MARCO TEORICO

Zonas de cizalla

Según Davis y Reynolds (1996), es una estructura ancha formada bajo condiciones dúctiles a
dúctiles-frágiles compuesta por rocas de la serie milonítica. La intensidad de la deformación dentro
de una zona de zona de cizalla es muy grande. Por ejemplo, granitos afectados por una zona de
cizalla pueden dar el aspecto, y ser erróneamente cartografiados, como ortogneisses, metariolitas o
esquistos o pizarras de origen metasedimentario. En este último caso, la presencia de estructuras S-
C (zona dúctil) da el aspecto de los típicos clivajes de crenulación indicativos de una foliación S 2
superpuesta a una inicial S1.

Imagen 12. Esquema de una gran zona de cizalla y rocas

asociadas. Transición dúctil-frágil en líneas verticales.
Simplificada de Sibson (1977).

Las zonas de cizalla pueden tener desde centenares de kilómetros de largo, kilómetros de ancho (y
cortar a escala cortical) hasta solo algunos centímetros de largo por un milímetro de ancho. Las
grandes zonas de cizalla pueden mostrar desplazamientos relativos de los bloques de decenas a
centenares de kilómetros. Muchas veces las zonas de cizalla son en realidad sets de múltiples
subzonas de mayor o menos grado de la deformación, subparalelas a oblicuas entre si, resultando en
una morfología anastomosada. Una zona de cizalla dúctil evoluciona hacia zonas más superficiales
hacia una zona de cizalla más estrecha en régimen dúctil-frágil, dando lugar en las zonas más
someras a una compleja zona de falla frágil.

Rocas ultramáficas, gabros, capas de intrusiones

La denominación de rocas ultrabásicas corresponde, en principio, a uni punto de vis- ta químico y

se utiliza para las rocas que tienen una ley de silice inferior a 450/0 (Wi- Iliams,'Turner .y Gilbert
1955). Del punto de vista mineralógico, la denominación es de rocas ultraniáficas y señala rocas
con una proporción de minerales oscuros o ferromag nesianos superior a 70 O/o (Willie 1967).
La relación adjunta de los principales minerales, con las proporciones atómicas de los elementos
mayores y la ley de sílice, permite algunas observaciones:

 Generalmente, un alto contenido de minerales oscuros corresponde no solamente a una baja

ley de sílice, sino también a una baja ley de potasio, sodio y aluminio, compesada por una alta
ley de fierro y de magnesio.
 Una roca puede contener esencialmente minerales oscuros (o maficos) sin ser ultra- básica en
el sentido estricto, por ejemplo, una piroxenita magnesiana (diópsido, hi- persteno).
 Una roca puede tener una ley de sílice inferior a 45 O/o sin 6er de ninguna manera
ultramáfica, por ejemplo las rocas con alto contenido de nefelina o de anortita, sien- do las
anortositas frecuentemente asociadas a los cuerpos ultramificos.

La composición de las rocas corrientemente denominadas ultrabásicas tiene así una amplia margen
de variación. Entre las facies particulares, las más importantes son las fa- cies originadas en
magmas alcalinos.

La presencia de gabros en las fajas ultrabásicas corresponde a una etapa posterior de intrusión,
después de una fase de segregación profunda o de contaminación siálica del magma. En efecto,
tanto las relaciones espaciales de los gabros con las ultrabásicas, como la ausencia, en los primeros,
de zonación ligada a una sedimentación magmática, impiden admitir una diferenciación
"superficial" ultrabásicas - gabros a partir de un magma de composición intermediaria emplazado en
la serie précambrica.
Imagen 13. Roca Gabro

Diagénesis de sedimentos
La diagénesis incluye la mitificación, término que se refiere a los procesos mediante los cuales los
sedimentos no consolidados se transforman en rocas sedimentarias sólidas (lithos= piedra;
fic=hacer). Los procesos básicos de litificación son la compactación y la cementación.

El cambio diagenético físico más habitual es la compactación. Conforme el sedimento se acumula a

través del tiempo, el peso del material suaprayacente comprime los sedimentos más profundos.
Cuando mayor es la profundidad a la que está enterrado el sedimento, más se compacta y más firme
se vuelve. Al inducirse cada vez más la aproximación de los granos, hay una reducción considerable
del espacio poroso (el espacio abierto entre las partículas). Por ejemplo, cuando las arcillas son
enterradas debajo de varios miles de metros de material, el volumen de la arcilla puede reducirse
hasta un 40 por ciento. Conforme se reduce el espacio del poro, se expulsa gran parte del agua que
estaba atrapada en los sedimentos. Dado que las arenas y otros sedimentos gruesos son lo
ligeramente compresibles, la compactación como proceso de litificación, es más significativa en las
rocas sedimentarias de grano fino.

La cementación es el proceso más importante mediante el cual los sedimentos se convierten en

rocas sedimentarias. Es un cambio diagenetico químico que implica la precipitación de los
minerales entre los granos sedimentarios individuales. Los materiales cementantes son
transportados en solución por el agua que percola a través de los espacios abiertos entre las
partículas. A lo largo del tiempo, el cemento precipita sobre los granos de sedimento, llenas de
espacios vacíos y une los clastos. De la misma manera que el espacio del poro se reduce durante la
compactación, la adición de cemento al depósito sedimentario reduce también su porosidad.

Imagen 14.Proceso de Diagénesis, Compactación y Litificación).

Minerales de sal

La salinidad de un suelo se define como la concentración de sales solubles que existe en la solución
del suelo. Las sales que entran en el suelo (por riego y/o otro origen) se concentran como resultado
de la evaporación y traspiración de la planta. Esta concentración de sales en la solución del suelo
produce un aumento del potencial osmótico del agua del suelo. Este incremento afecta a la
absorción del agua por las plantas de forma que las plantas y los cultivos deben consumir una
energía extra para poder extraer el agua de la solución del suelo en el que se concentran las sales.

Se define como salinización del suelo al conjunto de procesos mediante los cuales se acumulan las
sales solubles en la solución del suelo. Estos procesos pueden darse de forma natural en zonas
deprimidas topográficamente, suelos pobremente drenados, y/o clima árido,semiárido o seco-
subhúmedo donde la evaporación supera a la precipitación.

Los minerales salinos ocurren como cemento en rocas estratificadas del tipo brechas y areniscas, así
como en bandas paralelas a la estratificación de estas rocas.

Los minerales salinos, detectados en el yacimiento, consisten esencialmente en la nitratina y halita,

aportando gran parte del nitrato (7.5 % a más de 20 % de NaNO3) y cloruro de sodio (8.6 % a 40 %
en peso de NaCl), respectivamente. Localmente, ocurren los sulfatos tenardita, anhidrita, bloedita,
polihalita, hexahidrita y glauberita. Gran parte del sulfato, es reflejado por contenidos entre 7.5 % a
19.7 % en peso de Na2SO4. En contenidos menores y ocasionalmente, se detectan otras variedades
de sulfatos tales como: kieserita, woodwardita y loeweita. También, escasamente, ocurren los
nitratos: nitro, humberstonita, darapskita; los boratos: estroncioborita, kaliborita, los cloruros,
sylvita, nantokita y el yodato bruggenita. El yodo, como subproducto económico en este depósito,
varía en contenidos entre 0.01 to 0.2 % en peso de IO3.
 Imagen 15. Mineral Halita Imagen 16. Mineral Sylvita

DATACIONES ISOTOPICAS – EJEMPLOS

Zonas de cizalla

DOMINIOS GEOTECTÓNICOS Y METALOGÉNESIS DEL PERÚ

El depósito de Sn-Cu de San Rafael está situado en el flanco de la Cordillera de Carabaya (Figura
N°), es uno de los depósitos hidrotermales de Sn más grandes del mundo, con una ley promedio
de 4.7%. La mineralización de Sn y el Cu subordinado fue confinada a zonas de cizallas
frágiles de extensión lateral y vertical, generada por la tectónica regional que corta un pequeño
stock monzogranítico a granodiorítico epizonal datado en 24.65 ± 0.20 Ma por 40Ar/39Ar en
biotitas (Clark et al., 2000), de fuerte composición peraluminosa, tipo S con cordierita y
biotita (Kontak y Clark, 2002). Las vetas tienen longitudes mayores a 3 km, 0.5 a 2 m de

Figura N°: Bloques litosféricos defi nidos por Carlier et al. (2005) donde el Altiplano Oriental
cor-responde a la franja de depósitos de Sn-Cu-W relacionados con intrusivos del Pérmico-
Triásico-Jurásico y del Cenozoico.
potencia y rumbo NO-SE, como las de San Rafael, Mariano, Vicente, Jorge, Quenamari y
Nazareth, (Arenas, 2000).

La mineralización se dio en 3 etapas (Kontak y Clark, 2002): La etapa I es estéril, con vetas de
cuarzo-turmalina y brechas que se emplazaron entre 24.10 ± 0.15 Ma (40Ar/39Ar en muscovita
hidrotermal) a una alta temperatura (≤ 580°C), por ebullición de fl uidos salinos que
posiblemente fueron disueltos del fundido granítico, mientras que la casiterita (Etapa II), y las
altas elevaciones de depósitos de calcopirita (etapa III) fueron precipitados por enfriamiento y
no ebullición (Th = 420°-215°C) de fl uidos menos salinos (0-20 wt % NaCl equiv.) datados en
adularia por 40Ar/39Ar en 22.7 a 21.9 a Ma (Kontak y Clark, 2002). Salmueras magmáticas
tempranas son deducidas de haber impregnado la mayor parte del reservorio, mientras que,
alrededor de 2 Ma más tarde, los fl uidos ricos con Sn-Cu de baja temperatura y bajo pH,
fueron canalizados a lo largo de zonas de cizalla.

Disponible en: https://app.ingemmet.gob.pe/biblioteca/pdf/SGP-103-1.pdf

Rocas ultramáficas, gabros, capas de intrusiones

El método Sm-Nd es el método idóneo para la datación de rocas basálticas y sus

equivalentes plutónicos, para rocas máficas y ultramáficas. Dicha edad se determina
usualmente a partir de isocronas internas, aunque también se pueden utilizar isocronas de
roca total para diferentes coladas cogenéticas y cristalizadas en un corto periodo de tiempo.
También es muy importante el análisis de las relaciones 143Nd/144Nd en todo tipo de rocas ígneas
dado que constituyen un magnífico trazador del origen del magma y de los procesos de
cristalización que han tenido lugar (mezcla, cristalización fraccionada, etc.).

Disponible en: http://webs.ucm.es/centros/cont/descargas/documento8831.pdf

PETROGRAFÍA, GEOQUÍMICA Y EDAD DEL GABRO DE CERRO FRONTINO

La edad del Gabro de Cerro Frontino se fundamenta en cuatro dataciones hechas por el método
Ar/Ar step heating dating, una de ellas publicada por Rodríguez y Zapata (2012) a partir de una
diorita piroxénica la cual arrojó una edad de 10.17±0.41Ma en biotita, otra por K/Ar publicada por
Leal (2011) dando como resultado 11.8±0.4 Ma en Bt y las otras dos se reportan en este trabajo,
cuyos resultados se resumen en la Tabla 1, las cuales fueron hechas sobre una piroxenita biotítica y
sobre una cornubianita de la aureola de contacto.
TABLA 1

Una primera observación de las edades obtenidas parece indicar una leve diferencia de cierre entre
las facies más primitivas del plutón (piroxenita biotítica) y facies algo más diferenciadas (diorita
piroxénica), arrojando edades respectivas de 9.87±0.18 Ma y 11.44±0.36 Ma. La edad obtenida en
la aureola de contacto, es un poco más vieja y con un mayor error (12,2±4,6 Ma), podría estar
marcando la intrusión inicial del plutón y edad de cierre de la hornblenda metamórfica dentro de la
aureola de contacto, aunque duplicados del análisis arrojaron edades plateau de 22.7±3.1 Ma y
20.4±3.4 Ma, no siendo claro el significado de estas edades.

Disponible en: http://www.scielo.org.co/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0120-

36302015000200003

Diagénesis de sedimentos

Nos permite identificar los procesos diagenéticos sufridos por una roca al estudiar las
variaciones de la relación 87Sr/86Sr entre minerales primarios y los diagenéticos, así como
identificar posibles áreas fuentes para los fluidos intersticiales que participaron en la diagénesis.

APLICACIÓN DEL METODO K- Ar A LA DATACIÓN DE FENÓMENOS DE

METAMORFISMO DE MUY BAJO GRADO EN SISTEMAS MÁFICOS. CORDILLERA
DE LOS ANDES, CHILE CENTRAL

Las condiciones de formación de la celadonita han sido establecidas procesos de interacción fluido-
roca a temperaturas <60º C (Duplay et al., 1989; Gallahan and Duncan, 1994) aunque es un mineral
que puede ser estable hasta los 400 ºC (Velde 1972). Sin embargo, al no existir en la literatura
datos sobre la temperatura de cierre de este mineral, es difícil interpretar el verdadero significado
de una determinación radiométrica K-Ar ó Ar/Ar. Sin embargo, el hecho que la celadonita tenga
una estructura similar a la de las micas incoloras (estructura tipo 1M según Wise y Eugster, 1964),
y dado el pequeño tamaño de sus cristales, consideramos que ésta podría tener una temperatura de
cierre del orden de los 200ºC.

Las edades obtenidas en celadonitas de lavas ande sí tic as y andesítica-basálticas dieron edades
más jóvenes que las edades de emplazamiento de las lavas, permitiendo establecer el intervalo de
edad existente entre el volcanismo y el metamorfismo de muy bajo grado. Conociendo las
condiciones P-T de éste, se puede determinar, además, el gradiente geotérmico imperante
durante los procesos de alteración de muy bajo grado. Sin embargo, las edades obtenidas a partir de
los concentrados de illitas desarrollados en rocas volcanoclásticas dieron valores sin significación
geológica. En este sentido, muestras tomadas en la misma sección en donde se obtuvo una edad en
celadonita de 100±3 Ma dieron edades K-Ar en illitas de 53 a 65 Ma. El análisis ArlAr de las
celadonitas de estas mismas muestras no dieron resultados positivos debido al efecto recoil, como
consecuencia del pequeño tamaño de cristal (Figura. lb).

Las diferencias de comportamiento entre la celadonita y la illita en sistemas máficos ante la

datación K-Ar puede explicarse por el diferente mecanismo de crecimiento de un filosilicato
respecto al otro. Mientras que la celadonita cristaliza directamente a partir de los fluidos
secundarios en espacios abiertos, la illita debe crecer a expensas de una matriz vítrea o de grano
muy fino y, por lo general, con poco K. Además, es posible que, dadas estas diferencias en el
Figura N°: (a) Imagen de electrones reto dispersado de una amígdala en una andesita en donde se muestra la relación
mecanismo de (Cel),
entre celadoníta crecimiento de ambos
clorita (Chl) filosilicatos,
y una zona de transiciónla illita tenga
compuesta una menor capacidad
por interestratificados de retención
clorita/esmectita (C/S).
(b) Detalle del tamaño d
para el Ar y el sistema K-Ar pueda ser abierto con suma facilidad ante procesos hidrotermales
posteriores al metamorfismo de muy bajo grado. Por lo tanto, si bien la illita ha sido ampliamente
usada para datar procesos de baja temperatura en rocas detríticas, no parece ser lo más adecuado
para datar estos tipos de eventos en rocas volcánicas básicas. En estos tipos de rocas, sin embargo,
la celadonita es un excelente mineral para ser usado mediante el método geocronológico K-Ar.

Disponible en: http://www.ehu.eus/sem/macla_pdf/macla6/Macla6_323.pdf

Minerales de sal

GEOQUÍMICA DEL SALAR DE ATACAMA, PARTE 1: ORIGEN DE LOS

COMPONENTES Y BALANCE SALINO

Para estimar los órdenes de magnitud de las cantidades de cada componente que entra anual-mente
en el Salar de Atacama, se multiplican los volúmenes dIO los distintos aportes por las
concentraciones de los componentes considerados. Es de interés acotar que, si bien las aguas de
riego depositan las sales disueltas en los suelos, éstos no se han salinizado con el tiempo, lo que
significa que las sales no se acumulan en ellos. Es probable que las sales sean re disueltas por las
aguas de lluvias y llevadas por la napa subterránea hacia el salar. El riego sustrae parte de las aguas
de aporte al salar pero no sus sales disueltas. Por eso se utilizan en el balance salino los caudales
iniciales de los ríos. Para las aguas superficiales se usan las concentraciones de la TABLA 2, Y para
las aguas subterráneas, las concentraciones promedio calculadas a partir de los datos de Díaz del
Río et al. ‘op. cit.’'. En la tabla 2, se presentan las cantidades de cada componente que entra
anualmente en el salar. A continuación se comparan estas cantidades con las que se encuentran en el
salar de Atacama.

TABLA 2

Aportes de sales al salar de atacama.

Cada año entran, como orden de magnitud, 194.000 ton de cloruro de sodio en el Salar de Atacama,
lo que corresponde a una lámina de halita de 0,1 mm sobre la superficie del núcleo (densidad de la
halita = 2,15; porosidad = 18%; superficie del núcleo = 1.100 km2). Por otra parte, Bevacqua
(1992) dio una edad (K-Ar) de 3,1 millones de años para una muestra de ignimbrita
interestratificada a 346 m de profundidad en el núcleo al este del salar.

Considerando que una sola datación en una muestra no permite establecer con certeza una ed3.d, se
continuará la discusión asumiendo como hipótesis que la edad así obtenida, tiene un alto grado de
fiabilidad. De ella se deduce una velocidad promedio de sedimentación de la halita en el Salar de
Atacama de 0,1 mm/año, valor que corresponde exactamente a la velocidad actual je sedimentación
de la halita.

Disponible en: https://app.ingemmet.gob.pe/biblioteca/pdf/RGC23-113.pdf