrio. b) Tamaños absolutos de los cristales y componentes.1. Existen distintas variedades de este tipo de texturas. .  Grueso: 5-30 mm  Medio: 1-5 mm  Fino: < 1 mm  Muy fino: < 0.1 mm c) Tamaños relativos de los cristales. que supone cristales relativamente grandes (denominados fenocristales) englobados en una matriz de grano más fino. los términos utilizados tambien fueron expuestos en el Tema 2. prismático y acicular.3. hipidiomorfos y xenomorfos discutidos en el Tema 2. laminar. 1. siendo una de las más comunes la textura porfídica. Existen términos equivalentes. Los hábitos más generales son: ecuante o equidimensional. los pórfidos. Se diferencian dos grupos:  Equigranulares: Los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano. como son: Euhédricos = Idiomorfos = Automorfos Subhédricos = Hipidiomorfos = Hipautomorfos Anhédricos = Alotriomorfos = Xenomorfos En cuanto a los hábitos cristalinos.1.  Inequigranulares: Los cristales presentan tamaños variados.Hábito y formas cristalinas En cuanto a las formas cristalinas desarrolladas por los cristales los términos aplicables son los ya conocidos de idiomorfos. Esta textura además da nombre a un tipo de roca ígnea. tabular. las texturas vesiculares o vacuolares. Las texturas presentes son muy variadas. y de equigranulares (los cristales de los distintos minerales son aproximadamente de mismo tamaño de grano) a fuertemente inequigranulares (e. grueso (5-30 mm). La terminología es relativamente complicada por lo que no entraremos en ella. Sin embargo podemos dar algunos nombres generales que involucran los conceptos anteriores de cristalinidad. y en parte presentan caras cristalinas y en parte no.2.g. se forman por concentración de gases volcánicos en la lava. lo cual significa que los cristales están relacionados de manera que todos son aproximadamente del mismo tamaño. Por ejemplo. donde unos cristales de tamaño mayor engloban a otros de tamaños menores. medio (1-5 mm) a fino (<0. muy comunes en granitos y formadas por intercrecimientos más o menos regulares de cuarzo y feldespatos.Rocas plutónicas comunes y utilizadas como material de construcción Las rocas ígneas plutónicas son por definición holocristalinas.1. granularidad y formas cristalinas. porfídicas). 1. comunes en rocas volcánicas lávicas y que implican la existencia de espacios rellenos o no por minerales. desde tamaño de grano muy grueso (>30 mm). o las gráficas y mirmequíticas. . pueden nombrarse las texturas poiquilíticas. una relación textural podría ser granular hipidiomorfa. etc.4. esto es.Textura global y particulares Los diferentes tipos de disposición y relación entre los componentes de las rocas son muy variados.1-1 mm). De entre las texturas particulares.Texturas de rocas plutónicas 1. sus componentes son todos minerales (no existe vidrio) que generalmente pueden observarse visualmente sin ayuda del microscopio (faneríticas). Se le conoce mundialmente como el granito de las agujas de Cleopatra. El tipo más común es el granito y la granodiorita (en sentido amplio). Estas rocas se caracterizan pués por presentar colores claros. Los granitos son rocas muy abundantes. aunque algunos minerales son suceptibles de transformarse (los feldespatos pueden producir minerales de la arcilla secundarios). El resultado es que no son rocas . máficos o ferromagnesianos).. utilizados desde el 4000 a. por lo que han sido muy utilizados como material de construcción. muy oscuras. una muy común es el granito (y granodiorita) porfídico de grano grueso con megacristales de feldespato potásico. ilmenita). no son tan abundantes como los granitos. Ejemplos renombrados son los granitos Egipto como los de Aswan. negras o verdosas. feldespato potásico y plagioclasas más bien sódicas. pero siempre subordinadas respecto de los anteriores. los grandes gupos son los siguientes: Acidas. Aunque las variedades de granitos utilizados en la península son muchas. con muchas variedades y suelen ser rocas bastante resistentes a la alteración. Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros. no presentando minerales claros excepto pequeñas cantidades de plagioclasa cálcica. que será de composición cálcica. piroxenos. Otros minerales presentes en cantidades variables. Básicas. El tipo más común es la peridotita. apatito.La clasificación de las rocas plutónicas se basa en las proporciones relativas de sus componentes principales (que son función de la composición original del magma). Rocas compuestas exclusivamente por minerales feromagnesianos (olivino y piroxenos esencialmente). De una manera muy simple.l. ricos en sílicio y/o sin Fe-Mg (denominados leucocráticos o félsicos). Este tipo de rocas suelen presentarse en la naturaleza relativamente transformadas.. Ultrabásicas. en general negras o en tonos de verde. Rocas compuestas por minerales de colores oscuros. Ejemplos españoles son el Escorial. Es un tipo de granito s. como el teatro y circo romanos de Mérida. Rocas compuestas por minerales de colores claros. pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales fundamentales. en general en tonos de grises. óxidos (magnetita.C. El tipo más común es el gabro. El único mineral de color claro que puede distinguirse es la plagioclasa. biotita. zircón. ya que se ha utilizado para un gran número de obeliscos actualmente diseminados por el mundo. Son rocas muy oscuras. olivino y oxídos de Fe-Ti. con anfíbol hornbléndico. construidos todos ellos con distintas variedades de granitos de edad paleozoica muy abundantes en el denominado geológicamente Macizo Hercínico. anfíbol. como cuarzo. y algunas de las grandes obras de ingeniería romanas en la parte occidental de la península. Aunque también son rocas relativamente resistentes a la alteración. de color rosado. no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni feldespato potásico. por lo que no han sido muy utilizadas como materiales de construcción. son moscovita. en general pobres en silicio y ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos. transformándola en una roca metamórfica (serpentinitas). Los minerales primarios (olivino y piroxenos) se alteran a minerales de tipo serpentina (filosilicatos hidratados) durante procesos que afectan a la roca una vez formada. anfíboles. gran parte del conjunto monumental de Cáceres. como biotita. que en el caso de ser una roca no holohialina suelen presentarse como fenocristales. Básicas. En general.3. En cualquier caso. Los tipos más comunes son las riolitas y dacitas. Aún así.e. las rocas volcánicas suelen presentarse más o menos transformadas debido a los procesos volcánicos tardíos que las afectan. el hecho de presentar matriz cripto. formadas a partir del material proyectado violentamente al exterior durante eventos explosivos. independientemente de su estado de alteración natural (i. Este material procede de rocas ultrabásicas localizadas en Sierra Nevada (e. como ceolitas (tectosilicatos hidratados). que frecuentemente se localizan en las vacuolas. Sin embargo. Estos minerales suelen encontrarse como fenocristales.o microcristalina y/o vidrio dificulta su clasificación petrográfica. un grupo importante de rocas volcánicas ácidas son rocas fragmentales (llamadas piroclásticas). pudiendo observarse los fenocristales con tamaños y formas variadas inmersos en la matriz de grano fino a muy fino (o afanítica: microcristalina si se pueden distinguir cristales con el microscopio o criptocristalina si no es así). postvolcánico). El ejemplo más cercano lo tenenmos en los motivos ornamentales de algunos edificios granadinos como los encontrados en la fachada principal de la Chancillería. formándose minerales secundarios. piroxenos. barranco del San Juan) que han sido transformadas a serpentinitas durante la orogenia alpina. Son rocas muy porosas y a veces muy permeables (sobre todo las piroclásticas). Son rocas constituidas por minerales oscuros fémicos (olivino. Por otra parte. estableciéndose grandes grupos equivalentes composicionalmente a los definidos en las rocas plutónicas. por lo que más frecuentemente que en las rocas plutónicas se utilizan clasificaciones de tipo químico. feldespatos). La matriz suele ser de color oscuro debido a la presencia de abundantes microcristales de óxidos. La clasificación petrográfica de las rocas volcánicas se basa igualmente en las proporciones relativas de los minerales más abundantes. tales como circulación de gases volcánicos.rocas volcánicas comunes y utilizadas como material de construcción Las rocas ígneas volcánicas pueden ser holocristalinas (100% de cristales). leucocratos (cuarzo.con buenas características mecánicas para la construcción. Acidas. 1. Este tipo de rocas se denominan en general tuff o tobas volcánicas. suelen ser rocas con texturas porfídicas. El color de estas rocas puede o no ser claro. lo cual les confiere fuerte tendencia a la alteración.g. aguas termales etc. holohialinas (100% de vidrio) o hipohialinas (mezcla de cristales y vidrio). los criterios son los mismos. Los tipos más abundantes son basaltos y andesitas. ya que la matriz puede imprimirles un color más o menos oscuro. han sido utilizadas como material de construcción en . Cuando presentan cristales. aunque sí se han utilizado como material de ornamentación. anfíboles) y plagioclasas cálcicas. Son rocas rocas constituidas por minerales claros. Constantinopla) y en la Italia medieval (e. vidrio y material cripto o micriocristalino volcánicos inmersos en una masa constituida en mayor o menor medida por minerales secundarios (ceolitas). en Las Palmas prácticamente todos los edificios históricos están construidos con una roca piroclastica (volcánica fragmental) denominada ignimbrita.  Ortoquímicos: Materiales formados por precipitación química directa en la propia zona de sedimentación. Sofía. constituida por fragmentos de cristales. lagos. en España han sido utilizadas en las Islas Canarias. etc) y transformaciones originadas en el ambiente sedimentario o una vez enterradas por debajo de la superficie atmosférica o acuosa (transformaciones diagenéticas). Arequipa. . Rocas subvolcánicas como los pórfidos también han suministrado material de construcción desde épocas antiguas. Peú). En la parte central de Italia (concretamente en Napoles) se ha utilizado mucho una roca piroclástica muy porosa denominada "tufo napoletano". pero su origen está muy relacionado con el de la roca sedimentaria donde se encuentra. Su morfologia y tamaño están directamente relacionadas con el transporte sufrido desde el área fuente al área de depósito. en la catedral de Colonia). o porfido serpentino. mares. Estos materiales han podido sufrir un leve transporte dentro de la cuenca.Rocas Sedimentarias Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la tierra por procesos de erosión y alteración de rocas preexistentes. suelen presentar una disposición en capas denominada estratificación. durante o inmediatamente después del depósito. Otra roca volcánicas es el llamado "porfido rosso antico" (o Porphyrites leptopsephos de Plinio.áreas geográficas volcánicas. Ejemplos son los de Alemania (basaltos-traquitas de Eifel. o Lapis porphyrites o porporfido imperial) de Egipto (el nombre de porfido procede de la palabra griega para “violeta”). Tobas piroclásticas también se han utilizado en las áreas volcánicas de Sudamérica (e. el depósito de fragmentos de rocas. fragmentos de cristales o fragmentos de rocas procedentes de rocas preexistentes por procesos de alteración y disgregación. de organismos o material de precipitación química en zonas apropiadas (cauces de rios. 2. basaltos). Las rocas volcánicas lávicas más utilizadas son las de tipo básico (e. y subsecuentemente en el imperio bizantino (Sta.g. el transporte de los mismos. aunque no es una serpentinita). de Plinio. Grecia. lo que supone su disgregación.  Aloquímicos: Materiales de origen químico u organo-químico formados en la propia cuenca de sedimentación pero que se incorporan al sedimento como clastos. Así.g. procede de Laconia. los componentes principales de las rocas sedimentarias son:  Terrígenos: Cristales sueltos. una andesita con abundantes fenocristales idomorfos de anfíboles muy utilizada al parecer por primera vez por romanos.. la formación de clastos y la disolución de componentes en soluciones acuosas. Venecia). Por tanto. Por ejemplo.. Por esta razón. El “profido verde antico” (o Marmor Lacedaemonium Viridie. y es una roca pórfica de composición básica.g. tamaño de grava).1. y pueden estar cementadas o no por material ortoquímico y/o diagenético (formado con posterioridad al depósito del sedimento). silíceo o ferruginoso como casos más generales.62 micras (1 mm = 1000 micras)  Fango: < 62 micras Aunque existen expresiones numéricas para describir la forma de los granos. A continuación se describen brevemente. siendo su morfología y su naturaleza composicional criterios adicionales para adjetivar las rocas. formadas por clastos embutidos en una matriz de grano más fino. Aunque estas características son distintas lógicamente de las de las rocas ígneas y metamórficas (en particular las referidas a procesos genéticos). El cemento suele estar formado por material carbonatado. Los clastos se clasifican según su tamaño en:  Grava: > 2 mm  Arena: 2 mm . angulosos y muy angulosos. que a su vez pueden subdividirse en organógenas (depósito de fragmentos animales y/o vegetales) y de precipitación química. morfología y naturaleza de los clastos El tamaño de grano de los componentes clásticos es el criterio fundamental para clasificar las rocas sedimentarias detríticas. tales como texturas granudas.Tamaño.Rocas detríticas Todas las rocas detríticas presentan textura clástica. De los cinco tipos texturales básicos. microcristalinas. según su origen. redondeados. los tipos clástico (rocas detríticas en sentido amplio) y secuencial (rocas organógenas y de precipitación química). Las características que definen la textura de las rocas sedimentarias detríticas se tratan brevemente a continuación. subredondeados.1. Las ruditas son rocas que presentan fragmentos con tamaños mayores de 2 mm de diámetro (i. subangulosos.. algunos términos descriptivos se utilizan indistintamente. El primero varia desde muy redondeados.Las características texturales que se utilizan para describir las rocas sedimentarias varian según se trate de rocas detríticas (más del 50% de terrígenos) o no detríticas (menos del 50% de terrígenos). las rocas sedimentarias presentan. esto es. 2. cuando los cantos son redondeados (ver más adelante) las ruditas se . o una combinación de ambos. criptocristalinas. etc. visualmente se pueden clasificar en función de sus grados de redondez y de esfericidad.e. El segundo oscila entre granos de alta y baja esfericidad.1. 2. brechas. y que están compuestas tanto por material detrítico fino (i. tamaño de fango).e.denominan conglomerados. que presentan tamaños de grano entre 0. se denominan calcarenitas.e. que presentan tamaños de grano menores de 0. cuando lo están por fragmentos de rocas y minerales variados se denominan grauvacas. cuando lo están por fragmentos de feldespatos se denominan arcosas. graníticas.. y cuando los fragmentos son esencialmente calizos. y cuando los cantos son angulosos. cuando están compuestas esencialmente por granos de cuarzo se denominan cuarcitas. estando compuestas por minerales de las arcillas.. . Dentro de ellas se distinguen las arcillas o arcillitas.0625 y 0. o el producto de procesos diagenéticos y las limolitas. cuarcíticas. tamaño de arena).e. se transforman en rocas diagenéticas o metamórficas de grado muy bajo denominadas de forma amplia pizarras.004 mm (4 micras). las ruditas pueden ser calcáreas.. Las lutitas presentan componentes con tamaños de grano menor de 62 micras (i. clástico) como minerales de las arcillas (clástico y/o diagenético) que forman parte del cemento. etc. Cuando las arcillitas se compactan y pierden agua.0625 mm (i.004 mm (4 micras). En función de la composición de los clastos. que son el producto de alteración de otros minerales como los feldespatos. Las areniscas presentan fragmentos con tamaños entre 2 y 0. la roca se clasificaría con el nombre correspondiente al tamaño de grano más abundante y a continuación se calificaría con el adjetivo apropiado en función del tamaño subordinado (e. Si bien existen diferentes formulaciones numéricas para describir las heterogeneidades en el tamaño de grano. En estos casos. Los cuartiles tercero y primero son los valores de las . definido numéricamente como: So = (Q3/Q1) siendo Q3 y Q1 los cuartiles tercero y primero. La cuantificación del tamaño de grano se realiza mediante un análisis del grado de desviación de los tamaños encontrados a partir del máximo estadístico. la más común es la dispersión de la distribución estadística o coeficiente de clasificación (So).Grados de redondez para clastos con a) alta y b) baja esfericidad. de una curva de frecuencias acumulativa de tamaños de grano.g. arenisca arcillosa). las rocas detríticas suelen presentar más de un tipo de tamaño de grano. respectivamente. Como es fácil entender. ). Un . Un sedimento mineralógicamente maduro es aquel que contiene una proporción elevada de minerales o fragmentos de rocas estables químicamente en las condiciones sedimentarias (e. Grado de dispersión del tamaño de grano de los clastos en rocas detríticas. Madurez mineralógica. referida al grado de estabilidad de los componentes minerales encontrados en el sedimento. cuarzo.g. ya que tiene una influencia directa sobre el grado de porosidad y permeabilidad de la roca. El grado de dispersión de los tamaños de grano es muy importante desde el punto de vista del análisis de la alteración. bien. arcillas) y/o físicamente resistentes a la alteración (e.. del conjunto de medidas de una curva de frecuencias acumulativas. la dispersión del tamaño de grano puede estimarse visualmente de forma cualitativa (de visu y con ayuda del microscopio petrográfico y/o electrónico). respectivamente. moderadamente y mal clasificadas. Visualmente. circón. un ejemplo sería areniscas cuarcíticas. 2.Madurez Existen dos tipos de madurez.g.1. turmalina.frecuencias acumuladas correspondientes al 75% y 25%. utilizándose los términos de rocas muy bien..2. apatito. siempre que todos los poros estén rellenos y no exista una matriz fina de caracter arcilloso. Madurez textural.sedimento inmaduro mineralógicamente es aquel que contiene proporciones elevadas de minerales o fragmentos de rocas inestables en las condiciones de sedimentación (e. es muy variable. 2.1. en cuyo caso está compuesta por minerales de la arcilla y oxhidróxidos de Fe. Los cementos pueden tener un tamaño de grano variable. al grado de redondez de los clastos y dispersión de los tamaños de grano del sedimemnto. según sea su naturaleza y el proceso genético que los formó. ya que su formación es contemporánea con la sedimentación de los clastos.g. Las rocas cementadas por las variedades de sílice suelen presentar características mecánicas que le imprimen alta resistencia a la deformación (son rocas muy duras y resistentes a los procesos de alteración). excepto cuando el tamaño es de tipo fango. además de clastos (fragmentos de minerales y/o rocas erosionadas). una matriz de grano más fino y un cemento que dan cohesión al sedimento.Matriz y cemento Todas las rocas sedimentarias detríticas presentan.3. en general. los cantos están bien redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es baja (coeficiente bajo). referida al contenido en material fino. Su existencia en las rocas detríticas es uno de los factores que producen una reducción en su porosidad y. Sedimentos inmaduros texturalmente son aquellos que tienen más del 5% de matriz fina. los cantos están poco redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es elevada (coeficiente alto). La abundancia de matriz. es normal que las ruditas presenten una matriz de tamaño grava y/o fango. sílice microcristalina o criptocristalina (chert). pudiendo en algunos casos ser prácticamente inexistente. un mayor grado de resistencia mecánica y de cohesión entre sus componentes clásticos y matriz siempre que la naturaleza del cemento se adecuada. resultante de procesos de precipitación a partir de soluciones acuosas iónicas o coloidales que circulan e interaccionan con las rocas. Por lo tanto. Los cementos más abundantes son carbonáticos. Así. feldespatos). no obstante. o material amorfo opalino. mayor o menor que el de los clastos y/o matriz. El cemento es un material formado con posterioridad al depósito de los clastos y la matriz. y las areniscas una matriz de tamaño fango. Sedimentos supermaduros son aquellos que no presentan fracción fina. silíceos o ferruginosos:  Los cementos silíceos están constituidos por cuarzo microcristalino. los cementos ejercen una función de consolidante natural que los hace de especial interés en el estudio de los materiales pétreos utilizados como materiales de construcción. La composición de los granos de la matriz suele ser similar a la de los clastos que sustenta. un ejemplo sería areniscas feldespáticas o arcosas. Entre ambos existen términos intermedios denominados submaduros y maduros. Esto implica que las propiedades físicas y mecánicas de las rocas puedan variar bastante para un mismo tipo de roca. . diagenético). . las características mecánicas son malas. 2.  Los cementos carbonáticos suelen estar compuestos por calcita (ver cementos en el apartados de rocas carbonatadas). la acción de los agentes degradantes puede ser muy importante.  Los cementos ferruginosos estan compuestos por óxidos y oxhidróxidos de Fe (y algo de Mn). Además. En estos casos. independientemente de que exista un cemento de contacto previo entre los granos. especialmente las consolidaciones. dadas las facilidades de deformación de las rocas a favor del material arcilloso. a menos que el empaquetamiento sea completo o suturado. goetita (HFeO2). La cementación con materiales ferruginosos suele ser incompleta. lepidocrocita (FeO(OH)) y limonita (Fe(OH)3). y las rocas suelen ser poco resistentes a los procesos de alteración y mecánicamente débiles. Todo lo relativo a la matriz y cemento de las rocas detríticas constituye un aspecto muy importantes en el estudio y cuantificación de la alteración de materiales rocosos detríticos y de los métodos de restauración.  Cementos basales: El cemento de poros se puede denominar basal si ocupa grandes volúmenes de la roca con empaquetamientos flotantes de los granos.4. como se verá mas adelante. Aunque la fracción arcillosa de las rocas detríticas es considerada generalmente como matriz.Porosidad y empaquetamiento Características importantes de las rocas detríticas son la porosidad y el empaquetamiento de los clastos. Morfológicamente. debido a la facilidad de hidratación y deshidratación continuada de algunos minerales de las arcillas. La porosidad de las rocas sedimentarias con este tipo de cementos es alta. lo cual lleva a la pérdida progresiva de cohesión de las rocas.  Cementos de poros: El cemento rellena los poros entre los granos y matriz. lo normal es que la roca haya sufrido un proceso de cementación postdeposicional que ha afectado a toda o parte de la matriz (como es común en algunas rocas carbonatadas). En estos casos. Las variedades mineralógicas mayoritarias presentes son una combinación de hematites (Fe2O3). en algunos casos puede considerarse cemento cuando su origen no es detrítico (en general. particularmente por su gran influencia en su comportamiento ante los procesos de alteración y en los métodos de restauración. los cementos se pueden clasificar en:  Cementos de contacto: Una pequeña película de material mineral que envuelve y une los granos entre ellos en los puntos de contacto.1. En general este tipo de cementos suele darle a la roca buenas condiciones de resistencia y durabilidad (siempre y cuando los poros esten rellenos y la permeabilidad sea baja o nula). La porosidad es el volumen total de la roca ocupado por espacios vacíos (rellenos de aire). esto es. puntual (clastos parcialmente suspendidos y parcialmente con contactos puntuales). tangente (clastos en contactos puntuales y lineales pero con espacios entre ellos). Esta característica controla (en parte) la porosidad de la roca y la distribución del tamaño de poro. Aunque de particular incidencia en las rocas detríticas.1. aquella fracción de la porosidad total definida por poros intercomunicados entre sí. Esta porosidad da una idea de la permeabilidad del material a soluciones fluidas (líquidas y gaseosas). completo (clastos totalmente en contacto) y suturado (clastos totalmente en contacto e interpenetrados. la porosidad es una propiedad intrínseca a todos los materiales pétreos naturales y artificiales. El empaquetamiento se mide por la densidad de empaquetamiento. aspectos que son esenciales al evaluar el transporte de agua por el interior del sistema poroso de las rocas de construcción y ornamentación.5. por lo que se considerará con mayor detalle en el capítulo 5. El empaquetamiento de los clastos se define como la proporción de espacios vacíos o rellenos por cemento o fracción arcillosa fina existentes entre los granos o clastos. Los tipos de empaquetamientos son flotantes (clastos suspendidos). Esquema representando los grados de empaquetamiento y su nomenclatura 2.Rocas detríticas comunes y utilizadas como material de construccion . la porosidad que se mide es la porosidad abierta. definida en relación con una línea hipotética trazada en la roca (generalmente en lámina delgada) como la longitud de la línea que está ocupa por clastos partido por la longitud total de la línea. desarrollado por procesos diagenéticos). y se expresa en porcentajes en volumen: Porosidad: (Volumen de poros)/(Volumen total) * 100 Desde un punto de vista práctico. las más utilizadas como material de construcción y ornamentación lo han sido las areniscas.. las rocas carbonatadas están compuestas por materiales formados en su mayoría en.g. aunque también presentan granos de cuarzo y de rocas metamórficas alpinas.. Los componentes minerales más importantes de las rocas carbonatadas son la calcita (carbonato de Ca) y la dolomita (carbonato de Ca y Mg). Cuando existen ambos minerales la roca puede denominarse caliza dolomítica (calcita>dolomita) o dolomía calcítica (calcita<dolomita). Las rocas organógenas incluyen también una variedad de tipos entre los cuales las carbonatadas son el más importante. considerándolas como un grupo de origen diverso. Al contrario que las rocas detríticas.. "cherts" (rocas compuestas por sílice criptocristalina. utilizadas para fabricación de objetos de silex) y evaporitas (compuestas por sales solubles como yeso o halita).). estas rocas han sido las más ampliamente utilizadas.De entre todos los tipos de rocas detríticas. mármoles. y desde el punto de vista de los materiales de construcción. Ronda. Estas rocas son abundantes en las cuencas postorogénicas alpinas de Andalucía (e..). "piedra hostionera" en Cádiz).. ha sido ampliamente utilizada en las construcciones históricas de Salamanca (e. Estan constituidas por framentos de rocas calizas y bioclastos mayoritariamente.. cuarzo y granitos y matriz esencialmente arcillosa. Las limolitas y arcillas (o pizarras) prácticamente no han sido utilzadas. . denominándose la roca dolomía. No obstante. Guadalquivir. La llamada arenisca de Villamayor. Chancillería. Por esta razón trataremos sólo las rocas calizas. pero en general con importante componente orgánico. De hecho. siendo por lo tanto fuertemente porosas y muy susceptibles al deterioro. e incluso en portadas monumentales. o muy cerca de. por ejemplo. 2.. aunque algunos conglomerados también se han utilizado. junto con los que a continuación veremos. una arenisca arcósica constituida por fragmentos de feldespatos. por lo todos que los conceptos y características discutidas en el apartado anterior les son aplicables. palacio de Carlos V. la Plaza Mayor.. Por otra parte. la Universidad.g. calcarenitas o calciruditas bioclásticas se ha utilizado en muchos de estos monumentos como material de sillería. las más importantes son las distintas variedades de rocas carbonatadas.. o de dolomita. De todas las rocas no detríticas. Este es el tipo de material más utilizado en las construcciones renacentistas y barrocas de la ciudad de Granada (Catedral. Las columnas del Palacio de Carlos V en Granada están hechas del llamado conglomerado del Turro o piedra almendrilla. excepto como piedra de techar. La matriz es escasa. cuarzo-esquistos. San Jerónimo. al igual que el cemento que es de tipo carbonatado. Suelen denominarse maciños o con nombres locales (e. parte de sus componentes son materiales que pueden considerarse como detríticos.). etc).2. un conglomerado formado por cantos redondeados de fragmentos de rocas esencialmente metamórficas variadas (cuarcitas. gran parte de ellas constan casi exclusivamente del calcita. Así. la cuenca de sedimentación.g. denominándose la roca caliza. e incluso en algunas construcciones hispano-musulmanas de Granada (aunque en éstas el material más común son los morteros).Rocas de precipitación química y organógenas Las rocas de precipitación química incluyen una variedad de tipos como rocas carbonatadas. depresión de Granada. por lo que no forma parte de las rocas consolidadas antiguas.1. al contrario que la dolomita. en algunos sedimentos recientes el aragonito puede estar presente en cantidades apreciables. lo que supone colores de interferencia blancos de alto orden con iridiscencias. y a la facilidad de recristalizaciones y precipitaciones postdeposicionales de los mismos (i. su definición como ortoquímico s. se libera CO2). cuando el tamaño de grano está entre 5 y 10-15 micras se denomina microesparita.Componentes de las rocas carbonatadas De los tres componentes esenciales de las rocas sedimentarias. Los componentes ortoquímicos. no es posible.  La micrita es el sedimento carbonatado de tamaño de grano inferior a 5 micras. pero dado su carácter inestable en condiciones superficiales. o a la desintegración de partes duras carbonatadas de microorganismos. como algas verdes. cementos).. sino componentes carbonatados micríticos y esparíticos.  La esparita consiste en granos de calcita de tamaño de grano superior a las 5 micras. generalmente por sustitución de la calcita primaria.e. las rocas carbonatadas no detríticas deben contener menos del 50% de terrígenos (denominados litoclastos).s. La micrita suele ser la fracción fina o matriz de los carbonatos. Las propiedades ópticas de la calcita y dolomita son muy similares (incoloros. por lo tanto. Los componentes principales son. la roca es caliza ya que la calcita se disuelve en estas soluciones. Su origen puede ser estrictamente debido a la precipitación directa a partir del agua marina (i. aunque se puede considerar que son ortoquímicos en sentido amplio. definidos como materiales carbonatados inorgánicos precipitados directamente a partir del agua. Normalmente.e. No definiremos por lo tanto componentes ortoquímicos. 2. aloquímicos y ortoquímicos. muy alta birrefringencia.La dolomita suele formarse con posterioridad al sedimento carbonatado.2. afectando a rocas calizas ya consolidadas. y puede ocurrir inmediatamente después del depósito del sedimento o mucho más tarde. ortoquímico s.e. así como una gran variedad de texturas. Por otra parte. Esto se debe a que los procesos orgánicos están muy presentes en los procesos sedimentológicos de carbonatos. tiende a disolverse o a transformarse en calcita. por lo que no pueden observarse granos discretos al microscopio. reservándose el término de esparita para los granos de . buenas exfoliaciones. y frecuente maclado). Dado que en muchos casos no se puede distinguir entre ambos tipos.). Para ello se utilizan técnicas de tinción relativamente simples sobre la misma lámina delgada que permiten distinguir ambos minerales. por lo que no pueden ser distinguidos al microscopio. son difíciles de identificar. sino una masa informe de tonos más o menos oscuros. y así clasificar la roca.s. Otra forma de conocer la composición de las rocas carbonatadas es añadir una solución acuosa de HCl diluida: si se produce efervecencia (i. Este proceso se denomina dolomitización. las rocas carbonatadas presentan una gran variedad de componentes de distinto origen (orgánico e inorgánico). A pesar de esta simplicidad mineralógica. los poros pueden quedar totalmente rellenos (por precipitación continuada a partir de aguas que circulan por los sedimentos) o no. los cristales presentan normalmente habitos fibrosos o aciculares... sino un cemento formado generalmente después del depósito del sedimento carbonatado. En este caso. Estas recristalizaciones pueden afectar selectivamente a algún componente determiando (e. denominándose entonces pellets.  Oncoides u oncolitos. pisoides o pisolitos e intraclastos. la cementación es uno de los principales procesos que producen reducción de la porosidad (e indirectamente de la permeabilidad) en las rocas sedimentarias (y alteradas). Este material se encuentra rellenando poros. irradiando de las paredes de los poros sobre las que cristalizan. cavidades y fracturas. bioclastos). peloides.). de diámetro menor de 2 mm. de tamaño de grano mayor de 5 micras) en algunos casos tambien puede ser micrítico. muy cerca de la interfase agua-sedimento. aunque en general grandes. Los componentes aloquímicos son agregados organizados de sedimentos carbonatados que se han formado dentro de la cuenca de depósito. por lo que no es un ortoquímico s. litoclasto. Se forman entonces agregados de calcita esparítica de tamaño de grano variable. cuando el sedimento está ya cubierto por otros materiales y los poros pueden no estar completamente rellenos de agua. bioclastos... o a toda la roca. Tambien puede formarse algo más tarde. que presentan una estructura interna constituida por láminas concéntricas regulares de calcita desarrolladas alrededor de un núcleo de origen diverso (bioclasto. . Aunque el cemento suele ser esparítrico (i.g. Su origen es variado. Invariablemente es un cemento carbonático (calcítico o aragonítico). oncoides u oncolitos. Todos los criterios morfológicos descritos en el apartado de rocas detríticas son aplicables a los cementos carbonatados de estas rocas. La formación de la capa superficial laminada se debe al crecimiento de algas cianofíceas que atrapan material micrítico en suspensión y lo fijan sobre ellas.  Ooides u oolitos. Puede formarse a partir de aguas marinas que rellenan los poros del sedimento. Incluyen ooides u oolitos. Por otra parte. como ya se indicó. Son granos más o menos redondeados compuestos por micrita y no presentan estructura interna. Su origen sería por lo tanto casi contemporáneo del mismo. de manera que no se respetan los contactos entre granos. Son granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm que presentan una capa exterior laminada concéntrica sobre un núcleo de origen diverso. pero una gran parte de ellos son productos fecales de animales comedores de fango. tamaño superior. Son granos esféricos o elipsoidales.. La esparita debe ser distinguida de granos de calcita y dolomita producto de recristalizaciones del material original. El cemento de la rocas carbonatadas tiene origenes muy variados.s.e. En estos casos.  Peloides. y su composición puede ser de aragonito o calcita rica en Mg. pueden observarse la estructura interna original de la misma. el aragonito tiende a disolverse por ser inestable. Cuando las partes duras no han sufrido ningún tipo de modificación. braquiópodos. Las partes duras de estos organismos son originalmente de calcita o aragonito.g. Pisoides o pisolitos. moluscos. Son granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm similares a los oncolitos. artrópodos. En este último caso. Estos huecos son normalmente rellenos por aguas ricas en CO3Ca disuelto. . Estas partes duras son generalmente conchas de una gran variedad de organismos (e.  Bioclastos (o fósiles). Son patrículas esqueletales resíduos completos o fragmentados de las partes duras de organismos secretores de carbonatos. que presentan igualmente una capa exterior laminada concéntrica. algas). gasterópodos. corales. generalmente bajo condiciones subaéreas. pero cuyo origen es inorgánco. foraminífieros. equinodermos. al morir el animal y depositarse su esqueleto o partes duras en el fondo de la cuenca. dejando el molde de sus partes duras. precipitándose calcita esparítica. En las rocas carbonatadas los tipos de porosidad y la interconexión de espacios vacíos son muy variados. se pueden producir disoluciones debidas a la presión vertical que soportan. tras este proceso de compactación. Sin embargo. formada con posterioridad durante los procesos de diagénesis.  Intraclastos. y la deshidratación del sedimento.2. Estas características pueden desarrollarse tambien durante procesos de deformación ajenos a los sedimentarios propiamente dichos. el sedimento puede considerarse ya una roca consolidada.2. En general. Este proceso se da cuando el sedimento carbonatado queda cubierto por otros materiales sedimentarios. que son superficies irregulares dispuestas de manera más o menos perpendicular al esfuerzo principal mayor. soportando cierta presión. muchos casos de estilolitos y contactos indentados se deben a causas deformacionales. quedando como restos insolubles componentes minoritarios como arcillas y oxhidróxidos de Fe. deben de presentar asociaciones de fósiles compatibles con el mismo. Además. formada en la roca desde su depósito. Son fragmentos de sedimentos carbonatados que fueron depositados sobre la cuenca y que posteriormente fueron removilizados (retrabajados) para dar granos sedimentarios nuevos. Las superficies estilolíticas representan un problema en los procesos de alteración y restauración. al menos de forma cualitativa (ver capítulo 5). intragranulares (localizada dentro de granos particulares.Aspecto microscópico de los principales tipos de componentes aloquímicos y ortoquímicos de rocos carbonatadas sedimentarias. y/o alteración de la misma.2. como bioclastos). ya que son zonas por donde puede penetrar y circular el agua. la compactación produce una importante reducción de la porosidad en los sedimentos. la adaptación de la matriz micrítica a los bordes de granos aloquímicos. De hecho. Se producen entonces reajustes de los componentes para dar texturas más compactas. al tener la misma edad geológica que el sedimento que los contiene. y por donde la roca puede romperse fácilmente. 2. en la matriz). La porosidad de las rocas carbonatadas puede ser de origen primario.Porosidad de las rocas carbonatadas Cualquier descripción petrográfica de rocas carbonatadas (y en general de rocas sedimentarias) debe incluir una evaluación del tipo morfológico de porosidad y del grado de interconexión de los espacios vacíos.Compactación de las rocas carbonatadas A parte de la cementación. o secundario.3. móldica (producto de disolución de los bioclastos). fracturas (a lo largo de fracturas . fracturas de algunos componentes como conchas finas. 2. tales como intergranulares (localizada entre los granos aloquímicos. En estas superficies se ha producido una disolución de los componentes carbonatados. Su morfología y composición puede ser muy variada. formándose contactos de granos indentados y estilolitos. incluyendo cualquier tipo de aloquímicos y ortoquímicos en cualquier proporción. por lo que no han sido utilizadas como material de construcción.discretas). Otro tipo específico de calizas son los travertinos. debida a organismos excavadores y comedores de fango (irregular. aunque son importantes como materia prima para la fabricación de cales hidráulicas y cementos (ver capítulo 4). De hecho. por lo que los monumentos realizados con este tipo de rocas localizados en áreas urbanas sufren un proceso de degradación mucho más importantes y más rápido que aquellos que han sido construidos con otros materiales silicatados más resistentes (e. siguiendo canales por los que los organismos se han desplazado. vacuolar (en espacios discretos más o menos esféricos). estas ventajas se contrarrestan con su relativa tendencia a la alteración. En el caso de que contengan algún tipo de aloquímico particular. Así. los travertinos son rocas muy porosas y permeables. granitos). podemos tener calizas micríticas fosilíferas (o biomicritas). término inglés que significa madriguera). debido a su abundancia en la superficie terrestre y a su fácil extracción y labrado. etc). pudiéndose especificar el tipo concreto de componentes orgánicos (e. consideraremos sólo grupos amplios. éste se incluirá en el nombre. son especialmente sensibles a los efectos de la polución atmosférica. Cádiz. Granada. formados en ambientes de aguas continentales (ríos.g. por brechificación (irregularmente distribuida por rotura extensiva).g. canalizada (dispuesta según sistemas canales variados). así por ejemplo. tenemos la gran mayoría de los monumentos andaluces de las provincias de Sevilla. Un tipo de . calizas esparíticas oolíticas (o ooesparitas). bioclastos.2. 2. Son rocas poco compactas. existen tipos casi exclusivamente organógenos. pero en general en torno al 50 % respectivamente. tales como rocas arrecifales o estromatolíticas. Córdoba y Málaga... Por otra parte. Sin embargo. Ejemplos de monumentos construidos y ornamentados con rocas carbonatadas hay muchos. en cuyo caso se denominan ampliamente calizas organógenas o biolititas. o rocas compuestas por carbonatos y material detrítico arcilloso en proporciones variables.. Debido a su específico modo de formación. Particularizando en el entorno que nos rodea. Sin entrar en muchos detalles. Otra roca muy abundante son las margas. lagos. biolitita arrecifal). cuarcitas. Todos los tipos de rocas calizas se han utilizado extensivamente como material de construcción a lo largo de la Historia. los tipos constituidos esencialmente por micrita los denominaremos calizas micríticas. etc. así como en la naturaleza de los granos aloquímicos existentes (oolitos. charcas.4. estas morfologías se suelen denomonar "burrows".) por precipitación de calcita a partir del agua sobre juncos y arbustos. y los constituidos esencialmente por esparita y/o cementos calcíticos de tamaño de grano esparítico las denominaremos calizas esparíticas.Rocas carbonatadas comunes y utilizadas como material de construcción Las diferentes clasificaciones de las rocas calizas se basan en las proporciones relativas de micrita y esparita. debido a que son rocas reactivas ante la acción de los agentes degradantes atmosféricos. Las clasificaciones de este tipo de rocas se basan en la composición global de la misma. las rocas preexistentes se transforman textural.Rocas Metamórficas Debido a la actividad tectónica de la corteza terrestre. Generalmente son de color grisáceo a blanco y grano muy fino (micrítico) poco porosa y permeable. Otros tipos de rocas carbonatadas utilizadas como materiales de construcción son bioesparitas de grano medio a grueso (e.caliza muy utilizada en los monumentos andaluces son calizas micríticas más o menos fosilíferas. y presentando bioclastos a escala microscópica y a veces macroscópica (e. son rocas muy resistentes a la alteración debido la presencia de calcita esparítica de grano muy fino en torno a los poros y huecos. el origen de la roca original o protolito (ígneo o sedimentario). sus características texturales. pueden ser sometidas a nuevas condiciones (esencialmente de presión y temperatura). como en el Hospital Real y en la Chacillería. A pesar de ello.. no entraremos en muchos detalles.g. ha sido muy utilizada la caliza micrítica de Sierra Elvira. ammomites). dados los procesos de transformación en estado sólido que han sufrido.e. y en el tipo de metamorfismo sufrido. fábricas anisótropas. estructural y mineralógicamente en estado sólido. Otro ejemplo de su utilización es el Coliseo de Roma. y en los casos de haber sufrido deformación. (e.g. parte de la decoración interior del Monasterio de la Cartuja de Granada). Su característica fundamental es el presentar textura blástica (i. dando lugar a las rocas metamórficas. Como se ha indicado anteriormente son rocas muy porosas y permeables debido a su génesis en ríos o áreas lacustres provistas de vegetación. utilizadas en algunas portadas monumentales de Granada) y micritas fosilíferas nodulosas de tonos rojizos muy abundantes en la Cordilleras Béticas. Bajo las nuevas condiciones.. En cuanto al tipo de metamorfismo sufrido. 3. se subdividen en rocas de metamorfismo regional y de metamorfismo de contacto. y su alta permeabilidad. las rocas ígneas y sedimentarias formadas en ambientes determinados y bajo condiciones ambientales precisas. En Granada. Las primeras se forman en áreas orogénicas amplias. a la formación de cadenas montañosas). y frecuentemente bajo la acción de esfuerzos tectónicos (ligados. Otra caliza muy utilizada en los monumentos andaluces son los travertinos. por ejemplo. recristalización en estado sólido). Dado que este tipo de rocas no ha sido muy utilizado como material de construcción (exceptuando los mármoles). En Granada. este tipo de caliza se ha utilizado. a lo largo de cientos de km. Sin ser una roca tan alterable como las calcarenitas bioclásticas. las características de este tipo de rocas tambien gradan desde ígneas o sedimentarias a puramente metamórficas. particularmente en las fachadas monumentales de los edificios renacentistas y barrocos. calizas de crinoides de Sierra Elvira.g. en la construcción de muros. Las características petrográficas de estas rocas son especialmente complicadas. por ejemplo.. que complicarían excesivamente su descripción. también sufre procesos importantes de deterioro. Debido al carácter gradual de las transformaciones metamórficas (y deformacionales). generalmente acompañados de intensa deformación. que permite un rápido drenaje del agua absorbida. estructurales y de fábrica. soliendo presentar foliaciones e importantes . Las segundas se forman en torno a los contactos entre cuerpos magmáticos intrusivos y las rocas encajantes.deformaciones. Los cristales forman un mosaico de granos más o menos equidimensionales. micacitas. Se diferencian así rocas de grado muy bajo (entre 100 y 200-250 C).Texturas Las texturas principales que pueden encontrarse en las rocas metamórficas son cuatro. Esta textura es común en rocas monominerálicas como cuarcitas y mármoles. En cuanto al origen de la roca original. se subdividen en rocas ortoderivadas.  Textura lepidoblástica. originalmente ígneas. Este tipo de rocas no sufre esfuerzos dirigidos especialmente intensos durante la blastesis mineral. Los contactos entre granos tienden a formar 120º en puntos donde se juntan tres de ellos (denominados puntos triples). y sedimentarias de tipo areniscas arcósicas). comportamientos mecánicos contrastados según las direcciones perpendicular y paralela a la superficie de foliación. por lo rocas de la misma composición presentan minerales y texturas distintas en función de la intensidad de las condiciones metamórficas o grado metamórfico. Esta textura es la típica de metapelitas (pizarras. esto es. Estas rocas presentan. En cuanto al criterio composicional. Por otra parte. esto es. esquistos y gneises pelíticos).  Textura granoblástica. las condiciones metamórficas de presión y temperatura pueden ser más o menos altas. pelítica (rocas sedimentarias detríticas arcillosas) y gneísica (rocas ígneas ácidas como granitos y riolitas. se pueden diferenciar grandes grupos tales como rocas de composición máfica y ultramáfica (procedentes de rocas ígneas máficas como grabros y ultramáficas como peridotitas). 3.1. lo que confiere a la roca una anisotropía estructural (foliación) según la cual tiende a exfoliarse. bajo (entre 200-250 y 400-450 C). medio (entre 400-450 y 600-650 C) y alto (más de 600-650 C). originalmente sedimentarias. por lo que suelen ser rocas no foliadas (exclusivamente blásticas). normalmente micas y cloritas) orientados paralelamente según su hábito planar. y paraderivadas. en respuesta al incremento de temperatura que sufren las rocas adyacentes al ponerse een contacto con los cuerpos ígneos. El hecho de que esta textura presente orientación preferente de sus componentes minerales supone que las rocas con esta textura presentan fábrica planar (o plano-lineal). Está definida por minerales tabulares (en general filosilicatos. que se describen a continuación. carbonáticas (calizas) y calcosilicatadas (calizas impuras con cierta proporción de componente arcilloso y margas). por comparación con otras disposiciones que implican contactos al azar. Esto se debe a que esta disposición morfológica en más estable. por tanto. así como en rocas de grado metamórfico muy alto como granulitas. ya que se minimiza la superficie total de contactos entre granos y por ende la energía de superficie. . Está definida por la presencia de blastos de tamaño de grano mayor (i. normalmente anfíboles) orientados paralelamente según su hábito elongado en una dirección. A) Granoblástica.g.. . o una combinación de ellas. B) Lepidoblástica. lepido. Esta textura es típica de anfibolitas y algunos gneises y mármoles anfibólicos.  Textura porfidoblástica. Sin embargo. y los porfidoblastos pueden ser de cualquier mineral que la forme. Cualquier tipo de roca metamórfica puede tener textura porfidoblástica. y a continuación el resto (e. Texturas blásticas en rocas metamórficas. La matriz por su parte puede tener cualquiera de las texturas anteriores (grano-. porfidoblastos) que el resto de los minerales que forman la matriz en la que se engloban.o nematoblástica). lo normal es que las rocas metamórficas presenten una combinación de dos o más de ellas.. porfido-grano-lepidoblástica). La textura global se describe primero con el de la textura individual más dominante.. Está definida por minerales prismáticos o aciculares (e. Las rocas con esta textura presentarán fábrica lineal (o plano-lineal). lo que igualmente les confiere una anisotropía estructural (lineación) según la cual las rocas tienden a escindirse. inosilicatos. C) Nematoblástica. D) Porfidoblástica Estas cuatro texturas pueden aparecer en las rocas metamórficas de manera exclusiva.  Textura nematoblástica.e.g. g. La fábica sería por lo tanto generalmente isótropa. o desarrolladas durante el propio proceso metamórfico (e. En el caso de no haber sufrido deformación (como sería el caso típico de las rocas de metamorfismo de contacto).2. definida. se encuentran estructuras bandeadas. b) Granonematoblástica. No entraremos en ellas ya que tienen un interés genético más que descriptivo. que pueden ser relictas de estructuras sedimentarias antiguas (como superficies de estratificación).Combinaciones de texturas en rocas metamórficas. corneanas nodulosas o moteadas).g. migmatitas estromáticas). no suele existir orientación preferencial de los blastos minerales. En estos casos. algunas serpentinitas) y estructuras nodulosas (e.Estructuras y microestructuras Las estructuras encontradas en las rocas metamórficas dependen de si ésta ha sufrido o no deformación. ígneas o sedimentarias. . existen texturas particulares que suelen proporcionar información sobre los procesos reaccionales que han sufrido estas rocas. diferenciados metamórficos. nombrar la textura poiquiloblástica. y del tipo de estructuras de las rocas originales. a) Granolepidoblástica. por cristales porfidoblásticos que incluyen a otros minerales más pequeños. c) Granoporfidoblástica. A parte de estas texturas. Si acaso. al igual que en rocas ígneas. 3. estructuras masivas (e. granulitas y mármoles corneánicos.g. Se dice que una característica es penetrativa cuando se encuentra homogéneamente distribuida por toda la roca a una escala determinada. . independientemente de su estructura básica.e. presentará orientación preferente de los minerales paralelamente al bandeado. Estas estructuras imprimen la facilidad de rotura a favor de las mismas. suponen la presencia de zonas donde los esfuerzos deformacionales han sido menores debido a la acción "protectora" de porfidoblastos. además. esfuerzos no hidroestáticos). Las estructuras y las fábricas encontradas son en parte equivalentes. La estructura más común es la bandeada que. En las rocas metamórficas las estructuras penetrativas son la foliación y la lineación. sólo mencionar las sombras de presión. que. esto es microscópica o de muestra de mano. Además de las estructruras anteriores. todos o parte de los blastos minerales presentan orientaciones morfológicas (fábrica) y/o cristalográficas (fábrica cristalográfica) preferentes. Si acaso. Tanto en las rocas no deformadas como en las deformadas (aunque especialmente en estas últimas) se pueden encontrar características estructurales penetrativas en grandes volúmenes de rocas. presente en la roca de forma penetrativa. la escala es pequeña.En el caso de que las rocas hayan sufrido deformación contemporánea con el metamorfismo (rocas de metamorfismo regional). existen muchos tipos de microestructuras particulares sobre las que no entraremos dada su complejidad. Normalmente. En las rocas metamórficas deformadas. como su nombre indica.. respectivamente. lo cual supone que se repite en el espacio de manera constante. Estas zonas se identifican fácilmente al microscopio ya que no están tan deformadas como el resto de la roca y suelen presentar texturas granoblásticas. tanto las foliaciones como las lineaciones son el resultado de la deformación sufrida ante la acción de esfuerzos dirigidos (i. caracterizadas por la existencia de cualquier superficie o línea. .Esquema que representa distintos tipos de foliación. los feldespatos (albita y feldespato potásico) también suelen estar presentes. estructuras y fábricas. granates.) y cuarzo (si es muy abundante puede denominarse entonces cuarzofilita). con foliación menos marcada que en los esquistos debido a la menor proporción de filosilicatos (esencialmente moscovita y/o biotita). Roca pelítica de grano medio a grueso y con foliación marcada (en este caso de denomina esquistosidad). Rocas pelíticas de grano muy fino a fino. texturas. Para definir una roca como gneiss debe contener más de un 20 % de . Este tipo de roca presentan foliación por orientación preferente de los minerales planares (filosilicatos).. Está compuestas esencialmente de filosilicatos (micas blancas. Gneiss. clorita. distena). Los componentes más abundantes son moscovita.Esquema que representa distintos tipos de lineación 3.. por lo que toman un color oscuro (al igual que las pizarras y filitas). y son fácilmente fisibles. Rocas cuarzofeldespática de grano grueso a medio. biotita.Rocas metamórficas comunes y utilizadas como material de construcción A partir de los criterios de tipo y grado de metamorfismo. silimanita. y composición de la roca original. Pizarra y filita.3. polimorfos del silicato de aluminio (andalucita. clorita. Las más comunes son las que siguen. plagioclasas sódicas. Esquisto. etc. Los granos minerales pueden distinguirse a simple vista (en contra de las filitas y pizarras). A veces pueden tener altas concentraciones de grafito.. se pueden clasificar las rocas metamórficas. Estos tipos descritos pueden proceder una misma roca. y carbonatos (calcita.. constituida esencialmente por cuarzo (más del 80 %) y algo de micas y/o feldespatos. denominándose gneises migmatíticos. Resultan de la recristalización de rocas calizas de cualquier tipo. Su color es muy variado. lizardita. aunque más o menos modificados por los procesos diagenéticos. la estructura generalmente masiva masiva y la fábrica no orientada. constituidas esencialmente por olivino y piroxenos. Proceden en su mayoría de rocas ígneas básicas (ortoanfibolitas) y margas (paraanfibolita). aunque pueden presentar cierto bandeado composicional. magnesita). por lo que no pueden observarse los componentes originales como bioclastos. Son rocas masivas o bandeadas. La composición mineral es muy similar a la de los esquistos. y su textura es típicamente granoblástica. una roca máfica sería un esquisto verde en grado bajo (esquisto con abundante clorita y albita) o una anfibolita en grado medio. una pelita (o metapelita) de grado muy bajo se denomina en general filita o pizarra. Corneana. Anfibolita. aunque los prismas de anfíbol suelen estar orientados linealmente (lo cual genera lineación). .). Los mármoles no deben confundirse con calizas esparíticas sedimentarias. Normalmente. oolitos. Roca no esquistosa desarrollada por metamorfismo de contacto sobre rocas originariamente pelíticas. con proporciones variadas de clorita. aunque presentan algunas diferencias mineralógicas. Roca de grano fino a grueso compuesta esencialmente por carbonatos (calcita y/o dolomita) metamórficos.. Estas rocas son conocidas comercialmente como mármoles verdes. hidratadas durante el proceso metamórfico. mármoles corneánicos). La esquistosidad no suele estar muy desarrollada. aunque en sentido estricto no son mármoles.g. son rocas carbonatadas sedimentarias. gris. algunos gneisses se producen en condiciones de alto grado por fusión parcial de esquistos u otros gneises. gran parte de las rocas que comercialmente se conocen con el nombre de mármol. Son rocas generalmente masivas. desde blanco. independientemente que su composición sea o no pelítica (e.feldespatos. De hecho. Roca compuestas esencialmente por anfíboles (en general hornblenda) y plagioclasa de composición variable. crisoltilo. Las cuarcitas derivan de rocas sedimentarias detríticas ricas en cuarzo (areniscas cuarcíticas) con las que no deben confundirse. rosa a verde. difiriendo en cuanto al grado metamórfico sufrido. La textura es granoblástica. que sí presentan los componentes originales. Cuando una roca metamórfica es de contacto suele ser adjetivada con el término “corneánico/a”. debido a la ausencia o escasez de minerales planares. Cuarcita. pudiendo derivar tanto de rocas ígneas (ortogneisses) como sedimentarias (paragneisses). en grado medio un esquisto y en grado alto un esquisto o un gneis pelítico. aunque abundan la masiva y bandeada. Mármol. talco. Roca compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina (antigorita. los mármoles no presentan foliación. Su origen es diverso.. Roca de grano medio a fino. etc. Su estructura es variada. Serpentinita. sin foliación marcada y textura granoblástica deformada o no. en grado bajo sería una micacita o un esquisto. Así por ejemplo. como cordierita y andalucita. Proceden de rocas ultrabásicas. el mármol presenta problemas similares a los de las rocas calizas en cuanto a procesos de alteración se refiere. debido a la reactividad de éstos. de Levanto. como en el caso del conjunto monumental de Cáceres. de la isla de Tynos. Grecia Si bien este tipo de rocas suele resistir bien la alteración. afectándole particularmente incrementos térmicos continuados y condiciones atmosféricas polucionadas. Italia). por lo que han sido utilizados más a menudo como material de ornamentación y escultórico. Italia. Esta propiedad. las cuarcitas suelen utilizarse como material para la construcción de muros. que es la variedad clásica. presentan problemas si contienen cantidades apreciables de carbonatos (calcita y/o magnesita) y si se encuentran en áreas polucionadas. gneises) no han sido especialmente utilizadas como material de construcción debido a la fuerte anisotropía que presentan en cuanto a sus características mecánicas. como mármoles y cuarcitas sí han sido utilizadas más frecuentemente. En concreto. Algunas rocas con fábricas isótropas o debilmente anisótropas. Aunque los mármoles son en general muy apreciados. que suponen una fácil exfoliación y rotura paralelamente a la superficie de foliación y/o lineación.g. no obstante. el “marmol de Tynos” (o “vert Tynos”). Este es el caso de las serpentinitas. romanas y del renacimiento italiano. esquistos. aunque el hecho de ser una roca poco porosa en relación con la mayoría de las calizas hace que sea menos suceptible a la alteración por infiltración de soluciones acuosas agresivas. como el “verde antico” (Lapis Atracius de los romanos). aunque presentan problemas de extracción y labrado (son rocas muy duras). los tipos más valiosos desde el punto de vista artístico son los de grano fino debido a que en las variedades de grano grueso. Grecia. Grecia. Existen un número elevado de variedades. tanto como materiales de construcción como ornamentación. procedente de Larissa. rocas muy blandas (H=2. El caracter muy vistoso de algunas rocas metamórficas hace que hayan sido utilizadas como material de ornamentación.5-4). Los mármoles por el contrario sor rocas muy vistosas y se labran con facilidad. Son famosos los mármoles de Euboia en Grecia y Carrara en Italia. Algunos tipos de gneises y calcoesquistos bandeados y plegados han sido utilizados también como material de ornamentación debido a su caracter vistoso.. Este tipo de rocas son muy resistentes a la alteración. Por otra parte. el “rosso di Levanto”. las ha hecho útiles como material de techado y calzado de elementos constructivos como sillares o tambores de columnas. Ejemplos los tenemos en los medallones de las fachadas de la Real Chancillería y del palacio de Carlos V en Granada. debido a la proximidad de canteras (Tesalia. . fuente de las esculturas griegas. aunque con fuerte colorido en tonos verdosos. aunque no como material de construcción con funciones estructurales. y Piedmont. Como roca ornamental este tipo de roca ha sido utilizado tanto en los edificios de la Grecia clásica como de Roma.Las rocas metamórficas foliadas (e. la perfecta exfoliación de la calcita en tres direcciones puede ser un obstáculo para la precisión del trabajo escultórico de detalle. Aunque no es posible dar cifras globales debido a la elevada casuística existente. columnas.). El porqué de esta variabilidad puede encontrarse en una conjunción de criterios técnicos (i... es fácil encontrar edificios con 4 o 5 tipos de piedra distintos. etc. ladrillos etc. estas piedras distintas cumplen funciones constructivas y ornamentales diferentes. esto es. las columnas se construyeron finalmente de un conglomerado. adecuación de los materiales a su función constructiva y ornamental) y económicos (i. suele estar formada por uno o dos tipos de roca. Una vez identificados los materiales pétreos que forman un edificio. se suele recurrir a varios tipos de rocas distintas. disponibilidad financiera por parte de la persona o institución que encargar la obra). el material elegido originalmente para las columnas de los dos cuerpos del patio circular interior fue mármol. Normalmente. y sus funciones constructivas y ornamentales.. Debido a la escasez de fondos. XVI.Asociación de rocas en los monumentos Una buena parte de los edificios históricos presentan en su fábrica y en su ornamentación un numero moderado de materiales pétreos naturales (excluyendo morteros.4. Para los detalles ornamentales.e.e.Aspectos Relativos a la Explotación de Canteras . Concebido como palacio real. las 5. arcos. generada al menos en parte por la rebelión de los moriscos de mediados del s. es posible deducir la lógica seguida por el constructor del mismo. por contra. No obstante. La fábrica. Un ejemplo claro en este sentido es el del palacio de Carlos V en Granada. muros. Estos últimos criterios condicionan claramente la riqueza del edificio. tanto en sus materiales como en sus valores plásticos. (1985): Microtexturas de Rocas Magmáticas y Metamórficas. A. Castro. C. Madrid.BIBLIOGRAFIA Adams. (1989): Petrografía Básica. Longman Group Ltd. (1984): Atlas of Sedimentary Rocks under the Microscope. Rocas ígneas extrusivas : Si el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse. Las más antiguas tienen al menos 3.S.. es decir. El granito es la roca ígnea más corriente. El magma que cristaliza bajo tierra forma rocas ígneas intrusivas. Bard. Donaldson. (1982): Atlas of Igneous Rocks an their Textures. también llamadas rocas volcánicas. sea bajo tierra o en la superficie. & Guilford. P. mientras que las más jóvenes apenas se están formando en estos momentos. Los grandes cristales normalmente se empaquetan de forma compacta. normalmente en diques y sills. Las rocas plutónicas se forman a mayor profundidad y se emplazan en forma de plutones y batolitos. Longman Group Ltd. MacKenzie.E. y suelen contener inclusiones de vidrio y de gas. A. Masson S. & Guilford.960 millones de años.. Las hipoabisales se forman justo debajo de la superficie. Las rocas ígneas extrusivas tienen formas fluidas y cristales de poco tamaño que crecen rápidamente.Rocas ígneas intrusivas : Las rocas ígneas que se forman en profundidad se enfrían más lentamente que las formadas en superficie. W. confiriendo un aspecto granuloso a la roca.S.A.H. . El que alcanza la superficie antes de solidificarse forma las rocas ígneas extrusivas. . Paraninfo. aunque existen más de 600 tipos. Essex. y en el otro no. ardiente. . C. Las rocas ígneas intrusivas quedan expuestas a la superficie si las rocas que las cubren desaparecen por efecto de la erosión. Essex. ya que el magma surge por los volcanes. Las rocas ígneas se solidifican cuando se enfría el magma. El término ígneo deriva del latín igneus. Hay dos tipos de rocas ígneas intrusivas. Rocas igneas Se originan a partir de un magma (rocas fundidas a muy alta temperatura). MacKenzie. Hay dos tipos de rocas ígneas que se distinguen porque en un caso el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse y endurecerse. C. W.J. forma rocas ígneas extrusivas de grano fino. Barcelona. por lo que tienden a ser de grano más grueso y no contienen inclusiones gaseosas o de vidrio. la forma de los cristales y el color. la forma en que viaja hasta la superficie y la velocidad de enfriamiento determinan la composición y características como el tamaño del grano. olivino. también en color. como el basalto. El color puede ayudar a establecer la composición química de una roca. Composición : Las rocas ígneas están compuestas esencialmente por silicatos. tienen cristales de entre 0. El tipo de magma. mica biotita. Las ácidas de color claro contienen más del 65 por ciento de sílice. También se pueden agrupar por el tamaño de los cristales.5 y 5 mm de tamaño. tienen cristales de menos de 0. Un enfriamiento lento permite que los minerales tengan tiempo de desarrollar cristales bien formados (idiomórficos). El tamaño del grano indica si una roca ígnea es intrusiva (de grano grueso) o extrusiva (de grano fino). Las primeras. Cada tipo de roca ígnea contiene distintas proporciones de estos minerales. por lo tanto. Las intermedias se sitúan entre las dos anteriores en cuanto a composición y. Las básicas son oscuras. por último.5 mm. generalmente ortosa. La forma de los cristales es otro indicador del origen de la roca. tienen cristales de más de 5 mm de diámetro. anfíboles y piroxenos. Clasificación : Las rocas ígneas se clasifican según la cantidad de sílice que contienen. Un enfriamiento rápido sólo permite la aparición de cristales mal formados (alotriomórficos). las rocas de grano medio. tienen un bajo contenido en sílice y una mayor proporción de minerales ferromagnesianos oscuros y densos como la augita. .. como el gabro. cuarzo. las de grano fino. como la dolerita. plagioclasa. Las rocas sedimentarias se disponen en capas. Existen tres grupos principales: orgánicas. Las rocas sedimentarias suelen contener fósiles. Los componentes de la roca fragmentada son transportados por el agua y el hielo y. Rocas sedimentarias  Se forman en la superficie terrestre o cerca de ella. detríticas y químicas. que pueden ser de utilidad tanto para datar las rocas como para determinar su origen. las más recientes situadas sobre las más antiguas. enterrados a poca profundidad. . Normalmente. se convierten en nuevas rocas. lo que permite a los geólogos conocer la edad relativa de cada capa. la roca se fragmenta y se disuelve por acción de la meteorización y la erosión. las partículas se sedimentan y los minerales disueltos cristalizan a partir del agua y forman sedimentos. El grado de compresión que pueden soportar depende del tipo de sedimento. la arenisca está formada por partículas del tamaño de granos de arena y el esquisto es la roca sedimentaria de grano más fino. El sedimento de grano fino se puede reducir a una décima parte de su grosor original en un proceso del que se obtiene la argilita (roca constituida por arcillas). La del agua origina partículas de arena angulosas y guijarros esféricos. La compresión que sufren esos sedimentos para formar rocas se denomina compactación. Las rocas detríticas se clasifican de acuerdo con el tamaño de las partículas que contienen. A medida que se van amontonando las capas de sedimentos. las más inferiores van quedando aplastadas por el peso de las superiores. Los sedimentos más antiguos quedan enterrados bajo las nuevas capas y se van endureciendo gradualmente por la compactación y la cementación. Clasificación de las rocas sedimentarias : La apariencia de una roca sedimentaria queda determinada por las partículas que contiene. Los cementos minerales más comunes son la calcita y el cuarzo. Las rocas de origen se fragmentan debido a la lluvia. bajo presiones y temperaturas relativamente bajas. Las sales son un ejemplo habitual de rocas sedimentarias químicas. y las partículas resultantes son arrastradas y depositadas como sedimentos en desiertos. Rocas sedimentarias químicas : Las rocas sedimentarias químicas se forman a partir de minerales disueltos en el agua. Los componentes minerales disueltos pueden cristalizar a partir de esa agua y cementar los sedimentos. Los conglomerados y las brechas.. . La erosión del viento crea partículas de arena esféricas y guijarros angulosos. las sedimentarias se forman cerca de la superficie terrestre. son las rocas sedimentarias de grano más grueso. La forma de los granos que integran las rocas sedimentarias depende de cómo éstos se han transportado. lagos y ríos. Rocas sedimentarias detríticas : Las rocas sedimentarias detríticas están constituidas por partículas de rocas más antiguas que pueden estar situadas a cientos de kilómetros. la nieve o el hielo. El tamaño de los granos de las rocas sedimentarias varía mucho. Los . . . Características como el tamaño y la forma del grano o la presencia de fósiles pueden ayudar a clasificar este tipo de rocas. Cuando el agua se evapora o se enfría. mientras que la arena se puede comprimir muy poco. A diferencia de las rocas metamórficas. desde grandes cantos hasta las minúsculas partículas de arcilla. . Los sedimentos suelen contener una gran cantidad de agua entre las partículas que se expulsan durante la compactación. Formación de rocas sedimentarias : El proceso que convierte los sedimentos no consolidados en roca se denomina litificación. La arenisca es un ejemplo de roca sedimentaria detrítica. La mayor parte de la piedra caliza procede de restos de criaturas marinas. el carbón se forma a partir de capas de material vegetal comprimido. en playas o en los lechos de océanos. los minerales disueltos pueden precipitar y formar depósitos que pueden acumularse con otros sedimentos o formar rocas por su cuenta. compuestos de guijarros y cantos rodados. Por lo general contienen fósiles. Rocas sedimentarias orgánicas : Las rocas sedimentarias orgánicas se forman a partir de restos vegetales o animales. y algunas están compuestas casi íntegramente de restos de seres vivos. Por ejemplo. Los fósiles suelen aparecer principalmente en rocas sedimentarias. nunca en las ígneas y raramente en las metamórficas.fósiles son restos animales o vegetales conservados en capas de sedimentos. . Por ejemplo. El tipo de fósil que contiene una roca indica su origen. un fósil marino sugiere que la roca se formó a partir de sedimentos depositados en el lecho oceánico. . . y en el proceso pueden desaparecer componentes. como los fósiles. Por ejemplo. Dentro de nuestro planeta. y el basalto. y también pueden cambiar el tamaño. Los minerales de la roca original pueden transformarse de modo que la roca metamórfica resultante sea más cristalina. las rocas se pueden fundir para formar magma y una roca “mixta” denominada migmatita. las temperaturas y las presiones son altísimas. Ese cambio se denomina metamorfismo. ígnea o incluso metamórfica. medio y alto en función de las temperaturas alcanzadas. El metamorfismo tiene lugar con temperaturas de 250 a 800°C. unas 250 atmósferas. la forma y la disposición de los cristales en la roca. un proceso que puede modificar cualquier tipo de roca. Este tipo de metamorfismo se clasifica en grado bajo. anfibolita o eclogita. el grupo de minerales que compone una roca se puede transformar en otro que sea estable a presiones y temperaturas superiores. el esquisto y el gneis son ejemplos de rocas afectadas por el metamorfismo regional. en una roca verde. la piedra caliza. Las rocas que han sido enterradas a gran profundidad por la acción de placas tectónicas convergentes pueden transformarse por el aumento de la presión y de la temperatura. puede convertirse en mármol. Su tamaño depende del de la intrusión y de la temperatura del magma. Las rocas enterradas a poca profundidad descienden a mayores profundidades. La pizarra. El aumento de la temperatura y de la presión puede transformar las rocas en dos aspectos: pueden cambiar el conjunto de los minerales presentes en la roca preexistente (la paragénesis) y formar un conjunto nuevo. con temperaturas superiores a 650°C. Metamorfismo regional : A medida que se forman las montañas. . sea sedimentaria. Una zona que ha sufrido el proceso de metamorfismo regional puede ocupar miles de kilómetros cuadrados. Con cada kilómetro de profundidad la temperatura aumenta unos 25°C y la presión. más calor y mayor temperatura soportará. La zona afectada situada en torno a una intrusión ígnea o un flujo de lava se denomina aureola. Rocas metamórficas En la profundidad de la corteza terrestre. Los fluidos liberados por ese proceso pueden atravesar las rocas y seguir transformándolas. Temperatura y presión : Cuanto mayor sea la profundidad a la que esté enterrada una roca. Las rocas situadas cerca de un cuerpo de magma caliente se pueden transformar por la acción del calor. . que es ígneo. . que es sedimentaria. Las corneanas son el resultado habitual del metamorfismo de contacto. Ambos procesos pueden causar la destrucción de los cristales preexistentes y generar cristales nuevos por recristalización. Metamorfismo de contacto : El metamorfismo de contacto se da cuando las rocas son calentadas por un cuerpo de magma. grandes cantidades de roca se deforman y se transforman debido a un proceso llamado metamorfismo regional. donde a temperaturas y presiones superiores se pueden formar nuevos minerales. La clasificación de las rocas metamórficas : Las rocas metamórficas presentan una serie de características comunes. se forman unas rocas metamórficas denominadas milonitas. La orientación de los cristales indica si la roca se ha formado como consecuencia de un aumento de presión y de temperatura. cuanto más altas hayan sido la presión y la temperatura. la presión a la que se ha visto sometida la roca suele provocar que determinados minerales se alineen. que se forma bajo poca presión. mayores serán los cristales. es de grano fino. El granate y la cianita se dan en el gneis y el esquisto. en especial a lo largo de sistemas de fallas. es de grano grueso. En las rocas metamórficas de contacto. Grandes masas de roca se superponen a otras rocas y. Por ejemplo. En general. mientras que en la pizarra suelen encontrarse cristales de pirita. que se forma a temperaturas y presiones moderadas. formado a altas temperaturas y presiones. la pizarra. los minerales suelen estar ordenados al azar. En las de metamorfismo regional.. El término textura hace referencia a cómo se orientan los minerales en el seno de una roca metamórfica. y el gneis. . es de grano medio. Metamorfismo dinámico : El metamorfismo dinámico es una forma secundaria de metamorfismo que se da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la corteza terrestre. El tamaño de los cristales refleja el grado de calor y presión al que se ha expuesto la roca. el tamaño del grano y el contenido mineral puede ayudar a clasificar estas rocas. el esquisto. El análisis de la estructura. La presencia de determinados minerales en las rocas metamórficas puede ayudar en el proceso de identificación. sólo por un incremento de esta última. . en los puntos donde entran en contacto. o bien. . ec/josmvala/2011/07/26/rocas/#sthash. TEXTURA INTERGRANULAR. 3. TEXTURAS DE ACUMULADO.dpuf TEXTURAS DE TENDENCIA EQUIGRANULAR 1.. 2. TEXTURA GRANULAR.edu. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca tonalítica con cristales de biotita (marrón).K7xgmGzU. TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Se define por el caracter equidimensional de los granos minerales.See more at: http://blog. prismáticas o .espol. Poseyendo estos formas variadas (tabulares. plagioclasa (prismáticos maclados) y cuarzo (centro). Un ejemplo típico es el que se observa en las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) donde se puede ver una roca granítica con varios cristales de cuarzo (centro y arriba-derecha) y feldespatos (abajo-derecha).irregulares) el caracter equigranular y le aporta el aspecto granudo. Esta textura implica un único ritmo de enfriamiento relativamente lento. Subir . las rocas plutónicas son proclives a desarrollar estas texturas granulares. Subir TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Por su génesis. frente a las otras fases minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca gabroidea (norita) con listones de plagioclasa (incolora con bajo relieve) que deja huecos donde ha cristalizado olivino (alto relieve y birrefringencia elevada) y ortopiroxeno (inoloro de alto relieve con colores de birrefringencia en tonos grises. que son de caracter inequigranular. Subir . Esta textura es típica de rocas básicas y puede transitar a otras de tipo ofítico o subofítico.TEXTURA INTERGRANULAR: Cuando la roca presenta un entramado de cristales tabulares de plagioclasa entre los cuales ha cristalizado olivino y/o piroxeno. El origen de esta textura puede estar ligado a una baja tasa de nucleación pero rápido crecimiento de la plagioclasa. También se aprecia anfíbol intersticial de color marrón. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia un detalle de una roca mesoacumulada. La baja viscosidad de los fundidos básicos o ultrabásicos permite la separación efectiva de los minerales y que se formen capas de roca con dos o tres fases minerales en las que los cristales en contacto mutuo forman un entramado y otros (postcúmulos) crecen en los espacios que dejan los otros. En función del porcentaje de minerales postcúmulos se usa el término ortoacumulados (25-50%).TEXTURA DE ACUMULADO (MESOACUMULADO). Subir . siendo el clinopiroxeno (alto relieve) el mineral cúmulo y la plagioclasa (maclado polisintético) la fase postcúmulo. mesoacumulados (7-25%) o adcumulados (0-7%). Nuestra selección es. por tanto.TEXTURA DE ACUMULADO (ADCUMULADO). Muchos petrólogos utilizan las palabras «textura» y «estructura» como sinónimos y los términos utilizados para «textura» por un autor son utilizados por otros para «estructura» y viceversa. Para texturas sedimentarias . Subir Textura La textura es la relación existente entre los granos de los minerales que forman una roca. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia una roca adcumulada. siendo la plagioclasa (maclado polisintético) el mineral cúmulo y el clinopiroxeno (fuerte birrefringencia) la fase postcúmulo. Los adcumulado poseen un entramado denso de cristales que sólo deja de 0 a 7% de espacio para fases postcúmulo. arbitraria (los términos y observaciones siguientes están referidos principalmente a las rocas ígneas. Las formadas exclusivamente por cristales se llaman holocristalinas. la textura granular panidiomórfica (granular–automorfa y granular–idiomorfa. sin límites definidos. medio y fino. Se utilizan tres conjuntos de términos equivalentes para describir la forma del grano: CIPW Rosembush Rohrbach Euhedral idiomorfo Automorfo Granos que presentan undesarrollo total de la forma cristalina Subhedral Hipidiomorfo Hipautomorfo Granos que muestranalguna traza de una forma cristalina Anhedral (a) Aliotromorfo Xenomorfo Granos que no muestrandesarrollo de formas cristalinas (a) Puede ser aplicado a la morfología de los granos minerales de las rocas ígneas. rocas sedimentarias. Vitrófido. c) Texturas de intercrecimiento. El sufijo -fido implica textura porfídica. pero pueden utilizarse los términos afanítico. hipohialinas. hialocristalinas. Las rocas ígneas formadas totalmente de vidrio se dicen que son holohialinas. hemicristalinas. (2) Forma del grano. (4) Relación entre los contactos de los granos. Las implicaciones de términos tales como grueso. finos y alargados. a) Texturas granulares. textura gráfica. Aquellas que tienen ambos cristales y vidrio se denominan de las diferentes formas. hialopilitíca y microlitica. son sinónimos). subhedrales y anhedrales. la textura aplítica (Aplita). poiquilítica. implica que todos los granos son euhedrales. Glomeroporfídico. Textura granofídica. merocristalinas. La textura intersertal y la hialo–ofítica son variedades de la textura ofítica. aplicados al tamaño del grano de rocas ígneas y metamórficas son complicadas (rocas ígneas). La textura depende de cuatro factores: (1) Tamaño del grano. e hialino. b) Texturas porfídicas. textura simpléctica. faneritico. textura ofítica. Es conveniente clasificar las texturas granulares de acuerdo con la forma de tos granos que hemos visto en (2). sedimentarias o metamórficas (3) Grado de cristalinidad. esferulítica. Los vidrios desvitrificados dan texturas tales como variolítica. De la misma forma granular – hipautomórfica (granular – hipidiomórfica) implica una mezcla de granos euhedrales. hipocristalinas. Así. en las que los cristales. . textura sacaroidea y textura en mosaico. son sinónimos. y granular xenomórfica (granular-alotromórfica) significa que una roca está construida por granos anhedrales. de la plagioclasa están rodeados por vidrio en vez de augita. para texturas metamórficas rocas metamórficas). de variado grado de desarrollo. que suelen ser característicos de uno u otro tipo de roca. consiste en la representación en un mapa de los distintos cuerpos de roca que componen un terreno. Los plutones son generalmente de forma subcircular en planta. que se denominan caja o encajonante. eutaxílico.[Para otros términos de textura. evaporitas. eucristalino. Textura traquítica. Los mismos están contenidos en otro/s cuerpos de roca. (Cf. Helicítico (M). que es bastante utilizado. experimentan luego de instalados. Textura perlítica. Blasto-. roca cristalina. cabe tener en cuenta que las rocas según naturaleza (ígneas: plutónicas y volcánicas. Cuerpos ígneos globosos Los cuerpos ígneos globosos se denominan plutones. medio y alto). Puede considerarse sinónimo el término stock. Fábrica. Estructura palimpséptica (M). con superficie de hasta algunas centenas de km2. sedimentarias: clásticas. metamórficas: grados bajo. Equigranular. . La erosión se encarga de remover las rocas que los cubrían. Nematoblástico (M). Teniendo en cuenta que se instalan y consolidan en el interior de la Corteza y que alcanzan tamaños considerables. un enfriamiento lento y provocan importantes efectos térmicos en la roca de caja. incluyendo texturas metamórficas (indicadas por «M»). en casos algunos cientos de metros y en otros varios kilómetros en sentido vertical. La instalación del cuerpo de roca ígnea produce en el encajonante aureolas de metamorfismo térmico. Estructura (1))]. Cuerpos de rocas ígneas plutónicas Los cuerpos formados por rocas ígneas plutónicas pueden ser de forma globosa o laminar. Felsítico. discritalino. junto con su encajonante. Cristaloblástico (M). Para el reconocimiento en el terreno y su posterior mapeo. llevados a superficie por procesos orogénicos o epirogénicos. forman en la corteza terrestre cuerpos rocosos de diferentes formas. -blástico (M). desvitrificación. Lepidoblástico (M). Cada plutón se concibe como una cámara magmática congelada. Es destacable que los plutones son siempre cuerpos consolidados en profundidad y que aquellos que pueden estudiarse directamente han sido. es decir un espacio en el interior de la corteza que estuvo ocupado por líquido con cristales en suspensión. Textura granulítica. carbonáticas. Capítulo 8 Mapa geológico La tarea de campo denominada mapeo geológico. estructuras tectónicas en común (esquistosidad. los emplazados durante la orogenia considerada y en ellos se verifica alto grado de concordancia con las estructuras del encajonante. Hay dos grandes tipos de batolitos. los emplazados posteriormente a la orogenia en cuestión. Entre otros batolitos conocidos. . batolitos anorogénicos son aquellos desarrollados en intraplaca. en un lapso de 25 Ma. batolitos orogénicos son los que tienen clara relación con procesos de subducción y dan entidad a los conocidos arcos magmáticos. aunque atenuadas por adquirir posteriormente y junto con su encajonante. que destacan el ambiente tectónico de la corteza en la que se instalan. Son plutones preorogénicos = pretectónicos = precinemáticos. los instalados con anterioridad a dicha orogenia. Son plutones sinorogénicos = sintectónicos = sincinemáticos. netamente discordantes con las estructuras tectónicas del encajonante y en casos muy posteriores temporalmente y sin relación con la orogenia de referencia.Una asociación de plutones constituye un batolito. emplazados durante el Cretácico y Cenozoico. constituido por 23 plutones instalados en el Pérmico. Una importante categorización de plutones se efectúa teniendo en cuenta el momento de instalación con relación a la acción de una determinada actividad orogénica. Generalmente tienen forma alargada en la dirección de la esquistosidad o foliación de la roca de caja. como el caso del Batolito de los Andes peruanos. en un lapso de 70 Ma. Los batolitos orogénicos son los que adquieren mayor desarrollo. en territorio argentino. se puede mencionar al Batolito de Colangüil en la Cordillera de San Juan. foliación). El Batolito de Las Chacras- Piedras Coloradas es un ejemplo de la sierra de San Luis. formado por centenas de plutones. como los asociados a estructuras rift. Normalmente conservan evidencias de su original carácter discordante. y el Batolito de Achala de la sierra de Córdoba. Son plutones posorogénicos = postectónicos = poscinemáticos. aunque se conserva la aureola de metamorfismo térmico. Mapa geológico de la sierra de San Luis. simplificado de Sato et al. Figura 8. La sierra de San Luis es un buen ejemplo de la ocurrencia de los tres tipos de plutones mencionados. muy bien desarrollada en los metasedimentos y si bien menos acentuada y .1. Los más notorios se han instalado en sedimentitas ahora transformadas en pizarras y filitas (grado metamórfico bajo). Los movimientos orogénicos de referencia en el caso son los de la Orogenia Famatiniana. algunos alargados en la dirección de la esquistosidad regional. aproximadamente 490-470 Ma (Fig. más precisamente en el Cámbrico Tardío y Ordovícico Temprano- Medio.1). Los granitoides pretectónicos de la sierra de San Luis incluyen un subgrupo de pequeños plutones de composición granodiorita-tonalita. ocurrida en el borde Suroeste del Supercontinente Gondwana durante el Paleozoico Inferior. de rumbo NNE. La relación de contacto con el encajonante revela que ambos están afectados por la esquistosidad famatiniana. y otro formado por plutones de composición granito. Están caracterizados químicamente como granitos de arco magmático (subducción). (2003). 8. . Las edades radiométricas los ubican en el entorno de 510 Ma. las pegmatitas y facolitos se adaptan a la esquistosidad regional. Figura 8. 8. destacándose que tanto el contacto con la metamorfita de caja. La foliación regional (NNE) es interrumpida por los plutones. Los granitoides postectónicos de la sierra de San Luis son de forma subcircular y gran tamaño.heterogénea. por lo que no hay desarrollo de aureola de contacto ni borde de grano fino en la periferia del plutón (Fig. con continuidad en los cuerpos ígneos. alargados en la dirección de las estructuras metamórficas. claramente discordantes. No hubo contraste térmico importante entre el intrusivo y la caja. como el de las Chacras (Fig. como las foliaciones de una y otra unidad tienen la misma actitud. Nótese como el plutón. frecuentemente asociados para constituir batolitos. Las edades radiométricas obtenidas ubican entre 470 y 450 Ma. Las edades radiométricas son de 420 Ma a 390 Ma.2. que contrariamente se alinean con rumbo SSE. sierra de San Luis. biotita y moscovita (leucogranodiorita).2). Los análisis químicos las definen como magmas formados a expensas de la fusión de rocas de corteza.1). Son pequeños y numerosos. Simplificado. 8. 2008. tomado de Llambías. Los granitoides sintectónicos de la sierra de San Luis tienen desarrollo en las rocas de grado metamórfico medio y alto. En la composición de estos plutones predomina una granodiorita con granate. Mitad septentrional del Plutón sinorogénico Cerros Largos. aunque pueden tener recorridos de decenas de kilómetros.200 Ma (Proterozoico Inferior).750 Ma. con relación largo/potencia muy mayor a 1.3). Los diques en ocasiones son numerosos y paralelos entre sí. En ambos casos el rápido enfriamiento no favorece el desarrollo de metamorfismo térmico significativo en la roca de caja. . Los diques generalmente ocupan fracturas producidas en la roca hospedante. con espesor variable desde pocos centímetros hasta 80 m y longitudes que alcanzan hasta 26 km. El encajonante es un basamento gnéisico-migmático. 8. La datación radiométrica de la roca de dique es de aproximadamente 1. de rumbo N70°E. Cabe agregar que los microgabros son utilizados como roca de aplicación. Los diques son numerosos. Un ejemplo de enjambre de diques se tiene en Uruguay. constituyendo enjambres. La instalación del magma básico que compone los diques fue respuesta a una distensión que sufrió el basamento en la ruptura de un supercontinente del Proterozoico Inferior. Se denominan diques si son discordantes con las estructuras del encajonante y filones capa si son concordantes con ellas. conocida con el nombre comercial de granito negro (Fig. cuyas estructuras metamórficas tienen rumbo ENE-OSO. subverticales. datado en aproximadamente 2.Cuerpos ígneos laminares Los cuerpos ígneos laminares son de forma tabular. Son cuerpos de centímetros a decenas de metros de potencia. integrados por microgabros. Figura 8. los filones capa. Comúnmente forman enjambres. Simplificado. . sedimentarias o volcano-sedimentarias. se instalan preferentemente en sucesiones estratificadas subhorizontales. que pueden estar interconectados entre sí. Enjambre de diques máficos (microgabros) en Uruguay.4). 8. modificado de Oyhantçabal (2010). En ambos tanto piso como techo son concordantes con la roca de caja. La potencia varía de pocos centímetros a decenas de metros y lateralmente pueden extenderse por decenas de km. pero en los lacolitos el techo se ajusta a la superficie convexa desarrollada en las sedimentitas a causa de la intrusión (Fig.3. Los cuerpos llamados lacolitos pueden confundirse con filones capa. El otro tipo de cuerpos laminares. con cuerpos a diferentes niveles estratigráficos. . 8.4. elongadas si se asocian a ambiente orogénico y subcirculares si están implantadas en áreas estables de plataformas y cratones.2). adelgazándose y desapareciendo en los limbos (Fig. Se encuentran en sucesiones plegadas inyectadas. Cuerpos de rocas sedimentarias Las rocas sedimentarias constituyen cuerpos de roca formados por una acumulación de estratos. con una alimentación en común. se denomina facolito. Otra forma de cuerpo concordante de rocas ígneas. En los continentes las cuencas sedimentarias son cerradas. superpuestos a distintos niveles estratigráficos. Lacolitos.Figura 8. Modificado de Llambías. La forma general de los cuerpos la determina la cuenca sedimentaria que los contiene. 2008. que puede corresponder a ambiente continental o marino. preferentemente metamórficas. En ambiente marino las cuencas de sedimentación son abiertas y un límite de referencia lo constituye la línea de costa. donde ocupan las charnelas de los pliegues. Pueden ser espacios de acumulación sedimentaria producidos en un retroarco en estado de extensión o de compresión. que por su ubicación respecto al arco magmático se denominan cuenca de antearco. arenosos. Bosquejo geológico y sección de la cuenca Cretácico-Eocena del Noroeste argentino. denominados litosomas. Figura 8. El primer tipo es clasificado como cuenca rift y el segundo como cuenca de antepaís. sea conglomerádicos. Las cuencas de retroarco son las más frecuentes y las de mayor desarrollo. la arquitectura interior del relleno cuencal permite identificar cuerpos de roca esencialmente uniformes.5. carbonáticos. normalmente interdigitados con otros de distinta litología.El espesor total de sedimentitas acumuladas en una cuenca sedimentaria es un parámetro importante y varía desde cientos de metros a algunos miles de metros. . etc. Cuencas continentales En ambiente orogénico hay varios tipos de cuencas continentales. La continuidad de un litosoma y el pasaje (lateral y vertical) de uno a otro. es otra característica que está relacionada con el ambiente de sedimentación. lutíticos. cuenca de intraarco y cuenca de retroarco. En todos los casos. La frecuente reactivación del sistema de fallas.000-4000 m.6. El transporte de los sedimentos . en un proceso que puede durar varias decenas de millones de años. Modificado de Ramos.000 m. 1999. El relleno inicial es grosero. 8. Figura 8. que en un tiempo de algunas decenas de millones de años totalizan espesores del orden de 1.000-2. En las cuencas de antepaís el acortamiento tectónico crea relieve y al mismo tiempo carga tectónica por fallamiento inverso dirigido hacia el interior continental (antepaís). Un ejemplo completo es el de la Cuenca Cretácico-Eoceno del Noroeste argentino. con abundante aporte desde los terrenos altos y consiste esencialmente de conglomerados y arenas gruesas. Los materiales de éste hemiciclo son mayormente arenas y pelitas. Visto en conjunto el modelo origina sucesiones granodecrecientes de base a techo. Esquema de cuencas de antepaís en el Terciario del Noroeste de Argentina. sucede un proceso de subsidencia regulado por enfriamiento y reajuste de la relación litosfera-astenosfera (subsidencia termal). de lo que resulta una cuenca alargada paralela a la serranía naciente. permite la acumulación de espesores del orden de 3.En las cuencas rift en retroarco el estado extensional es motivado por ascenso astenosférico. con expansión al Norte hacia Bolivia y Perú (Fig.5). entre las que se intercalan algunas coladas y filones capa de volcanitas. entre ellas basaltos. del que resulta un adelgazamiento cortical y colapso por fallamiento directo. Agotado el proceso tectónico (subsidencia tectónica). Araucanense y Estratos Jujeños (Fig. El modelo genera sucesiones granocrecientes de base a techo. deja una sucesión de litosomas de granometría decreciente hacia el exterior. Si partimos de la apertura de un océano por ruptura de una masa continental. como las comprobadas en el litoral de Brasil. tamaños y característicos patrones. eventualmente acompañados por diques y coladas basálticas). que acumula cientos a algunos miles de metros de espesor. lutitas. . La misma recibe sedimentos continentales. en cuencas cretácicas formadas en la apertura del océano Atlántico. El continuo proceso de extensión produce repetidas entradas de aguas saladas. Luego. 8.7). el primer paso. es la generación de una cuenca "rift".por desgaste de los terrenos altos. como lo expone el Ciclo de Wilson. que puede finalizar en ambiente lagunar. esencialmente clásticos y de granometría decreciente de base a techo (conglomerados. seguidas por desecamientos.6). Un buen ejemplo es el de las sucesiones terciarias del Noroeste argentino. respuesta al ambiente tectónico. mayormente por sistemas fluviales. la masiva y permanente inundación separa los estadios denominados de "rifting" (ruptura) y "drifting" (deriva). El océano en crecimiento recibe la sedimentación conocida como de "margen pasivo". en la base de la sucesión predominan sedimentos finos (alternancia de estratos de lutitas y areniscas finas) y hacia el techo lo hacen los sedimentos gruesos (alternancia de conglomerados y areniscas gruesas). que generan sucesivamente los paquetes sedimentarios denominados informalmente Calchaquense. La propagación episódica del proceso hacia el antepaís motiva sucesivos desplazamientos del eje de cuenca y los límites entre litosomas. con un desarrollo en respuesta a tres eventos tectónicos. areniscas. Cuencas marinas La sedimentación en cuencas marinas genera cuerpos de roca de distintas formas. Los cambios más notables ocurren en la base de paquetes conglomerádicos. que suelen ser discordantes y marcan los eventos denominados fases tectónicas. Las cuencas de margen pasivo son importantes por la potencial generación de hidrocarburos. 8. de plataforma continental hasta el talud oceánico y de aguas profundas hacia las profundidades abisales (Fig. generando importantes niveles de evaporitas. Figura 8.7. Esquema de cuenca sedimentaria en margen pasivo. Nótese la discordancia existente entre las rocas de basamento y la base de la sucesión sedimentaria, que comienza con conglomerados. El proceso de hundimiento de bloques de corteza ante los esfuerzos extensivos y fallamiento normal, provoca a su tiempo la discordancia entre los sedimentos de rift y de margen pasivo. La nueva corteza oceánica muestra franjas alternantes de polaridad normal y reversa. Las cuencas de sedimentación marinas pueden tener una vigencia que supera la duración de uno o varios períodos geológicos. El análisis de la ruptura del supercontinente Gondwana, es un ejemplo en el que se forman varios océanos, como el Índico y el Atlántico, y procesos incipientes como la apertura del mar Rojo y los "rift" del oriente africano, insumiendo el tiempo ocurrido a partir del Triásico (250 Ma) hasta la actualidad. El análisis de los cuerpos sedimentarios en cuencas marinas, muestra que en general hay mayor continuidad lateral de los litosomas y un cambio ordenado de litologías relacionadas con la profundidad de aguas. Dentro de un mismo ciclo sedimentario, los pasajes verticales suelen ser concordantes, sin interrupciones en el registro temporal y obedecen a cambios en el nivel de las aguas, que produce traslados transgresivos o regresivos en la línea de costa. Una sucesión transgresiva acusa un desplazamiento de los litosomas hacia el interior continental. La sucesión, analizada verticalmente en un determinado lugar, es granodecreciente de base a techo (Fig. 8.8). Figura 8.8. Sucesión transgresiva. Es notorio que los litosomas cortan las líneas de tiempo (= diacronismo). Modificado de Camargo Mendes, 1984. Opuestamente, una sucesión regresiva muestra un desplazamiento de los litosomas hacia el mar. La sucesión es granocreciente de base a techo (Fig. 8.9). En sucesiones sedimentarias marinas aparentemente continuas en sentido vertical, el estudio bioestratigráfico detallado puede poner en evidencia interrupciones (una o varias), con falta de registro de variable magnitud (del orden de un Piso, una Serie, un Sistema). En estos casos el deslinde entre dos secciones consecutivas constituye un plano de discordancia erosiva. Frecuentemente coinciden con un cambio en la litología y eventualmente pueden estar señalados por un conglomerado de base en el inicio de la sección superior. Figura 8.9 Sucesión regresiva. La línea de costa se retira hacia el interior marino. Un corte vertical es de granometría granocreciente. Modificado de Camargo Mendes, 1984. La relación de sucesiones sedimentarias de diferentes ciclos sedimentarios, con frecuencia se hace mediante un plano de discordancia angular. El paquete de estratos más antiguo ha sido deformado, con desarrollo de pliegues y fallas; con posterioridad fue llevado a superficie y sometido a erosión. La instalación en el lugar de una nueva cuenca de sedimentación posibilita la depositación de sedimentos, que naturalmente lo hacen en estratos horizontales, que a la base pueden ser de granometría grosera y conformar un conglomerado basal. Base topográfica y escala El mapeo geológico es una práctica de gran importancia para el estudio e interpretación de la Tierra y su historia. Básicamente es la representación en planta (dos dimensiones) de los diversos cuerpos de roca observables en superficie. A las rocas expuestas se las denomina afloramientos, por emerger a menudo de sedimentos modernos que las cubren. El mapa geológico utiliza una base topográfica para asentar los datos tomados en el terreno. Ese mapa se vale de curvas de nivel (o rastras) para denotar los altos y bajos del terreno, con representación de ríos y cordones montañosos, ciudades, estancias, trazado de caminos y vías de ferrocarril. En todo mapa debe señalarse el Norte, la escala gráfica, proyección utilizada y las líneas de referencia que corresponden a coordenadas geográficas, meridianos y paralelos u otra cuadrícula utilizada. Actualmente se prefiere utilizar una base elaborada a partir de imágenes satelitales, como la Carta de Imagen Satelitaria a escala 1:250.000 del Instituto Geográfico Militar. ejemplo 1:10. escalas 1:2. ya que se ajusta a las dimensión natural de los diferentes cuerpos de roca y de las estructuras tectónicas.000 o 1:750.000 km2. .000.000. En nuestro país el Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR) confecciona a escala 1:250. Además. 1 cm en mapa = 250 m en el terreno. El mapa geológico de la escala media permite además esbozar una historia geológica o sucesión de eventos acaecidos en la región. etc. Las relaciones de corte y aureolas de metamorfismo de contacto son excelentes recursos para determinar las relaciones entre cuerpos de rocas ígneas respecto a cuerpos de roca sedimentaria. es apta para la Geotectónica (Tectónica Global).000. El SEGEMAR prepara mapas provinciales a escala 1:500. la relación entre los cuerpos de roca mapeados y la cronología relativa. La escala más chica. que revelan las condiciones en profundidad. La escala grande (1:1.000 (1 cm en mapa = 100 km en el terreno) y menores.5° de longitud por 1° de latitud. incluyendo también a las afectadas por bajo grado metamórfico.000. 1 cm en mapa = 10 m en el terreno.La escala de un mapa indica la relación que hay entre distancias en el terreno y en el mapa. La escala chica o regional (1:500.000. sistemas transcurrentes.500. aplicando los principios o leyes de la cronología relativa.000 y 1:5. para el mapeo muy detallado de rocas y estructuras en lugares donde será realizada una obra de ingeniería. hasta 1:250. Si se trata de sucesiones sedimentarias.000 las Hojas Geológicas de Argentina.000 y el Mapa Geológico de Argentina.000.000.000. 1 cm en mapa = 50 km en el terreno) es utilizada para tareas de síntesis de los rasgos geológicos de un país o de un continente.000. La distinción en el terreno de los cuerpos de roca que se mapearan es una importante tarea. 1 cm en mapa = 2. se aplicará el principio de superposición. 1 cm en mapa = 100 m en el terreno) es utilizada en Geología Aplicada. para la representación de continentes y océanos y los accidentes correspondientes a dorsales oceánicas. usualmente el mapa geológico va acompañado de una o varias secciones o perfiles. dividiendo el territorio mediante una cuadrícula de 1. por lo que cada una abarca una superficie aproximada de 15. hasta 1:5. Su objetivo es representar las litologías y sus estructuras. trincheras de subducción. ordenándolos por antigüedad en una columna estratigráfica integrada que se ofrece en un lateral del mapa. o en un distrito de interés minero. La escala media (1:25. que requiere de un geólogo con amplia experiencia de campo. hasta 1:10. También es fundamental establecer las relaciones entre los distintos cuerpos distinguidos. 1 cm en mapa = 5 km en el terreno.5 km en el terreno) es adecuada para el trabajo geológico convencional.000. lo que se hace en un boletín o texto explicativo del mapa. existencia de pliegues. La concordancia alude a que no hay una interrupción en el registro. para las sedimentitas que constituyen la Sierra de la Ventana (Buenos Aires). dos formaciones en contacto pueden ser concordantes o discordantes entre sí. También hay cuerpos de roca en los que se entremezclan variadas litologías. por lo que ambas corresponden a un mismo ciclo sedimentario y deben sus diferencias litológicas a un cambio de la facies sedimentaria. ejemplo Complejo Buenos Aires en las sierras de Tandil (Buenos Aires). o una alternancia de areniscas y pelitas.000 o menor. Los códigos fijan además la condición de que constituyan cuerpos de dimensiones suficientes para que sean mapeables a escala 1:25. Una Formación reúne un conjunto de rocas de litología característica. generalmente ígneas y metamórficas. conglomerados. propiedad que permite diferenciarla de su entorno.Unidades litoestratigráficas La denominación de los cuerpos de roca distinguidos sigue ciertas normas. La denominación de las unidades litoestratigráficas se hace agregando a la jerarquía un topónimo. o enteramente capas de caliza. según la jerarquía para Unidades Litoestratigráficas. Ejemplos. integrado con cuatro formaciones. En el área de mapa que ocupa una unidad litoestratigráfica se indican las estructuras presentes. o pelitas). ejemplo Caliza San Juan para un paquete de calizas de la provincia homónima. establecidas en los Códigos de Nomenclatura Estratigráfica. Las rocas volcánicas a menudo permiten separar Formaciones dentro de una sucesión groseramente estratificada. orientación de esquistosidad y foliación en rocas metamórficas. Preferentemente se utiliza en rocas sedimentarias y pueden consistir en un solo tipo textural (ej. En todos los casos el color es un atributo que ayuda a la individualización. ejemplo Granito El Morro (San Luis). También debe surgir de la observación del mapa la relación entre unidades litoestratigráficas. etc. Formación Balcarce. En ocasiones la litología dominante reemplaza a la jerarquía. La unidad fundamental es la Formación. areniscas. Dos o más Formaciones pueden reunirse en un Grupo y la Formación puede dividirse en Miembros. Para los cuerpos de roca ígnea también se prefiere reemplazar la jerarquía por la litología característica. En el caso de sucesiones sedimentarias. a los que se categoriza como Complejo. distintos tipos de falla y diaclasas. incluyendo la actitud de la estratificación en sedimentitas. Ejemplo. para las sedimentitas arenosas blancas expuestas en Balcarce y Mar del Plata (Buenos Aires) y Grupo Ventana. donde . una sucesión de paleoambiente marino. . Puede ser causada por movimientos epirogénicos o por cambios ocurridos en el nivel de los mares. en un registro de tiempo continuo. sin interrupciones. En toda discordancia se denomina hiatus estratigráfico al tiempo faltante por no depositación o erosión. evidenciando la ocurrencia de movimientos tectónicos y el desgaste erosivo antes de la depositación de la unidad superior. Los estratos de pelitas y de arenisca tienen la misma disposición estructural. La discordancia entre unidades es marcada por un plano de desgaste por erosión. difiere la actitud estructural de los estratos por abajo y por arriba del plano de discordancia. sucedida por otra de litología arenosa.de base a techo se dispone una Formación integrada por pelitas. Se llama discordancia erosiva a aquella en la que es igual la actitud estructural de los estratos de la unidad inferior y superior. En cambio en una discordancia angular. que constituye el plano de discordancia.