Martinez martinez silvia gabriela






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fecha de publicación23.08.2016
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INSTUTO POLITECNICO NACIONAL

ESIA ZACATENCO

MARTINEZ MARTINEZ SILVIA GABRIELA

GPO: M106

MATERIA: GEOLOGIA

TRABAJO:

VISITA AL MUSEO DE GEOLOGIA

INDICE

TEMA PAG

1.-SALA FOSILES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1.1.-¿QUE SON LOS FOSILES?. . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1.2.-¿COMO SE ESTUDIA LA FOSILIZACION?. . . . 3

1.3.-¿COMO SE NOMBRAN LOS FOSILES?. . . . . . . 4

1.4.-¿COMO SE PUEDE CONOCER

LA ANTIGÜEDAD DE UN FOSIL?. . . . . . . . . . . . . . .5

1.5.-¿PARA QUÉ SE UTILIZAN LOS FÓSILES?. . . .5

1.6.- TIPOS DE FÓSILES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1.7.- COMO SE FORMAN LOS FÓSILES. . . . . . . . . .6

1.8.-LOS PROCESOS DE FOSILIZACIÓN. . . . . . . . .8

2.-SALA “MINERALES”. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .9

2.1.-PROPIEDADES DE LOS MINERALES. . . . . . . 9

3.-SALA “METEORITAS”. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

3.- ¿QUÉ ES UNA METEORITA?. . . . . . . . . . . . . . . 11

3.1.-CLASIFICACIÓN DE LAS METEORITAS. . . . .11

3.2.-HISTORIA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12

4.-SALA “ROCAS”. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

4.1.-ROCAS IGNEAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

4.2.-ROCAS SEDIMENTARIAS. . . . . . . . . . . . . . . . . 13

4.3.-ROCAS METAMORFICAS. . . . . . . . . . . . . . . . . .15

SALA “FOSILES”

¿QUÉ SON LOS FÓSILES?

Los fósiles son los restos y/o señales de los organismos del pasado, cuyo testimonio ha llegado hasta nosotros conservado en las rocas sedimentarias.
La ciencia que estudia los fósiles recibe el nombre de Paleontología.

No todos los organismos son igualmente susceptibles de generar restos fósiles: los más abundantes corresponden a seres con partes duras o mineralizadas, como conchas y caparazones (moluscos, cangrejos, erizos de mar), o bien esqueletos (dientes, huesos, políperos de corales), cuya degradación va a ser más lenta que la de los organismos constituidos exclusivamente por tejidos orgánicos.

En la fosilización de un organismo no es necesario presuponer la muerte del animal o vegetal que ha producido el fósil. Los restos pueden generarse normalmente durante el crecimiento (mudas periódicas de caparazones de cangrejos y trilobites, "camisas" de culebras, astas de cérvidos), corresponder a partes del organismo (hojas, raíces, ramas), bioconstrucciones, productos metabólicos (excrementos fosilizados o coprolitos, moléculas biogénicas o fósiles químicos, resinas fósiles o ámbar), o bien implicar gérmenes reproductores (huevos, semillas), algunos de los cuales son difíciles de definir en términos vitales (polen y esporas que germinan después de miles de años).

Otro grupo de fósiles muy importante son las señales de actividad dejadas por los organismos, conocidas como icnofósiles, que generalmente no se conservan asociadas a los seres que las han producido. Nos referimos a las huellas de locomoción (pisadas, pistas, rastros), a las galerías excavadas en diferentes sustratos (para alimentación o cobijo), a las señales de predación (hojas y huesos roidos, dentelladas) y a perforaciones diversas en rocas, conchas, maderas o esqueletos.

Por las técnicas especiales que implica su estudio, se suele hablar también de macrofósiles (los de tamaño apreciable) y de microfósiles (aquellos que se estudian con microscopio).

Aunque todos los fósiles son restos o señales de organismos del pasado, el proceso de fosilización va a imprimirles una naturaleza diferente a la de los seres que los produjeron, con una dimensión histórica propia e independiente a su vez del material rocoso en que se obtienen. Por esta razón es falso considerar a los fósiles como animales y plantas petrificados, que se "criaron" en el sedimento en el que los encontramos.

El conjunto de fósiles existentes recibe el nombre de registro fósil, del que es posible obtener información acerca de los organismos del pasado, además de los procesos que intervienen en la formación de las rocas.

¿CÓMO SE ESTUDIA LA FOSILIZACIÓN?

La Tafonomía es la disciplina paleontológica que estudia la transferencia de información de la biosfera a la litosfera, es decir los factores concretos que intervienen en la fosilización, así como en la génesis de yacimientos de fósiles.

Cualquier resto o señal de actividad producida por un organismo puede sufrir diversas vicisitudes hasta su enterramiento inicial en el sedimento: desarticulación y fragmentación, bioerosión, desplazamiento y transporte lateral desde su posición original o lugar de producción, etc. Esta fase recibe el nombre de bioestratinómica, e informa de muchas circunstancias del ambiente de depósito y del modo de vida de diversos organismos, documentadas por el estado de conservación de los fósiles.

La fase fosildiagenética estudia las transformaciones sufridas por los restos desde su primer enterramiento hasta su hallazgo en los yacimientos, e implica normalmente una pérdida de su componente orgánica con sustitución por sustancias minerales. Estos procesos son, sin embargo, muy complejos e incluyen la disolución completa de los restos y su pervivencia a partir de moldes, el desenterramiento y la nueva exposición a procesos bioestratinómicos (reelaboración), la deformación de carga o tectónica, cambios inducidos por incrementos de temperatura en la roca, etc.

¿CÓMO SE NOMBRAN LOS FÓSILES?

La clasificación de los fósiles intenta asimilarse en lo posible a la de las entidades paleobiológicas que los han producido, utilizándose por tanto una taxonomía zoológica o botánica convencional (fila, clases, órdenes, familias, géneros, especies), referidas a elementos que hace tiempo formaron parte de la biosfera. 

Así, el nombre de un fósil consta de dos palabras: la primera hace referencia al género y las segunda a la especie, que se escribe siempre con minúsculas. 

Cuando la conservación de un resto es imperfecta o incompleta para saber a que especie pertenece, el grado de indeterminación se indica utilizando diferentes signos de nomenclatura abierta detrás del nombre genérico: sp. (especie indeterminada), cf. (insuficiencia de argumentos para confirmar la identidad específica), y aff. (con caracteres algo diferentes a una especie concreta), entre otros. 

Esta Sistemática biológica se aplica incluso para designar partes de organismos representados muy fragmentariamente en el registro fósil, o bien las señales de su actividad sobre el substrato. 

En estos últimos casos nos encontramos ante parataxones (muy frecuentes en Paleontología), referidos por ejemplo a excrementos, pisadas, raíces, espinas, etc., de las que probablemente nunca llegará a saberse si son el resultado de la actividad de un solo organismo (repartido en varios parataxones), o bien si un determinado resto (por ejemplo, un mismo tipo de coprolito) pudo haber sido producido por animales muy diferentes.

Con una categoría más general, no siempre es posible establecer si los fósiles fueron producidos por animales (restos paleozoológicos) o plantas (restos paleobotánicos), existiendo además de los icnofósiles numerosos restos de organismos del pasado incluidos dentro de Problematica, o fósiles de afinidades biológicas inciertas, que también se nombran con una terminología parataxonómica.

¿CÓMO SE PUEDE CONOCER LA ANTIGÜEDAD DE UN FÓSIL?

Los únicos procesos naturales que son función directa del tiempo son:

la descomposición isotópica de los elementos radioactivos, y
la evolución biológica, según la cual la biosfera ha ido cambiando paulatinamente, de forma que los organismos del pasado difieren más de los actuales cuanto mayor sea su antigüedad.

Ambos procesos son, por tanto, irreversibles y permiten establecer dataciones de los cuerpos rocosos en función de determinados minerales o de los fósiles que contengan. 

En el primer caso, conociendo la velocidad de desintegración radioactiva, puede medirse en una roca la cantidad de un determinado isótopo y la del producto de su descomposición, con lo cual se obtiene el valor en años del tiempo transcurrido desde su formación. Se trata de una datación absoluta o geocronométrica con métodos variados: rubidio 87-estroncio 87, carbono 14-nitrogeno 14, potasio 40-argon 40, uranio 235-plomo-207 , etc.

La datación con fósiles parte de la evidencia de la superposición estratigráfica de las rocas sedimentarias donde se conservan, cuyo registro fósil es tanto más antiguo cuanto más baja sea su posición en secuencias de sedimentación normal, y más diferentes resulten de las floras y faunas actuales. 

Esta cronología se mide siempre en términos relativos, referidos a unidades sedimentarias con fósiles, representativas de un cierto intervalo temporal, y cuya existencia y sucesión ha sido comprobada a nivel mundial, aunque encontremos localmente los estratos inclinados o invertidos por algún plegamiento. 

Las dataciones resultantes se expresan en términos cronoestratigráficos, como por ejemplo "Carbonífero", "Jurásico" o "Mioceno", cada uno de los cuales equivale a un intervalo preciso de tiempo geológico. Estos intervalos se agrupan en las denominadas Eras, como la paleozoica (entre 570 y 250 millones de años antes del presente), mesozoica (de 250 a 65 millones de años) y cenozoica, que comenzó hace 65 millones de años, y en cuyo periodo Cuaternario vivimos actualmente.

¿PARA QUÉ SE UTILIZAN LOS FÓSILES?

Los fósiles constituyen una herramienta muy asequible para la datación de los cuerpos rocosos que los contienen, ya que los métodos isotópicos no pueden aplicarse a todos los tipos de rocas, y exigen complejos y costosos laboratorios para su determinación. 

Conocer la edad de una roca es el elemento base para comprender la dinámica de las cuencas sedimentarias y establecer correlaciones entre sus distintos cuerpos rocosos, algunos de los cuales puede estar vinculado con la génesis o almacenamiento de sustancias de interés económico (petróleo, mineralizaciones metálicas u otras de interés industrial).

Los fósiles informan además de las condiciones ambientales en que tuvo lugar la sedimentación (por ejemplo, organismos marinos costeros, arrecifes, lagos) y los procesos posteriores hasta su transformación en roca.

También proporcionan datos acerca del movimiento de los continentes en el pasado, ya que la distribución de los organismos sigue patrones geográficos y ecológicos, semejantes a los que se conocen en la actualidad.

Por último, el estudio de los fósiles permite contrastar la evolución del mundo orgánico desde su origen hasta nuestros días.

TIPOS DE FÓSILES

Existen diversos tipos de fósiles, como los fósiles traza, coprolitos, huellas, huevos, ambar y orgánicos. Ejemplos de fósiles traza son los coprolitos (defecación fósil), las huellas o paleoignitas (del griego paleo = antiguo e ignitas = huellas), que constituye un documento único que muestra la dinámica de los animales en su medio; los huevos fósiles son otro tipo de evidencia, incluso algunos de estos han conservado los embriones; no obstante uno de los fósiles traza más interesante, es sin duda la resina fósil, conocida como ámbar, que conserva en sus interior una serie de restos orgánicos con un detalle impresionante, conservando incluso, pequeños pelos, y en ocasiones excepcionales restos de sangre; aún más podemos encontrar dentro de ellos, burbujas que conservan el oxigeno fósil, lo que nos permite saber el nivel de este en tiempos pasados.

COMO SE FORMAN LOS FÓSILES

Para que un fósil se produzca debe pasar por diferentes etapas:
1.-El animal prehistórico se desenvuelve en su medio natural conviviendo con otras especies, luego el animal muere, luego depositándose su cuerpo en fondo marino.




2.- El cuerpo del animal es atacado por los agentes erosivos (viento, agua, etc.), por bacterias, o los carroñeros (otros animales que se alimentan de su cuerpo); estos destruyen el cuerpo descomponiendo sus partes blandas y diseminando restos de él en el entorno en que vivía.




3.- Su cuerpo es sepultado en zonas continentales o en los lechos marinos, donde es cubierto por sedimentos (barro, arena, ceniza volcánica, etc.), éste proceso puede durar miles y hasta millones de años, pasando por diferentes eras.




4,- El agua que escurre entre las rocas y los sedimentos en donde esta sepultado el animal, arrastra minerales que penetran los huesos o los caparazones, mineralizándolos poco a poco, pasando desde el proceso de mineralización hasta la petrificación.




5.- Los sedimentos se compactan y se vuelven más duros, sufriendo a lo largo del tiempo diversos movimientos (levantamientos o hundimientos), alterando las capas sedimentarias.




6.- Los restos ya fosilizados del animal son levantados y expuestos en las capas superficiales, en donde los agentes erosivos, se encargan de dejarlo a la vista, para que paleontólogos se preocupen de su extracción.




 

LOS PROCESOS DE FOSILIZACIÓN

Proceso de Calcificación: Ocurre cuando el organismo queda enterrado en sedimentos ricos en carbonato cálcico, componente de las rocas carbonatadas (CALIZAS).
 

Proceso de Silicificación: Aquí el material del organismo es reemplazado por sílice, ocurre en principalmente en ambientes en los que el agua tiene abundante sílice disuelta, este proceso se observa en la conservación de vegetales.

Proceso de Carbonización: Es un proceso por el cual una sustancia rica en carbono (celulosa, quitina…) se altera durante la fosilización, desprendiendo metano, anhídrido carbónico, agua, con lo que la concentración de carbono mineral es mayor. Así se han conservado muchos restos de plantas y también algunos peces y artrópodos.

Proceso de Piritización y limonitización: Cuando un organismo se pudre desprende diversos gases, entre ellos ácido sulfhídrico. Este reacciona con el hierro disuelto en el agua (pirita) que ocupa los poros del fósil. Esta pirita puede oxidarse en climas húmedos dando lugar a limonita (de color amarillo terroso).

SALA “MINERALES”
Los minerales son edificaciones de bloques de rocas. Son materia de sólidos y, como toda materia, están hechos de átomos de elementos. Existen muchos diferentes tipos de minerales, y cada uno está hecho de diferentes tipos de átomos . Los átomos se encuentran unidos, y se alinean de una manera especial llamada, enrejado de cristales, o red de átomos. El enrejado de átomos es lo que le da al mineral su formal de cristal.

Los diferentes de minerales tienen cristales de diferentes formas. La mayoría de los minerales pueden convertirse en formas de cristales de tener suficiente espacio para crecer. Generalmente hay tantos cristales creciendo en un mismo lugar, que competirán por espacio, ya que ninguno de los cristales puede alcanzar gran tamaño.

Los nuevos cristales minerales crecen de dos maneras diferentes. Algunos minerales se forman cuando la roca fundida llamada magma; que está por debajo de la superficie del planeta, y llamada lava cuando está en la superficie; se enfría, y los átomos se unen y forman cristales minerales. Otros minerales se forman cuando el agua tiene elementos disueltos y se evapora. Los átomos en el agua se acercan, y eventualemente forman minerales sólidos.

Las diferentes formas de los minerales no son las únicas diferencias entre ellos. Los minerales también pueden identificarse a través de otras propiedades físicas. Cada tipo de mineral tiene su propia serie de características únicas.

 

PROPIEDADES DE LOS MINERALES

Dureza: Es una propiedad que mide la facilidad con que se puede rayar la superficie de un mineral. El diamante es el mineral mas duro conocido, este puede rayar el vidrio y cuarzo. En 1822 Friedrich Mohs invento la escala de durezas, basada en la habilidad de un mineral para rayar otro. El menos duro es el talco y él mas duro el diamante.
 

Talco

Yeso Calcita Fluorita Apatito

Ortoclasa

Cuarzo

Topacio

Corindón

Diamante

 1
 2
 3
 4
 5
 6
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10

Generalmente los enlaces covalentes formaran minerales más duros que los enlaces ionicos. La dureza de un mineral depende principalmente del tipo de enlace que exista entre sus átomos. La estructura cristalina que posea el mineral también hace variar la dureza, esta estructura dependerá principalmente de tres factores

1)El tamaño de los átomos: Una menor distancia entre los átomos hace mayor la atracción electrónica entre ellos.

2)La Carga: La diferencia de carga entre los iones determinara la atracción entre estos

3)El arreglo atómico: Cuanto más cerrado sea el empaquetamiento entre los átomos e iones mas duro será él miela

Clivaje (exfoliación): Es la tendencia de un mineral a romperse a lo largo de una superficie plana. El termino es usado para describir el arreglo geométrico producido por su rompimiento. El clivaje varia inversamente a la fuerza del enlace. Si los enlaces son fuertes el clivaje será malo y si el enlace es débil el clivaje será bueno. Generalmente en los enlaces ionicos el clivaje es mejor que en los enlaces covalentes. El número de planos y patrones del clivaje es identificado en muchas rocas formadoras de minerales. La muscovita tiene un solo plano del clivaje pero la calcita y la dolomita tiene tres direcciones de clivaje. La estructura cristalina determina los planos del clivaje y las caras del cristal. En cristales con poco clivaje es posible que dicho clivaje corresponda a las caras del cristal. Las caras están formadas a lo largo de numerosos planos definidos por columnas de átomos e iones. El clivaje ocurre a lo largo de esos planos.



Peso especifico: Cada mineral tiene un peso definido por centímetro cubico; este peso característico se describe generalmente comparándolo con el peso de un volumen igual en agua; el número resultante es lo que se llama peso específico del mineral. El peso específico de un mineral aumenta con el número atómico de la masa de los elementos que lo constituyen y con la aproximidad o compactamiento con que estén arreglados en la estructura cristalina.

Color: Aunque el color no es una propiedad segura para la identificación de la mayoria de los minerales, se le usa en ciertas distinciones de carácter general. Por ejemplo los minerales ferruginosos, por lo común son de color oscuro que puede ser gris oscuro, verde oscuro y negro. Los minerales que contienen aluminio son de color claro, que puede incluir el púrpura, rojo profundo, amarillo y algunos tonos café.

Brillo: Se refiere al aspecto de la luz reflejada por un mineral. Minerales con aspecto de metal se dice que tienen brillo metálico independiente del color que posean. Los parcialmente metálicos son submetálicos. Los minerales de brillo no-metalico pueden ser de brillo vítreo, perlado, sedoso, resinoso o terroso.

Raya: La raya de un mineral es el color que este presenta cuando se pulveriza finamente. Puede ser rayanda una cerámica blanca con el mineral. La raspadura puede ser muy diferente del color del ejemplar de mano. Por ejemplo la hematita puede ser de color café, verde o negro, pero la raspadura siempre tiene un color café rojizo.

Fractura:Cuando los minerales no poseen clivaje entonces poseen fractura. La mayoría se rompen en superficies irregulares, pero también pueden romperse en curvas lisas (fractura concoide) o en astillas.
SALA “METEORITAS”
¿QUÉ ES UNA METEORITA?

Es cualquier objeto sólido que se mueve en el espacio interplanetario, que ha impactado la superficie de la Tierra en una pieza o en fragmentos sin haber sido desintegrada completamente por el calentamiento debido a la fricción intensa durante su paso por la atmósfera. La mayor parte de las Meteoritas se consideran fragmentos de asteroides y consisten en materia sólida primitiva similar a la que originalmente formaba la Tierra. Sinónimos: meteorito, aerolito, aerolita, bólido, cosmolito o piedra del cielo.

CLASIFICACIÓN DE LAS METEORITAS

Una clasificación muy general, basada en la composición químico-mineralógica, distingue cuatro tipos principales de meteoritas:

1. Meteoritas férreas: Término general que designa especialmente a las meteoritas constituidas por hierro niquelífero; comprende a las hexaedritas, octaedritas y ataxitas. Sinónimos: hierro, fierro, siderita, hierro o fierro meteórico y meteorito metálico. A estos corresponden los ejemplares expuestos en la entrada principal del Palacio de Minería.

2. Meteoritas mixtas: Nombre general para las meteoritas relativamente raras que contienen aproximadamente iguales cantidades, en peso, de niquel-fierro y silicatos básicos pesados, como piroxenos u olivino; comprenden a las pallasitas y a los mesosideritos. Sinónimos: siderolitos, meteorito ferropétreo, litosiderita, aerosiderolito y sideroaerolito.

3. Meteoritas pétreas: Nombre general para las meteoritas que consisten principal o completamente de minerales silicatados. Las meteoritas pétreas son similares en composición a las rocas ultramáficas y constituyen más del 90% de las meteoritas observadas al caer. Comprenden las condritas y las acondritas. Sinónimos: piedra, aerolito, piedra meteórica, meteorolito, asicento y brontolito.

4. Condritas: Una condrita es una meteorita pétrea, que se caracteriza por la presencia de estructuras esféricas, visibles a simple vista que se denominan cóndrulos; los cuales se encuentran rodeados de una matriz de ortopiroxeno, olivino y fierro-níquel. Está estructura nos indica una mezcla heterogénea, de material primitivo.

HISTORIA

La primera constancia de una caída de meteoritas se remonta al siglo V, durante las guerras del Peloponeso entre Atenienses y Espartanos, en donde cayó una gran meteorita.

Cristobal Colón observó una lluvia en su primer viaje a América, narrándola así en su diario de navegación: "El 15 de septiembre cayó al mar un maravilloso racimo de fuego".

Hasta finales del siglo XVIII se creía que las meteoritas eran producto de fenómenos de la atmósfera terrestre. En 1792, Lavoisier, explicó que esos fenómenos eran "piedras terrestres alteradas por el rayo".

Chlandi, en 1794, afirmó que eran de origen espacial, comprobando esta afirmación en la famosa lluvia de meteoritas de 1802 caída en Ome (Francia).

Meteoritas mexicanas

Algunas de las grandes meteoritas descubiertas en México; entre las que destacan las de Chupaderos (I y II), Morito y Zacatecas, fueron reconocidas por las antiguas culturas indígenas, sin embargo, las primeras investigaciones científicas se realizaron a principios del siglo XIX.

Impresionantes bloques pertenecientes a la lluvia meteórica de Chupaderos (Chupaderos I y II), fueron hallados cerca del antiguo poblado de Huejuquilla, cerca de Jiménez, Chihuahua. Son clasificados como meteoritas férreas, de tipo octaedrita media y los minerales que las caracterizan son: kamacita, taenita y fosfatos. Sus dimensiones y peso que presentan son: 2.20m x 0.85m x 2.50m y 14,114Kg; 1.20m x 2.00m x 0.70m y peso de 6,767Kg, respectivamente.

El bloque Morito (San Gregorio) fue reconocido durante siglos como una marca en el camino de las rutas indígenas hacia el sur, aproximadamente a 25 Km al noroeste de Hidalgo del Parral. Es clasificado como meteorita férrea, de tipo octaedrita media y los minerales que la caracterizan son: kamacita, taenita y troillita. Sus dimensiones son: 1.20m x 1.70m x 2.00m y peso de 10,100Kg.

El hallazgo de los ricos yacimientos de plata, explotados en la ciudad de Zacatecas por los españoles después de la conquista; dieron por resultado el descubrimiento de la meteorita Zacatecas, que se localizaba al oeste de la ciudad del mismo nombre. Es clasificada como una meteorita férrea, de tipo anómala y los minerales característicos son: kamacita, taenita, silicatos y grafito. Sus dimensiones son: 1.10m x 0.30m x 0.55m y peso de 780Kg .
SALA “ROCAS”
ROCAS IGNEAS

Las rocas ígneas se forman cuando la roca derretida se enfría y se solidifica. A la roca derretida se le llama magma, cuando está por debajo de la superficie de la Tierra; y se le llama lava, cuando está sobre la superficie.

Las rocas ígneas se dividen en dos grupos, dependiendo de el lugar en dónde se forma la roca.

Las rocas ígneas que se forman por debajo de la superficie de la Tierra se llaman, rocas ígneas intrusivas, (o plutónicas). Estas rocas se forman cuando el magma penetra un bolsillo o recámara subterránea que se encuentra relativamente fría y que las solidifica en forma de cristales debido a que se enfría muy lentamente, y genera rocas que contienen grandes cristales.

Las rocas ígneas que se forman sobre la superficie de la Tierra se llaman rocas ígneas extrusivas. A estas rocas también se les conoce como rocas volcánicas, ya que se forman de la lava que se enfría en o sobre el nivel de la superficie de la Tierra.

ROCAS SEDIMENTARIAS

La meteorización es producida por fragmentación mecánica y o alteración química de la roca. La meteorización mecánica puede ser producida por fragmentación devida a congelamiento,descompresión, expansión térmica o actividad biológica.
La meteorización química puede ocurrir por disolución, oxidación y hidrolisis.

Los productos de la meteorización constituyen el material para la formación de rocas sedimentarias. Los restos  meteorizados de la roca son transportados constantemente por la acción de los rios, viento, olas y hielo y luego son depositados en lugares como lagos, valles de río, mares etc. A medida que se acumula el sedimento no consolidado el material del fondo se compacta reduciendose el espacio entre los granos, otro proceso es la cementación, en este el material cementante es transportado en solución con el agua y se introduce en los poros. Luego a medida que precipita esta solución se rellenan los espacios entre los granos. A estos dos procesos de compactación y cementación se les llama litificación, en el cual sedimentos no consolidados se transforman en rocas sedimentarias.

Uno de los factores que controlan el proceso metamórfico es la temperatura. Debe tenerse presente que la fuente de calor para estas transformaciones proviene de la desintegración radiactiva de isótopos que ocurre en el interior de nuestro planeta. Ya que la superficie del mismo está sometida a un continuo enfriamiento (calor irradiado por la Tierra) existe un aumento gradual de la temperatura con la profundidad, al que usualmente se llama gradiente geotérmico. Este varía de una zona a otra de la corteza siendo su valor medio de 1ºC cada 33 m. De ello surge que una roca a medida que se ve sometida a condiciones mas profundas se ve inmersa en un medio de mayor temperatura y de mayor presión.

Cuando las temperaturas son bajas -en las cercanías de la superficie- los procesos se asignan al ciclo exógeno o sedimentario, y más precisamente a la diagénesis o litificación. En cambio, cuando las temperaturas alcanzan el punto de fusión de las rocas envueltas en un evento metamórfico, generándose un fundido (fusión anatéctica o anatexis), los procesos pasan al campo de las rocas ígneas. Entre estas dos temperaturas, que definen los limites superior e inferior del metamorfismo, se desarrolla el proceso metamórfico.

Es importante dejar bien en claro que el metamorfismo tiene lugar mientras las fases minerales integrantes de una roca determinada están en estado sólido. Es así que los procesos del metamorfismo son "procesos en estado sólido" con pocas o mínimas fases volátiles involucradas (agua y dióxido de carbono), además el sistema es isoquímico: la composición química volumétrica de la roca es invariante y las nuevas especies minerales (especies neoformadas) estarán condicionadas por la química original.

La forma en que aumentan la temperatura y la presión no es la misma en diferentes puntos de la corteza. Existen zonas anómalamente calientes con abundante magmatismo donde la temperatura se incrementa muy rápido con la profundidad, especialmente cerca de los bolsones de magma que están próximos a la superficie. Por el contrario nuestro planeta muestra zonas anómalamente frías en que aún a profundidades importantes la temperatura es relativamente baja. De todo ello surge que en las rocas que han sufrido transformación metamórfica habrá algunas en que los cambios en la mineralogía y textura se deben fundamentalmente al aumento de temperatura mientras que habrá otras en que la presión y la deformación son los factores más importantes que condicionan el cambio mineral.

De allí que podamos de manera sintética decir que existen tres grandes familias de procesos metamórficos según el predominio relativo de la temperatura y la presión:

a. El metamorfismo de contacto: producido en salbandas o aureolas alrededor de cuerpos intrusivos en vías de enfriamiento. En estos casos T>>P permitiendo la recristalización y transformación de las rocas que están próximas al contacto. Este es el origen más común para los mármoles uruguayos, especialmente en la zona de Polanco donde un granito entra en contacto con rocas calcáreas de unos 600 Ma de antigüedad.

b. metamorfismo dinámico: en estos casos la presión dirigida, y por consiguiente la deformación predomina netamente sobre la temperatura. Las rocas involucradas están sujetas a varios tipos de "molienda mineral" y recristalización de algunas especies minerales. Las rocas resultantes de este tipo de metamorfismo se desarrollan siguiendo zonas donde la deformación fue máxima. Un ejemplo notable lo constituyen las rocas alineadas sobre la Sierra de la Ballena, Sierra de los Caracoles y Cerro Largo que forman una enorme estructura que atraviesa nuestro país (y se continúa en Brasil) indicando que a lo largo de ese "lineamiento" se produjo una deformación extrema producto del resbalamiento relativo entre dos porciones de la corteza terrestre.

c. metamorfismo regional: el metamorfismo esta determinado por el par presión - temperatura, definiéndose de esta manera una serie de "grados" y "facies" metamórficas. Es el caso mas común del metamorfismo y también el mas complejo, y para su estudio es necesario un conocimiento profundo de la cartografía geológica y estructural de la zona relevada, así como de la petrografía de cada tipo litológico involucrado.

Es interesante prestar atención a las variaciones de P y fundamentalmente la temperatura a lo largo del "evento metamórfico". A medida que la roca original -llamada protolito- se ve sometida a aumentos progresivos de T y eventualmente P, las fases minerales originales comienzan a sufrir los cambios necesarios para "adaptarse" al medio.

En algún momento determinado, la T alcanzara su máximo y la roca desarrollara una asociación mineral que definirá un cierto grado metamórfico o facies metamórfica. La asociación mineral recristalizada estable para ese par [P-T] se denomina paragénesis mineral metamórfica.


ROCAS METAMÓRFICAS

Rocas cuya composición y textura originales han sido alteradas por calor y presión. El metamorfismo que se produce como resultado del movimiento y presión entre dos bloques rocosos recibe el nombre de dinamometamorfismo o metamorfismo cataclástico y tiene lugar en fracturas con movimiento (fallas) y produce trituración mecánica pero también calor por rozamiento. El metamorfismo producido por el calor o la intrusión de rocas ígneas recibe el nombre de térmico o de contacto. Finalmente hay otro tipo de metamorfismo a gran escala, relacionado con la tectónica de placas y la orogénesis y motivado por los aumentos de presión y temperatura cercanos a la zona de colisión y subducción, que origina extensas zonas de rocas metamórficas.
Hay cuatro variedades comunes de rocas metamórficas que pueden provenir de rocas sedimentarias o de rocas ígneas, según el grado de metamorfismo que presenten, dependiendo de la cantidad de calor y presión a la que se han visto sometidas. Así, la lutita se metamorfiza en pizarra a baja temperatura, pero si es calentada a temperaturas lo suficientemente elevadas como para que se recristalicen sus minerales arcillosos formando laminillas de mica, se metamorfiza en una filita.
A temperatura y presión aún más elevadas, se produce una recristalización completa, que da lugar a esquistos o gneis, rocas en las que el alineamiento de las laminillas de mica produce una textura laminar llamada foliación que se caracteriza por el aspecto laminado o bandeado de la roca. En los esquistos, los minerales de color claro (cuarzo y feldespato sobre todo) están distribuidos homogéneamente entre las micas de color oscuro; el gneis, por el contrario, exhibe bandas de color características.






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