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1. INTRODUCCION A LA GEOLOGIA

La palabra geología viene derivada de griego GEO: Tierra y LOGOS: Tratado. Es la ciencia que estudia la tierra, la cual usa todos los conocimientos disponibles en un esfuerzo continuo, para descifrar los secretos de la historia de la tierra, busca principios que pueden explicarlos. Muchos de los recursos básicos forman parte de la tierra, el suelo produce alimentos y subviene otras necesidades de combustibles, minerales(carbón, petróleo, gas natural), los metales y otros minerales esenciales en la industria. Entre las ramas más importantes de la geología tenemos: Paleontología, Petrografía, Petrologia, Petrogenesis, Estratigrafía, Cristalografía, Mineralogía, Cosmología, Geología Estructural, Geología Dinámica, Geología Histórica, Geología Económica, Ingeniería Geológica, Geomorfología, Geoquímica, Geofísica, Fotogeología, hidrogeología. La geología se basa en el estudio de las rocas, su composición, distribución, como se forman, como se destruyen y por que se elevan en masa continentales. Existen tres grandes grupos de rocas: las rocas ígneas, las sedimentarias y las metamórfica. PROPIEDADES FISICAS DE LA TIERRA

Area = 510 millones de km2

Densidad = 5.5 grs/cm3

Gravedad = 9.8 m/seg2

Temperatura media = 19 o CMasa = 5.98 x 1027 kgs Radio = 6371 Km. No es homogénea Se divide en tres capas: corteza, manto y núcleo

2. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA


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Mediante el estudio de la forma como se propagan las ondas sísmicas terrestres producidas por los terremotos se ha reunido una información acerca de la estructura del globo terráqueo de la superficie al centro, tales estudios se han hecho basándose en un conocimiento de la velocidad de estas ondas terrestres y de su comportamiento en los diferentes materiales. Cuando las ondas terrestres pasan de una clase de material a otro sufren una deflexión del mismo modo que las ondas luminosas se desvían al pasar por un lente, parte de la energía de las ondas es devuelta a la superficie donde se puede registrar y el resto sé energía se propaga en el nuevo material. Los datos sísmicos revelan que en el interior de la tierra existen varios lugares donde las ondas señalan un cambio en las propiedades físicas del material. El límite entre estos distintos materiales se llama discontinuidad. La tierra no es homogénea, las medidas efectuadas conducen a una densidad media de 5.5 gr./cm3 y la densidad de los materiales en la corteza es de 2.6 gr./cm3, mientras que en las profundidades deben existir materiales más densos en el núcleo alcanzando valores hasta de 13 gr./cm3 .

De acuerdo con la forma de propagación de las ondas la tierra se ha dividido en: corteza, manto y núcleo (ver figura 1)..

Los tipos de ondas que se generan en los temblores son: ondas P, S, L y R Las ondas P son ondas longitudinales primarias, son las más veloces y las primeras que se reciben, son ondas de compresión y se propagan en medios sólidos, líquidos y gaseosos. Las ondas S son ondas secundarias transversales, vibran en sentido perpendicular a la dirección de propagación, solo se propagan en medios sólidos Las onda L y R son ondas superficiales, son lentas, concéntrica y de gran amplitud.


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Propagación de las ondas en el interior de la corteza

La discontinuidad de Mohorovich se determino como una inflexión que separa el manto de la corteza, la discontinuidad de Gutemberg que separa el manto del núcleo, se marca por las ondas P en un brusco descenso de la velocidad y en las ondas S por la interrupción total ya que no se propagan en el núcleo, y esta ubicada a más o menos 2900 km. Otra discontinuidad de menor cuantía se aprecia en profundidades de 700 km. y 5150 km. en el interior del manto y del núcleo

DIVISION DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Se determinaron tres capas:

1. NUCLEO Llamado también NIFE, abarca más de las 2/3 partes del radio total, constituido por materiales muy densos con un 90% de Fe, 9% de Ni y 1% de sulfuros carbonosos. Presenta el 16.4% del volumen total de la tierra, el cambio de densidad por la composición de los materiales esta entre 11.5 y 13 gr./cm³.


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Se extiende desde los 2900 Km hasta una profundidad de 6370 km. El núcleo se encuentra dividido en nucleón externo y nucleón interno y estos se encuentran separados por la discontinuidad de WIECHERT El nucleón externo se comporta como un líquido y no permite el paso de las ondas S, el nucleón interno esta en estado sólido

2. MANTO Llamado SIFEMA forma el 82% del volumen total con una densidad de los materiales de 8 gr./cm³, conformado por un conjunto de materiales que va desde el fondo de la corteza hasta la discontinuidad de GUTEMBERG a 2900 Km EL manto se divide en manto superior con un espesor aproximado de 1000 Km y el manto inferior de 1900 km. Al manto llegan las ondas S y pasan las ondas P lo cual indica que es sólido. Esta compuesto de silicio, hierro y magnesio.

3. CORTEZA

La información sé esta se deriva de las observaciones sismológicas, esta formada por roca sólida, ocupa el 1.6% del volumen total es la capa superficial y esta sometida a la acción de agentes externos, la corteza se divide en corteza continental y corteza oceánica.

3.1 CORTEZA CONTINENTAL

Se han determinado diferentes espesores de esta, los cuales varían aproximadamente entre 30 y 70 km. De tiempos atrás se ha tomado que espesor de esta relacionado con la altura del relieve es mayor en las grandes alturas y menor en las depresiones. En la constitución de la corteza continental se han determinado tres capas: una capa sedimentaria, una granítica y una basáltica.

3.2 CORTEZA OCEANICA


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Se diferencia de la continental por su significativo menor espesor, la corteza oceánica presenta un espesor que varia entre 6 y 7 Km, esta tan solo presenta dos capas la sedimentaria y la basáltica en ella desaparece la capa granítica (ver figura.

Corteza continental y corteza oceánica

ISOSTASIA

Termino utilizado para designar la condición ideal de equilibrio gravitatorio que regula las alturas de los continentes y los fondos oceánicos, de acuerdo con las densidades de las rocas subyacentes. La idea puede comprenderse pensando en una serie de bloques de madera de pesos diferentes flotando en el agua. Las rocas emergen en proporción de sus pesos en un estado de equilibrio hidrostático. La teoría implica la existencia de cierto nivel minino debajo de la superficie terrestre donde siempre es uniforme la presión debido al peso de cada bloque de la corteza. Existen varias teorías sobre la isostasia, entre las más acertadas esta la de PRATT y la AIRY.

La teoría de PRATT enuncia que la corteza estaría formada por bloques de diferente densidad cuya base estaría situada a la misma profundidad que coincidiría con el nivel de compensación. Esta diferente densidad compensaría la mayor o menor altura sobre el nivel del mar de los diferentes bloques.


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La Teoría de AIRY según esta los bloques que forman la corteza no solo tendrían diferentes alturas sobre el nivel del mar sino que además sus raíces serian más o menos profundas. Así las grandes cordilleras continentales estarían formadas por bloques cuyas raíces profundizarían mucho en el manto.

LA GRAVEDAD Y VARIACIONES DE LA GRAVEDAD

La gravedad es la fuerza de atracción que ejerce la tierra sobre los demás cuerpos, el valor de la gravedad no es constante en la superficie terrestre sino que varia principalmente por la latitud debido a la diferencia entre el radio polar y el radio ecuatorial, la gravedad aumenta del ecuador hacia los polos. Las variaciones de la gravedad o anomalías se registran cuando las medidas gravimetriítas muestran de una manera general valores inferiores al valor teórico o anomalías negativas sobre los continentes y valores superiores al teórico llamadas anomalías positivas.

Sobre las llanuras y océanos este fenómeno se interpreta en el sentido de que el exceso aparente de masa de las cadenas montañosas y continentes esta contrarrestado por una menor densidad del material interior.

3. INTRODUCCION A LA MINERALOGIA


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Un cristal es un compuesto mineral que posee una estructura atómica interna definida, algunos tienen caras externas

Los cristales se forman a partir de disoluciones, fundidos y vapores. Los átomos en estados desordenados tienen una disposición al azar pero al cambiar la temperatura, presión y concentración pueden agruparse en una disposición ordenada característica del estado cristalino. Se conocen más de 2000 especies minerales, algunos son compuestos relativamente simples de elementos en estado sólido otros son complejas. Un ejemplo de un mineral simple es el diamante que esta constituido por un único elemento el carbono. La pirita es un ejemplo de un mineral complejo sus componentes son hierro y azufre. Cada mineral posee una estructura cristalina única que permite distinguirlo de otro mineral aunque los dos estén constituidos del mismo elemento o elementos. Un ejemplo son la pirita y la marcasita que están constituidos por los mismos elementos de hierro y azufre pero su estructura cristalina es distinta. El color forma y tamaño de cualquier mineral puede variar de un ejemplar a otro pero el arreglo atómico interno de los elementos que lo componen es idéntico en todos los ejemplares de un mineral en particular.

PROPIEDADES PARA IDENTIFICACION DE MINERALES

Las propiedades para identificar los minerales son las físicas y las que dependen de la luz.

1. PROPIEDADES FISICAS

Dentro de las propiedades físicas para reconocimiento de minerales tenemos las siguientes: 1.1 EXFOLIACION : si un mineral al aplicarle la fuerza necesaria se rompe dé

manera que deja dos superficies planas se dice que posee exfoliación. Las superficies de exfoliación son siempre paralelas caras reales o posibles del cristal. Un ejemplo de un mineral que sufre exfoliación es la mica


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Ejemplos de exfoliación en minerales

1.2 PARTICION : ciertos minerales cuando están sujetos a tensión o a presión desarrollan planos de debilidad estructural a lo largo de los cuales luego pueden romperse. Un ejemplo minerales que sufren partición es la magnetita y el corindón.

1.3 FRACTURA : por fractura de un mineral se entiende la forma como se rompe

cuando no se folia ni se parte, existen diferentes tipos de fracturas entre las que tenemos: - La concoidal: cuando la fractura tiene superficies suaves y lisas como la cara

interior de una concha, se observa en minerales como el cuarzo - Fibrosa o astillosas: cuando el mineral se rompe según astillas o fibras - Ganchuda: cuando el mineral se rompe según una superficie irregular dentada

con filos puntiagudos. - Desigual o irregular: cuando el mineral se rompe según superficies bastas e

irregulares


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Ejemplos de partición y fractura en minerales

1.4 DUREZA: se llama dureza la resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral a ser rayada (se designa con H. Se ha elegido una serie de 10 minerales como escala de dureza o escala de Mohs y por comparación con ellos se determina la dureza relativa de cualquier mineral.

La escala de dureza dispuesta de menor a mayor es la siguiente:

1) Talco 2) Yeso 3) Calcita 4) Fluorita 5) Apatito 6) Ortoza 7) Cuarzo 8) Topacio 9) Corindón 10) Diamante

1.5 TENACIDAD: resistencia que un mineral opone a ser roto, molido, doblado desgarrado. Hay diversas clases de tenacidad entre las que tenemos:


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- Frágil: un mineral fácilmente se rompe se reduce a polvo - Maleable: un mineral puede ser conformado en hojas delgadas por percusión - Séctil: un mineral puede cortarse en virutas delgadas con un cuchillo. - Dúctil: un mineral que se puede estirar en forma de hilo - Flexible: un mineral que puede ser doblado pero no recupera su forma original

una vez, terminada la fuerza que lo deformaba - Elástico: un mineral que recobra su forma primitiva al cesar la fuerza que lo

deformo .1.6 PESO ESPECIFICO: el peso especifico G o densidad relativa de un mineral

es un número que expresa la relación entre su peso y el peso de un volumen igual de agua a 4° C. Si un mineral tiene un peso especifico de dos(2) ello significa que una muestra determinada de dicho mineral pesa dos (2) veces lo que pesaria un volumen igual de agua.

2. PROPIEDADES QUE DEPENDEN DE LA LUZ

2.1 BRILLO : Es el aspecto general de la superficie del mineral cuando se refleja la luz, el brillo de los minerales puede ser metálico o no metálico. Un ejemplo de minerales con brillo metálico son la galena, la pirita, la calcopirita.

Los términos que se emplean para describir el aspecto de los minerales no metálicos son:

- Vítreo: que tiene el reflejo del vidrio - Resinoso: que tiene aspecto de resina - Graso: que parece estar cubierto por una delgada película de aceite - Adamantino: que tiene reflejo brillante como el diamante - Nacarado: que tiene el aspecto iridiscente de la perla. - Sedoso: como la seda, resultado de un agregado paralelo de fibras finas - Mate o terroso: sin brillo opaco _

2.2 COLOR : para determinar el color de un mineral es necesario en una superficie

fresca, en algunos minerales el color esta relacionado con alguno de sus elementos constitutivos principales y por consiguiente es constante y característico.

2.3 RAYA : es color del polvo fino del mineral y este color es constante.

HABITOS Y FORMAS CRISTALINAS


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Cuando los cristales crecen sin interferencia adoptan formas relacionadas con su estructura interna. La forma general los cristales de un mineral se llama habito y algunas veces es útil para la identificación del mismo. Los términos usados para describir él habito en los cristales aislados son: ♦ Columnar: alargado en una dirección semejante a columnas ♦ Laminar o tabular: cuando el mineral consta de individuos planos como placas

superpuestas y adheridas unas a otras. ♦ Hojoso: un agregado de muchas hojas aplastadas ♦ Fibroso: agregados fibrosos paralelos o radiales ♦ Dendrítico: arborescencia en ramas divergentes y delgadas algo parecidas a las

plantas ♦ Reniforme: individuos radiales terminados en masas redondas que parecen un

riñón ♦ Botroidal: cuando las formas globulares se agrupan en racimos de uvas ♦ Piso lítico: un mineral formado por masas redondas del tamaño de un guisante ♦ Granular: cuando el mineral esta formado por granos grandes y pequeños

MINERALES CONSTITUYENTES DE ROCAS

La geoquímica es la ciencia que estudia la composición de la corteza terrestre, los elementos químicos que constituyen la materia terrestre, su abundancia, distribución, combinación, migración. El porcentaje de cada elemento es la cantidad que se presenta en la corteza según estos porcentajes obtenidos en miles de análisis en rocas y minerales se deduce que él oxigeno, silicio, aluminio, hierro, magnesio, calcio, potasio. , sodio son los elementos más abundantes en la corteza terrestre. Los elementos están formando minerales y los minerales están formando las rocas de la corteza terrestre. Entre los principales minerales formadores de rocas tenemos: cuarzo, feldespatos, micas, piroxenos, anfíboles, olivino, turmalina, berilio, granate, y otros silicatos.

4. ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE


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La corteza terrestre esta conformada por tres grandes grupos de rocas: la s rocas ígneas, las rocas sedimentarias y las rocas metamórfica. (ver figura)

Ciclo de rocas

4.1 ROCAS IGNEAS


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Se formaron por la solidificación de materia fundida, estas rocas formaron la primera corteza de la tierra, la cual ha sufrido grandes transformaciones desde entonces todas las rocas se han derivado del material de las primeras rocas ígneas. Las rocas ígneas se encuentran formando masas, todas las masas que se formaron cuando el magma se solidifico dentro de la corteza terrestre se llaman plutones. Cuando las rocas tienen una disposición definida en capas podemos referirnos al magma que las invade diciendo que es concordante si sus limites son paralelos a la estratificación o discordantes si atraviesan la estratificación

Los plutones se clasifican de acuerdo al tamaño, forma y su relación con las rocas que los circundan incluyendo los mantos los diques, los batolitos, lacolitos. Los plutones pueden ser tabulares o macizos.

Plutones y formas terrestres asociados con la actividad ígnea

Un plutón de poco espesor con relación a sus otras dimensiones se llama plutón tabular. Un plutón tabular concordante se llama manto y puede ser horizontal, vertical o inclinado dependiendo esto de acuerdo a la posición de las rocas con que este en concordancia. Estos varían en tamaño desde laminas de menos de 2 a 3 centímetros de espesor hasta masas tabulares de más de 100 metros de potencia.


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Un plutón tabular discordante se llama dique y se origina cuando el magma se abre camino a través de las rocas adyacentes. La anchura de estos varía desde pocos centímetros hasta muchos. Los plutones macizos son todos aquellos que no tienen forma tabular. Los lacolitos son plutones macizos concordantes, formado cuando el magma empuja hacia arriba las rocas superyacentes formando una especie de domo Los batolitos son plutones macizos discordante cuyo tamaño aumenta conforme se extiende hacia abajo y cuya base o fondo no se puede determinar. Las rocas ígneas que se encuentran actualmente en superficie se formaron a partir de magma procedente de depósitos profundos, la roca fundida dentro de la corteza se llama magma y cuando el magma se derrama sobre la superficie se llama lava. El magma se solidifica a través del proceso de la cristalización. Al principio el magma esta fundido, es una solución líquida de iones a alta temperatura. Al sobrevenir una disminución de calor que mantiene el magma líquido, la sustancia derretida comienza a solidificarse. Los granos minerales empiezan a crecer paulatinamente; a medida que este crecimiento progresa, se liberan gases. A esta altura del proceso ya no tendremos un líquido completo sino más bien un líquido mezclado con materiales sólidos y gaseosos. A medida que la temperatura continua bajando, la mezcla se solidifica hasta formar la roca ígnea.

TEXTURAS DE ROCAS IGNEAS

Él termino textura significa entretejer o trenzar es una característica física de todas las rocas, las texturas más importantes de las rocas ígneas son: textura de grano grueso, textura de grano fino, textura vítrea y textura porfírítica. - Textura de grano grueso: si el magma se enfrío con una velocidad relativamente

lenta, habrá tenido tiempo de formar granos que, a simple vista se pueden ver en los ejemplares de mano. Las rocas que se componen de tales granos minerales se llaman rocas de grano grueso.

- Textura de grano fino: la velocidad de enfriamiento del magma depende del

tamaño y de la forma del cuerpo del magma, así como sé su profundidad bajo la superficie. Cuando el enfriamiento es rápido impide por lo común la formación de granos grandes, las rocas ígneas que resultan son de grano fino, los granos son tan pequeños que para observarlos necesitamos la ayuda del microscopio.


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- Textura vítrea: si el magma es eyectado repentinamente por un volcán o por una fisura a la superficie del terreno, se puede enfriar tan rápidamente que no da tiempo a la formación de minerales. El producto resultante es un vidrio.

- Textura porfirítica: el magma puede enfriarse a velocidades variables, lentamente al principio y con mayor velocidad después, lo cual permite la formación de granos minerales grandes y luego cuando cambia la velocidad de enfriamiento granos minerales finos. El resultado es una pasta de granos minerales grandes y granos minerales finos.

TIPOS DE ROCAS IGNEAS Existen diferentes términos para clasifica las rocas ígneas algunos autores señalan dos grupos las rocas ígneas plutónicas o intrusivas y las volcániças o efusivas. Un ejemplo de rocas plutónicas son el granito, sienita, gabro, diorita y monzonita. Un ejemplo de rocas volcánicas son riolita, dacita, basalto, traquita, latita y andesita. Otra clasificación esta dado de acuerdo al color: rocas ígneas de color claro, rocas ígneas de color oscuro y rocas ígneas de color intermedio. Un ejemplo de rocas ígneas de color claro es el granito, la riolita y la obsidiana. Un ejemplo de rocas ígneas de color oscuro son el basalto y el gabro. Un ejemplo de rocas ígneas de color intermedio es la andesita y la diorita.

4.2 ROCAS SEDIMENTARIAS

La historia de las rocas sedimentarias comienza con los procesos de intemperismo, ya que los productos del intemperismo mecánico y químico que constituyen la materia prima de las rocas sedimentarias. Los ríos, los glaciares, el viento y las corrientes oceánicas desplazan los materiales intemperizados hacia nuevas localidades y los depositan como arena grava y fango. La transformación de estos sedimentos en rocas viene a ser la etapa final en el desarrollo de las rocas sedimentarias. INTEMPERISMO : los cambios bruscos de temperatura, humedad que empapa el suelo, la incesante actividad de los seres vivos todo tiende a destruir las rocas. Este proceso de destrucción se llama intemperismo y se define como los cambios que tienen lugar en los minerales y rocas en o cerca a la superficie de la tierra por efectos de la atmósfera, del agua, de las plantas y de la vida animal.


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Los productos del intemperismo son por lo común arrastrados por el agua o por la influencia de la gravedad y menos comúnmente por el viento y el hielo glaciar, luego termina por acumularse y asentarse en otros lugares Existen dos tipos de intemperismo el Mecánico y el Químico en la naturaleza es difícil separar estos dos tipos porque a menudo van juntos aunque en un determinado ambiente predomina uno o el otro. El intemperismo mecánico también es conocido como desintegración es el proceso por el cual las rocas se rompen en fragmentos más y más pequeños como resultado de la energía desarrollada por fuerza físicas. El intemperismo químico también llamado descomposición es un proceso más complejo pues este altera la composición, transforma el material original en algo diferente.

FORMACION DE ROCAS SEDIMENTARIAS

El material que constituye las rocas sedimentarias se origina de dos maneras. Primero, los depósitos pueden ser acumulaciones de minerales y rocas derivados bien de la erosión de rocas existentes o de productos intemperiados de estas rocas. Tales depósitos se llaman detríticos, y las rocas sedimentarias así formadas se llaman rocas sedimentarias detríticas. En segundo término los depósitos pueden ser producidos por procesos químicos. Nos referimos a estos depósitos como depósitos químicos y a las rocas formadas a partir de éstos como rocas sedimentarias químicas. La grava, la arena, el limo y la arcilla derivados de intemperismo y erosión de un área terrestre son modelos de sedimentos detríticos. Los depósitos formados químicamente se sedimentan generalmente por la precipitación del material disuelto en agua.

El proceso general por el que se asienta el material que forma las rocas se llama sedimentación o depósito. Para cualquier depósito necesariamente debe haber algo que depositar, lo que quiere decir que debe existir una fuente de sedimentos. Se necesita también algún medio para transportar el sedimento, y finalmente, debe disponerse de algún lugar y algún proceso para el depósito del material sedimentario La fuente del material puede provenir de rocas ígneas, metamórficas y otras rocas sedimentarias, el agua en las corrientes y en los glaciares, en el subsuelo y en las corrientes oceánicas es el principal medio de transporte del material de un lugar a


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otro. El material detrítico formado pro minerales y fragmentos de roca se depositan cuando su medio de transporte deja de obtener energía suficiente para seguir desplazándolo. El material transportado en solución se deposita de manera diferente: por precipitación, un proceso químico que convierte en sólido al material disuelto separándolo del líquido solvente

TEXTURA DE ROCAS SEDIMENTARIAS

La textura concierne al aspecto físico de una roca al tamaño, forma y arreglo de las partículas que la constituyen. Existen dos tipos principales de textura en las rocas sedimentarias: la clástica y la no-clástica. El término clástico se deriva de la palabra griega que significa “roto” o “fragmentado” y de las rocas que han sido formadas de depósitos de mineral y de fragmentos rocosos se dice que tienen textura clástica. Algunas rocas sedimentarias formadas por procesos químicos, tienen una textura no clástica en la que los granos están entrelazados LITIFICACION : los procesos de litificación convierten a los materiales sin consolidar que forman rocas en roca consolidada, coherente. CEMENTACION : En la cementación, los espacios entre las partículas individuales de un depósito sin consolidar se rellenan con algún agente que las liga.

COMPACCION Y DESECACION: En la compacción el espacio poroso entre los granos individuales se reduce gradualmente por la presión de los sedimentos superyacentes o por presiones resultantes de movimientos de tierra. En la desecación es forzada a salir el agua que originalmente llenaba los espacios porosos de los depósitos de limo y arcilla asentados.

TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS

Entre las rocas sedimentarias detríticas tenemos: conglomerado, arenisca, lodolita, lutita y limolita.

Entre las rocas sedimentarias químicas tenemos: caliza, dolomita, evaporitas(sal de roca, anhidrita, yeso) y carbón.


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El conglomerado es una roca detrítica constituida por fragmentos más o menos redondeados, de los cuales una proporción apreciable es del tamaño gránulo (2 a 4 mm de diámetro), o más grandes. Si los fragmentos son más angulares que redondeados la roca se llama brecha.

Forma de las partículas de sedimentos

La arenisca esta formada por la consolidación de granos individuales del tamaño arena) 1/16 mm a 2 mm de diámetro) La caliza es una roca sedimentaria formada principalmente del mineral calcita depositada bien por procesos orgánicos o procesos inorgánicos

CARACTERISTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS


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Estratificación: las capas o estratos de las rocas sedimentarias están separadas por planos de estratificación paralelos, a lo largo de los cuales las rocas tienden a separarse o romperse. Las rizaduras: son pequeñas ondas de arena que se desarrollan comúnmente sobre la superficie de una duna de arena, a lo largo de una playa o sobre el fondo de una corriente. Nódulo: un nódulo es un cuerpo irregular, de superficie abultada, formado por materia mineral cuya composición difiere de la roca sedimentaria en la cual se formo. Concreción: una concreción es una concentración local de material cementnte que ha litificado un depósito, para convertirlo en roca sedimentaria. Fósiles: la palabra fósil significa desenterrar

4.3 ROCAS METARMORFICAS

Las rocas metamórficas han sufrido modificaciones en el estado sólido como consecuencia de intensos cambios en la temperatura, presión y ambiente químico, todos producidos por lasa mismas fuerzas que pliegan, fallan, inyectan magma y elevan o deprimen las masas de roca. Estas fuerzas producen modificaciones dentro de las mismas rocas a través del proceso llamado metamorfismo( cambio de forma. El metamorfismo se produce en el interior de la corteza terrestre por debajo de la zona de intemperismo y cementación y fuera de la zona de fusión. Dentro de este medio, las rocas sufren innumerables cambios químicos y estructurales, para ajustarse a condiciones que difieren de aquéllas bajo las cuales se formaron originalmente. Bajo la acción de la presión se operan cambios que reducen el espacio ocupado por las masas de roca. Las rocas de grano fino sufren cambios más fácilmente que otras debido a que tienen expuesta una superficie mayor de granos a la acción de fluidos químicamente activos.

AGENTES DEL METAMORFISMO


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Él termino metamorfismo se restringe a los cambios en la textura y composición que sufren las rocas sólidas. El metamorfismo puede producirse solamente cuando la roca esta sólida puesto que una vez que ha alcanzado su punto de fusión y forma un magma y entonces caemos dentro el campo de la actividad ígnea. Los agentes del metamorfismo son el calor, la presión de deformación y los fluidos químicamente activos. El calor es el agente esencial del metamorfismo y este esta invariablemente controlado por la temperatura. La presión producida por la sobrecarga del material rocoso, las presiones producidas por el peso del material subyacente se combinan con presiones de compresión que se producen durante la deformación de los geosinclinales, las presiones laterales son las que originan el grado final del metamorfismo en una región determinada.

Los fluidos químicamente activos son las soluciones hidrotermales que se desprenden al final de la solidificación de un magma

TIPOS DE METAMORFISMO Hay varios tipos de metamorfismo que se llevan a cabo entre los que tenemos: metamorfismo regional, metamorfismo térmico y metamorfismo dinámico. El metamorfismo regional se desarrolla en áreas extensas afectando miles de Km esta relacionado con la existencia de enormes cámaras magmáticas durante la formación de las cadenas montañosas. El metamorfismo térmico es más local y el agente principal que interviene es la temperatura. En el metamorfismo dinámico el agente principal es la presión TEXTURA DE ROCAS METAMORFICAS

Las texturas utilizadas en la clasificación de rocas metamórficas son foliada y no foliada o sea densa o granular. Las rocas de textura foliada muestran clivaje de roca y se presentan tres grados de clivaje de roca: Apizarrado, filitico y esquistoso


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TIPOS DE ROCAS METAMORFICAS Los numerosos tipos de rocas metamórfica proceden de la gran variedad de rocas originales y de los diferentes tipos de metamorfismo. Las rocas metamórficas se pueden derivar de cualquiera de las rocas sedimentarias o ígneas. Generalmente las rocas metamórficas se clasifican conforme su textura. Algunos ejemplos de rocas metamórfica son: pizarra, filita, esquisto, anfibolita, gneis, mármol, cuarcita

5. INTRODUCCION A LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL

DESCRIPCION DE PLIEGUES


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Los pliegues son ondulaciones u olas en las rocas de la tierra. Alcanzan su mayor desarrollo en rocas estratificadas tales como rocas sedimentarias. Algunos de estos tienen extensión transversal de unos pocos kilómetros; el ancho de otros se mide en pocos metros o centímetros. POSICION DE LOS ESTRATOS EL RUMBO de un estrato es su dirección medida sobre una superficie horizontal. Más precisamente, el rumbo puede definirse como la dirección de una línea formada por la intersección de la estratificación y un plano horizontal EL BUZAMIENTO de un estrato es el ángulo entre la estratificación y un plano horizontal y se mide en un plano vertical cuyo rumbo es perpendicular al de la estratificación En los mapas geológicos se usa un símbolo de rumbo especial y de inclinación especial para indicar la posición de los estratos. La línea larga indica el rumbo y la corta el buzamiento. (ver figuras).

Símbolos de rumbo e inclinación usados en estratos

PARTES DE UN PLIEGUE Las partes de un pliegue son: plano axial, eje de pliegue, flancos o limbos, cresta, plano crestal, seno y plano de seno.


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El plano axial o superficie axial es el plano o superficie que divide el pliegue tan simétricamente como sea posible, en algunos pliegues el plano axial es vertical, en otros inclinado y en otros horizontal. (ver figura)

Partes de un pliegue PA: plano axial, a·b: limbo de un pliegue; c: cresta; t: seno

El eje de pliegue es la intersección de la superficie axial con cualquier estrato. Los costados de un pliegue se denominan limbos o flancos, un limbo se extiende desde el plano axial de un pliegue hasta el plano axial del pliegue siguiente. La cresta es una línea a lo largo de la parte más alta del pliegue o más exactamente la línea que conecta los puntos más altos. El seno es la línea que ocupa la parte más baja del pliegue, o más exactamente la línea que conecta las partes más bajas del pliegue.

NOMENCLATURA DE PLIEGUES

Se ha desarrollado una terminología bastante completa para describir aspectos de los pliegues algunos términos se refieren a su apariencia de los pliegues en secciones transversales y otros a la posición del plano axial. 1. CLASIFICACION SEGUN SU APARIENCIA:

Según su apariencia se clasifican en: • ANTICLINAL : es un pliegue convexo hacia arriba, en los anticlinales más

simples los limbos se inclinan en direcciones opuestas. Un anticlinal también puede definirse como un pliegue con las rocas más antiguas en el centro de curvatura


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Algunas variedades de anticlinales

• SINCLINAL : es un pliegue cóncavo hacia arriba, un sinclinal es, generalmente un pliegue con las rocas más jóvenes hacia el centro de curvatura

Algunas variedades de sinclinales

2. CLASIFICACION SEGUN LA POSICION DEL PLANO AXIAL

Según la posición del plano axial se clasifican en:


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• PLIEGUE SIMETRICO: Es uno en el cual el plano axial es esencialmente vertical. En otras palabras los flancos tienen el mismo ángulo de inclinación.

Pliegue simétrico PA: plano a xial

• PLIEGUE ASIMETRICO: El plano axial es inclinado y los dos limbos se inclinan en direcciones opuestas pero con ángulo diferente.

• PLIEGUE VOLCADO O SOBREPLIEGUE: El plano axial es inclinado y ambos limbos se inclinan en la misma dirección generalmente con ángulos diferentes. El limbo volcado o invertido es el que ha sido rotado más de noventa grados para alcanzar su posición aparente. El limbo normal es el que no está invertido.

• PLIEGUE RECUMBENTE: Es aquel cuyo plano axial es esencialmente horizontal


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• PLIEGUE ISOCLINAL: Es aquel cuyos limbos se inclinan con el mismo ángulo en la misma dirección. Un pliegue isoclinal vertical o simétrico es aquel cuyo plano axial es vertical y un pliegue isoclinal inclinado o volcado es aquel cuyo plano axiales inclinado. Muchos pliegues recumbentes son isoclinales.

Aunque la mayoría de los pliegues son relativamente bien redondeados en los ejes anticlinales y sinclinales algunos son agudos y angulosos este tipo de pliegues se denominan PLIEGUES CABRIO.

• PLIEGUE EN ABANICO: Es aquel en el cual ambos limbos están volcados. En un pliegue anticlinal en abanico los limbos se inclinan el uno hacia el otro y en pliegue sinclinal en abanico se inclinan alejándose.


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6. ANALISIS PARA IDENTIFICAR TECHO Y BASE DE ESTRATOS .

Los métodos paleontológicos, puede ser de gran ayuda para indicar si los estratos están en posición normal o no. En muchas localidades sin embargo no hay fósiles, o


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si los hay no son suficientemente diagnóstico para emplearlos en la determinación de techo y base de estratos, se pueden utilizar otros medios como son las características primarias. Las características primarias que se usan más comúnmente son las ondulitas, laminación entrecruzada, estratificación gradada, y estructuras en almohadilla en lavas. Con menos frecuencia se utilizan grietas de desecación, discordancias locales, canalización, marcas de lluvia y posición de fósiles. ONDULITAS Las ondulitas pueden ser de origen acuático o eólico; es decir se pueden formar sobre el fondo de cuerpos de agua o por la acción del viento en la superficie de la tierra Las ondulitas de oscilación son simétricas y consisten en anchos senos que son convexos hacia abajo y en crestas agudas que apuntan hacia arriba.

Ondulitas A. Originales de oscilación y molde. B. Molde invertido de ondulitas de oscilación. C. Ondulitas de corrientes originales y molde. D. Molde invertido de ondulitas de corriente

Las ondulitas de oscilación sirven para determinar si un estrato esta en posición normal o invertido, la cresta aguda apunta hacia los estratos más jóvenes, mientras que los senos redondeados a los más antiguos. Las ondulitas de corriente no se pueden utilizar para determinar el techo o la base de los estratos.


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Determinación del techo y base de un estrato con ondulitas de oscilación

LAMINACION ENTRECRUZADA La laminación entrecruzada conocida también como estratificación entrecruzada o falsa estratificación. La laminación entrecruzada se desarrolla donde quiera que haya caído arena: sobre el borde de una barra de arena en crecimiento, sobre el frente de una duna, o sobre el borde de un pequeño delta. La extremidad superior de cada lámina está, por lo común, considerablemente inclinada con respecto a la estratificación verdadera, mientras que la extremidad inferior es esencialmente paralela a la misma.. Las láminas están así abruptamente truncadas arriba y abajo tangenciales a la estratificación.

Laminación entrecruzada. A. Normal. B. torrencial

La estratificación entrecruzada torrencial está inclinada considerablemente con respecto a la estratificación tanto en el extremo superior como en el extremo inferior. Con el uso de la laminación entrecruzada normal se puede determinar techo y base de estratos. Las láminas oblicuas son tangenciales hacia arriba techo del estrato y truncadas hacia abajo base del estrato


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Uso de la laminación entrecruzada para determinar techo y base de estratos En A los estratos están en posición normal. En B el tope esta hacia la derecha. En C los estratos

Están invertidos

ESTRATIFICACIÓN GRADADA En muchos casos los granos de un estrato delgado se hacen progresivamente más finos de base a techo. Esta característica se conoce como estratificación gradada. Los materiales que componen un sedimento son transportados cuando las corrientes son más rápidas que lo usual. Cuando la velocidad disminuye las partículas más grandes caen primero y luego se depositan progresivamente las más finas.

Estratificación gradada. A depositada en un lecho horizontal. B estratos inclinados en posición normal. C. estratos verticales con el techo hacia la derecha. D.estratos inclinados invertidos.

Las partículas más grandes indican la base y las más finas el techo ESTRUCTURAS EN ALMOHADILLA

Algunas lavas particularmente las de composición basáltica, se caracterizan por su estructura en almohadilla. Las almohadillas individuales son aproximadamente elipsoidales, y su diámetro varía desde unos pocos decímetros hasta dos o tres metros. En lavas subhorizontales los techos y las bases de las almohadillas son generalmente convexos hacia arriba.


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Tipos de coladas de lava A. Estructura en almohadilla de posición normal. B. Estructura en almohadilla, muestra que el techo esta a la derecha

PLIEGUES DE ARRASTRE Los pliegues de arrastre se forman cuando los estratos se deslizan unos contra otros; en especial si un estrato competente esta sobre uno incompetente

Pliegues de arrastre resultantes por el deslizamiento de estratos competentes e incompetentes

Generalmente los estratos superiores se alejan de los ejes sinclinales, en relación con los estratos inferiores, este echo es de gran importancia cuando se usan pliegues de arrastre para deducir las estructuras principales


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Sección estructural de pliegues simétricos que muestra la relación entre pliegues de arrastre y la dirección de la cizalla.

Pliegues de arrastre para determinar estructuras principales

7. DIACLASAS

Las rocas están característicamente rotas por fracturas lisas conocidas como diaclasas. Las diaclasas se pueden definir como planos divisorios o superficies que dividen las


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rocas a lo largo de las cuales no hubo movimiento visible paralelo al plano o superficie. Aunque la mayoría de las diaclasa son planos algunas son superficies curvas. En las diaclasas puede existir movimiento perpendicular a la superficie de la diaclasa y producir una fractura abierta.

Posición de diaclasas. El plano ABCD representa una diaclasa vertical de rumbo este-oeste; el plano BDEF representa una diaclasa vertical de rumbo norte-sur; el plano GHIJ representa una diaclasa de rumbo norte-sur que

se inclina 50o al este

Las diaclasas pueden tener cualquier posición; algunas son verticales, otras son horizontales, y muchas están inclinadas en ángulos variables. El rumbo y la inclinación de las diaclasas se miden de la misma manera que en la estratificación. El rumbo es la dirección de una línea horizontal sobre la superficie de la diaclasa, la inclinación, medida en un plano vertical perpendicular al rumbo de la diaclasa, es el ángulo entre un plano horizontal y la diaclasa.

Las diaclasas difieren mucho en tamaño. Algunas tienen unos pocos metros de largo pero las observaciones realizadas en canteras demuestran que otras pueden seguir por decenas de metros o centenas de metros a lo largo del rumbo y por distancias similares hacia abajo. Las diaclasas se pueden clasificar geométricamente y genéticamente Geométricamente las diaclasas se clasifican en: Diaclasas de rumbo, diaclasas de inclinación, diaclasas oblicuas o diagonales


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Clasificación geométrica de diaclasas. La banda negra representa el estrato. ABCD Y GHI son diaclasas de inclinación; BDEF y MNO son diaclasas de rumbo; JKL es una diaclasa de estratificación; PQR y Stu son

diaclasas diagonales

8. DESCRIPCION Y CLASIFICACION DE FALLAS

Las fallas son rupturas a lo largo de las cuales las paredes opuestas se han movido la una con relación a la otra. La característica esencial es el movimiento diferencial paralelo a la superficie de la fractura. Algunas fallas tienen solo unos pocos centímetros de largo (micro fallas), y el desplazamiento total se mide en fracciones de


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centímetro. En el otro extremo hay fallas que tienen centenares de kilómetro de longitud y cuyo desplazamiento mide kilómetros o aun decenas de kilómetros

El rumbo y la inclinación en una falla se miden de la misma manera que en la estratificación en las diaclasas. El rumbo es la dirección de una línea horizontal en el plano de falla. La inclinación es el ángulo entre una superficie horizontal y el plano de falla; se mide en un plano vertical cuyo rumbo es perpendicular a la falla. ,

Terminología de un plano de falla. d: inclinación h: hade El bloque que esta encima de la falla se llama techo y el que esta debajo se llama piso, las fallas verticales no tienen ni techo ni piso. Aunque muchas fallas son bien definidas, en múltiples casos el desplazamiento no esta confinado a una fractura única, sino que esta distribuido a través de una zona de falla que puede tener centenares o miles de metros de espesor. La zona de falla puede consistir en una serie de pequeñas fracturas entrelazadas, o puede ser una zona confusa de brecha o milonita.

La intersección de una falla con la superficie de la tierra se conoce como línea de falla, trazo de falla o afloramiento de falla. Él hade es el complemento de la inclinación, es decir, es igual a noventa grados menos el ángulo de inclinación

Los movimientos a lo largo de las fallas pueden ser translacional, rotacional y relativos. En el movimiento translacional no habido rotación de los bloques en


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relación el uno con el otro; todas las líneas rectas sobre lados opuestos de la falla y fuera de la zona dislocada, que eran paralelos antes del desplazamiento son paralelos después. Los movimientos rotacionales son aquellos en los cuales algunas líneas rectas sobre lados opuestos de la falla y fuera de la zona dislocada, que eran paralelos antes del desplazamiento, no lo son después que se produce éste,

Movimientos translacionales y rotacionales A y B movimientos translacionales. C y D rotacionales

Los movimientos relativos describen los movimientos a lo largo de la falla y sus efectos sobre los estratos afectados, en este tipo de movimientos se utiliza él termino desplazamiento, y podemos hablar de desplazamiento neto, de inclinación, de rumbo, vertical y horizontal.

CLASIFICACION DE FALLAS Existen dos tipos de clasificaciones para las fallas la clasificación geométrica y la clasificación genética.


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Existen cinco clasificaciones geométricas que son: • El rake del desplazamiento neto • La posición de la falla en relación con las rocas adyacentes • El diseño de las fallas • El ángulo de inclinación de las fallas • Movimiento aparente de la falla

Falla normal

Falla inversa


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Ejemplos de algunos tipos de fallas

Según la clasificación genética se clasifican en: • Clasificación basada en movimientos relativos: falla de empuje y falla

gravitacional • Clasificación basada en movimientos absolutos


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DISCORDANCIAS La discordancia es una superficie de erosión o de no depositación, generalmente lo primero que separa estratos más jóvenes de rocas más antiguas. El desarrollo de una discordancia comprende varias etapas. La primera es la formación de las rocas más antiguas, en la mayoría de los caos levantamiento y erosión subaérea. Se depositan finalmente, los estratos más jóvenes. En las discordancias pueden participar rocas de varios orígenes sedimentario, ígneo o metamórfico.

Participación de algunas rocas en discordancias, estas están indicadas por ab

Hay varias clases de discordancias y la distinción entre ellas depende de las rocas implicadas y de la historia tectónica. Las variedades más importantes son: angular, discordancia erosiva, discordancia local y no-concordancia


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A B

Discordancia angular. A sección transversal. B. Mapa no corresponde a la misma región de A

RUMBO Y BUZAMIENTO GRAFICO Existen varios métodos par hallar el rumbo y buzamiento gráfico entre los que tenemos: • Método de los tres puntos o método del geólogo • Método de las cotangentes •

CORTES TOPOGAFICOS Y GEOLOGICOS Los cortes topográficos se realizan sobre planos topográficos, teniendo en cuanta las curvas de nivel(características de las curvas de nivel) y la equidistancia entre las mismas Los cortes geológicos se elaboran teniendo en cuenta las curvas de nivel, los contactos litológicos y la posición de los estratos.

COLUMNAS ESTRATIGRAFICAS

Prácticamente todos los estudios que se realizan en estratigrafía parten de la elaboración de datos plasmados en las series estratigráficas. Una serie estratigráfica el establecimiento de la sucesión de los estratos atendiendo sobre todo a sus aspectos litológicos y fáusticos. Entre las muchas características que tienen las series estratigráficas, se deben destacar tres de tipo general; precisión, área de validez y construcción.


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Precisión Detalladas Esquemáticas

Locales Tipos de series estratigráficas Área de validez Zonales Regionales

Construcción Continuas Compuestas

Las representaciones gráficas de las series reciben el nombre de comunas estratigráficas. Estas se pueden dibujar en dos o tres dimensiones pero en ellas solo tiene sentido geológico la vertical. En el eje vertical se presenta el espesor de cada estrato o conjunto de estratos distinguidos. Al ser el espesor un indicativo de los materiales sedimentados durante un lapso de tiempo. La representación vertical será el registro crono estratigráfico de las unidades que representan la columna. En la siguiente figura se presentan cuatro tipos de columnas estratigráficas. La A es bidimensional y simple; se suele utilizar para series obtenidas en sondeos o aquellas en las que no se desea realzar más que característica de la litológica. La columna B es una variante de la anterior en la que se resaltan las formas topográficas de los materiales; sirve para reconocer fácilmente en el campo los tramos distinguidos. En la columna C se dibujan una serie de atributos de los materiales que son de gran importancia para el reconocimiento de las variaciones verticales del ambiente sedimentario. La columna D es una representación tridimensional en la que cabe destacar los cambios laterales de facies a pequeña escala. Teniendo en cuenta el sistema de los tres ejes para la representación gráfica se aprecia que tanto el eje X como el Z no tienen significado geológico pero sí el Y

La litología de cada tramo representado en la columna, viene expresada por unos símbolos rellenando el espacio correspondiente


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Diferentes tipos de columnas estratigráficas


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BIBLIOGRAFIA

1. BILLINGS Marland. Geología Estructural. Editorial Universitaria. Buenos Aires Argentina

2. LETT Y JUDSON. Fundamentos de Geología Física. Noriega Editores. México. 1994

3. ROBINSON Simón. Geología Física Básica. Editorial Limusa. México 4. ZARAUGA Inmaculada y Otros. Estratigrafia. Editorial Rueda. Madrid

5. ZUMBERGE. James. Geología Elemental. Editorial continental. México. 1982

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