La tarea de campo denominada mapeo geológico, consiste en la representación en un mapa de los distintos cuerpos de roca que componen un terreno.
Para el reconocimiento en el terreno y su posterior mapeo, cabe tener en cuenta que las rocas según naturaleza (ígneas: plutónicas y volcánicas; sedimentarias: clásticas, carbonáticas, evaporitas; metamórficas: grados bajo, medio y alto), forman en la corteza terrestre cuerpos rocosos de diferentes formas, que suelen ser característicos de uno u otro tipo de roca.
Los cuerpos formados por rocas ígneas plutónicas pueden ser de forma globosa o laminar. Los mismos están contenidos en otro/s cuerpos de roca, que se denominan caja o encajonante. La instalación del cuerpo de roca ígnea produce en el encajonante aureolas de metamorfismo térmico, de variado grado de desarrollo.
Los cuerpos ígneos globosos se denominan plutones. Puede considerarse sinónimo el término stock, que es bastante utilizado. Los plutones son generalmente de forma subcircular en planta, con superficie de hasta algunas centenas de km2. Teniendo en cuenta que se instalan y consolidan en el interior de la Corteza y que alcanzan tamaños considerables, experimentan luego de instalados, un enfriamiento lento y provocan importantes efectos térmicos en la roca de caja.
Es destacable que los plutones son siempre cuerpos consolidados en profundidad y que aquellos que pueden estudiarse directamente han sido, junto con su encajonante, llevados a superficie por procesos orogénicos o epirogénicos. La erosión se encarga de remover las rocas que los cubrían, en casos algunos cientos de metros y en otros varios kilómetros en sentido vertical.
Cada plutón se concibe como una cámara magmática congelada, es decir un espacio en el interior de la corteza que estuvo ocupado por líquido con cristales en suspensión.
Una asociación de plutones constituye un batolito. Hay dos grandes tipos de batolitos, que destacan el ambiente tectónico de la corteza en la que se instalan; batolitos orogénicos son los que tienen clara relación con procesos de subducción y dan entidad a los conocidos arcos magmáticos; batolitos anorogénicos son aquellos desarrollados en intraplaca, como los asociados a estructuras rift.
Los batolitos orogénicos son los que adquieren mayor desarrollo, como el caso del Batolito de los Andes peruanos, formado por centenas de plutones, emplazados durante el Cretácico y Cenozoico, en un lapso de 70 Ma. Entre otros batolitos conocidos, en territorio argentino, se puede mencionar al Batolito de Colangüil en la Cordillera de San Juan, constituido por 23 plutones instalados en el Pérmico, en un lapso de 25 Ma. El Batolito de Las Chacras-Piedras Coloradas es un ejemplo de la sierra de San Luis, y el Batolito de Achala de la sierra de Córdoba.
Una importante categorización de plutones se efectúa teniendo en cuenta el momento de instalación con relación a la acción de una determinada actividad orogénica. Son plutones preorogénicos = pretectónicos = precinemáticos, los instalados con anterioridad a dicha orogenia. Normalmente conservan evidencias de su original carácter discordante, aunque atenuadas por adquirir posteriormente y junto con su encajonante, estructuras tectónicas en común (esquistosidad; foliación). Son plutones sinorogénicos = sintectónicos = sincinemáticos, los emplazados durante la orogenia considerada y en ellos se verifica alto grado de concordancia con las estructuras del encajonante. Generalmente tienen forma alargada en la dirección de la esquistosidad o foliación de la roca de caja. Son plutones posorogénicos = postectónicos = poscinemáticos, los emplazados posteriormente a la orogenia en cuestión, netamente discordantes con las estructuras tectónicas del encajonante y en casos muy posteriores temporalmente y sin relación con la orogenia de referencia.
Figura 8.1. Mapa geológico de la sierra de San Luis, simplificado de Sato et al. (2003).
La sierra de San Luis es un buen ejemplo de la ocurrencia de los tres tipos de plutones mencionados. Los movimientos orogénicos de referencia en el caso son los de la Orogenia Famatiniana, ocurrida en el borde Suroeste del Supercontinente Gondwana durante el Paleozoico Inferior, más precisamente en el Cámbrico Tardío y Ordovícico Temprano-Medio, aproximadamente 490-470 Ma (Fig. 8.1).
Los granitoides pretectónicos de la sierra de San Luis incluyen un subgrupo de pequeños plutones de composición granodiorita-tonalita, y otro formado por plutones de composición granito, algunos alargados en la dirección de la esquistosidad regional. Están caracterizados químicamente como granitos de arco magmático (subducción). Los más notorios se han instalado en sedimentitas ahora transformadas en pizarras y filitas (grado metamórfico bajo), aunque se conserva la aureola de metamorfismo térmico. La relación de contacto con el encajonante revela que ambos están afectados por la esquistosidad famatiniana, de rumbo NNE, muy bien desarrollada en los metasedimentos y si bien menos acentuada y heterogénea, con continuidad en los cuerpos ígneos. Las edades radiométricas los ubican en el entorno de 510 Ma.
Los granitoides sintectónicos de la sierra de San Luis tienen desarrollo en las rocas de grado metamórfico medio y alto. Son pequeños y numerosos, alargados en la dirección de las estructuras metamórficas, destacándose que tanto el contacto con la metamorfita de caja, como las foliaciones de una y otra unidad tienen la misma actitud. No hubo contraste térmico importante entre el intrusivo y la caja, por lo que no hay desarrollo de aureola de contacto ni borde de grano fino en la periferia del plutón (Fig. 8.2). En la composición de estos plutones predomina una granodiorita con granate, biotita y moscovita (leucogranodiorita). Los análisis químicos las definen como magmas formados a expensas de la fusión de rocas de corteza. Las edades radiométricas obtenidas ubican entre 470 y 450 Ma.
Figura 8.2. Mitad septentrional del Plutón sinorogénico Cerros Largos, sierra de San Luis. Nótese como el plutón, las pegmatitas y facolitos se adaptan a la esquistosidad regional. Simplificado, tomado de Llambías, 2008.
Los granitoides postectónicos de la sierra de San Luis son de forma subcircular y gran tamaño, frecuentemente asociados para constituir batolitos, como el de las Chacras (Fig. 8.1). La foliación regional (NNE) es interrumpida por los plutones, claramente discordantes, que contrariamente se alinean con rumbo SSE. Las edades radiométricas son de 420 Ma a 390 Ma.
Los cuerpos ígneos laminares son de forma tabular, con relación largo/potencia muy mayor a 1. Se denominan diques si son discordantes con las estructuras del encajonante y filones capa si son concordantes con ellas. En ambos casos el rápido enfriamiento no favorece el desarrollo de metamorfismo térmico significativo en la roca de caja.
Los diques generalmente ocupan fracturas producidas en la roca hospedante. Son cuerpos de centímetros a decenas de metros de potencia, aunque pueden tener recorridos de decenas de kilómetros. Los diques en ocasiones son numerosos y paralelos entre sí, constituyendo enjambres.
Un ejemplo de enjambre de diques se tiene en Uruguay. El encajonante es un basamento gnéisico-migmático, datado en aproximadamente 2.200 Ma (Proterozoico Inferior), cuyas estructuras metamórficas tienen rumbo ENE-OSO. Los diques son numerosos, integrados por microgabros, de rumbo N70°E, subverticales, con espesor variable desde pocos centímetros hasta 80 m y longitudes que alcanzan hasta 26 km. La datación radiométrica de la roca de dique es de aproximadamente 1.750 Ma. La instalación del magma básico que compone los diques fue respuesta a una distensión que sufrió el basamento en la ruptura de un supercontinente del Proterozoico Inferior. Cabe agregar que los microgabros son utilizados como roca de aplicación, conocida con el nombre comercial de granito negro (Fig. 8.3).
Figura 8.3. Enjambre de diques máficos (microgabros) en Uruguay. Simplificado, modificado de Oyhantçabal (2010).
El otro tipo de cuerpos laminares, los filones capa, se instalan preferentemente en sucesiones estratificadas subhorizontales, sedimentarias o volcano-sedimentarias. Comúnmente forman enjambres, con cuerpos a diferentes niveles estratigráficos, que pueden estar interconectados entre sí. La potencia varía de pocos centímetros a decenas de metros y lateralmente pueden extenderse por decenas de km.
Los cuerpos llamados lacolitos pueden confundirse con filones capa. En ambos tanto piso como techo son concordantes con la roca de caja, pero en los lacolitos el techo se ajusta a la superficie convexa desarrollada en las sedimentitas a causa de la intrusión (Fig. 8.4).
Figura 8.4. Lacolitos, superpuestos a distintos niveles estratigráficos, con una alimentación en común. Modificado de Llambías, 2008.
Otra forma de cuerpo concordante de rocas ígneas, se denomina facolito. Se encuentran en sucesiones plegadas inyectadas, preferentemente metamórficas, donde ocupan las charnelas de los pliegues, adelgazándose y desapareciendo en los limbos (Fig. 8.2).
Las rocas sedimentarias constituyen cuerpos de roca formados por una acumulación de estratos. La forma general de los cuerpos la determina la cuenca sedimentaria que los contiene, que puede corresponder a ambiente continental o marino.
En los continentes las cuencas sedimentarias son cerradas, elongadas si se asocian a ambiente orogénico y subcirculares si están implantadas en áreas estables de plataformas y cratones.
En ambiente marino las cuencas de sedimentación son abiertas y un límite de referencia lo constituye la línea de costa.
El espesor total de sedimentitas acumuladas en una cuenca sedimentaria es un parámetro importante y varía desde cientos de metros a algunos miles de metros. En todos los casos, la arquitectura interior del relleno cuencal permite identificar cuerpos de roca esencialmente uniformes, denominados litosomas, normalmente interdigitados con otros de distinta litología, sea conglomerádicos, arenosos, lutíticos, carbonáticos, etc.
La continuidad de un litosoma y el pasaje (lateral y vertical) de uno a otro, es otra característica que está relacionada con el ambiente de sedimentación.
En ambiente orogénico hay varios tipos de cuencas continentales, que por su ubicación respecto al arco magmático se denominan cuenca de antearco, cuenca de intraarco y cuenca de retroarco.
Las cuencas de retroarco son las más frecuentes y las de mayor desarrollo. Pueden ser espacios de acumulación sedimentaria producidos en un retroarco en estado de extensión o de compresión. El primer tipo es clasificado como cuenca rift y el segundo como cuenca de antepaís.
Figura 8.5. Bosquejo geológico y sección de la cuenca Cretácico-Eocena del Noroeste argentino.
En las cuencas rift en retroarco el estado extensional es motivado por ascenso astenosférico, del que resulta un adelgazamiento cortical y colapso por fallamiento directo. El relleno inicial es grosero, con abundante aporte desde los terrenos altos y consiste esencialmente de conglomerados y arenas gruesas, entre las que se intercalan algunas coladas y filones capa de volcanitas, entre ellas basaltos. La frecuente reactivación del sistema de fallas, en un proceso que puede durar varias decenas de millones de años, permite la acumulación de espesores del orden de 3.000-4000 m. Agotado el proceso tectónico (subsidencia tectónica), sucede un proceso de subsidencia regulado por enfriamiento y reajuste de la relación litosfera-astenosfera (subsidencia termal). Los materiales de éste hemiciclo son mayormente arenas y pelitas, que en un tiempo de algunas decenas de millones de años totalizan espesores del orden de 1.000-2.000 m. Visto en conjunto el modelo origina sucesiones granodecrecientes de base a techo. Un ejemplo completo es el de la Cuenca Cretácico-Eoceno del Noroeste argentino, con expansión al Norte hacia Bolivia y Perú (Fig. 8.5).
Figura 8.6. Esquema de cuencas de antepaís en el Terciario del Noroeste de Argentina. Modificado de Ramos, 1999.
En las cuencas de antepaís el acortamiento tectónico crea relieve y al mismo tiempo carga tectónica por fallamiento inverso dirigido hacia el interior continental (antepaís), de lo que resulta una cuenca alargada paralela a la serranía naciente. El transporte de los sedimentos por desgaste de los terrenos altos, mayormente por sistemas fluviales, deja una sucesión de litosomas de granometría decreciente hacia el exterior, que puede finalizar en ambiente lagunar. La propagación episódica del proceso hacia el antepaís motiva sucesivos desplazamientos del eje de cuenca y los límites entre litosomas. El modelo genera sucesiones granocrecientes de base a techo; en la base de la sucesión predominan sedimentos finos (alternancia de estratos de lutitas y areniscas finas) y hacia el techo lo hacen los sedimentos gruesos (alternancia de conglomerados y areniscas gruesas). Los cambios más notables ocurren en la base de paquetes conglomerádicos, que suelen ser discordantes y marcan los eventos denominados fases tectónicas. Un buen ejemplo es el de las sucesiones terciarias del Noroeste argentino, con un desarrollo en respuesta a tres eventos tectónicos, que generan sucesivamente los paquetes sedimentarios denominados informalmente Calchaquense, Araucanense y Estratos Jujeños (Fig. 8.6).
La sedimentación en cuencas marinas genera cuerpos de roca de distintas formas, tamaños y característicos patrones, respuesta al ambiente tectónico. Si partimos de la apertura de un océano por ruptura de una masa continental, el primer paso, como lo expone el Ciclo de Wilson, es la generación de una cuenca "rift". La misma recibe sedimentos continentales, que acumula cientos a algunos miles de metros de espesor, esencialmente clásticos y de granometría decreciente de base a techo (conglomerados; areniscas; lutitas; eventualmente acompañados por diques y coladas basálticas).
El continuo proceso de extensión produce repetidas entradas de aguas saladas, seguidas por desecamientos, generando importantes niveles de evaporitas. Luego, la masiva y permanente inundación separa los estadios denominados de "rifting" (ruptura) y "drifting" (deriva). El océano en crecimiento recibe la sedimentación conocida como de "margen pasivo", de plataforma continental hasta el talud oceánico y de aguas profundas hacia las profundidades abisales (Fig. 8.7).
Las cuencas de margen pasivo son importantes por la potencial generación de hidrocarburos, como las comprobadas en el litoral de Brasil, en cuencas cretácicas formadas en la apertura del océano Atlántico.
Figura 8.7. Esquema de cuenca sedimentaria en margen pasivo. Nótese la discordancia existente entre las rocas de basamento y la base de la sucesión sedimentaria, que comienza con conglomerados. El proceso de hundimiento de bloques de corteza ante los esfuerzos extensivos y fallamiento normal, provoca a su tiempo la discordancia entre los sedimentos de rift y de margen pasivo. La nueva corteza oceánica muestra franjas alternantes de polaridad normal y reversa.
Las cuencas de sedimentación marinas pueden tener una vigencia que supera la duración de uno o varios períodos geológicos. El análisis de la ruptura del supercontinente Gondwana, es un ejemplo en el que se forman varios océanos, como el Índico y el Atlántico, y procesos incipientes como la apertura del mar Rojo y los "rift" del oriente africano, insumiendo el tiempo ocurrido a partir del Triásico (250 Ma) hasta la actualidad.
El análisis de los cuerpos sedimentarios en cuencas marinas, muestra que en general hay mayor continuidad lateral de los litosomas y un cambio ordenado de litologías relacionadas con la profundidad de aguas. Dentro de un mismo ciclo sedimentario, los pasajes verticales suelen ser concordantes, sin interrupciones en el registro temporal y obedecen a cambios en el nivel de las aguas, que produce traslados transgresivos o regresivos en la línea de costa.
Una sucesión transgresiva acusa un desplazamiento de los litosomas hacia el interior continental. La sucesión, analizada verticalmente en un determinado lugar, es granodecreciente de base a techo (Fig. 8.8).
Figura 8.8. Sucesión transgresiva. Es notorio que los litosomas cortan las líneas de tiempo (= diacronismo). Modificado de Camargo Mendes, 1984.
Opuestamente, una sucesión regresiva muestra un desplazamiento de los litosomas hacia el mar. La sucesión es granocreciente de base a techo (Fig. 8.9).
En sucesiones sedimentarias marinas aparentemente continuas en sentido vertical, el estudio bioestratigráfico detallado puede poner en evidencia interrupciones (una o varias), con falta de registro de variable magnitud (del orden de un Piso, una Serie, un Sistema). En estos casos el deslinde entre dos secciones consecutivas constituye un plano de discordancia erosiva. Frecuentemente coinciden con un cambio en la litología y eventualmente pueden estar señalados por un conglomerado de base en el inicio de la sección superior.
Figura 8.9 Sucesión regresiva. La línea de costa se retira hacia el interior marino. Un corte vertical es de granometría granocreciente. Modificado de Camargo Mendes, 1984.
La relación de sucesiones sedimentarias de diferentes ciclos sedimentarios, con frecuencia se hace mediante un plano de discordancia angular. El paquete de estratos más antiguo ha sido deformado, con desarrollo de pliegues y fallas; con posterioridad fue llevado a superficie y sometido a erosión. La instalación en el lugar de una nueva cuenca de sedimentación posibilita la depositación de sedimentos, que naturalmente lo hacen en estratos horizontales, que a la base pueden ser de granometría grosera y conformar un conglomerado basal.
El mapeo geológico es una práctica de gran importancia para el estudio e interpretación de la Tierra y su historia. Básicamente es la representación en planta (dos dimensiones) de los diversos cuerpos de roca observables en superficie. A las rocas expuestas se las denomina afloramientos, por emerger a menudo de sedimentos modernos que las cubren.
El mapa geológico utiliza una base topográfica para asentar los datos tomados en el terreno. Ese mapa se vale de curvas de nivel (o rastras) para denotar los altos y bajos del terreno, con representación de ríos y cordones montañosos, ciudades, estancias, trazado de caminos y vías de ferrocarril. En todo mapa debe señalarse el Norte, la escala gráfica, proyección utilizada y las líneas de referencia que corresponden a coordenadas geográficas, meridianos y paralelos u otra cuadrícula utilizada.
Actualmente se prefiere utilizar una base elaborada a partir de imágenes satelitales, como la Carta de Imagen Satelitaria a escala 1:250.000 del Instituto Geográfico Militar.
La escala de un mapa indica la relación que hay entre distancias en el terreno y en el mapa. La escala grande (1:1.000, 1 cm en mapa = 10 m en el terreno; hasta 1:10.000, 1 cm en mapa = 100 m en el terreno) es utilizada en Geología Aplicada, para el mapeo muy detallado de rocas y estructuras en lugares donde será realizada una obra de ingeniería, o en un distrito de interés minero.
La escala media (1:25.000, 1 cm en mapa = 250 m en el terreno; hasta 1:250.000, 1 cm en mapa = 2,5 km en el terreno) es adecuada para el trabajo geológico convencional, ya que se ajusta a las dimensión natural de los diferentes cuerpos de roca y de las estructuras tectónicas. Su objetivo es representar las litologías y sus estructuras, la relación entre los cuerpos de roca mapeados y la cronología relativa, ordenándolos por antigüedad en una columna estratigráfica integrada que se ofrece en un lateral del mapa. Además, usualmente el mapa geológico va acompañado de una o varias secciones o perfiles, que revelan las condiciones en profundidad.
El mapa geológico de la escala media permite además esbozar una historia geológica o sucesión de eventos acaecidos en la región, lo que se hace en un boletín o texto explicativo del mapa. En nuestro país el Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR) confecciona a escala 1:250.000 las Hojas Geológicas de Argentina, dividiendo el territorio mediante una cuadrícula de 1,5° de longitud por 1° de latitud, por lo que cada una abarca una superficie aproximada de 15.000 km2.
La escala chica o regional (1:500.000, 1 cm en mapa = 5 km en el terreno; hasta 1:5.000.000, 1 cm en mapa = 50 km en el terreno) es utilizada para tareas de síntesis de los rasgos geológicos de un país o de un continente. El SEGEMAR prepara mapas provinciales a escala 1:500.000 o 1:750.000 y el Mapa Geológico de Argentina, escalas 1:2.500.000 y 1:5.000.000.
La escala más chica, ejemplo 1:10.000.000 (1 cm en mapa = 100 km en el terreno) y menores, es apta para la Geotectónica (Tectónica Global), para la representación de continentes y océanos y los accidentes correspondientes a dorsales oceánicas, trincheras de subducción, sistemas transcurrentes, etc.
La distinción en el terreno de los cuerpos de roca que se mapearan es una importante tarea, que requiere de un geólogo con amplia experiencia de campo. También es fundamental establecer las relaciones entre los distintos cuerpos distinguidos, aplicando los principios o leyes de la cronología relativa. Si se trata de sucesiones sedimentarias, incluyendo también a las afectadas por bajo grado metamórfico, se aplicará el principio de superposición. Las relaciones de corte y aureolas de metamorfismo de contacto son excelentes recursos para determinar las relaciones entre cuerpos de rocas ígneas respecto a cuerpos de roca sedimentaria.
La denominación de los cuerpos de roca distinguidos sigue ciertas normas, establecidas en los Códigos de Nomenclatura Estratigráfica, según la jerarquía para Unidades Litoestratigráficas.
La unidad fundamental es la Formación. Dos o más Formaciones pueden reunirse en un Grupo y la Formación puede dividirse en Miembros.
Una Formación reúne un conjunto de rocas de litología característica, propiedad que permite diferenciarla de su entorno. Preferentemente se utiliza en rocas sedimentarias y pueden consistir en un solo tipo textural (ej. conglomerados, areniscas, o pelitas), o una alternancia de areniscas y pelitas, o enteramente capas de caliza, etc. Los códigos fijan además la condición de que constituyan cuerpos de dimensiones suficientes para que sean mapeables a escala 1:25.000 o menor.
Las rocas volcánicas a menudo permiten separar Formaciones dentro de una sucesión groseramente estratificada. En todos los casos el color es un atributo que ayuda a la individualización.
La denominación de las unidades litoestratigráficas se hace agregando a la jerarquía un topónimo. Ejemplos, Formación Balcarce, para las sedimentitas arenosas blancas expuestas en Balcarce y Mar del Plata (Buenos Aires) y Grupo Ventana, para las sedimentitas que constituyen la Sierra de la Ventana (Buenos Aires), integrado con cuatro formaciones.
En ocasiones la litología dominante reemplaza a la jerarquía, ejemplo Caliza San Juan para un paquete de calizas de la provincia homónima. Para los cuerpos de roca ígnea también se prefiere reemplazar la jerarquía por la litología característica, ejemplo Granito El Morro (San Luis).
También hay cuerpos de roca en los que se entremezclan variadas litologías, generalmente ígneas y metamórficas, a los que se categoriza como Complejo, ejemplo Complejo Buenos Aires en las sierras de Tandil (Buenos Aires).
En el área de mapa que ocupa una unidad litoestratigráfica se indican las estructuras presentes, incluyendo la actitud de la estratificación en sedimentitas, existencia de pliegues, distintos tipos de falla y diaclasas, orientación de esquistosidad y foliación en rocas metamórficas.
También debe surgir de la observación del mapa la relación entre unidades litoestratigráficas. En el caso de sucesiones sedimentarias, dos formaciones en contacto pueden ser concordantes o discordantes entre sí.
La concordancia alude a que no hay una interrupción en el registro, por lo que ambas corresponden a un mismo ciclo sedimentario y deben sus diferencias litológicas a un cambio de la facies sedimentaria. Ejemplo, una sucesión de paleoambiente marino, donde de base a techo se dispone una Formación integrada por pelitas, sucedida por otra de litología arenosa. Los estratos de pelitas y de arenisca tienen la misma disposición estructural, en un registro de tiempo continuo, sin interrupciones.
La discordancia entre unidades es marcada por un plano de desgaste por erosión, que constituye el plano de discordancia. Se llama discordancia erosiva a aquella en la que es igual la actitud estructural de los estratos de la unidad inferior y superior. Puede ser causada por movimientos epirogénicos o por cambios ocurridos en el nivel de los mares. En cambio en una discordancia angular, difiere la actitud estructural de los estratos por abajo y por arriba del plano de discordancia, evidenciando la ocurrencia de movimientos tectónicos y el desgaste erosivo antes de la depositación de la unidad superior. En toda discordancia se denomina hiatus estratigráfico al tiempo faltante por no depositación o erosión.