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Síntesis de publicaciones on-line del Dto. Geología de la Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad de Chile y del área Geología de la Universidad de Atacama.

En general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas ígneas o magmáticas y rocas metamórficas. Cada uno de los cuatro grupos principales contiene sus subdivisiones como en el caso de rocas intrusivas y rocas extrusivas las cuales están adentro del grupo de rocas magmáticas. Una roca puede transferierse a otro tipo de rocas a causa de cambios físicos y/o químicos como la meteorización / erosión que puede afectar una roca ígnea para formar un sedimento.

Rocas sedimentarias: Por temperatrura, presión y transformaciones quimicos un sedimento blando puede cambiarse a una roca sedimentaria (dura). Este proceso se llama diagenesis.

Sedimentos: Producto de la meteorización-erosión y transporte: rocas blandas como arena y grava.

Rocas magmaticas: Rocas que tienen su origen en la cristalización de un magma (fundición).

Meteorización-Erosión-Transporte: Todas las rocas que afloran superficial (puede ser una roca magmatica o metamorfica o sedimentaria) sufren las fuerzas atmósfericas como temperatura, viento, flujo de agua, oxidación. La destrucción de una roca sólida, el transporte y la deposición (sedimentación) de estas particulas forma un sedimento.

Metamorfismo: Si una roca sufre temperaturas más de 200°C y presion se cambiará a una roca metamorfica.

Plutonitas	Vulcanitas	Rocas sedimentarias	Metamorfitas
holocristalinas	masa basica densa (microcristalinas o vidreosas) con inclusiones macroscopicamente reconocibles	granulares o densas, rocas sedimentarias clasticas tienen granos rollizos	holocristalinas, los cristales a menudo son reconocibles macroscopicamente a menudo estructura porfiroblástica
cristales con formas aproximadamente propias (hipidiomorfico)	Inclusiones con formas propias (idiomórfas) en parte secundariamente transformadas	rocas de precipitación a menudo de cristales muy finos	cristales xenomórfos hasta cristales idiomórfos
irregulares y granulares minerales son distribuidos irregularmente, homogéneas	a menudo textura fluidal, componentes en parte orientados según su forma	a menudo estratificación	en general texturas secundarias las cuales no tienen que coincidir con las texturas primarias
masivas sin intersticios	masivas o porosas hasta espumosas	con porosidad	sin intersticios, sin porosidad
Ej.: Granito, Diorita, Gabro	Ej.:Riolita, Andesita, Basalto	Ej.: Caliza, Arenisca, Lutita	Ej.: Gneis, Esquistos, Marmol

Se refiere al modo de construcción de las rocas y describe las relaciones entre los componentes que constituyen las mismas. La textura está determinada por la forma de los componentes minerales y por las relaciones geométricas de ellos.
Los parámetros principales de textura son:

isométrica: en todas las direcciones del espacio +/- regularmente extendido.
euhedral (los minerales presentan algunas señales de cristales), cúbico, prismático, columnar, entallecido (stengelig), acicular (nadelig), fibroso, tabular, hojoso, escamoso (schuppig).
angular, redondeado en varios grados, elipsoidal, globular se emplea para los granos detríticos de sedimentitas clásticas. Para describir la forma de los bordes de los granos se emplea términos como:
rectilineo, curvado, arqueado, interrumpido, de forma amíbica, dentado, serrado, deshilachado, dendrítico, esquelético.

La dimensión absoluta : Para las rocas cristalinas se emplea la clasificación siguiente según MATTHES :

Subdivisión	Diámetro del grano en mm	Cantidad de granos p/cm²
	> 33	< 1
de grano grande	33-10	< 1
de grano grueso	10-3,3	1-10
de grano medio	3,3-1,0	10-10²
de grano pequeño	1,0-0,3	10²-10³
de grano fino	0,33-0,1	10³-104
denso, afanítico	0,1-0,033	104-106
Microcristalino	0,033 - 0,001	> 106

La distribución del tamaño relativo de los granos o las proporciones de los granos :

Se distingue una distribución de granos del mismo tamaño, p.ej. en los granitos.
Una distribución de granos de todos los tamaños, p.ej. en una grauvaca.
Una distribución irregular de tamaños de granos.
Variación serial se llama a una variación linear de los granos de un valor máximo a un valor mínimo.
Variación irregular y hiatal se llama a una variación no linear de los granos.

Muchas vulcanitas están caracterizadas por una textura porfídica y presentan la variación hiatal e irregular del tamaño de granos.

La textura porfidoblástica es típica para muchas metamorfitas. En el caso de las metamorfitas se ha favorecido el crecimiento de uno o de otro tipo de mineral respecto a los restantes bajo condiciones físicas o químicas del metamorfismo. En la medición de los tamaños de granos de secciones transparentes y pulidos los cortes de los granos generalmente no corresponden al diámetro máximo de los granos. En el caso de relaciones geométricas simples (formas simples de granos) el tamaño verdadero puede calcularse, en el caso de las formas complejas de la mayoría de las magmatitas y metamorfitas solamente mediciones numerosas garantizarían un calculo exacto del tamaño verdadero de los granos.
En la sección transparente puede determinarse los valores máximos y mínimos de cada tipo de mineral y estimar un promedio de los cortes de granos como tamaño aparente de grano supuesto que las formas de granos sean simples.
Un tamaño medio puede deducirse p.ej. de la cantidad de todos los granos que ocupan un área distinta, por ejemplo un área de 1cm².

Se describe por el grado en el cual la propiedad cristalina está desarrollada y por el grado en el que la roca es cristalina .

Para el grado en el cual la propiedad cristalina está desarrollada se describe por los tamaños de los cristales y se emplean los terminos siguientes:

macrocristalino, fanerocristalino, faneritíco: los cristales/granos son macroscópicamente visibles.
microcristalino: los cristales/granos son visibles por medio de un microscopio.
criptocristalino: hay que llevar a cabo un análisis estructural por rayos X para verificar la cristalinidad de los componentes minerales.
afanítico: microcristalino y criptocristalino (tamaño de granos <0.001mm=1µm)
amorfo: sin estructura cristalina.

Para el grado de cristalinidad se describe por los términos siguientes:

holocristalino: Todos los componentes que construyen la roca son cristales, por ejemplo granito, diorita y otras rocas plutónicas.
hemi-, hipocristalino: La roca se constituye de componentes cristalinos y amorfos como riolita o dacita y otras rocas volcánicas.
hialino: Todos las componentes constituyendo la roca son amorfos, p.ej. los vidrios volcánicos como la obsidiana.

La obsidiana fresca es una roca negra translucida en las canteras más delgadas y con fractura concoídea. La obsidiana fresca contiene menor de 3 - 4% de peso en agua. La obsidiana con mayor de 3 - 4% de peso en agua se denomina 'Pechstein'.
La obsidiana tiende cristalizarse o desvitrificarse y recibir agua durante los periodos geológicos. En general los vidrios rocosos son prácticamente desconocidos en edades anteriores a 225 Ma (anteriores del paleozoico y del precambrio).
Típica para la obsidiana envejecida es la estructura perlítica, que ocasiona la descomposición de la roca en bolitas y fragmentos de mm o cm de tamaño a causa de las grietas de contracción irregular. A partir de las grietas y de las burbujas diminutas (las bolitas) se inicia la desvitrificación. Primero se forman cristales microscopios de cuarzo, cristobalitas y feldespato y se puede observar un crecimiento ordenado de cristales en forma de fibras radiales (esferulitas). La obsidiana desvitrificada se llama 'Pechstein', la obsidiana caracterizada por las esferulitas se llama perlita.

" Fabric" : se denomina así a la disposición espacial de los componentes que constituyen la roca. Para describir 'fabric' se considera:

1. La orientación de los componentes.
2. La distribución de los componentes.
3. El grado de ocupación en el espacio.

Se distingue orientación irregular, roca isotrópica, p.ej. granito, diorita.
Orientación de los componentes, roca anisotrópica, por ejemplo micacita, filita. La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.
Para delinear una orientación particularmente los componentes son apropiados cuya formación sea especialmente laminar, tabular, acicular, fibrosa, por ejemplo la mica que principalmente produce la estructura hojosa de la micacita.

Se describe por los términos siguientes:
homogénea, por ejemplo una caliza pura y densa o una diorita equigranular de grano medio.
no homogénea.
La distribución de los componentes está influida por la variación en el tamaño de los componentes (variación pequeña = roca homogénea, variación grande = roca no homogénea) y por la posición de los componentes.
Las inhomogenidades de situación surgen especialmente por los cambios de material y del tamaño de los granos en las sedimentitas p.ej., a estos cambios se llama estratificación. Otros ejemplos para rocas no homogéneas son las rocas metamórficas con bandeamiento como los gneises.

La ocupación del espacio

Las estructuras porosas muy estrechamente están extendidas entre las vulcanitas y las piroclásticas (los materiales volcánicos expedidos en erupciones). El gas disuelto en la lava liquida se dilata a causa de la liberación espontanea de presión durante la erupción y convierte a la lava prácticamente en espuma. Durante la solidificación se forma una roca repleta de huecos similares a burbujas.La porosidad se observa también en las sedimentitas.

El reconocimiento macroscópico es el método más simple y más económico. Por un reconocimiento microscópico se usa un microscópio especial y una preparación de la muestra es obligatorio. Análisis químicos realizan principalmente en laboratorios especiales.

Solo con los ojos y algunas herramientas se describe una roca. Las herramientas son: Lupa, martillo, acido clorhídrico, un trozo de vidrio.

Por medio de equipamiento especial y de la preparación de la muestra a reconocer.

Existen varios tipos de análisis geoquímicos. Los más importantes son la fluoreciencia de rayos X y la difractometría. En ambos casos se usan equipos especiales y una preparación de la muestra es necesario.

La fluorescenia de rayos X: Permite una analisis por elementos químicos. Como resultado sale un listado de los elementos químicos principales (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, ...), los elementos de traza (Ba, Sr, U, Cu, ...) y las tierras raras (Y, Nb..). Los elementos químicos principales salen en % , los otros en ppm (partes por millones).

La difractometría: Como resultado salen listados de los contenidos en minerales de la muestra. Algunas veces se puede hacer una analisis semi-quantitiva. Se puede detectar con este método todos los minerales con estructura cristalina especialmente se aplican la difractometría para los minerales arcillosos.

En las zonas profundas de la litosfera la presión, temperatura y la composición quimica de los materiales, son muy distintos a los que existen en la superficie por lo cual se forman rocas características de esta zona llamadas rocas intrusivas, por haberse originado al interior de la corteza terrestre y el manto.

La estabilidad de un mineral o de una roca depende de los factores físico-químicos a que esté sometida; sobrepasados ciertos limites, los minerales de la roca se ordenan de distinta forma originándose un nuevo mineral o un nuevo tipo de roca. Las rocas de la corteza terrestre en las zonas superficiales están formadas por un conjunto de minerales que, al aumentar la presión y la temperatura, que a medida que alcanzan zonas más profundas dejan de ser estables, reaccionan entre sí y dan origen a una nueva composición mineralógica.

Un magma es una mezcla muy compleja de silicatos fundidos, a temperaturas elevadas, entre 700º y 1000º, con una proporción de agua y otros compuestos volátiles que a grandes presiones pueden permanecer en el magma.

Los compuestos del magma tienen gran importancia pues hacen que la mezcla sea mas fluida y permiten que el magma permanezca fluido a temperaturas relativamente bajas. Estos compuestos al desprenderse del magma facilitan su ascensión durante una erupción volcánica.

Cuando un magma se enfría, comienzan a formarse cristales de ciertos minerales, según un orden que no siempre coincide con el punto de fusión de los minerales, cuando los consideramos aisladamente. Existe un rango de temperaturas, a lo largo del cual se va produciendo la cristalización del magma y en cada momento los cristales que se van formando son diferentes, hablamos entonces de una cristalización fraccionada. El orden de los minerales ferro-magnesianos es el siguiente: olivino-piroxeno-anfibolas-biotita y para minerales leucocraticos: Plagioclasas calcicas-Plagioclasas sodicas-ortosa-cuarzo

Como la cristalización de un magma es fraccionada, en un determinado momento coexistirá una parte sólida que contiene los cristales ya formados y una parte liquida (residuo) que esta fundido. Las dos fracciones contendrán composiciones diferentes pero la suma tendrá la composición inicial del magma. Luego se pueden separar las dos fracciones del magma sólido y liquida formándose dos rocas distintas entre sí y diferentes al magma que las formo. Los mecanismos de separación pueden ser varios, él más frecuente es por diferencia de densidad los mas pesados se irán al fondo donde se produce la consolidación del magma; los minerales mas pesados son por lo general los ferro-magnesianos (olivino, piroxenos) y las rocas en el fondo de una masa plutonica serán más básicas que en la superficie

Rocas ígneas o magmaticas
Rocas intrusivas o rocas plutónicas	Rocas subvolcanicas o hipabisales	Rocas extrusivas o volcánicas	Rocas volcanoclásticas
Cristalización en altas profundidades	Cristalización en baja profundidades	Cristalización a la superficie	Cristalización superficial o en la atmósfera
Enfriamiento lento	enfriamiento mediano	enfriamiento rapido	enfriamiento muy rapido
cristales grandes	cristales grandes o pequeños	cristales pequeños y tal vez fenocristales	cristales pequeños
sin minerales amorfos	casi sin minerales amorfos	con minerales amorfos	con minerales amorfos
sin porosiadad	casi sin porosidad	con porosidad	tal vez textura espumosa
textura equigranular	textura equigranular o porfidica	grano fino o textura porfídica	grano fino con bombas o clastos
cristales hipidiomórfico	cristales hipidiomórficos o/y fenocristales idiomorf.	fenocristales idiomorficos	cristales con contornos fundidas

Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Los dos más importantes serían las rocas íntrusivas (cristalización en altas profundidades, adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcanicas (cristalización a la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcanicas o hipabisales (cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanas de la superficie y el grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmósfericos como el viento.

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se cayen rocas de la caja al magma cuales no se funden. Este trozos extraños se llaman xenolitos. Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una energía térmica tremenda y va a afectar las rocas de caja en una zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas ( metamorfísmo de contacto).

Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida, por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un vólcan. Pero algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presion, entonce se van a formar diques , stocks o lacolitos cuales pertenecen a las rocas hipabisales.

El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos.
La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente:

a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior.
b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida.
c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada.
d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.

La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra se constituye en más de 90% del peso de minerales de silicato y cuarzo o sólo de minerales de silicato. En poco porcentaje de peso pueden participar óxidos de Fe y de Ti, en menor porcentaje de peso pueden presentarse fosfato de calcio y otros minerales.
En general se puede presentar la composición de las rocas magmáticas completamente o casi completamente por medio de su contenido en los óxidos siguientes:
SiO2, TiO2, Al2O3, Fe(3+)2O3, Fe(2+)O, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, CO2, SO3 y H2O.
Normalmente SiO2 es el componente dominante.

Una clasificación simple de las magmatitas se basa en su contenido en SiO2, se distingue:

La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y otros diagramas.
En el caso de las plutonitas y diques completamente cristalinos la clasificación se basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.

Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral modal. Métodos simples para determinarlo son los siguientes :

a) Se determina el contenido cualitativo de la roca identificando todos los minerales microscópicamente visibles y se estima la participación de cada tipo de mineral.

b) Se determina el contenido cualitativo de la roca observando una sección transparente de la roca en cuestión a través de un micropolariscopio, identificando todos los minerales y contando los diferentes tipos de minerales (por ej. por medio de un ‘point counter’), que aparecen en un área definida, por ej. de la dimensión 10 x 10 mm2.

1. Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2.
2. A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de 5% del componente anortita, sanidina).
3. P = Plagioclasa (An 5 a 100), scapolita.
4. F = Feldespatoides : leucita, calsilita, nefelina, sodalita, noseana, hauyna, cancrinita, analcima y los productos de transformación de estos minerales.

Los porcentajes de volumen de los componentes A, P, Q o F se determina contando los componentes A, P, Q o F o se aplica una de las normas especiales a un análisis químico de la roca. Se convierte los porcentajes de volumen de A, P, Q o F a 100% y los resultados se presenta en el triángulo doble de Streckeisen. De tal modo se puede clasificar una roca magmática y se obtiene la denominación de la roca en cuestión.

Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la composición de la plagioclasa :

Andesita y Basalto son rocas volcánicas, Diorita y Gabro son rocas intrusivas

En el caso de las vulcanitas adicionalmente se puede indicar su contenido en vidrio como sigue: 0 - 20 % de volumen: llevando vidrio.

Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’.

Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Minerales máficos son micas de Fe y Mg, anfiboles y piroxenos, olivino, menas, circón, apatito, titanita, epidota, ortita, granate, melilita, monticelita y carbonatos primarios.
Según su composición la muscovita no pertenece a los minerales máficos, pero tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F.
Los minerales máficos se toman en cuenta de tal modo, que se determinan su participación en la roca magmática en cuestión. Si su participación es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales máficos.
Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes :

Rocas, cuya composición se presenta al lado izquierdo del triángulo doble de Streckeisen es decir rocas ricas en A y Q o A y F, son más pobres en minerales máficos que las rocas, cuya composición cae al lado derecho de este triángulo o es decir rocas ricas en P y Q o P y F.
Además se puede utilizar triángulos, que proporcionan los contenidos en minerales máficos, feldespatos y cuarzo o feldespatoides en vez de cuarzo. Para la presentación de los cuatro componentes se debe utilizar un tetraedro.
Reglas especiales se emplea para rocas, que llevan melilita (sorosilicato, que forma pares de tetraedros de (SiO4)4-, (Ca,Na)2((Mg,Fe2+,Al,Si)3o7) y carbonatos.

La nomenclatura para los diques y rocas subvolcánicas no se practica uniformemente, pero se tiende a acercarla a la nomenclatura de las rocas plutónicas. En el caso de estas rocas se elige una denominación, que también indica propiedades especiales de su textura, por ej. se llama microgranito a un dique o una roca subvolcánica de composición granítica o se llama microgranito porfídico a un dique con inclusiones de feldespato y/o cuarzo en una masa densa o de grano muy fino.

Denominación
a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas:
b) Nombres especiales: Pegmatita / Aplita / Lamprófidos

Ejemplos:
granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfidica.
microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.
pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos quimicos muy escasos.
Aplita: Dique blanco con cristales pequeños.
Lamprófidos: composición mesocrática a melanocrática.

El material no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.

Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

Nombres especiales
Piedra pómez (Bims) son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ej. de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus equivalentes basálticos se denomina escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la piedra pómez.

Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.

-Cristalización a dentro de una camara de magma
-Cristalización muy lento (algunos millones de años)
-Ambiente de alta presión

-Cristales de tamaño mediano y grande (0,5 mm hasta 2 mm) Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Excepción: Granito porfídico.

El granito porfídico es una roca intrusiva con una textura porfídica como normalmente se encuentra en las rocas volcanicas (Riolita, Andesita)

Textura muy común en una roca plutónica: Equigranular significa que los granos tienen el mismo tamaño. Xenomórfica significa, que los minerales (cristales) no muestran sus contornos propios. Esta textura se encuentra entre otras en granitos.

En la región Atacama se conocen una gran cantidad de rocas intrusivas. En la mayoria afloran Dioritas, Granodioritas, Monzonitas y Granitos.
Ejemplo: Cerro de la UDA: Diorita
Una roca especial: Granito órbicular entre Chañaral y Caldera.

Estructuras tabulares magmaticas con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En la mayoria de los casos estos cuerpos son sub-verticales.

Las rocas de diques tienen una textura parecida como una roca íntrusiva o volcanica:

a) Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es mas pequeño.
b) Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcanica común.

a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas:
b) Nombres especiales: Pegmatita o Aplita

4.1 granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfidica.

4.3 P egmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos quimicos muy escasos. A diques de grano grueso a gigantesco:
· con (1) feldespatos, cuarzo +/- micas o
· con (2) feldespatos, feldespatoides y otros silicatos de aluminio como componentes principales se llama pegmatitas.
Principalmente se distingue
· pegmatitas graníticas (1) y
· pegmatitas, cuya composición es parecida a la de las sienitas nefelinas (2).
En la fase básica de cristalización de los plutones se segregan principalmente silicatos libres de agua, tales como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido restante durante la separación por cristalización tiene que volverse cada vez más rico en H2O. Además es enriquecido con otros elementos fácilmente volátiles, tales como el flúor, el cloro y el boro. Los últimos sobre todo juegan un papel importante en el estadio neumatolítico (T = 500 - 400ºC) de la sucesión magmática. El estadio pegmatítico se desarrolla con temperaturas encima de 500ºC. Las pegmatitas separan por cristalización cantidades grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas se caracterizan por su textura peculiar. La riqueza en agua de estos fundidos restantes produce las condiciones aptas de crecimiento y, por selección de gérmenes, un proceso que provoca que solo crezcan unos gérmenes minerales muy determinadas. De este modo se forman pocos monocristales, pero muy grandes. Además se produce el enriquecimiento de los fundidos residuales en elementos muy raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio y otros.

Dique blanco con cristales pequeños . A diques claros de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a plutonitas distintas del triángulo doble de Streckeisen se llama aplitas, por ej. aplita de granito, de granodiorita o sienita. Generalmente las aplitas son rocas leucocráticas (M<5).

Lamprófidos

Otro grupo de diques forman los lamprófidos, los cuales con respecto a su textura no son equivalentes simples de plutonitas o vulcanitas comunes. Por esto se establecieron una clasificación distinta para estos diques.

1. composición mesocrática a melanocrática
2. feldespatos si existente solo en la masa básica
3. inclusiones de biotita y anfibol o abundante en la masa básica, otros minerales máficos son clinopiroxeno, olivino, en casos especiales también melilita
4. contenido alto en K2O (o K2O + Na2O) respecto al contenido en SiO2
5. contenido alto en minerales primarios hidroxidos (biotita, anfibol, Fe-flogopita) y en productos de transformación hidrotermal (clorita, actinolita, talco, sericita, zeolitas)
6. contenido alto en elementos más raros como Cr, Ni, Sr, Rb, P y otros.
Con base en su petrografía, su composición química su asociación con otras magmatitas se distingue por lo menos 3 grupos de lamprófidos:
7. Lamprófidos en sentido estricto o lamprófidos shoshoníticos o lamprófidos de calcio y elementos alcalinos (z.B. Minetta, Kersantita, Vogesita, Spessartita). La composición química de los lamprófidos en sentido estricto es SiO2 46 a 57%, Al2O3 11 a 18%, Oxidos de Fe 5 a 10%, MgO 3,5 a 9,5%, K: (K + Na) 0,4 a 0,9 en los minettas y 0,2 a 0,7 en los otros lamprófidos, Mg: (Mg + Fe) 0,4 a 0,8.
8. Diques anchibasálticos o lamprófidos alcalinos (z.B. Camptonita, Monchiquita). En su quimismo y parcialmente en su contenido mineral modal las rocas de este grupo son parecidos a los basaltos alcalinos y sus diques.
9. Diques alcalinos y ultrabásicos (z.B. Ouachitita), lamprófidos y carbanaceos (z.B. Alnöita, Polzenita).

Formas de soldificación de las vulcanitas estrechamente están relacionadas con su contenido en SiO2, con el contenido gaseoso de los fundidos respectivos y con la viscosidad del lava. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta viscosidad o es decir ellos son relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad o es decir son relativamente líquidos. Las superficies de corrientes de lava basálticos, que son de poca viscosidad (muy líquidos), muestran formas de soldificación características. Las denominaciones de estas formas de soldificación se han derivados de las lenguas aborígenes de Hawai, por ej. las lavas cordadas se llama ‘Lava de Aa y Pahoehoe’. Si un corriente de lava fluye en un lago o hacia el interior de un mar (en los lomos de mar subacuáticos por ej.) se forman las lavas de almohada o ‘pillows’, que son de composición basáltica.

Texture' (ingles)
Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca.

'Fabric' (ingles)
Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos.

Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes.

Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales.

La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico visible en una muestra de mano, parcialmente cristales pueden constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava y intrusiones emplazadas en una profundidad muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos desciende tan rápidamente, que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura ordenada cristalina. El líquido de silicatos se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.

Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos.

Origen de la textura porfídica:
Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura.

Clastos, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva.

Otras texturas son

La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.

Textura vitrofírica
Esta textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica (véase BEST, Fig.3-3, Fig. 3-4). Muchas rocas volcánicas vítreas contienen fenocristales euhédricos (es decir los minerales presentan algunas señales de cristales) crecidos s a condiciones de menor perdida de energía térmica y/o de gas en comparación a las condiciones de formación del vidrio. Los fenocristales de feldespato nadan en una matriz de vidrio perlítico con bandas de concentraciones variables de cristalitos diminutos. La textura vitrofírica se genera por efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice.

Textura esferulítica
La roca se caracteriza por esferulitas, las cuales son concentraciones esféricas o elipsoidales de cristales fibrosos y radiantes, ubicadas en una matriz vítrea o afanítica. Las esferulitas se componen generalmente de feldespato alcalino y de polimorfos de SiO2. Sus diámetros pueden variar de menos de 1mm a 1m. Un núcleo central comúnmente presente actúa como u germen, que inicia la cristalización. Las esferulitas se forman cuando la lava todavía está en movimiento o cuando ha terminado su movimiento.

Textura pumítica o espumosa
La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un enrejad de vítreo o de material afanítico o se decir una roca de textura pumítica.

a) Según Streckeisen: Contenido de: Cuarzo / Plagioclasa / Feldespato alcalino / Feldespatoides

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.
Los piroclásticos ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.
Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

Piedra pómez (Bims) son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ej. de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus equivalentes basálticos se denomina escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la piedra pómez.

Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.

La aplicación de los métodos micros- o macroscopicas a las rocas volcánicas densas, de grano muy fino o fino se pone difícil. Para que se pueda aplicar el mismo método de clasificación que en el caso de las plutonitas, se puede calcular el contenido mineral potencial con base en un análisis químico (por ej. norma de Rittmann, norma CIPW). Respecto a su contenido mineral las rocas volcánicas son equivalentes a distintas plutonitas, como ilustra el triángulo doble de Streckeisen. Al clasificar una vulcanita con base en su análisis químico se busca una coincidencia satisfactoria con el análisis de una plutonita y se denomina la vulcanita según las denominaciones presentadas por el triángulo doble de Streckeisen para vulcanitas.

Aparte de esto existe otra terminología para las vulcanitas, especialmente para los basaltos y las andesitas, que se basa principalmente en los resultados de la norma CIPW, en la distribución de distintos elementos y en las proporciones de distintos elementos.

Otros diagramas de clasificación de las rocas volcánicas se basan en criterios químicos. En el diagrama de LE MAITRE (1984) por ej. se proporciona el contenido en (Na2O + K2O) presentado en la ordenada con el contenido en SiO2 presentado en la abscisa. Aparte de las categorías principales se distingue vulcanitas de sodio (Na2O - 1,5 > K2O) y vulcanitas de potasio (Na2O - 1,5 < K2O). De este se puede deducir que todas las vulcanitas con menos de 1,5% de elementos alcalinos pertenecen a las vulcanitas de potasio.

Este diagrama permite una clasificación der rocas intrusivas por medio de los contenidos de sodio, potasio versus silice. Además se distingue entre "subalcalic" y "alcalic".

Algunas veces se usa una clasificación de potasio versus silice. Se habla de high-K, que significa un contenido relativamente alto en potasio. Equivalente se usa medio y low (bajo) -K, para valores menores.

Rocas sedimentarias, sedimentos: Material que ha sido depositado en el agua, por hielo, por el viento o químicamente precipado en el agua.

Definición: Destrucción de rocas sólidas a causa de fuerzas químicas, físicas o biológicas

cambio de la temperatura
meteorización por helada
meteorización por hidración y/o cristalización de sales

Las temperaturas máximas y minimas (no la temperatura mediana!)
Temperaturas bajo cero
Cantidad de precipitaciones

La dureza/ resistencia contra la meteorización
Composición mineralógico
Porosidad
Desgaste estructural (fracturamiento)

Durante la meteorización en una roca se cambia el contenido modal de los minerales: La meteorización afecta al primero las plagioclasas, despues los feldespatos. Cuarzo se ve como un mineral muy estable. Durante la meteorización se forman minerales nuevos como caolin.

En este ejemplo se aplicó la meteorización a una muestra de un gneis granítico (roca metamórfica). Al principio la muestra contiene más de 40 % de plagioclasa, 30 % de feldespatos y 30 % de cuarzo. Durante la meteorización al primero la plagioclasa se descompositó, despues desaparició el feldespato. Durante todo el proceso se formó un mineral nuevo: el caolin. Entonce la meteorización destruye minerales, pero tambien se forman minerales nuevos.

Definición: Material producido por los efectos de meteorización y la acción de plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra. Normalmente se devide un suelo en tres estratos (horizontes):

Horizonte A: Capa superior del suelo. Descomposición de materia orgánica con liberción de ácidos. Este ácidos disuelven el aluminio, hierro, calcio y otos elementos químicos para moverse hacia abajo, hacia horizonte B.

Horizonte B: Zona de accumulación. Generalmente con arcillas y óxidos de hierro.

Horizonte C: Capa inferior del suelo, sobre la roca sólida no meteorizada. Se compone de trozos de rocas sueltas, ligeramente meteorizados.

Existen varios tipos de suelos en el mundo. Los más conocidos son el Podsol y el Tschernoziem. Los factores más importantes de la formación de un suelo son:

a) El clima
b) Temperatura
c) cantidad de precipitaciónes
d) Tipo de vegetación
e) El tiempo (en años)

Definición: El comienzo del Transporte . La erosión existe principalmemnte en el agua (Río y mar). Pero tambien el viento o glaciares provocan erosión.

Figura: La erosión, la sedimentación y el transporte pertenecen principalmente a dos factores: