GEOLOGIA 2012 UNIDAD III

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Geología 
 
 
 
1º Curso 
 
 
I.O.P. 
 
 
 
 
 
UNIDAD: III 
 
 PETROLOGÍA 
 
 
 
Profesor: Victor Barrientos 
 
 
 
 
Curso 2012-2013 
 
Universidad de A Coruña 
 
 
 
 2
Introducción 
 
 Los macizos rocosos se componen de rocas que, en su conjunto, puede 
adscribirse a alguna de las siguientes tres categorías principales: a) rocas ígneas; b) 
rocas sedimentarias; y c) rocas metamórficas. Las rocas ígneas junto con las 
metamórficas son rocas endógenas, mientras que las rocas sedimentarias son rocas 
exógenas. 
 
Cada uno de esos tipos de rocas es el resultado de una serie de procesos 
geológicos que, de forma completa o incompleta, afectan a todas ellas dentro de lo 
que se conoce como el Ciclo de las Rocas. Esos procesos geológicos son los 
responsables de las propiedades que presentan las rocas en los afloramientos y 
pueden ser relacionados, por tanto, con las propiedades geomecánicas y las 
problemáticas ingenieriles resultantes de las actuaciones sobre el terreno. 
 
 En estas notas repasaremos algunos conceptos geológicos básicos, con especial 
énfasis en las clasificaciones litológicas más frecuentemente empleadas. Dichos 
conceptos deben ser tenidos presentes y entendidos a fin de poder captar en toda su 
amplitud la importancia del conocimiento del terreno antes, durante y después de 
una actuación de ingeniería específica. 
 
 
 
Figura 1. Esquema simplificado del Ciclo de las Rocas y relación existente entre los distintos tipos de 
roca y procesos geológicos 
 
 
Las Rocas Ígneas 
 
 Las rocas ígneas proceden de un magma original. Se entiende por magma un 
fluido natural a elevada temperatura, constituido por material de roca que goza de 
cierta movilidad y que es susceptible de intruir o extruir. Se supone que las rocas 
ígneas han derivado de la cristalización de un magma y de los procesos relacionados 
con el enfriamiento del mismo. El magma del que proceden las rocas ígneas puede 
contener sólidos en suspensión, cristales, fragmentos de rocas y gases. 
 3
 
Clasificación de rocas ígneas según el tipo de yacimiento 
 
 En primer lugar, las rocas ígneas se clasifican según el tipo de yacimiento en: 
 
• Rocas ígneas intrusivas – Son rocas que presentan una textura de 
tamaño de grano medio a gruesa debida a su enfriamiento lento. Cuando se 
encajan y forman a cierta profundidad suelen constituir cuerpos intrusivos 
de tamaños considerables, batolitos o plutones, por lo que se denominan 
también rocas plutónicas. Muy a menudo poseen (p. Ej. granitoides) 
colores claros, si bien no siempre es así (p. Ej. gabro, muchas rocas 
ultrabásicas, etc.). Cuando se encajan y forman a menor profundidad se 
denominan rocas hipoabisales o subvolcánicas. Éstas se caracterizan 
por los cuerpos intrusivos de menor tamaño y formas diferentes, como sills, 
lacolitos y diques o filones, por lo que también se denominan rocas 
filonianas. Las texturas son variadas dependiendo de la composición 
particular del magma original y de las características de formación. 
 
• Rocas ígneas extrusivas – Son rocas a menudo vítreas o de tamaño de 
grano muy fino debido a su enfriamiento rápido. Suelen presentar vacuolas 
generadas como resultado de la degasificación del magma a partir del cual 
se han generado. Muy frecuentemente presentan tonalidades oscuras (p. 
Ej. basaltos) si bien también existen de colores claros (p. Ej. traquitas). 
 
 
 
 
Figura 4. Principales tipos de yacimiento de rocas ígneas (intrusitas y extrusivas) 
 
 
 
Evolución magmática 
 
 La diversidad de rocas ígneas existentes está asociada fundamentalmente a su 
evolución, no a la composición inicial del magma. 
 
Entre los procesos evolutivos principales de un magma cabe destacar: 
 
• la asimilación o reacción entre el magma y la roca encajante, 
 4
• la mezcla de magmas de diferentes características y composición, 
• y la diferenciación magmática. 
 
De estos procesos, la diferenciación magmática parece con mucho el más 
frecuente e importante en la evolución magmática. Durante este proceso un magma 
originalmente homogéneo se separa en fracciones desiguales, formando rocas de 
composición diferente. 
 
Ciertos minerales están asociados porque cristalizan a temperaturas similares. 
Cuando se produce la cristalización en un magma, los cristales formados tienden a 
mantener un equilibrio con el fundido restante. Esta circunstancia se puede dar 
cuando la temperatura desciende muy lentamente y no existen procesos de 
segregación. Si el equilibrio se restablece mediante soluciones sólidas continuas, se 
produce una serie continua de cristalización, si es mediante transformaciones 
minerales abruptas, se produce una serie discontinua de cristalización. Bowen fue el 
primero que estableció estas series de cristalización para minerales característicos. 
 
Rocas Igneas 
 
Peridotita / Basalto 
 
Gabro / Basalto 
 
 
Diorita / Andesita 
 
 
 
Granito / Riolita 
 
 
 
 
 
Figura 2. Series de cristalización discontinua y continua de Bowen. A menor temperatura de 
cristalización, mayor estabilidad frente a la meteorización presenta el mineral en cuestión. De esa 
manera, se conoce como serie de meteorización de Goldlich la inversa de la de Bowen 
 
 
 
Figura 3. Serie de meteorización de Goldlich. Junto a cada mineral se indica, entre paréntesis, el 
tiempo medio de meteorización de cada uno de ellos para unas condiciones climáticas templadas y 
húmedas 
 
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Si no hay reequilibrio entre el fundido y los cristales formados, se produce 
fraccionamiento, evidenciando, por ejemplo, minerales transitorios (incluidos), 
texturas de segregación y zonación mineral, lo que produce cambios en la 
composición del magma residual. A este proceso, que suele ser el más importante de 
la diferenciación magmática, se llama cristalización fraccionada. Entre las 
causas que favorecen la cristalización fraccionada cabe destacar la rapidez en el 
descenso de la temperatura, la diferenciación gravitatoria, es decir, la separación de 
cristales por gravedad, así como la segregación de magmas residuales, lo que puede 
ser debido a diferentes causas mecánicas y tectónicas características de la historia 
geológica del cuerpo intrusivo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Diagramas de 1 componente 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Diagramas de 2 componentes 
 
 
 
 
 Fe / (Mg + Fe) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Los sistemas de estabilidad de fases 
 
 En general, los sistemas de estabilidad de fases se pueden clasificar en 
miscibles e inmiscibles. 
 
Una solución sólida es pues característica de los sistemas que son miscibles, 
aunque esa miscibilidad, completa o parcial, depende de los campos de estabilidad de 
los extremos isomorfos que la definen. La fusión de un mineral cuya estabilidad está 
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representada por una solución sólida, origina un fundido magmático de composición 
igual a la del sólido original, por lo que se dice que tiene una fusión congruente. 
 
Entre los sistemas de estabilidad de fases que se consideran inmiscibles cabe 
destacar el sistema eutéctico, el sistema peritéctico y los sistemas de inmiscibilidad de 
líquidos y de sólidos. 
 
En el sistema de reacción eutéctico, la transformación de fases se realiza de 
manera que toda la fase fundida termina cristalizando por enfriamiento, en una 
isoterma que da lugar a dos fases sólidas. La fusión mineral es congruente, puesto 
que se forma un fundido de composición igual a la del conjunto sólido original. 
 
En el sistema peritéctico, el enfriamiento de un fundido original pasa por la 
cristalización de un sólido inicial que, por reacción con el fundido residual, dará 
como resultado un sólido de composición diferente. El proceso de fusión se dice que 
es incongruente, puestoque una fase mineral, dará lugar por calentamiento, a dos 
fases distintas, una líquida y otra sólida, cuyas composiciones son desiguales a la del 
sólido original. El sistema peritéctico es una característica habitual de la serie 
discontinua de Bowen. 
 
Los huecos de miscibilidad definen la inmiscibilidad de fases sólidas 
durante el enfriamiento de ciertos minerales. De este modo, se pueden dar 
fenómenos de exsolución y desmezcla (texturas pertíticas) dentro de unas 
determinadas condiciones termodinámicas. 
 
La inmiscibilidad de líquidos, para determinados rangos de presión y 
temperatura, favorece tanto la difusión como la segregación de magmas, así como, 
por consiguiente, la cristalización fraccionada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Plagioclasa antes que Piroxeno Piroxeno antes que Plagioclasa 
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Diagramas de 3 componentes 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1. Clasificación de las Rocas 
 
1.1. Clasificación de las Rocas Ígneas 
 
A parte de la clasificación general de las rocas ígneas por tipo de yacimiento 
(rocas intrusitas y extrusivas), las rocas ígneas se clasifican de acuerdo con dos 
criterios fundamentales: 
 
a) Tamaño de grano y textura 
b) Contenido de sílice y composición mineral 
 
1.1.1. Clasificación basada en el tamaño de grano y la textura 
 
• Rocas vítreas – Formadas por vidrio (no contienen cristales). P. Ej. 
obsidiana 
• Rocas afaníticas – De tamaño de grano muy pequeño (cristales no 
distinguibles a simple vista) 
• Rocas faneríticas – El tamaño de los cristales puede ser identificado 
sin problema a simple vista 
• Rocas pegmatíticas – De tamaño de grano muy grueso (en general, 
> 10 mm) 
• Rocas vesiculadas – Textura desarrollada en rocas volcánicas o 
subvolcánicas que evidencia la presencia de gases expandidos antes de 
la consolidación 
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• Rocas amigdaloides – Rocas que presentan una textura con 
cavidades producto de la expansión de gases y, más tarde, rellenas por 
diversos minerales 
• Rocas porfiríticas (o porfídicas) – Caracterizadas por la presencia 
de grandes cristales (fenocristales) rodeados de una matriz fanerítica o 
afanítica de tamaño de grano muy inferior 
 
1.1.3. Clasificación basada en el contenido de sílice y la composición 
mineral 
 
• Rocas ígneas ácidas – Ricas en sílice (% SiO2 > 65% en peso). Se 
caracterizan por la abundante presencia de minerales denominados félsicos 
(cuarzo y feldespatos, mayoritariamente) y cuya tonalidad es clara. 
• Rocas ígneas intermedias – El contenido de sílice va del 45 al 65% en 
peso. 
• Rocas ígneas básicas – Pobres en sílice ( < 45 % en peso) 
• Rocas ígneas ultrabásicas 
• Rocas leucócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad 
mayoritariamente clara o félsicos (p. Ej. feldespatos, cuarzo,…) 
• Rocas melanócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad 
oscura o máficos (minerales ferromagnesianos, sobre todo: piroxenos, 
biotita, anfíboles, etc.). No todas las rocas melanócratas son ultrabásicas y 
viceversa. Por ejemplo, la anortosita es una roca leucócrata y ultrabásica. 
 
 
 
 
 
 
Figura 6. Diagrama QAP (Streckeisen, 1966) para la clasificación modal de rocas ígneas intrusivas. a) 
Cuarzodiorita, cuarzogabro y cuarzoanortosita; b) Diorita, gabro, anortosita; c) Monzodiorita, 
monzogabro; d) Cuarzosienita de feldespato alcalino; e) Sienita de feldespato alcalino 
 
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Figura 7a. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P = 
plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) 
IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833
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Figura 7b. Clasificación de las rocas ígneas extrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P = 
plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) 
IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833 
 
 traquita 
 traquita 
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Figura 7c. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas ultrabásicas, de acuerdo con la IUGS. Ol: 
olivino; Opx: ortopiroxeno; Cpx: clinopiroxeno; Hb: hornblenda; . Fuente: Le Bas y Streckeisen 
(1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833 
 
 
 
 
 
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Figura 8. Clasificación química (diagrama TAS) de las rocas volcánicas de acuerdo con su 
composición expresada en términos del porcentaje de sílice (SiO2) y álcalis (Na2O+K2O) 
 
 
 
Temperatura de Cristalización (ºC) 
 500 1000 1500 
 Plagioclasa 
 Olivino 
 Piroxeno 
 Anfíbol 
 Biotita 
 Cuarzo 
 Feldespato K 
Composición 
Mineral 
 Moscovita 
Color 
Claro 
(ácidas) 
Medio 
Oscuras 
(básicas) 
Color 
Grano 
grueso 
GRANITO DIORITA GABRO Intrusiva 
Grano 
fino RIOLITA ANDESITA BASALTO Extrusiva 
Porfídica 
Granito o Riolita 
porfídica 
Diorita o Andesita 
porfídica 
Gabro o Basalto 
porfídico 
Intrusita o 
Extrusiva 
Porosa Pómez Escoria 
T
e
x
tu
ra
 
Vítrea Obsidiana 
Extrusiva 
O
ri
g
e
n
 
 
Figura 9. Clasificación, textura y mineralogía de los principales tipos de rocas ígneas (plutónicas y 
volcánicas). Nota: Los rangos de temperatura de formación para los minerales son aproximados 
 
 
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Figura 10. Clasificación de los distintos productos volcánicos. Accesorio: formado a partir de 
fragmentos del cono volcánico o de anteriores coladas; Accidental: formado a partir de rocas no 
volcánicas o de rocas volcánicas no relacionadas con el episodio volcánico en cuestión; Juvenil: 
formada a partir del magma que alcanza directamente la superficie. Abreviaturas: Cort.: ‘Corteza’; 
Cab.: ‘Cabellos’; Lág.: ‘Lágrimas’ 
 
Figura 11. Clasificación químico mineralógica de las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) así como 
variación de alguna de sus propiedades más destacadas 
 
LAVA 
almohadilladas pahoehoe aa 
GAS 
SO2 CO2 H2O 
TEPHRA 
BOMBAS BLOQUES LAPILLI CENIZAS OTROS 
Esferoidales 
Retorcidas 
Acordonadas 
Cort. de Pan 
Accesorios 
Accidentales 
Escorias 
Pómez 
Cenizas 
Juveniles 
Accesorias 
Accidentales 
Cab. de Pelé 
Lág. de Pelé 
 
 
 
 
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Granito Riolita Diorita Andesita 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Gabro Basalto Basalto vesicular 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Obsidiana Tephra (lapilli) 
 
 
 
Vulcanismo y Tectónica de placas 
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Metamorfismo 
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La mayor parte de las rocas metamórficas son el resultado de la 
recristalización de otras rocas de naturaleza ígnea, sedimentaria o metamórfica bajo 
la acción de cambio en la presión, temperatura o en los fluidos intersticiales. 
 
 El límite inferior del metamorfismo está poco definido y coincidiría con el 
máximo alcanzado durante la diagénesis (de 200 a 300 ºC) mientras que el límite 
superior coincide con la fusión de las rocas o anatexia. Al producirse la fusión (total 
o parcial) se genera un fluido geológico denominado magma, cuya cristalización 
conduce a la formación de los distintos tipos de roca ígnea vistos con anterioridad. 
 
Los distintos tipos de roca metamórfica son determinados por la roca 
precursora (o protolito) y, de forma determinante, por las condiciones de presión y 
temperatura a las que se desarrolla el proceso. 
 
En general, los efectos principales que el metamorfismo ocasiona en las rocas 
son las siguientes: 
 
• Crecimiento de nuevos minerales 
• Deformación y rotación de granos minerales preexistentes o neoformados• Recristalización de minerales para formar cristales mayores 
• Producción de rocas foliadas frágiles y muy resistentes o anisótropas con 
una baja resistencia al corte. 
 
 
 El desarrollo preferente de los cristales durante el metamorfismo da lugar a las texturas foliadas. Estas 
no reflejan más que el crecimiento cristalino dentro de un campo de esfuerzos anisótropo 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Deformación y desarrollo de cristales como respuesta a los diferentes tipos de esfuerzos (tensión, 
compresión y cizalla. 
 
 
 
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Texturas metamórficas 
 
Las rocas metamórficas presentan texturas características que sirven en 
muchos casos para su descripción y clasificación. Así, el tipo de roca metamórfica 
queda determinado por su protolito y las condiciones de P y T, distinguiéndose: 
 
 Rocas no foliadas. No presentan una orientación preferente en sus 
componentes minerales, que suelen ser equidimensionales, lo que se define 
como textura granoblástica. El mármol, que está compuesto 
esencialmente de calcita recristalizada, es un ejemplo de roca metamórfica 
no foliada. 
 
 Rocas foliadas. Los componentes minerales presentan una acusada 
orientación manifestada a través de lineaciones, bandeados y laminaciones. 
 
En las rocas foliadas, cuando la estructura es esencialmente planar, más o 
menos penetrativa, y se encuentra asociada a pequeños y abundantes cristales de 
mica, se denomina que la roca presenta foliación. Si las estructuras son lineales, ya 
sea por la presencia de minerales deformados o recristalizados en direcciones 
preferenciales, o bien por la intersección de estructuras planares, se dice que en la 
roca se observa lineación. Cuando la estructura planar es muy penetrativa y está 
acompañada de minerales de mayor tamaño y abundante recristalización (blastesis), 
se dice que la roca tiene esquistosidad . La textura gneísica es una textura más 
bien ojosa caracterizada por un bandeado claro-oscuro irregular de grano grueso en el 
cual la foliación está pobremente definida debido a la preponderancia de feldespato y 
cuarzo sobre los minerales micáceos. Este tipo de rocas, gneis, procede normalmente 
del metamorfismo de rocas graníticas o de areniscas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Desarrollo de foliaciones y lineaciones a partir de minerales de hábito tabular o prismático 
durante los procesos metamórficos. En ausencia de anisotropías en el campo de esfuerzos, los 
minerales tienden a crecer sin orientación preferida (es decir, sin desarrollar foliaciones) 
mientras que cuando el campo de esfuerzos es anisótropo (casos B y C) los minerales se 
desarrollan de acuerdo con la orientación de las componentes principales del esfuerzo 
 
 
 
 22
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
El desarrollo de foliación permite igualmente determinar la orientación de los 
esfuerzos que originaron la deformación. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Desarrollo progresivo de una foliación de crenulación asimétrica y simétrica 
 
Las rocas metamórficas están constituidas por minerales que favorecen o no el 
desarrollo de texturas foliadas. De este modo, las rocas tendrán un comportamiento 
frente a la deformación que será más o menos anisótropo (foliadas) o más bien 
isótropo (no foliadas o masivas). En este sentido, algunas rocas de distinta 
composición y desigual comportamiento frente a la deformación podrán presentar 
fenómenos de refracción respecto de la orientación de ciertas texturas foliadas. 
 
 
 
• σ1 > σ2 = σ3 → foliación sin lineación 
 
• σ1 = σ2 > σ3 → lineación sin foliación 
 
• σ1 > σ2 > σ3 → foliación y lineación 
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Esquistosidad (refracción) 
 
Foliación de crenulación simétrica en esquisto rico 
en cuarzo y anfíboles. La concentración de cuarzo es 
mayor en las charnelas. Borradaile et al. (1982) 
Atlas of Deformational and Metamorphic Rock 
Fabrics. Springer-Verlag. 
Foliación de crenulación asimétrica en 
esquisto rico en cuarzo y mica. Nótese la 
variación composicional de la estratificacion 
horizontal original, así como la disolución 
preferencial del cuarzo en uno de los flancos 
de los pliegues. Borradaile et al. (1982) Atlas 
of Deformational and Metamorphic Rock 
Fabrics. Springer-Verlag. 
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 Conviene resaltar igualmente otras texturas características de las rocas 
metamórficas. Desde el punto de vista de las rocas foliadas, la textura lepidoblástica 
sirve para caracterizar las rocas metamórficas foliadas ricas en minerales lamelares 
como las micas. No obstante, si una roca típicamente masiva con minerales 
equidimensionales (granoblástica) sufre una intensa deformación en el campo frágil, 
se origina la textura cataclástica, la cual se caracteriza por la trituración de minerales 
anteriores con la consiguiente disminución del tamaño de grano. Si la deformación se 
realiza en el campo dúctil, la textura se describe como milonítica, en la cual existe 
foliación además de una lineación de estiramiento por deformación plástica 
intracristalina. Si en este último caso la recristalización es abundante la textura se 
dice blastomilonítica. Cuando la mayoría de los minerales no son lamelares pero 
presentan una orientación similar, se dice que la roca posee una textura 
nematoblástica. La textura porfiroblástica define mas bien un conjunto de cristales 
similarmente orientados, cuyas dimensiones son mucho mayores que las del resto de 
los otros minerales. La presencia de minerales aciculares o fibrosos orientados en 
todas direcciones e íntimamente compenetrados caracteriza la textura diablástica. 
 En el caso de que existan grandes cristales o porfiroblastos (en una matriz de 
cristales de menor tamaño) con inclusiones de otros minerales de diferente 
naturaleza, se origina la textura peciloblástica. Ciertas características de este tipo de 
textura permite determinar en muchos casos la edad relativa de formación de dichos 
minerales. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Pre-tectónico Sin-tectónico Post-tectónico 
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 Durante el metamorfismo de una roca se desarrollan asociaciones minerales 
cuya naturaleza depende de varios factores, entre ellos, la composición química y las 
condiciones termodinámicas de presión y temperatura. 
 
 Se denomina paragénesis mineral de una roca metamórfica al conjunto de 
minerales de esa roca que son estables dentro de un margen concreto de condiciones 
termodinámicas. Al contrario que en las rocas ígneas, en la que la mayoría de sus 
minerales constituyen una asociación en equilibrio, es decir, una paragénesis 
mineral, en las rocas metamórficas podemos encontrar varias paragénesis minerales 
en la misma muestra debido esencialmente a dos factores: a) cambios espaciales en la 
composición química de la roca; b) cambios en las condiciones termodinámicas a lo 
largo del tiempo. 
 
Por ello, para poder considerar a una asociación mineral como una 
paragénesis, es necesario que todos los minerales aparezcan en contacto mutuo y con 
límites de grano rectos, lo que significa que dichos minerales están en equilibrio. Si 
por el contrario los límites entre minerales son indentados, ello indicaría un contacto 
de reacción entre ellos. 
 
 
Clasificación de las Rocas Metamórficas 
 
Las condiciones metamórficas son determinantes a la hora de la generación de 
las distintas rocas metamórficas si bien la litología implicada en el proceso es otro 
factor digno de ser considerado. De esa manera, dos rocas de idéntica composición 
mineralógica y química, al ser sometidas a condiciones metamórficas distintas 
pueden desembocar en rocas metamórficas muy distintas. Por el contrario, dos rocas 
inicialmente muy distintas pueden resultar en rocas metamórficas muy parecidas, 
bajo condiciones metamórficas distintas. Estas dos ideas son la base de estudio de las 
denominadas facies metamórficas. 
 
El metamorfismo suele dividirse en varios tipos, de acuerdo con el proceso 
dominante que tiene lugar. De esta manera sehabla de: 
 
 Metamorfismo dinamo-térmico. Cuando los procesos deformativos 
son importantes y van acoplados a variaciones sustanciales de presión y de 
temperatura. El significado es similar al que más tarde denominaremos 
metamorfismo regional. Este tipo de metamorfismo no suele ir 
acompañado de una variación en la composición química original de la 
roca. 
 
 Metamorfismo térmico. Cuando el proceso metamórfico dominante es 
la variación de temperatura y las manifestaciones deformativas son poco 
importantes. Tiene un significado análogo al que más tarde 
denominaremos metamorfismo de contacto. Este tipo de metamorfismo 
suele ir acompañado de un cambio global en la composición química de la 
roca. 
 
 Metamorfismo dinámico. Es un metamorfismo esencialmente debido a 
presiones dirigidas y/o esfuerzos de cizalla. Se da en relación con fallas y 
cabalgamientos, en donde tiene lugar una intensa deformación que 
produce cambios texturales y estructurales importantes (milonitas, 
cataclasitas). 
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 Pirometamorfismo. Es un tipo especial de termometamorfismo en el 
que los gradientes térmicos pueden llegar a ser extremos, como es el caso 
de la combustión a baja presión de formaciones carbonosas (y la 
consecuente formación de clinkers). 
 
 Ultrametamorfismo. Un tipo extremadamente excepcional de 
metamorfismo en el que se asocian muy elevadas presiones y temperaturas. 
Suele corresponder a las condiciones que se dan durante un impacto 
meteorítico y la consiguiente liberación brusca de energía. 
 
 De esta forma, el metamorfismo isoquímico es aquél proceso metamórfico 
en el que la composición de la roca metamorfizada permanece constante a lo largo de 
los procesos metamórficos, con la excepción de la pérdida de volátiles (H2O y CO2, en 
especial). Por el contrario en el metamorfismo aloquímico o metasomatismo 
la composición original no se preserva y distintos componentes del protolito pueden 
ser eliminados y/o ser incorporados nuevos componentes químicos. Los skarns es 
un ejemplo de dicho tipo de proceso. 
 
Así a grandes rasgos, las rocas metamórficas se dividen en dos grandes grupos, 
de acuerdo con las condiciones P/T de formación: 
 
 Rocas metamórficas regionales. Son el resultado de procesos 
metamórficos acoplados a otros deformativos y térmicos que tienen lugar 
durante la orogénesis o formación de cordilleras. De esa forma las rocas 
reflejan importantes variaciones de presión. 
 
 Rocas metamórficas de contacto. Resultado del desarrollo de 
importantes gradients térmicos en los márgenes de las intrusiones ígneas. 
 
 
 Relación existente entre los cuerpos ígneos intrusivos y el metamorfismo de contacto 
 
Por otra parte, hay términos de uso general, como el prefijo META que 
significa metamorfizado. De este modo, si conocemos la roca original, podemos 
denominar a la roca metamórfica formada anteponiendo el prefijo META a la roca de 
partida. Así por ejemplo, una metapelita, es una roca metamórfica derivada de rocas 
arcillosas y cuarzo arcillosas, o pelitas: lutitas, areniscas-lutíticas, etc. Una 
metabasita correspondería a una roca ígnea básica metamorfizada. 
 
Los prefijos ORTO y PARA indican parentesco ígneo y sedimentario, 
respectivamente; así, un ortogneis es una roca cuarzo-feldespática que procede del 
metamorfismo de rocas ígneas ácidas, y un paragneis es también una roca cuarzo-
 27
feldespática, pero que en este caso procede de algún tipo de areniscas sedimentarias. 
Una para-anfibolita es una roca metamórfica compuesta esencialmente de anfíboles, 
y que deriva normalmente de rocas margosas. 
 
 
 
Relación entre los principales tipos de roca metamórfica y algunos datos relevantes a las mismas 
 
 
El número de rocas metamórficas relevantes desde el punto de vista ingenieril 
es relativamente escaso. Las rocas de metamorfismo de contacto se caracterizan por 
su marcada recristalización y porque raramente presentan foliación. Las pizarras 
afectadas por la inmediata intrusión de un cuerpo ígneo se transforman en unas rocas 
de grano fino masivas y muy resistentes denominadas corneanas (o 
cornubianitas). Las rocas carbonatadas, en un proceso isoquímico, se transforman 
en mármoles (si el protolito está constituido por calcita pura) o en corneanas 
calcosilicatadas (si el protolito contiene silicatos). Sin embargo, bajo un 
metamorfismo aloquímico, las calizas se transforman en skarns, mediante la 
incorporción de importantes cantidades de sílice y otros elementos químicos. 
 
A medida que aumenta el grado metamórfico, nuevos minerales pueden 
formarse. Los minerales presentes en las rocas metamórficas son indicadores de las 
condiciones P/T a la que esta dejó de transformarse. Así, el grado metamórfico 
viene a ser una escala de intensidad metamórfica que emplea indicadores minerales 
como geotermómetros y geobarómetros. 
 
Por ejemplo, la secuencia pizarra filita esquisto gneiss es una 
secuencia de rocas metamóficas de grado creciente, cuyo protolito suele ser pelítico 
(lutitas, lutitas arenosas, limolitas) y cuyos minerales indicadores asociados podrían 
ser la clorita, la biotita y el granate. Así, la transición desde el grado de la clorita 
(isograda) a la de la biotita determina la primera aparición sobre el terreno del 
segundo de estos minerales. 
 
 
 
 
 
Tipo de 
Metamorfismo Textura Litología 
Carácter Grado 
Protolito 
Laminada, 
mate 
Pizarra Regional Bajo Pizarra ó Lutita 
Grano 
Fino Satinada, 
laminada 
Filita Regional Pizarra ó Lutita 
Laminada Esquisto Regional 
Medio 
Pizarra ó Lutita F
o
li
a
d
a
 
Grano 
Grueso Bandeado Gneiss Regional Alto Pizarra, Lutita ó 
Granitoide 
Masiva 
Corneana ó 
Cornubianita 
Contacto Alto Pizarra ó Lutita Grano 
Fino 
Masiva Anfibolita Regional o 
Contacto 
Medio a 
Alto 
Basalto ó 
Margas 
No reacciona 
con HCl 
Cuarcita Contacto ó 
Regional 
Bajo a 
Alto 
Arenisca rica en 
cuarzo 
N
o
 F
o
li
a
d
a
 
Grano 
Grueso Reacciona con 
HCl 
Mármol Contacto ó 
Regional 
Bajo a 
Alto 
Caliza ó 
Dolomía 
 28
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Mapa geológico hipotético en el que determinadas rocas sedimentarias pelíticas 
metamorfizadas manifiestan el grado metamórfico. Winter (2001) An Introduction to 
Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 29
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Temperaturas aproximadas de formación de diversos minerales metamórficos importantes 
 
 
 
 30
 
 
El concepto de las facies metamórficas es una más sofisticada extensión 
del concepto de grado metamórfico a fin de incluir en el mismo tanto la presión 
(información geobarométrica) como la temperatura (información geotermométrica) a 
fin de obtener información de las rocas metamórficas. Así, los minerales indicadores 
se agrupan para formar asociaciones minerales que caracterizan una región particular 
del espacio P/T. 
 
 
 
 Distribución de las principales facies metamórficas en el espacio presión-temperatura 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Facies Definitive Mineral Assemblage in Mafic Rocks
 Zeolite zeolites: especially laumontite, wairakite, analcime
 Prehnite-Pumpellyite prehnite + pumpellyite (+ chlorite + albite)
 Greenschist chlorite + albite + epidote (or zoisite) + quartz ± actinolite
 Amphibolite hornblende + plagioclase (oligoclase-andesine) ± garnet
 Granulite orthopyroxene (+ clinopyrixene + plagioclase ± garnet ±
 hornblende)
 Blueschist glaucophane + lawsonite or epidote (+albite ± chlorite)
 Eclogite pyrope garnet + omphacitic pyroxene (± kyanite)
 Contact Facies
After Spear (1993)
Table 25-1. Definitive Mineral Assemblages of Metamorphic Facies
Mineral assemblages in mafic rocks of the facies of contact meta-
morphism do not differ substantially from that of the corresponding 
regional facies at higher pressure.
 
 31a) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
b) 
 
 
 
 
 
a) Distribución de facies metamórficas para series de bajo, medio y alto gradiente P/T. 
b) Los gradientes T/P altos A, medios B y bajos C son característicos de A dorsales oceánicas y 
 arcos de islas activos, B interior de placas y orógenos, y C zonas de subducción. 
 32
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Las facies metamórficas y su relación con la téctónica de placas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Típicos cambios mineralógicos que tienen lugar en metabasitas durante el metamorfismo 
progresivo en la serie de facies metamórfica de media P/T. Se indica para comparación la 
localización aproximada de las zonas pelíticas de metamorfismo de Barrow. Winter (2001) 
An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 33
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Representación esquemática del concepto de las facies e isogradas metamórficas, de acuerdo con el grado 
metamórfico y la litología implicada en el proceso. Protolitos: areniscas (plegadas y falladas) y pizarras. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 34
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Caliza no 
alterada 
Mármol 
(calcita) 
Aureola 
metamórfica 
Skarns 
Zonas minerales y modos desarrollados en el contacto entre una diorita cuarcítica y un mármol dolomítico. El 
contacto inicial puede estar en cualquier lado de la zona de contacto. Frisch and Helgeson (1984) Amer. J. Sci., 284, 
121-185. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 35
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cuarcita Mármol 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Metarudita Gneiss 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Esquisto Filita 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Pizarra Migmatita 
 
 aa 
 36
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
El Origen de Las Rocas Sedimentarias 
dd
cc
Milonitización progresiva de un granito. Shelton (1966). 
Geology Illustrated. Photos courtesy © John Shelton. 
 37
 
 Las rocas sedimentarias se originan por los procesos de meteorización, 
erosión, transporte, sedimentación y diagénesis de rocas preexistentes o 
anteriormente formadas, ya sean estas ígneas, metamórficas o igualmente 
sedimentarias. 
 
La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la 
desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto 
con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La 
meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos 
físicos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la 
expansión térmica y la actividad biológica. En la meteorización química interviene 
como agente principal el agua, por lo que los procesos más notables son la disolución, 
la oxidación, la hidrólisis, la hidratación y el intercambio iónico. La mayoría de estos 
procesos contribuyen en sentido amplio a la alteración de las rocas en sus lugares de 
afloramiento y serán ulteriomente analizados con mayor profundidad cuando 
tratemos del origen y formación de los suelos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 La erosión es el proceso responsable de desplazar los materiales del suelo por 
la acción del agua, el hielo y el viento. La erosión puede darse, por ejemplo, mediante 
Península 
Ibérica 
 38
un flujo de aire o agua de tipo laminar o turbulento, así como en forma de láminas, 
acanaladuras o abarrancamientos de agua. La velocidad de erosión depende de las 
características del suelo, del tamaño de las partículas, del clima, de la pendiente y del 
tipo de vegetación. En ello es conveniente considerar igualmente la rugosidad y el 
campo de velocidades en la capa superficial y límite del suelo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Campo de velocidades en la capa límite del suelo 
 
 
 
 
 
 Erosión glaciar 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Mediante el transporte se realiza la redistribución de los materiales 
erosionados hasta llegar al lugar de sedimentación. Los procesos principales 
 Límite 
de erosión 
 39
implicados en el transporte de materiales por la acción del aire y del agua son la 
tracción o arrastre, la saltación, la suspensión, la flotación y la disolución. 
 
 La sedimentación es la acumulación de materiales meteorizados, 
erosionados y transportados desde los lugares de mayor energía hasta aquellos, 
potencialmente más bajos, en que la energía del medio de transporte (aire, agua o 
hielo) es menor. Si la sedimentación se origina esencialmente por gravedad, se 
forman las rocas sedimentarias detríticas, y si es por precipitación, se forman las 
rocas sedimentarias químicas. 
 
Así pues, la mayor parte de los sedimentos son el resultado de la 
meteorización y erosión que afecta a rocas preexistentes, a través de los distintos 
procesos físicos y químicos mencionados. Una vez generados, los sedimentos son 
transportados por acción de agentes sedimentarios tales como el viento, el agua o 
el hielo, hasta lugares donde se acumulan, es decir, cuencas de sedimentación. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Diagrama de Hjülstrom 
 40
La diagénesis es el conjunto de cambios fisico-químicos que experimenta un 
sedimento tras su deposición, lo que en sentido amplio también se suele denominar 
litificación, o conjunto de procesos que transforman los sedimentos en rocas. Se 
dice, sin embargo, que en la diagénesis existen tres procesos claramente 
diferenciables: 
 
1) Sindiagénesis, o reordenamiento de partículas en el momento de la 
sedimentación; 
 
2) Anadiagénesis, o proceso de litificación en sentido más estricto, en el 
que se produce la compactación, la deshidratación y la cementación de la 
roca poco consolidada; 
 
3) Epidiagénesis, o conjunto de procesos que intervienen cuando se expone a 
la superficie una roca originalmente más profunda. En este sentido cabe 
destacar la descarga litostática, la saturación con aguas subterráneas, 
procesos de oxidación, etc. 
 
En suma, el proceso de litificación de las rocas sedimentarias, no es más que 
el resultado de la compactación, cementación y deshidratación parcial de, en 
muchos casos por ejemplo, fangos húmedos. La compactación se produce como 
resultado de la acumulación progresiva de los sedimentos sobre otros previamente 
depositados, con el consiguiente incremento de carga litostática. A medida que el 
contenido de agua se va viendo reducido en los poros, cada vez más pequeños, la 
solución remanente en los mismos puede experimentar un incremento en su 
concentración, pudiendo precipitar algún mineral que actuará como cemento entre 
las partículas. Durante el proceso de deshidratación, o expulsión del agua de los 
poros, las partículas sedimentadas laminares, como las de arcilla, pueden quedar 
reorientadas dando lugar a superficies aproximadamente planas y paralelas a la 
orientación de las mismas (foliación), lo que en ciertos casos dará origen a las 
pizarras sedimentarias. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Proceso de compactación y litificación en una roca arcillosa, desembocando en la formación de una 
pizarra 
 
El proceso de disminución de volumen y expulsion de agua de los sedimentos, 
deshidratación, puede llegar a producir la consolidación o compactación del 
sedimento. Si el fluido no puede ser expelido de los sedimentos, estos pueden 
permanecer no consolidados. La velocidad de consolidación está controlada de 
forma muy eficiente por la permeabilidad de los sedimentos. De esa manera, tanto la 
porosidad (es decir, una medida de la proporción de huecos que presente un 
sedimento) como la permeabilidad se ven drásticamente reducidas al producirse la 
consolidación y cementación de los sedimentos. 
 41Este conjunto de procesos tiene lugar dentro de lo que se denomina la 
diagénesis de las rocas sedimentarias. La diagénesis no comprende las primeras 
modificaciones que sufre el sedimento por factores biológicos (Ej: bioturbación), pero 
no obstante se extiende hasta donde comienza el metamorfismo (es decir a 
aproximadamente T = 300 ºC y P = 1000 bares). En la práctica, la cementación que 
tiene lugar durante la diagénesis incluye procesos de disolución, recristalización y 
reemplazamiento que afectan esencialmente a las fases carbonatadas, silíceas y 
sulfatadas. 
 
Como un ejemplo de recristalización puede citarse, la inversión durante la 
diagénesis del aragonito en calcita (CaCO3), lo que favorece ulteriormente los 
procesos de cementación debido a que el aragonito es un 8% más denso que la 
calcita. El reemplazamiento implica además un cambio químico. Así, por ejemplo, 
tanto la dolomitización como la silicificación, suelen ser procesos secundarios de 
reemplazamiento relativamente frecuentes durante la diagénesis. Conviene resaltar 
que los fósiles son susceptibles de cambiar la composición sin cambiar por tanto de 
forma. 
 
 
Clasificación de las Rocas Sedimentarias 
 
Los sedimentos se subdividen en dos categorías principales: detríticos y no 
detríticos. Los sedimentos no detríticos pueden ser a su vez: químicos y orgánicos. 
Las características de estas tres categorías principales de sedimentos son las 
siguientes: 
 
• Sedimentos clásticos o detríticos. Comprenden partículas de varios 
tamaños que son transportadas en suspensión por el viento, el agua o el 
hielo. La arena o el limo son ejemplos de sedimentos clásticos. 
 
• Sedimentos químicos o precipitados. Son aquellos generados como 
resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. Las 
rocas evaporíticas, como las formaciones de yeso, son ejemplo de 
precipitados químicos. 
 
• Los sedimentos orgánicos o biogénicos son el resultado de la 
acumulación o precipitación inducida por agentes biológicos. 
Muchos organismos (p. Ej. foraminíferos marinos, algas, briozoos, etc.) 
provocan la precipitación de calcita de forma que generan fangos 
carbonatados. También pueden existir fangos de composición silícica de 
origen biogénico (p. Ej. las tierras de diatomea o Trípoli por la acumulación 
de los exoesqueletos de dichas algas o los fangos de radiolarios, que son un 
tipo de microorganismo acuático). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 42
 
 
 
Grupo Clase 
Sedimento y 
tamaño textural 
Compactada 
Criterios de 
subdivisión 
Bloques 
Ruditas 
(2 – 256 mm) Cantos 
Grava 
Según la forma de los 
cantos: 
• Conglomerado 
(redondeados) 
• Brecha 
(angulosos) 
• Génesis 
• Composición de los 
cantos 
 
Arena muy Gruesa 
(1 – 2 mm) 
Arena Gruesa 
(0.5 – 1 mm) 
Arena Media 
(0.25 – 0.5 mm) 
Arena Fina 
(0.125 – 0.25 mm) 
Arenitas 
0.0625 – 2 
mm) 
Arena muy Fina 
(0.0625 – 0.125 
mm) 
Arenisca 
• % de cuarzo, 
feldespatos y líticos 
• % de matriz detrítica 
• Génesis 
Limo 
(0.0625 – 0.004 
mm) 
Limolita 
R
O
C
A
S
 D
E
T
R
ÍT
IC
A
S
 
Lutitas 
< 0.0625 mm 
Arcilla Arcillita 
 
 
Grupo Clase Criterios de subdivisión 
Rocas Carbonatadas 
de origen orgánico o químico 
• Composición 
• Textura 
Evaporitas 
de origen químico a partir de salmueras • Composición 
Rocas Silíceas 
de origen orgánico o químico (Ej. Chert, Trípoli, etc.) 
• Génesis 
• Composición 
Rocas Alumino-Ferruginosas (Residuales) 
de origen químico (Ej. Lateritas, Bauxitas) 
• Génesis 
• Composición 
Rocas Organógenas (Carbonosas) 
(p. Ej. turba, lignito, hulla, etc.) 
• Composición 
• Textura y estado físico 
R
O
C
A
S
 N
O
 D
E
T
R
ÍT
IC
A
S
 
Rocas Fosfatadas 
• Textura y estructura 
• Génesis 
 
 Clasificación de conjunto de las rocas sedimentarias detríticas y no detríticas, de acuerdo con 
Pettijohn (1957), Krumbein y Sloss (1963), Rastall (1965) y Vatan (1967). Las clases marcadas con un 
asterisco suponen más del 99 % del total de rocas sedimentarias 
 
 
 
Tamaño de los clastos Sedimentos Parcialmente litificada Litificada 
CaCO3 biogénico 
Fango Ooze calizo Creta Micrita 
Arena Calcarenita 
Grava 
Lumaquela 
Coquina Rudita 
SiO2 biogénico 
Fango Ooze silíceo Chert (silex) 
Arena 
Grava 
No existen 
 
 
 Clasificación de las rocas y sedimentos con fragmentos biogénicos carbonatados o silíceos (Ooze : 
fango orgánico) 
 
 
 43
 
Contenido en C Roca 
Alto Carbón antracítico 
Carbón bituminoso (Hulla) 
Medio 
Lignito 
Bajo Turba 
 
 Clasificación de las rocas carbonosas, de acuerdo con su contenido en carbono orgánico 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Bauxita Sedimento biogénico 
 
 
Los sedimentos se clasifican de diversa manera, como por ejemplo, de acuerdo 
con su origen, granulometría y composición mineralógica de las partículas que lo 
componen. 
 
La naturaleza de un sedimento queda determinada por el grado de 
meteorización que ha sufrido, así como por la distancia y tipo de transporte. Algunos 
sedimentos pueden ser el resultado de la meteorización sin que se llegue a producir 
su transporte, lo que origina, dependiendo del clima, los suelos más o menos 
desarrollados (p. Ej. Lateritas), sin embargo otros pueden ser desplazados distancias 
de miles de kilómetros a contar desde el punto de su generación. 
 
Los agentes de transporte sedimentario, el viento, el agua y el hielo, generan 
sedimentos con características distintivas, tales como el grado de abrasión de las 
partículas o el de ordenación 
 
La granulometría es un factor importante a la hora de determinar muchas 
propiedades físicas de las rocas, entre ellas su resistencia, porosidad, permeabilidad, 
densidad, etc. De acuerdo con ella, se da nombre también a las rocas sedimentarias 
clásticas. 
 
La forma de las partículas sedimentarias constituye, asimismo, un importante 
atributo de los sedimentos. Existen muchos términos descriptivos que pueden ser 
aplicados a la forma de las partículas. De esa manera, la forma inicial de cualquier 
partícula está relacionada con la mineralogía: los filosilicatos tienden a ser laminares, 
los feldespatos tabulares mientras que el cuarzo tiende a ser equidimensional. Otras 
formas, tales como elipsoidales, cilíndricas o esféricas suelen ser el resultado directo 
de procesos de abrasión. 
 
 
 44
El agua es el medio de transporte más efectivo y responsable del redondeo de 
las partículas sedimentarias. La abrasión eólica también puede conducir a ese tipo de 
forma. El transporte por el hielo puede llevar partículas a lo largo de grandes 
distancias sin producir modificaciones significativas en su forma. 
 
Las rocas sedimentarias clásticas se clasifican de acuerdo con la granulometría 
de las partículas (o clastos) que, una vez cementadas, dan lugar a la roca en 
cuestión. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tipos de granulométría de los sedimentos detríticos 
 
 
Tamaño de 
Partícula Descripción Litología 
Grava Fragmentos de roca redondeados Conglomerado 
(pudingas) 
Grava Fragmentos de roca angulosos Brecha 
Arena 
Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los 
granos son visibles a menudo muy bien empaquetados. 
Muchas veces es posible reconocer estructuras sedimentarias, 
como la estratificación cruzada 
Arenisca 
Arena 
Arenisca con un contenido en granos de feldespato superior 
al 25 % 
Arcosa 
Limo 
Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los 
granos son difícilmente visibles si bien al tacto presenta una 
sensación áspera 
Limolita 
Arcilla 
A menudo, capas potentes >1cm. No se distinguen partículas. 
Pueden llegar a observarse grietas poligonales. Su 
composición mineralógica se caracteriza por la presencia de 
minerales de la arcilla y cuarzo de grano muy fino 
Lutita ó 
Arcillita 
Arcilla 
Fango compactado, laminado y fisible (se separa en láminas 
muy finas) Pizarra 
 
 Relación de los principales tipos de litología clástica y sus características 
 
 
 
 
 
mal 
clasificados 
moderad.clasificados 
bien 
clasificados 
muy 
bien 
clasificados 
 
muy 
mal 
clasificados 
 45
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Sheppard (1954) 
 
 
 
Las rocas sedimentarias químicas se clasifican de acuerdo con los minerales 
precipitados predominantes que constituyen la roca así como por su textura. Se 
forman como resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. 
 
Las rocas sedimentarias orgánicas o biogénicas son el resultado de procesos de 
tipo biológico. Pueden ser acumulaciones clásticas de fragmentos de esqueletos de 
organismos (el caso de muchas calizas), precipitados catalizados biológicamente 
(como en muchas rocas ferruginosas y fosfatadas), la acumulación de detritus 
vegetales (rocas carbonosas o carbón) o a partir de organismos silíceos (p. Ej. chert). 
 
Existen tres tipos de rocas sedimentarias cuya importancia, dado el volumen 
con el que se encuentran en la corteza terrestre, merece la pena ser destacada: las 
lutitas (y pizarras), las areniscas y las calizas. Todas ellas están 
mayoritariamente compuestas por un muy limitado número de minerales. 
 
 
Mineral % en lutitas % en areniscas % en calizas 
Cuarzo 32 70 4 
Feldespato 18 8 2 
Minerales de la arcilla 34 9 1 
Calcita y Dolomita 8 11 93 
Óxidos de Hierro 5 1 − 
 
 
 Abundancia de distintos minerales en tres de los tipos litológicos sedimentarios principales 
 
 
 
 
 46
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Clasificación de Pettijohn (1957) para las rocas sedimentarias detríticas 
 
 
Textura Composición Nombre 
de Roca 
 47
Clástica 
Fragmentos de calcita y cemento calcítico. Color blanco, 
gris o azulado. Reacciona con intensidad en contacto con 
HCL diluido 
Caliza 
Clástica Oolitos de calcita (redondeados) y cemento calcítico. 
Puede estar parcialmente dolomitizada. 
Caliza 
oolítica 
Clástica Fragmentos de calcita y cemento calcítico parcialmente 
transformado en dolomita. Reacciona con HCl diluido 
Caliza 
dolomítica 
Clástica 
Roca carbonatada casi totalmente transformada en 
dolomita. A menudo de tonalidades amarillentas o 
rosadas. Reacciona de forma poco aparente con HCl 
diluido 
Dolomía 
Cristalina Cristales cúbicos de halita formando un entramado Sal 
Cristalina Cristales cúbicos de halita y silvita, a veces mezclados con 
carnalita 
Potasa, 
Silvina 
Cristalina Cristales de yeso de morfología variable de color, a 
menudo, blanco o gris claro 
Yeso 
 
 Relación de las características más destacables de los principales tipos de rocas químicas 
 
 
 
 
 
 
 
Rocas Aloquímicas Rocas Ortoquímicas 
Componente 
I (Cemento de calcita 
esparítica) 
II (Matriz calcítica 
microcristalina) 
III (Calcita 
microcristalina 
 sin componentes 
aloquímicos) 
Intraclastos 
 
 Intraesparita 
 
 Intramicrita 
 
Micrita 
Ooides 
 
Oosparita 
 
 Oomicrita 
IV (Rocas arrecifales 
autóctonas) 
Fósiles 
 
Biosparita 
 
Biomicrita 
 
Biolitita 
Pellets 
 
Pelsparita 
 
 Pelmicrita 
 
Calcita esparítica 
 
Calcita 
microcristalina 
 
Clasificación de Folk (1962) para las rocas carbonatadas 
 
 
 
 
 
 
 
 48
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 oolitos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Clasificación simplificada de Vatan (1967) para las rocas sedimentarias intermedias entre lutitas, 
arenas y carbonatos. Notas: C = calizas; C.a. = caliza arenosa; C.m. = caliza margosa; C.a.l. = Caliza 
arenosa lutítica; C.l.a. = Caliza lutítico arenosa; A.c. = arena calcárea; A.l. = arena lutítica; A. = arena; 
A.c.l. = arena calcárea lutítica; A.l.c. Arena lutítico calcárea; L.m. = lutita margosa; L.c.a. = lutita 
calcáreo arenosa; L.a. lutita arenosa; L. = lutita; El término lutita pude ser reemplazado por el de 
arcilla o limo en la medida que se conozca la granulometría del material. En el caso de materiales 
cementados, en lugar del término arena se empleará el de arenisca. Cuando se trate de dolomías en 
lugar de calizas, se hará el cambio de nombre correspondiente 
 
 
Textura Composición Litología 
Clástica Acumulación clástica de fragmentos de concha Lumaquela (caliza) 
Clástica Esqueletos microscópicos de cocolitofóridos Creta 
Alterada Organismos microscópicos siliceous. Sílice recristalizada. Chert 
Clástica Restos de plantas consolidados Carbón (s.l.) 
 
 Algunos ejemplos de rocas sedimentarias orgánicas biogénicas 
 
 
Los principales tipos de cemento que mantienen unidas las partículas de las 
rocas sedimentarias son la calcita, diversas formas de sílice y los óxidos de hierro. La 
presencia de óxidos de Fe en muy pequeña cantidad puede ser suficiente para 
conferir a muchas rocas sedimentarias una tonalidad pardo-rojiza, anaranjada o 
verdosa. Por otro lado, muchas rocas sedimentarias de grano fino, como las pizarras y 
lutitas suelen ser de tonalidades grisáceas a negras. Las pizarras negras son un caso 
particular de lutita que contienen cantidades muy elevadas de carbono de origen 
orgánico. 
 
 
 
 
 49
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Clasificación de los sedimentos biogénicos en función de la proporción de partículas esqueléticas 
carbonatadas o síliceas. 1) Fango carbonatado; 2) Fango carbonato-silícico; 3) Fango silícico-
carbonatado; 4) Fango silícico; 5) Ooze1 carbonatado arenoso/arcilloso/limoso; 6) Ooze carbonatado-
silícico arenoso/limo-arcilloso/arcilloso; 7) Ooze silícico-carbonatado arcilloso; 8) Ooze silícico 
arcilloso; 9) Ooze carbonatado con arena/limo/arcilla; 10) Ooze carbonatado-silícico con 
arena/limo/arcilla; 11) Ooze silícico-carbonatado con arena/limo/arcilla; 12) Ooze silícico con 
arena/limo/arcilla; 13) Ooze carbonatado; 14) Ooze carbonatado-silícico; 15) Ooze silícico-
carbonatado; 16) Ooze silícico 
 
 
La resistencia mecánica de un medio granular depende de la fricción entre las 
partículas que lo constituyen. En general, las partículas angulosas y con baja 
esfericidad tienden a movilizar una mayor fricción que las redondeadas. Por otro 
lado, las partículas redondeadas o esféricas tienden a presentar un mayor grado de 
empaquetamiento, dando lugar a sedimentos más densos. 
 
La resistencia de la roca cementada es una propiedad ingenieril de gran 
importancia. Por ejemplo, las cuarzoarenitas bien cementadas pueden ser 
extremadamente resistentes si bien su comportamiento puede ser friable (poco 
resistente) cuando la cementación sea mala o inexistente. Las limonitas, lutitas y 
pizarras son, en general, rocas poco resistentes debido a la presencia de partículas 
laminares arcillosas, las cuales la proveen de una baja resistencia al corte. 
 
Los conglomerados y areniscas poseen un relativamente elevado índice de 
poros. Son rocas importantes desde el punto de vista económico dado que suelen 
constituir buenos acuíferos para el abastecimiento de agua o rocas-almacén de 
petróleo o gas natural. Sin embargo, las rocas evaporíticas, menos densas, suelen 
constituir estructuras halocinéticas como los diapiros, los cuales suelen actuar como 
trampas petrolíferas que impiden la migración de los hidrocarburos desde las rocas 
almacén. 
La habilidad de las rocas para almacenar fluidos (porosidad) así como para 
transmitirlos a través suyo (permeabilidad) son otras dos propiedades de un 
considerable interés, tanto económico como ingenieril. Los sedimentos, en el 
momento de su deposición, son extremadamente porosos, ocupando los poros 
(espacios huecos) un volumen muy importante en relación al volumen del propio 
sedimento. 
 
 
 
1 Sedimento compuesto por fango orgánico o biogénico no consolidado formado por más de un 30 % 
de partículas biogénicas, ya sean estas silíceas o carbonatadas 
 50
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Los distintos componentes granulométricos y texturales propios de las rocas sedimentarias detríticas 
 
 
Si el espacio ocupado por los poros es rellenado por otros sedimentos de 
menor tamaño de grano, tanto la porosidadcomo la permeabilidad pueden verse 
reducidas drásticamente. De esa manera, las arenas limpias (desprovistas de limo y 
arcilla) constituyen magníficos acuíferos y rocas almacén. Sin embargo, las arenas 
sucias (con limo y arcilla) presentan la porosidad parcialmente taponada por las 
partículas más finas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Los sedimentos clásticos muestran una amplia variedad de estructuras 
sedimentarias cuya interpretación ayuda a descifrar factores tales como el origen y 
el ambiente deposicional de los sedimentos o el techo y la base de los mismos 
(criterio de polaridad sedimentaria). 
 
cemento 
poro 
 51 
Estructura 
Sedimentaria Ejemplo 
Estructura 
Sedimentaria Ejemplo 
Laminación / 
Estratificación 
 
Granoclasificación 
 
Laminación Cruzada/ 
Ripples 
 
 
 
Flute Marks 
(Vórtices) 
 
Imbricación 
 
Tool Marks - Groove Cast 
(Marcas de Arrastre - 
Acanaladuras) 
 
Dirección 
de flujo 
Flute cast Groove marks 
Tool marks 
Figura en croissant 
 52 
Estructura 
Sedimentaria Ejemplo 
Estructura 
Sedimentaria Ejemplo 
Estromatolitos 
 
Burrows 
(Bioturbación) 
 
Mud Cracks 
(Grietas de Desecación) 
 
 
Rain Drops 
(Gotas de Lluvia) 
 
Load Cast 
(Marcas de Compactación 
o de Carga) 
 
Moldes de Cristales 
 
 
Algunos tipos de estructuras sedimentarias primarias 
suspensívoros 
limnivoros 
sedimentación 
erosión 
arenas 
litorales arenas 
Y limos arenas 
arcillosas 
y limos 
fangos 
 pelágicos 
Facies de 
Skolithos Facies de 
Cruziana Facies de 
Zoophycos Facies de 
Nereites 
 53
La estratificación planar, desde el punto de vista diagnóstico, ofrece poca 
información si bien las trazas de actividad orgánica (p. Ej. burrows u otras 
bioturbaciones) pueden constituir criterios de polaridad y de tipo de ambiente 
sedimentario. 
 
Las laminaciones cruzadas ofrecen una clara indicación sobre la polaridad 
de los estratos ya que su techo se encuentra truncado por los flujos de sedimento 
posteriores. La orientación de las laminaciones da información también sobre la 
dirección y sentido de las corrientes (acuáticas o aéreas) responsables del transporte 
de los sedimentos. 
 
Las capas con evidencias de ripple-marks (ondulaciones) muestran el efecto 
de oleaje (fluvial o marino somero) y su cresta apunta hacia los sedimentos más 
modernos. Son esencialmente marcadores del techo de los estratos. 
 
La imbricación de cantos suelen desarrollarse en ambientes donde prima el 
transporte de sedimentos en ambientes más o menos energéticos (en función del 
tamaño y densidad de los bloques transportados). Suele presentarse en sedimentos 
donde abundan las conchas fósiles o de cantos de hábito tabular. Pueden emplearse 
como indicadores de dirección y sentido de corrientes. 
 
Muchos sedimentos suelen presentar una ordenación en el tamaño de grano de 
sus partículas que se denomina granoclasificación. La granoclasificación 
positiva se corresponde con una disminución progresiva del tamaño de grano hacia 
el techo de los estratos mientras que en la negativa sucede lo inverso. Si bien la 
granoclasificación positiva es la más frecuente, al existir también la negativa, 
constituye un criterio de polaridad ambiguo. Sin embargo, los sedimentos gradados 
reflejas pulsos de sedimentación individuales cuya periodicidad temporal puede ser 
muy variable. 
 
 Entre las estructuras sedimentarias primarias que son marcadoras de la base 
de los estratos (sole marks) conviene destacar los Flute marks, Groove casts, Tool 
marks, Rain drops, Load casts y moldes de cristales. 
 
Por ultimo, las estructuras sedimentarias de relleno de canales proveen con 
indicaciones relativas a la polaridad de los estratos y a la dirección y sentido de la 
corriente de agua responsable de los rellenos. A este tipo de estructuras se las 
denomina paleocanales y son característicos de ambientes fluviales. 
 
 
 54
 
Ambiente 
Deposicional 
Características 
Ambientales Organismos Sedimento 
Estructuras 
Sedimentarias Litología 
Cauce 
fluvial 
Corrientes de agua 
de alta o baja 
energía. Sequía 
eventual. Oxidante 
Plantas y 
animales de 
agua dulce 
Grava, arena y 
fango con 
clasificación y 
angulosidad 
variable 
Laminaciones 
cruzadas, 
granoclasificación, 
ripple marks, mud 
cracks, restos fósiles 
de animales y plantas 
Conglomerados 
Areniscas 
Lutitas 
Llanura 
aluvial 
Avenidas de baja 
energía. Periodos de 
sequía. Desarrollo 
de suelos. 
Oxidación 
Plantas y 
animales de 
agua dulce 
Arenas y fangos 
bien clasificados 
Laminación, ripple 
marks, 
granoclasificación, 
fósiles abundantes 
Lutitas y 
Areniscas 
(Red Beds) 
Delta 
fluvial 
Corrientes de agua. 
Mareas. Baja 
energía 
Plantas y 
animales de 
agua dulce 
Arenas y fangos 
bien clasificados 
Fragmentos fósiles de 
plantas y animales 
Areniscas y 
Lutitas 
Cono de 
deyección 
Avenidas relámpago 
periódicas, Coladas 
de fango. Alta 
energía 
Plantas y 
animales 
terrestres 
Gravas > 
arenas. Mala 
clasificación y 
elevada 
angulosidad 
Fragmentos de plantas 
y animales fósiles 
Brechas 
sedimentarias 
Arcosas 
Duna 
(eólica) 
Corrientes de viento 
de energía variable. 
Sequedad. Oxidante 
Pequeños 
insectos y 
reptiles. 
Plantas 
dispersas 
Arenas bien 
clasificadas y 
redondeadas 
Laminaciones 
cruzadas, ripple 
marks, fósiles poco 
abundantes 
Areniscas 
Playa 
(cuenca 
endorréica) 
Baja energía. 
Intensa 
evaporación. 
Avenidas 
periódicas. 
Sequedad 
Pequeños 
insectos y 
reptiles. Pocas 
plantas 
Evaporizas, 
fango 
Mud craks, ripple 
marks, trzas de fósiles 
Evaporizas 
Areniscas 
Lutitas 
Lago 
Baja energía. 
Cuerpos de agua 
permanentes 
someros o 
profundos 
Plantas y 
animales de 
agua dulce 
Fango, arena, 
sedimentos 
carbonatados 
Laminación, ripple 
marks, 
granoclasificación, 
fósiles abundantes 
Lutitas 
Areniscas 
Calizas 
N
o
 m
a
ri
n
o
 
Glaciar 
Hielo. Roca 
desnuda. Frío 
Plantas y 
animales 
dispersos y 
poco 
abundantes 
Gravas y arenas 
angulosas y mal 
clasificadas 
Pocas Till 
Playa 
Oleaje de baja y alta 
energía. Mareas. 
Corrientes. Viento 
Animales 
marinos y no 
marinos 
Grava, arena, 
fango, 
sedimentos 
carbonatados 
bien clasificados 
y redondeados 
Ripple marks, 
laminaciones cruzadas 
y abundantes fósiles y 
fragmentos fósiles 
Conglomerados 
Areniscas 
Lutitas 
Calizas 
Lumaquela 
T
ra
n
si
ci
ó
n
 
Lagoon 
Baja energía. 
Mareas. No muy 
oxidante 
Plantas y 
animales 
marinos y no 
marinos 
Fangos 
Laminación, ripple 
marks, fósiles 
abundantes 
Lutitas (de color 
verdoso a negro. 
No rojas) 
Marino 
somero 
Oleaje (de baja a 
alta energía). 
Mareas. Corrientes 
oceánicas fuertes. 
Viento 
Plantas y 
animales 
marinos 
Arenas, fango, 
sedimentos 
carbonatados 
bien clasificados 
y redondeados 
Laminación, 
laminación cruzada, 
ripple marks, fósiles 
marinos abundantes 
Areniscas 
Lutitas 
Calizas 
Arrecife 
Oleaje (de baja a 
alta energía). 
Mareas. Corrientes 
oceánicas fuertes. 
Viento 
Plantas y 
animales 
marinos 
Gravas, arenas, 
fango, 
sedimentos 
carbonatados 
con clasificación 
variable 
Fósiles marinos 
abundantes 
Brechas 
carbonatadas 
Areniscas 
Lutitas M
a
ri
n
o
 
Marino 
profundo 
Baja energía. 
Corrientes de 
variable intensidad 
Plantas y 
animales 
marinos 
Fango, 
carbonatos y 
oozes silíceos 
Fósiles marinos 
abundantes 
Lutitas 
Calizas 
Chert 
 
Relación de los principales tipos de ambiente sedimentario con sus propiedades, sedimentos y 
litologías asociadas 
 55
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Sedimentos y 
 Rocas sedimentarias 
 de origen eólico 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 56
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 oncolitos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Turbiditas 
 
 Varvas glaciares 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tobas volcánicas (bomba) Ignimbritas(dique) 
 
 
 
 
 
 
 
 57
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cono de deyección 
 
 
 
 
 Calizas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Llanuras de inundación (sedimentos fluviales) Braided streams 
 
 
 
 58
Formación y análisis de suelos 
 
La meteorización 
 
 Los suelos se forman principalmente por los procesos de meteorización de 
rocas anteriormente formadas en sus lugares propios de afloramiento. Todos los 
materiales son susceptibles de sufrir los efectos de la meteorización. 
 
La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la 
desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto 
con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La 
meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos 
principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la 
expansión térmica, la hidratación y la actividad biológica. 
 
La gelifracción engloba los procesos mecánicos de fragmentación por el 
hielo. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas de las rocas y, 
tras su congelación, expande y aumenta el tamaño de esas aberturas. Los ciclos 
repetidos de congelación y deshielo rompen la roca en fragmentos angulares, 
originando canchales o pedregales, lo que representa un proceso importante de la 
meteorización mecánica. 
 
La descompresión se origina cuando grandes masas de roca pierden de 
alguna manera su presión de confinamiento, por descompresión, y quedan expuestas 
a la presión atmosférica y a la erosión. Se forman entonces diaclasas de expansión 
por descompresión o lajeamiento. Se piensa que esto ocurre, al menos en parte, 
debido a la gran reducción de la presión que se produce cuando la roca situada 
encima es erosionada. En los macizos graníticos el lajeamiento suele tener formas 
concéntricas o en cáscara de cebolla. La minería nos proporciona ejemplos de 
descompresión al observar cómo se comportan las rocas una vez que se ha eliminado 
la presión de confinamiento. Se conocen casos de estallidos de grandes bloques de 
roca en las paredes de las galerías de minas, así como de fracturas paralelas al suelo 
de las canteras cuando se eliminan grandes bloques de roca. 
 
La expansión térmica produce la desintegración por fracturación repetida 
de las rocas debido al ciclo diario de temperaturas. Este fenómeno se ve agudizado en 
especial en las regiones desérticas, donde los cambios en las temperatura diarias son 
más importantes. Es pues de esperar que la expansión debida al calentamiento y la 
contracción debida al enfriamiento pueden además contribuir a la fracturación 
progresiva y a la desintegración de los minerales de las rocas con índices de expansión 
diferentes. 
 
 
 
 
 Expansión térmica 
 
 
 
 
 
 
 59
La hidratación física produce también fracturación pues modifica el 
volumen de la roca por humectación y desecación. La roca sufre expansión y 
contracción por adsorpción y deserción de agua entre los vacíos intergranulares o 
planares de la roca. 
 
La actividad biológica también contribuye a la meteorización, en especial 
mediante la actividad de las raíces de las plantas, de los animales excavadores y de 
toda la variedad de actividades de los seres humanos sobre el suelo. Además, algunos 
organismos también producen ácidos que contribuyen a descomponer químicamente 
la roca. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
En la meteorización química interviene como agente principal el agua, por 
lo que los procesos más notables son la disolución, la carbonatación, la oxidación-
reducción, la hidrólisis, la hidratación química, el cambio catiónico y la quelación. 
La mayoría de estos procesos se realizan en presencia de agua y contribuyen en 
sentido amplio a la descomposición de las rocas y de la estructura interna de los 
minerales. 
 
La disolución es la difusión de moléculas o átomos de un cuerpo en las de 
otro; lo más común son sólidos en líquidos. La estructurra dipolar del agua favorece la 
disolución mediante la puesta en solución de cationes y aniones. Un poco de ácido 
aumenta la fuerza corrosiva del agua ya que tiene el ión corrosivo H+ reactivo. Los 
organismos se descomponen formando ácidos orgánicos. La meteorización de la 
pirita y de los sulfuros produce ácido sulfúrico. 
 
EcosistemaEcosistema del del suelosuelo en en 
un un climaclima templadotemplado
 60
La presión de CO2 favorece también los procesos de disolución, puesto que 
produce carbonatación o formación de ácido carbónico o bicarbónico disociados, 
por disolución en agua del CO2 procedente por ejemplo de la atmósfera y la lluvia o de 
la disolución de CO3Ca. Por carbonatación se entiende también el reemplazamiento 
por, o introducción de, carbonatos, lo que incluye la alteración química que produce 
la transformación de minerales que contienen Ca, Mg, K, Na ó Fe, en carbonatos o 
bicarbonatos de estos metales, debido a la acción del CO2 contenido en el agua. 
 
La oxidación-reducción provoca la pérdida-ganancia de electrones en un 
elemento. El oxígeno no está necesariamente presente. Son reacciones reversibles que 
estabilizan o desestabilizan químicamente un mineral, haciéndolo más o menos 
vulnerable a otras reacciones, como la disolución, el cambio iónico, etc. El 
desplazamiento de la reacción en uno u otro sentido depende de su potencial redox. 
Los minerales ferromagnesianos ( olivino, piroxeno, hornblenda) se descomponen en 
hematites, limonita. Sin embargo la oxidación sólo se produce cuando el Fe es 
liberado de los silicatos mediante el proceso de la hidrólisis. La oxidación también se 
produce cuando se descomponen los sulfuros como la pirita: la pirita (Fe S2) con H2O 
dá oxi-hidróxido de hierro FeO (OH) y sulfúrico (SO4H2), lo que produce el ácido de 
mina con mortalidad de organismos y degradación del hábitat acuático. 
 
La hidrólisis es la reacción que origina la progresiva destrucción de los 
minerales, sobre todo de los silicatos. En realidad, se trata de una hidro-carbo-
hidrólisis, es decir, hidratación, carbonatación y cambio catiónico 
(reemplazamiento de cationes por iones H+). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Serie de Goldich de la estabilidad de los minerales frente a la meteorización. 
 
 
 
 
 
 
 
 
( ) +−+− ++→+ HHCObienoHCOOHCO 32322 2
 61
La reacción más común es de desilicificación progresiva: 
 
mineral silicatado complejo + agua = mineral silicatado simple + ácido silícico 
mineral silicatado simple 
 
de tal manera que, en sucesivas etapas, se llega a la desilicificación total del mineral 
silicatado original. Así por ejemplo, el cuarzo sólo produce sílice en solución. 
Mientras que el olivino se descompone en limonita y hematites, además de sílice y 
Mg+2 en solución. El anfibol produce minerales de la arcilla junto con hematites y 
limonita, además de sílice, Ca+2 y Mg+2 en solución. El feldespato produce minerales 
de la arcilla, además de sílice y cationes de K+ , Na+ y Ca+2 en solución. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
El cambio catiónico de cationes intercambiables es característico además 
de los minerales de la arcilla hidratados. 
 
La hidratación química como tal conlleva la absorción o incorporación de 
agua a la estructura molecular de una sustancia mineral, verificando cambios 
químicos en la misma. Esto puede implicar variaciones de volumen y solubilidad. Es 
el caso por ejemplo de la hidratación de hematites (Fe2 O3) para dar limonita (2 Fe2 
O3 · 3 H2O), o de anhidrita (SO4 Ca) para dar yeso (SO4 Ca · 2 H2O). 
 
La quelación es un proceso por el cual determinados cationes metálicos 
procedentes del suelo mineral son incorporados en moléculas orgánicas 
(hidrocarbonos) derivadas de las plantas y producto de la actividad biológica. 
 
 
 
 
 
( )( ) FeOOHMgbrucita +→ 2
( )23HSiO
 62
La formación de los suelos 
 
La meteorización física y mecánica del la roca contribuyea la formación de la 
capa de rocas y fragmentos minerales que constituyen el regolito, el cual forma 
parte del suelo. Sin embargo, el suelo es una combinación de la materia mineral o 
regolito y orgánica o humus (restos descompuestos de la vida animal y vegetal), 
agua y aire, que sustenta la vida animal y el crecimiento de las plantas. 
 
La formación de los suelos depende de ciertos factores de importancia, entre 
los que hay de destacar: el tipo de suelo, el clima, la topografía, el tiempo, la 
actividad orgánica y la dinámica del medio. La dinámica del medio contribuye a la 
formación del suelo mediante el papel que juegan la erosión en la conservación del 
conjunto del suelo y de los minerales originados en la meteorización de la roca 
original. Los minerales del suelo pueden ser no alterados y neoformados por 
alteración de los anteriores. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Meteorización esferoidal Erosión y desertización 
 
 
 
 
 
 63
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Erosión eólica Erosión por drenaje artificial 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Protección contra la erosión de suelos 
 
 
 
 64
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
La fertilización intensiva de los suelos agrícolas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
El Ciclo del Nitrógeno en el suelo 
 
 
 65
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
La influencia del clima en la formación de los suelos 
 
 
El perfil del suelo 
 
Los procesos de formación del suelo actúan desde la superficie hacia abajo. Las 
variaciones de composición, textura, estructura y color evolucionan de manera 
gradual con la pronfundidad. Se producen de este modo diferencias verticales, que 
normalmente van siendo más pronunciadas conforme pasa el tiempo, dividiendo el 
suelo en zonas o capas conocidas como horizontes. Una sección vertical de este tipo 
a través de todos los horizontes del suelo constituye el perfil del suelo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Horizontes característicos 
 de un suelo 
 
 
 
 66
Los diferentes horizontes del perfil del suelo se caraterizan globalmente por 
una zona superior donde domina la eluviación o lixiviación mineral y por una zona 
inferior donde domina la iluviación o acumulación y deposición mineral (principio 
del café americano). Los diferentes horizontes de un suelo son: O, A, E, B, C y R. 
 
Zona superior = O + A + E O = material orgánico y humus o materia bien 
 descompuesta. 
 
 A = material mineral, humus y actividad orgánica. 
Lixiviación = A + E 
 E = Minerales claros. Iones solubles Na, K, Ca, Mg 
Deposición = B 
 B = Zona de acumulación (arcillas, caliche) 
Zona inferior = B + C 
 C = roca parcialmente alterada 
 
 R = roca 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Idealización de un perfil del suelo para un clima húmedo de latitudes medias 
 
 
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Las características y la magnitud del desarrollo de un suelo pueden variar en 
gran medida del ambiente climático al que está sometido y del tiempo de actuación de 
la meteorización. Un perfil de suelo bien desarrollado indica que las condiciones 
ambientales han sido relativamente estables a lo largo de un periodo prolongado y 
que el suelo es maduro. Por el contrario, algunos suelos carecen por completo de 
horizontes, por lo que se denominan inmaduros. En ellos el periodo de actuación de 
la meteorización suele ser demasiado corto o bien la excesiva erosión impide su 
desarrollo. En los climas fríos o secos los suelos son generalmente muy delgados y 
están poco desarrollados, debido a que la meteorización química progresa muy 
despacio y la escasez de vida vegetal produce muy poca materia orgánica 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
La influencia del clima en el desarrollo de los suelos 
 
 
Clasificación de suelos 
 
Los suelos más comunes se pueden clasificar en diferentes tipos de suelos 
principales según la influencia de los factores climáticos que contribuyen a su 
formación y desarrollo. 
 
Pedalfer 
 
Los suelos pedalferos se caracterizan por una acumulación en el horizonte B 
de óxidos de hierro y minerales de la arcilla ricos en aluminio en el horizonte. En las 
latitudes medias, donde la lluvia anual supera los 630 mm anuales, la mayoría de los 
materiales solubles, come el carbonato cálcico, es lixiviado desde el suelo y 
transportado por el agua subterránea. Los óxidos de hierro y las arcillas menos 
solubles son transportados desde el horizonte E y depositados en el horizonte B, 
proporcionándole un color marrón a marrón rojizo. Los suelos están mejor 
desarrollados bajo la vegetación forestal, donde grandes cantidades de materia 
 68
orgánica en descomposición proporcionan las condiciones ácidas necesarias para la 
lixiviación. 
 
Pedocal 
 
Los pedocales se caracterizan por una acumulación de carbonato cálcico. Este 
tipo de suelo se encuentra en regiones secas donde la precipitación es inferior a 630 
mm anuales. La meteorización química es menos intensa que el caso de los 
pedalferos, por lo que el porcentaje de materiales arcillosos es menor. En zonas áridas 
y semiáridas puede haber una capa enriquecida en calcita, denominada caliche. En 
dichas áreas, el agua de lluvia apenas penetra en profundidad, con lo que termina 
evaporándose una vez retenida cerca de la superficie. De esta manera, los materiales 
solubles, como el carbonato cálcico, son eliminados de la capa más externa y vueltos a 
depositar debajo, formando la capa de caliche. 
 
Laterita 
 
 En los climas cálidos y húmedos de los trópicos pueden desarrollarse suelos 
lateríticos. Dado que la meteorización química es intensa bajo esas condiciones 
climáticas, estos suelos suelen ser más profundos que los suelos que se desarrollan a 
lo largo de un periodo similar en las latitudes medias. No sólo la lixiviación elimina 
los materiales solubles como la calcita, sino que las grandes cantidades de agua de 
percolación eliminan también mucha sílice, lo que se traduce en la concentración de 
los óxidos de hierro y aluminio en el suelo. El hierro proporciona al suelo un color 
rojo distintivo. No obstante, el mineral principal de los suelos lateríticos es la gibbsita. 
Puesto que la actividad bacteriana es muy elevada en los trópicos, las lateritas 
prácticamente no contienen humus, por lo que suelen ser suelos infértiles no aptos 
para el cultivo agrícola. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Precipitación
Te
m
pe
ra
tu
ra
frío
caliente caliente
frío
baja alta50 cm/año
pedalferpedocal
laterita
tundra
Precipitación
Te
m
pe
ra
tu
ra
frío
caliente caliente
frío
baja alta50 cm/año
pedalferpedocal
laterita
tundra
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Tundra 
 
 Los suelos de tundra son característicos de altas latitudes con clima de 
tundra. La alteración química de los minerales es lenta en este régimen frío, y 
parte del sustrato está fragmentado por la acción mecánica de la 
meteorización. No tienen un perfil característico, pero están compuestos por 
capas delgadas de arcilla arenosa y humus bruto. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
La influencia del clima Laterita 
en el desarrollo de los suelos 
 
 
Laterita
Tundra 
Laterita
Tundra 
 70
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Pedocal con caliche blanco depositado en el horizonte B 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Acumulación de sales debido a la irrigación excesiva. 
 
 
 71
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Suelos del mundo con problemas de salinidad 
 
Existen otras clasificaciones de suelos dignas de mención. Por ejemplo, la Soil 
Taxonomy es un sistema para la clasificación de suelos que sigue un procedimiento 
analítico estricto y que fue desarrollado en el Departamento de Agricultura de los 
Estados Unidos - USDA (Soil Service Staf, 1975). Los criterios para establecer las 
categorías principales, u órdenes de suelos, son los horizontes y