TEMA 5; LOS MINERALES 1/Concepto de mineral;Concepto y propiedades de la materia cristalina: simetria, homogeneidad y anisotropia. 2/ El cristal real. Isomorfismo y polimorfismo. Propiedades; densidad, dureza color, exfoliacion y fractura. 3/ Criterio de clasificacion de los minerales. 4/ Silicatos; otros minerales petrogeneticos. 1/ Concepto de mineral Un mineral es una sustancia sólida; de origen natural homogénea, cristalizada en una forma constante, con una composición química definida y originada en un proceso geológico (magnetismo, metamorfismo, sedimentación). Todos los minerales salvo el mercurio nativo son sólidos. Todos los minerales son naturales. Quedan excluidos aquellos minerales artificiales. Los minerales son homogéneos porque no varían ni su composición química ni su estructura de una parte a otra. Todos los minerales estan cristalizados (formados por materia cristalina) en una forma constante. Esto quiere decir que sus partículas componentes estan ordenados tridimensionalmente. Por ejemplo el carbonato cálcico (CaCO3) cristalizado en romboedros (sistema trigonal) en la calcita y cuando se presenta cristalizado en prismas rombicos (sistema rómbico) es el aragonito. Otro ejemplo es el del carbono, cuando cristaliza en el sistema cubico se llama diamante y cuando lo hace en el sistema hexagonal se llama grafito. Algunos minerales no Estan cristalizados (amorfos) por ejemplo la limonita (oxido de silicio) y la obsidiana (SiO2) son sustancias no cristalizadas. La composición química de un mineral en teoría debe ser fija pero es frecuente que existan variaciones debidas esencialmente a las sustituciones isomorficas. Por ejemplo, en las plagioclasas el calcio y el sodio se sustituyen mutuamente dando lugar a una serie isomorfica entre dos términos puros; albita (Si3AlO8Na, silicato aluminico de sodio) plagioclasa sodica y la anortita(Si2AlO8Ca ) plagioclasa calcica. Termino intermedio Si2−3Al1−2O8(Na,Ca). Concepto y propiedades fundamentales de la materia cristalina; Simetría, homogeneidad y anisotropia. En 1912, Von Laue hizo una interesante experiencia al hacer incidir un haz de rayos X sobre un cristal de berilio. (Be3AlSi6O8) silicato

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Demostró que los rayos X tienen naturaleza ondulatoria porque se difractan cuando atraviesan una rendija lo suficientemente pequeña(en este caso los diferentes planos reticulares de la materia cristalina) una película fotográfica recoge los rayos difractados. La figura de difraccion guarda relación con la simetría externa del cristal (en el caso del berilo la simetría es hexagonal). Hoy en dia se denominan lauegrama a estas figuras. Simetría Es una propiedad de la materia mineral que consiste en la repetición de determinados elementos cuando se realiza una operación de simetría. En los cristales se repiten caras, vértices y aristas. Tenemos tres operaciones de simetría; • Inversión; Se lleva a cabo por el elemento denominado centro de simetría. Una cara se invierte al otro lado del centro de simetría y a la misma distancia. El centro se localiza en el centro geométrico del cristal. Si hay centro este es el único. Cuando un cristal presenta centro cada cara tiene otra paralela (es la opuesta). − Reflexión; Se realiza por un elemento llamado plano de simetría. Una cara del cristal aparece reflejada al otro lado y a la misma distancia del plano de simetría. • Rotación; Se realiza por medio del eje de simetría. Al girar una cara alrededor de un eje imaginario se repite un numero determinado de veces que viene dado por el orden del eje. Solo existen ejes de orden; monario, binario, terciario, cuaternario y senario. Monario; Se repite una cara cada 360º Binario;

180º

Ternario;

120º

Cuaternario; Senario;

90º

60º

Homogeneidad; Son minerales homogéneos porque no varían ni su composición química (que solo puede variar en un estrecho margen inferior al 1% (Ej: variedades del cuarzo) ni su estructura de una parte a otra. Anisotropia: Cuando un mineral se somete a un estimulo físico puede presentar dos comportamientos; *Comportamiento isótopo (isotropia): Cuando el valor de las propiedades físicas medidas depende de la dirección en la que se aplique el estimulo. Este comportamiento esta íntimamente ligado con la estructura cristalina. Depende de la densidad de partículas en la dirección en que se mide una propiedad física. Como la materia amorfa tiene las partículas dispuestas al azar cabe estadísticamente hablando encontrar la misma densidad de partículas en la misma dirección. Los cristales del sistema cubico suelen ser isótopos para muchas propiedades físicas dada la regularidad en la estructura de esta singonia (sistema de cristalización). *Comportamiento anisotropo (anisotropia). El valor de las propiedades físicas depende de la dirección en la que se mida una propiedad física. El comportamiento anisotropo se presenta con mucha frecuencia en los 2

cristales de los sistemas rómbico, monoclinico y triclinico porque en ellas varia la densidad de partículas con la dirección. Hay dos propiedades físicas que no dependen de la dirección (densidad, punto de fusión). Se denominan propiedades escalares. 2/ EL CRISTAL REAL. ISOMORFISMO Y POLIMORFISMO Unos iones y átomos pueden ser sustituidos por otros de radio parecido y sin que por ello se modifique la estructura cristalina. Esto da lugar a los minerales isomorfos que son aquellos que tienen la misma estructura pero diferente composición química. En los silicatos es muy típica la sustitución del silicio (Si 4+) por el aluminio (Al 3+). Esto genera un déficit de carga que deberá compensarse con otros iones. Esto explica la gran variabilidad composicional de los silicatos. En minerales como la ortosa y la albita, un silicio es sustituido por un aluminio, apareciendo un déficit de carga que será compensado con un cation monovalente alcalino (K,Na respectivamente). Además entre estos feldespatos puede haber sustituciones entre los elementos alcalinos por lo que aparece una serie isomorfica denominada serie de los feldespatos alcalinos. Es una serie continua en la que los elementos extremos son la ortosa (termino puro de potasio) y la albita(termino puro de sodio). En la anortita son dos los silicios los que son sustituidos por dos aluminios. Aparecen dos cargas que serán compensadas por un cation bivalente (calcio). Entre la albita y la anortita hay una serie isomorfica denominada serie de las plagioclasas debido a que el sodio y el calcio se sustituyen en distintas proporciones. Los términos de esta serie son; Otra serie isomorfica muy interesante es la del olivino SiO4 (Fe,Mg). Los términos extremos de esta serie son la fersterita SiO4Mg2 y la fayarita [SiO4(Fe,Mg)2] El polimorfismo se debe a la movilidad de los iones. Estos cambian su posición dentro del retículo cristalino como consecuencia de cambios termodinamicos (presión y Tp). Cambia la estructura cristalina sin que se modifique la composición química. Los polimorfos tienen mucho interés geológico por lo que se comportan como termómetros y manómetros geológicos. Esto es, podemos deducir las condiciones termodinamicas de formación de una roca a partir de un polimorfo que contenga. Si un compuesto presenta dos formas cristalinas se denominan dimorfos. Un ejemplo de dimorfismo es el carbonato cálcico (CaCO3); el aragonito si cristaliza en prismas rombicos y calcita si cristaliza en el sistema trigonal. Otro ejemplo de dimorfismo es el del carbono; diamante cuando cristaliza en el sistema cubico y grafito cuando lo hace en el hexagonal. El diamante es el dimorfo de una mayor presión y temperatura. Si artificialmente se somete al grafito a grandes presiones y temperaturas se puede transformar en diamante artificial. Los polimorfos del silicato de aluminio (SiO5Al2) constituyen un buen ejemplo de minerales estables en distintas condiciones termodinamicas: Andalucita. Polimorfo de alta temperatura. Distena. Polimorfo de alta presión.

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Sillimanita. Polimorfo de alta temperatura y presión. PROPIEDADES FISICAS DE LOS MINERALES; Densidad, dureza, color, exfoliación y fractura. Densidad. Es el cociente entre la masa y el volumen. Depende de la composición física del mineral, por ejemplo, la densidad es alta en los minerales metálicos. Tambien depende de la estructura cristalina (grado de empaquetamiento). Tendrán mayor densidad los minerales con mayor densidad de partículas. Dureza. Es la resistencia que ofrece un mineral a ser rayado. Es una propiedad que depende del empaquetamiento (mayor dureza a mayor densidad de partículas). Un mineralogista llamado MOHS ideo una escala relativa de dureza que comprende diez términos representados por los siguientes minerales; 1.Talco 6.Ortosa 2.Yeso 7.Cuarzo 3.Calcita 8.Topacio 4.Fluorita 9.Corindon 5.Apatito 10.Diamante Para calcular la dureza de un mineral se raya con los diferentes minerales de la escala y tambien se observa a que mineral de esta puede rayar. Por ejemplo si un mineral raya a la calcita y a su vez es rayado por la fluorita. La dureza será 3,5. Cuando no se dispone de una escala de MOHS se puede tener una referencia aproximada de la dureza de un mineral comparándola con la de otros objetos: la uña raya a los minerales con dureza inferior o igual a 2. Si un mineral raya al vidrio tiene dureza superior a 5,5. Exfoliación. El mineral se rompe con facilidad en determinadas direcciones. Si presenta una sola dirección preferente de rotura tiene exfoliación laminal. Por ejemplo (la moscovita, la biotita micas) y el yeso especular. Si el mineral tiene dos direcciones de exfoliación se rompe en fibras. Por ejemplo el yeso fibroso y el amiento. Si el mineral tiene 3 direcciones de exfoliación se rompe en poliedros (exfoliación poliédrica). Por ejemplo la exfoliación de la calcita que se rompe en pequeños cubos. La exfoliación depende de la estructura cristalina. Los planos de rotura coinciden con fuerzas de enlaces débiles. Color. El color de un mineral es el color de las radiaciones del espectro de la luz blanca que no absorbe. Si un mineral es de color amarillo se debe a que refleja la radacion amarilla. Si es blanco, se debe a que refleja todas las radiaciones de la luz blanca. Si es negro se debe a que absorbe todas las radiaciones. Se denominan minerales idiocromaticos aquellos que presentan siempre el mismo color (el azufre siempre es amarillo, la malaquita siempre es verde). Son minerales alocromaticos los que pueden presentarse con diferentes colores, por ejemplo, las diferentes variedades del cuarzo y la fluorita. Suele deberse a la presencia de impurezas. VARIEDADES DEL CUARZO 4

Cristal de roca. Transparente e incoloro. Amatista. Violeta. Cuarzo lechoso. Blanco. Cuarzo rosado. Rosa. Cuarzo ahumado. Gris negro. Jacinto de Compostela. Rojo. BRILLO Depende de la cantidad y la calidad de luz que el mineral refleje. En mineralogía se refiere el brillo de los minerales al de los objetos conocidos; • Brillo metálico: brillan como los metales (galena). • Brillo vítreo: brillan como el aceite(halita). • Brillo sedoso: brillan como la seda (micas). • Brillo alamantino: brillan como el diamante. • Sin brillo (mate) COLOR DE LA RAYA Es el color que presenta el mineral cuando se pulveriza al frotarlo. No siempre coincide el color de la raya con el del mineral (pirita es de color amarillo latón y su raya es negra). Muchos minerales tienen la raya de color blanco (yeso, calcita, fluorita, cuarzo). FRACTURA Los minerales generalmente tienen un pequeño intervalo de comportamiento elástico al que le sigue otro de comportamiento plástico cuando se sobrepasa el limite de plasticidad el mineral se fractura. Hay minerales que cuando se fracturan presentan una estructura característica; • Fractura concoidea; el mineral se rompe formando círculos concéntricos como los que hace el vidrio cuando se rompe. Es el caso del sílex (cuarzo sedimentario). • Fractura astillosa; el mineral se astilla al fracturarse. Es frecuente en minerales de exfoliación fibrosa (amiento, yeso fibroso). 3/ CRITERIO DE CLASIFICACION DE LOS MINERALES La naturaleza se presta mal a las clasificaciones porque siempre hay elementos difíciles de encasillar, en los minerales ocurre esto, por dicho motivo se han realizado muchas clasificaciones en base a diferentes criterios. Veamos las siguientes clasificaciones; 1/ Atendiendo a la utilidad (interés económico) • Piedras preciosas y gemas; tienen un interés ornamental. A este grupo pertenecen las esmeraldas, los zafiros, los diamantes... 5

• Minerales útiles; de ellos se puede extraer algún metal o elemento interesante. Por ejemplo, de la galena se extrae el plomo. • Minerales formadores de rocas; carecen de interés económico. Son minerales petrogeneticos. Por ejemplo, micas, feldespatos, cuarzo(en general los silicatos). 2/ Atendiendo a aspectos genéticos. Los minerales se clasifican según su origen; • Minerales sedimentarios (calcita, arcilla) • Minerales magmaticos (olivino). • Minerales metamórficos(esquistos,micas, distena). Esta clasificación presenta el inconveniente de que determinados minerales pueden tener diferentes orígenes. Asi, el cuarzo se puede formar en ambientes sedimentarios y magmaticos. 3/ Atendiendo a la composición química. • Composición química del grupo amónico (sulfuros, carbonatos, nitratos, silicatos) • Composición química del cation; asi tendríamos minerales de hierro (oligisto, magnetita, pirita) y minerales de cobre (malaquita, calcopirita, cuprita) y de plano (galena). 4/ Atendiendo a la composición química del grupo amónico y a la estructura cristalina. Es el criterio que se utiliza actualmente. Hay ocho grupos de minerales; 1/ Elementos (S,Au,Fe,Ag,C) 2/ Sulfuros [PbS (galena), HgS (cinabrio), FeS2 (pirita)] 3/ Halogenuros Cloruro sódico (NaCl) Sal gema Cloruro potasico (ClK) 4/ Oxidos e hidróxidos oxido férrico Fe2O3 magnetita oxido de aluminio Al2O3 Corindon 5/ Carbonatos calcita CaCO3

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magnesita MgCO3 siderita FeCO3 6/ Sulfatos baritina BaSO4 celestina SrSO4 7/ Fosfatos apatito Ca5(PO4)3 8/ Silicatos A su vez se clasifican en seis grupos en base a su estructura cristalina. • Nesosilicatos. Olivino. SiO4 (Mg,Fe)2 • Sorosilicatos Ej: epidota • Ciclosilicatos ej:berilio y turmalina • Inosilicatos ej:auguita y la hornblenda • Filosilicatos ej:micas • Tectosilicatos ej: cuarzo 4/ SILICATOS Constituyen el grupo de minerales más abundantes de la corteza terrestre. Tambien es el grupo que presenta mayor numero de especies (unos 500 minerales), alrededor de la tercera parte de las especies conocidas. Son minerales formadores de rocas (petrogeneticos). Los silicatos presentan las siguientes características generales; • La densidad normalmente es baja. • El punto de fusión es elevado. • La dureza es elevada. • Es frecuente la exfoliación. El brillo es generalmente vítreo. • El color de la raya es casi siempre blanco. • Son muy frecuentes las sustituciones isomorficas y el polimorfismo. • La simetría es baja. • Cristalizan normalmente en el sistema trigonal, monoclinico y triclinico que son los más irregulares. Su origen puede ser magmatico, metamórfico o sedimentario. Hay 6 grupos de silicatos en función de su estructura cristalina. NESOSILICATOS Se le denomina nesosilicatos del griego (neso=isla) porque los tetraedros Estan aislados. La formula básica es SiO4− La proporción de silicio/oxigeno = ¼

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Los tetraedros se unen mediante los cationes por enlace ionico. Son minerales de dureza elevada y alto punto de fusión. No presentan exfoliación. Olivino (dureza 6,5−7) SiO4(Mg,Fe)2 Es una serie isomorfica entre dos términos puros; fayarita (silicato de hierro) y forsterita (silicato puro de magnesio). Su origen es magmatico, siempre en relación con rocas básicas o ultrabasicas (peridotitas, gabros y basaltos). Topacio; es un silicato de fluor y aluminio (dureza 8).formula Al2F2(SiO4) de color amarillo y origen magmatico. Granates (dureza 6,5−7,5), composición química (SiO4)3 (Al,Ca,Mg,Mn,Fe) Forman un grupo con gran variabilidad química el mas frecuente es el Almandino (granate de Fe y Al). El origen de los granates es generalmente metamórfico. Distena, andalucita, sillimanita (SiO5Al2) Son los polimorfos del silicato de aluminio. Su origen es metamórfico en diferentes campos termodinamicos. SOROSILICATOS Estan representados por aquellos silicatos cuya estructura esta formada por grupos de dos tetraedros unidos por un vértice compartiendo un oxigeno. La formula básica es Si2O7). La proporción de oxigeno a silicio es 2/7. Epidota; tiene color verde pistacho. Se origina por metamorfismo de rocas sedimentarias cálcicas. CICLOSILICATOS Se denominan asi por estar formados por anillos de tres, cuatro o seis tetraedros. Los tetraedros comparten dos vértices (comparten 2 oxígenos). La formula básica es (Si6O18)−12 (SiO3)−2. La proporción de silicio a oxigeno es de 6/18 1/3 Berilo. La dureza es entre 7,5−8. La composición química es de (Al2Be3) Si6O18 silicato de aluminio y berilio y su origen es magmatico. Turmalina dureza entre 7−7,5. Forman un grupo de minerales con composición química compleja. Color negro o negro azulado, origen magmatico. Es un mineral piroelectrico y piezoelectrico (piro= calor) (piezo=presion). INOSILICATOS Son silicatos constituidos por cadenas simples o dobles de tetraedros. Se pueden dividir en dos grandes grupos: Pirosenos Estan organizados por cadenas simples de tetraedros que comparten los oxígenos. La formula básica es SiO3=

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La proporción de silicio a oxigeno es de 1/3. La unión entre las cadenas se hace por los iones que compensan las cargas negativas(enlace ionico). Estos minerales presentan aspecto fibroso o prismático. Tienen colores oscuros cuando en su composición entran el hierro y el magnesio. Son silicatos de hierro, magnesio y calcio, el origen es magmatico o metamórfico. Ej: la Enstatita (SiO3Mg), Hiperstena SiO3(Mg,Fe), Augita Diopsido (SiO6) Ca,Mg Anfiboles Estan constituidos por cadenas dobles de tetraedros que comparten dos (en el caso de los tetraedros externos) o tres vértices (en los tetraedros internos). La formula básica es (Si4O11)6− y la proporción de Si a O2 es 4/11. Son frecuentes las sustituciones isomorficas del silicio por el aluminio. Todo esto hace que sean minerales de composición muy variable y complejos. Los anfiboles son normalmente aluminosilicatos hidratados de Fe,Mg, K,Na y Ca. Son de colores oscuros (negros, negro−verdosos). Son de los pocos silicatos que no tienen raya blanca (raya parda) tienen origen magmatico o metamórfico. Ej; hornblenda FILOSILICATOS Su estructura consiste en laminas de tetraedros que comparten 3 de sus vértices (3 oxígenos). La unión entre las laminas es más débil y por dicho motivo tienen buena exfoliación laminal. Entre una lamina y otra existen huecos donde pueden alojarse aniones y cationes por lo que la composición puede ser muy compleja. La formula básica es Si2O5=. La proporción de silicio respecto a oxigeno es de 2/5. Ej; moscovita (mica blanca) es un aluminosilicato hidratado de aluminio y potasio. Tiene color blanco o puede ser incolora debido a que carece de hierro, presenta exfoliación laminal perfecta, su origen es magmatico o metamórfico. Se emplea en la fabricación de resistencias térmicas y eléctricas por ser un mal conductor del calor y de la electricidad. Biotita (mica negra). Es un aluminosilicato hidratado de hierro, magnesio y potasio. Tiene color oscuro, presenta exfoliación laminal perfecta. Su origen es magmatico o metamórfico. Talco. Es un silicato hidratado de magnesio. Tiene color blanco o verdoso. Dureza 1 en la escala de MOHS. Origen metamórfico. Se emplea en la fabricación de polvos de talco. Serpentina. Es un silicato hidratado de magnesio. Tiene color verde moteado. Minerales de las arcillas. Con este nombre tenemos un grupo de minerales de tamaño de cristal muy pequeño que se estudian con técnicas especiales (rayos X). Son aluminosilicatos hidratados de Mg, Ca, Fe y Al. Se originan por la meteorizacion química de los feldespatos (hidrólisis). Tienen interés económico en construccion y en cerámicas. Ej; caolinita (caolín) Vermiculita Montmorillonita TECTOSILICATOS

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Su estructura esta constituida por una red tridimensional de tetraedros que comparten todos sus vértices (4 oxígenos). La formula básica es SiO2. Este compuesto, denominado sílice es estable desde un punto de vista químico. La proporción de sílice a oxigeno es ½ siendo la mas alta de todos los silicatos. Son frecuentes las sustituciones isomorficas del silicio por el aluminio por dicho motivo aparecen otras especies minerales. Los tectosilicatos se dividen en 3 grupos; GRUPO DE LA SILICE −Sílice amorfa. Ej: obsidiana o vidrio volcánico, el sílex y el pedernal de origen sedimentario. −Sílice criptocristalina (variedades cristalinas del cuarzo) ej: calcedonia, ágata, ópalo y jaspe. −Sílice cristalina. Ej: cuarzo y sus variedades (cuarzo lechoso, amatista, cuarzo ahumado, cristal de roca, cuarzo rosado). GRUPO DE LOS FELDESPATOS Son aluminosilicatos que están representados por dos series isomorficas. −Serie isomorfica de los feldespatos alcalinos. Los términos extremos son la ortosa (Si3AlO8K) y la albita (Si3AlO8Na) −Serie isomorfica de las plagioclasas. Los términos extremos son la albita y la anortita(Si2Al2O8Ca). Consta de cuatro términos intermedios; oligoclasa, andesina, labradorita y la bytownita. ORTOSA Dureza 6, es un mineral de color rosado, brillo vítreo, su origen es magmatico. PLAGIOCLASAS Tienen colores claros y su origen es magmatico o metamórfico. En un diagrama triangular se pueden representar las dos series isomorficas de los feldespatos. Entre la ortosa y la anortita no hay ninguna serie isomorfica. OTROS MINERALES PETROGENETICOS; CARBONATOS Y SULFATOS Carbonatos 10

La unidad estructural de los carbonatos es el grupo anionico CO3= que espacialmente adopta la forma de un triángulo formado por el cation C4− situado en el centro y rodeado de tres aniones 3O= situados en el vértice del triángulo. Quedan sin saturar dos valencias pudiendo reaccionar con cationes bivalentes como el calcio, magnesio, hierro. El cation que interviene con mas frecuencia es el calcio dando lugar a la calcita o al aragonito, cuyas formulas químicas son idénticas (CaCO3)aunque sus estructuras cristalinas son diferentes. Es un caso de polimorfismo. La red de la calcita es romboedrica y la del aragonito hexagonal. Los carbonatos forman las rocas carbonatadas compuestas principalmente por calcita y dolomita [(CO3)2MgCa], tales como calizas y dolomias. Otros carbonatos son; magnesita, azurita, malaquita y cerusita. SULFATOS El anion de los sulfatos es SO4= que reacciona con cationes bivalentes como el calcio dando lugar a la anhidrita y el yeso (SO4Ca *2H2O) que pueden dar lugar a la formación de rocas de precipitación química en los océanos a 30º C y con una salinidad del agua de 4,8 y 3,35 veces mayor a la normal respectivamente. Otros sulfatos son; la celestina y la baritina. TEMA 6: LAS ROCAS 1/ Concepto de roca; textura y estructura. (criterios de clasificación de las rocas). 2/ Clasificación general de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Principales tipos de texturas en cada grupo. 3/ El ciclo de las rocas. 1/ Concepto de roca Roca es toda sustancia sólida (excepto el petroleo), natural e inerte formada por agregados de minerales naturales, materia amorfa o una mezcla de ambos que se han originado en un proceso geológico. En las rocas han quedado registrados los procesos geológicos en los que se originaron. Textura y estructura La textura de una roca es el conjunto de características relativas a su ordenamiento interno visibles a escala microscópica o de muestra. Serian características textuales, el grado de cristalinidad, el tamaño del grano, la forma de los granos, las relaciones entre los granos, la porosidad, la permeabilidad, etc. La textura de una roca da información sobre su origen. La estructura de una roca es el conjunto de características visibles a escala de yacimiento o afloramiento. Vemos que la diferencia entre la textura y la estructura estriba en la escala de observación. Son estructuras las marcas producidas por corrientes de agua o de viento, las laminaciones, las columnas basálticas, las pillow−lavas. Criterio de clasificación de las rocas Las rocas podemos clasificarlas según su criterio genético en, rocas endogenas (originadas en los procesos geológicos internos) y rocas exógenas ( originadas en los procesos geológicos externos.

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Las rocas endogenas se dividen en dos grupos; • Rocas ígneas o magmaticas: cuando se forman a partir del enfriamiento y consolidación de un magma. • Rocas metamórficas: producidas por la transformación de una roca inicial, en estado sólido, cuando es sometida a elevadas presiones y temperaturas. Las rocas exógenas Estan representadas por las rocas sedimentarias las cuales han sido generadas durante el proceso sedimentario por loa acumulación de materiales detriticos, químicos u orgánicos en ambientes marinos o continentales. Las rocas ígneas y las metamórficas representan un 95% del total. Las rocas sedimentarias solo suponen el 5%. Esto se debe a que la capa de sedimentos es una capa muy fina (localmente alcanza como mucho algunas decenas de kms. de espesor). 2/ CLASIFICACION GENERALDE LAS ROCAS IGNEAS,METAMORFICAS Y SEDIMENTARIAS Clasificación general de las r ocas ígneas Según su origen se clasifican en; • Intrusivas o plutonicas. Se forman cuando el magma cristaliza lentamente en el interior de la corteza. Ej; granito, diorita, gabro, sienita, peridotita. • Efusivas o volcánicas. Cuando el magma cristaliza rápidamente en la superficie de la corteza (oceánica o continental). Ej; basalto, andesita, traquita, ridita, piedra pómez y obsidiana. • Filonianas. Cuando el magma cristaliza en el interior de grietas o filones. En las filonianas el tiempo de cristalización (solidificación) es intermedio entre las plutonicas y las volcánicas. Ej; pórfidos, pegmatita, aplitas... Clasificacion de las rocas metamórficas Se clasifican según el tipo de metamorfismo que ha actuado sobre la roca inicial. • Rocas originadas por metamorfismo dinámico (presión). La presión de carga (litostatica) y dirigida (tectónica) es el factor que predomina en estas rocas. Ej; pizarras y filitas (provienen del metamorfismo de las arcillas). • Rocas originadas por el metamorfismo de contacto (temperatura). Las altas temperaturas por contacto son un foco caliente que es el transformador de la roca inicial. Ej; mármoles (proceden del metamorfismo de las calizas), cuarcitas (proceden del metamorfismo de rocas sedimentarias con mucho cuarzo como areniscas cuarciferas). • Rocas originadas por metamorfismo general o regional. Es una combinación de los dos metamorfismos anteriores, es decir, altas presiones y temperaturas intervienen a la vez transformando las rocas iniciales. Se desarrolla en las fosas abisales y en los geosinclinales de una manera progresiva desde las zonas superficiales a las mas profundas. Ej; esquistos, micacitas, gneis. En estas zonas (geosinclinales) se produce un metamorfismo progresivo conforme aumenta la profundidad de la roca. Asi, las arcillas en los geosinclinales, por intensidad creciente del metamorfismo general o regional se van transformando en otras rocas. Serie de las arcillas. 12

Arcillas pizarras filitas esquistos mica esquistos micacitas gneis (fusión parcial de la roca) magmatita (fusión total de la roca) granito de anatexia. Clasificacionde las rocas sedimentarias Según su origen se clasifican en; detriticas, químicas y orgánicas. Detriticas. Formadas por fragmentos de rocas arrastradas y depositadas en otro lugar. Estos fragmentos Estan mas o menos unidos por un cemento natural tras un proceso llamado diagenesis. Ej; arcillas, areniscas, margas, conglomerados. Químicas. Se originan por precipitación de sales minerales disueltas en agua. Ej; calizas, dolomias, evaporitas (yesos, halitas, rocas siliceas...) Orgánicas. Se dividen a su vez en organogenas detriticas. Formadas por fragmentos de conchas, restos de organismos muertos, etc... Ej; lumaquelas, calizas, coralinas, calizas, foraminiferas Organogenos bioquímicos formados por fermentación bacteriana de restos vegetales o animales (plancton). Ej; petroleo, gas natural y los carbones (turba, ligmito, hulla y antracita). Principales tipos de textura de cada grupo; Se entiende por textura de una roca al conjunto de relaciones entre los minerales de la misma que se observa al microscopio, lupa o a simple vista. Asi lo seria el tamaño, forma de los cristales... Textura de las rocas ígneas. En las rocas plutonicas la textura mas corriente es la textura granuda holocristalina en la que los cristales tienen todos dimensiones similares y relativamente grandes (hasta varios mm). En la solidificación del magma los primeros cristales solidifican bien adquiriendo un buen desarrollo y presentando formas geométricas y regulares (cristales idiomorfos). Cuando cristalizan los siguientes, estos se adaptan a los huecos y espacios libres, no desarrollando bien sus formas geométricas (cristales alotriomorfos). La roca que tiene solo cristales idiomorfos se dice que tiene textura idiomorfa, la que tiene solo cristales alotriomorfos se dice que tiene textura xenomorfa. Si la roca tiene una mezcla de ambos como es el caso de la mayor parte de las rocas plutonicas se dice que tiene estructura hipidiomorfa. En las rocas filonianas podemos distinguir tres texturas principales; Textura aplitica. Típica de las rocas filonianas llamadas aplitas en la que los cristales son principalmente alotriomorfos de pequeñas dimensiones; a simple vista resulta difícil distinguir los diferentes cristales integrantes y sus caras brillan de forma similar a la de un terrón de azúcar por lo que tambien se llama textura sacaroidea.

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Textura pegmatitica. Típica de las rocas filonianas llamadas pegmatitas, en la que los cristales son gruesos, del orden de cms (fenocristales). Textura porfidica. Típica de las rocas filonianas llamadas pórfidos y de algunas volcánicas. Se caracterizan por tener grandes cristales (fenocristales) generalmente idiomorfos, rodeados por una pasta de fondo integrada por vidrio volcánico o microlitos (cristales muy pequeños, no visibles. Los fenocristales se formaron en una etapa temprana de la consolidación magmatica (cristalizacion lenta) y los microlitos y pasta vítrea se han originado gracias a una cristalizacion rapida o brusca, respectivamente, de la fase del magma aun sin consolidar al ser inyectado en grietas. Rocas volcánicas(textura). En las rocas volcánicas podemos distinguir tres texturas principales; La textura porfidica anteriormente citada. En las rocas volcánicas predominara la pasta vítrea sobre los microlitos, de ahí que también se le llama, en este caso, porfidico−vitrea. Textura vítrea. En ella apenas si se observan fenocristales y microlitos, casi el 100% esta formada por pasta vítrea (materia amorfa) debido a que casi todo el material fundido solidifica bruscamente. ej: obsidiana, piedra pómez. Textura traquitica o fluidal. Ocurre cuando en la textura porfidica puede verse una orientación de los microcristales que recuerdan los torbellinos de una corriente en movimiento alrededor de los escasos fenocristales existentes. Ej; traquita y andesita. Textura en las rocas metamórficas Textura granoblastica. Se caracteriza por presentar granos de dimensiones y formas parecidas, sin orientación preferente de ninguno de ellos. Es típico de rocas de metamorfismo de contacto como los mármoles y la cuarcita. Textura porfidico blastica. Semejante a la porfidica. Se reconocen grandes cristales (generalmente de una sola especie) en un fondo microblastico (cristales microscópicos). Textura lepidoblastica Se origina cuando hay abundantes cristales de habito (forma) laminal como micas y cloritas con orientación subparalela. Textura de las rocas sedimentarias. La textura en las rocas sedimentarias, sobre todo las detriticas, viene dada por los componentes que forman, la trama, la matriz y el cemento. Si los clastos que forman la trama son grandes, superiores a 2mm tendremos los conglomerados (pudingas, brechas). Si los clastos que forman la trama son de un tamaño entre 2 mm y 1/16 mm tendremos los distintos tipos de areniscas (arcosas y grauvacas).

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Si los clastos que forman la trama Estan entre 1/16 y 1/256 mm o inferiores a 1/256 mm tendremos respectivamente las limonitas y las arcillas. Las distintas rocas formadas dentro de cada grupo vendrán determinadas por el tipo de materiales que forman la matriz y el tipo de sustancia cementante. Clastos significa; fragmentos de roca de distinto tamaño. Trama; conjunto de partículas que forman el armazón(las de mayor tamaño). Matriz; fracción detritica más pequeña. Cemento; material de precipitación química que rellena los huecos. TEMA 7: MAGMATISMO 1/ Concepto, composición y propiedades físicas de los magmas 2/ Evolución magmatica; cristalizacion fraccionada. Asimilación y mezcla de magmas. 3/ Procesos hidrotermales. 1/ Comcepto; composición y propiedades físicas de los magmas. El magmatismo es un proceso complejo que se inicia con la formación de imágenes por acciones mecánicas, químicas y térmicas en zonas profundas de la litosfera y termina con la instalación y consolidación de los mismos en el interior o en la superficie de la corteza terrestre. Un magma es un fundido de rocas a alta temperatura (600−1400 ºC), de composición generalmente silicatada, en el que coexiste una fase sólida, formada por cristales o fragmentos de rocas mas o menos grandes, una fase liquida representada por los materiales fundidos y por gases (vapor de H2O,CO2,SO2,CO,SO3 y H2S...). Los magmas tienen su origen en la astenosfera (capa que esta parcialmente fundida en el manto superior). Los magmas se comportan como fluidos encerrados en un recipiente a presión mal cerrado, por lo que tiende a escapar hacia las zonas de menor presión. Por dicha causa se inyectan a presión por cualquier grieta, diaclasa o planos de estratificación. Los magmas evolucionan en el tiempo tendiendo a enfriarse, solidificarse y formar rocas magmaticas. La coexistencia de componentes de diverso punto de fusión en un magma hace posible que el punto de fusión de todo el conjunto quede bastante por debajo del que correspondería a cada unión de los componentes aislados. La mayor parte de los silicatos funden a temperaturas comprendidas entre 1100−1600ºC, sin embargo las mezclas silicatadas permanecen fluidas y no comienzan a solidificar hasta que descienden a 1000ºC. Los componentes fácilmente volátiles rebajan el punto de fusión aun más, en unos 300 a 400ºC. Composición. Se determina principalmente mediante los análisis de rocas magmáticas.

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Los elementos más abundantes en los magmas son los que más abundan en la corteza; oxigeno, silicio aluminio, magnesio, hierro, calcio, sodio, potasio... ; que globalmente ocupan el 99% en volumen. Teniendo en cuenta el porcentaje en sílice, los magmas se pueden dividir en los siguientes tipos; • Magmas ácidos o siliceos. Cuando la sílice sobrepasa el 66%. Ej: granito, riolita • Magmas intermedios o neutros. Tienen entre un 52%−62% de sílice. Ej; diorita y andesita • Magmas básicos. Entre un 45−52% en sílice. Ej: gabro y el basalto. • Magmas ultrabasicos. Menos de un 45% de sílice. Ej: nefelinina Se ha observado que la composición química de las rocas plutonicas coincide con sus equivalentes volcánicas. La composición de las rocas magmaticas se suele expresar en óxidos de los elementos que la forman y co9nstituyen la llamada norma composicional de cada roca. La sílice (SiO2) es el oxido mas abundante, constituyendo el 40−75% del total. La alumina (Al2O3) alcanza un maximo alrededor del 18%. Puede sustituir al silicio en las redes cristalinas de feldespatos, feldespatoides, piroxenos, anfiboles... Oxidos de hierro y magnesio (FeO, MgO). Estan presentes en los olivinos, piroxenos, anfiboles, biotita... llamados minerales ferromagnesianos. Tambien pueden formas minerales accesorios como la magnetita, hematies... Se dan, sobre todo en rocas básicas y ultrabasicas. Cal (CaO) se da en los minerales ferromagnesianos y en las plagioclasas. Aparece en un 10% en rocas básicas y ultrabasicas y desciende al 2% en rocas ácidas. Alcalinos (KO, NaO) se combinan en los feldespatos alcalinos. Agua aparece como vapor de H2O en los magmas y tambien introducida en las redes espaciales de anfiboles, micas y otros minerales en forma de radical o de oxidrilo (OH) Propiedades fisicas de los magmas Estan íntimamente relacionadas con su porcentaje en sílice. Los magmas ácidos o siliceos son claros, viscosos y de poca densidad (2,4 g/cm3). Los magmas ultrabasicos son casi negros, muy fluidos, y de mayor densidad (2,7 g/cm3) Esto es debido principalmente a la presencia de mayor porcentaje de hierro. La viscosidad depende de la cantidad de sílice, mayor viscosidad y a mayor cantidad de gases menor viscosidad (mayor fluidez). La densidad de los magmas depende de su composición química y de su contenido en H2O; los más densos son aquellos que tienen menor proporción de sílice (básicos y ultrabasicos), y menor proporción de H2O. Evolución magmatica. Cristalizacion fraccionada. Si consideramos el magma como un fundido de una mezcla de diversos componentes (silicatos), estos 16

permanecen fundidos a temperaturas muy inferiores a las de la fusión de cada componente considerado aislada. Los componentes se rebajan y los puntos de fusión. La presencia de sustancias volátiles, especialmente el vapor de agua, rebaja aun más estos puntos de fusión. Los magmas con el tiempo evolucionan hacia una consolidación por enfriamiento. Cuando comienza a bajar la temperatura empieza la cristalizacion magmatica que consiste en la formación de cristales de ciertos minerales; 1/ Cristaliza aquellos que necesitan mayor energía para la formación de sus enlaces(tienen mayor punto de fusión), prosiguen sucesivamente otros minerales, cada vez con un menor punto de fusión. El orden general de cristalizacion de los minerales al enfriarse el magma es: Para los minerales ferromagnesianos o melanocratos es: olivino piroxeno(eustatita y augita)anfibol (hornblenda) biotita (mica negra). Para los minerales ricos en Ca, Na y K o leucocratos es: Plagioclasa cálcica (anortita) plagioclasa calcico−sodica plagioclasa sódica (albita) feldespato potasico (ortosa). Pero al consolidarse el magma no tiene porque coexistir todos estos minerales a la vez ya que en muchas ocasiones algunos minerales ya cristalizados, al bajar mas la temperatura, dejan de ser estables y reaccionan de nuevo con el fluido magmatico, para dar otro mineral distinto. Por ejemplo: los magmas ricos en Fe y Mg se forman en primer lugar el olivino pero a temperatura más baja. Si el magma es lo suficientemente siliceo, se transforma en piroxeno (eustatita y augita), y a su vez, estos pueden transformarse en anfiboles (hornblenda) sin al magma aun le queda sílice. Si sigue quedando sílice el piroxeno reacciona con ella formando mica negra (biotita). Si aun queda sílice esta formara mica blanca y cuarzo. Asi, al final de la consolidación quedara mica y cuarzo en lo que respecta a esta serie y si el magma es hipersilicico (65−66%). Esta serie se llama discontinua porque los minerales que sucesivamente se van formando no tienen la misma estructura interna cristalizando en sistemas distintos. En cuanto a la serie de los leucocratos comienza la cristalizacion con la formación de las plagioclasas cálcicas (anortita) siguiendo al bajar la temperatura en la formación de los minerales de la serie isomorfica de las plagioclasas con contenido en sodio cada vez mayor (albita). Esta ultima en parte, reaccionaria con el magma al bajar mas la temperatura siendo su isomorfo potasico la ortosa. Esta serie se llama continua porque todos los minerales de la serie tienen la misma estructura cristalina en la que con el enfriamiento solo van bajando las proporciones relativas en calcio, sodio potasio(minerales isomorfos). Al conjunto de estas series de reacción fueron establecidas por Bowen habiendo otras series de reacción. Cuando cristaliza experimentalmente un liquido que contiene además de los elementos principales (Al, Fe, Mg, Ca, Na y K) una gran cantidad de sílice (mayor de un 65%) se van organizando los minerales de las dos ramas de la serie de Bowen, siempre que estos permanezcan en medio y no haya migraciones. Al final del enfriamiento solo coexisten los minerales finales de la serie (ortosa, masconita, biotita, cuarzo, albita), los demás (transitorios) han desaparecido.

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Por el contrario cuando el magma es pobre en sílice las series se interrumpen, y los minerales del comienzo de las series (olivino, piroxenos, anfiboles y anortita) son estables aun cuando disminuye la temperatura. Es por tanto la cantidad de sílice presente en un magma quien determina la reactividad entre los minerales a medida que disminuye la temperatura. TEMA 9 METAMORFISMO 1/Concepto y limites del metamorfismo.Metasomatismo. 2/Factores y procesos metamorficos 3/Tipo de metamorfismo. Metamorfismo regional. CONCEPTO DE METAMORFISMO. METASOMATISMO Llamamos metamorfismo al conjunto de procesos en estado solido que tienen lugar en rocas preexistentes, gracias a la accion de la temperatura, la presion o una mezcla de ambos. Las rocas resultantes serán las rocas metamorficas. Tien que realizarse en estado soildo, es decir sin fusion de los componentes de las rocas que sufren los procesos. Si esto no se cunple y se da la fusion de los materiales, aunque solo sea parcial, estamos en la transicion con el magmatismo; le llamaremos migmarismo y a las rocas resultantes magmatitas. La presion producida puede ser tanto litostatica (debido al peso de los materiales suprayacentes), como dirigida(debida a compresiones tectonicas). El metamorfismo ocurre en rocas ya formadas previamente, siendo factores esenciales la presion y la temperatura. Pero tambien tiene influencia decisiva la presencia de pequeñas cantidades de fluidos intercristalinos, que favorecen las reacciones entre los minerales puesto que sirven de vehiculo para los iones que se movilizan. Los procesos metamorficos son debidos a que los minerales son combinaciones quimicas estables en unos intervalos de presion y temperatura, sobrepasados los cuales el sistema evoluciona para adquirir un nuevo ordenamiento estable en equilibrio con las nuevas condiciones. METASOMATISMO Cuando además de la presion y temperatura interviene tambien fluidos de composicion y procedencia variada, la composicion quimica originaria de las rocas cambia. Se utiliza entonces el nombre particular de metamorfismo metasomatico o simplemente metasomatismo. El termino metamorfismo es equivalente al de metamorfismo isoquimico(es decir, sin cambio de la composicion quimica de las rocas que lo sufren). El termino metasomatismo equivale al metamorfismo aloquimico, o sea, con cambio de la composicion quimica. LIMITES DE METAMORFISMO Los magmas generan al fundir las rocas del manto superior y o las corteza inferior. Ahora bien, antes de que tenga lugar la fusion parcial o total y como respuesta al incremento de presion y temperatura, las rocas sedimentarias e igneas sufren una serie de transformaciones como consecuencias de las 18

cuales se transforman en rocas metamorficas. La frontera entre el metamorfismo y el magmatismo corresponde a la temperatura a la que da comienzo la fusion de las rocas. Dentro del rango de presiones existentes en la corteza continental (entre 0−10 Kilobares) y en presencia de un fluido acuoso, la temperatu7ra de comienzo de fusion de los granitos es de 950º C a 1 bar de presion y de 620º C a los 10 Kbares, mientras que las rocas peliticas (arcillas) es ligeramente superior y la de los basaltos es del orden de los 1000 a 1100º C a 1 bar y cercana a la de los granitos a 10 Kb. Si aceptamos que estos 3 grupos de rocas abren toda una amplia variedad quimica y mineralogica que presentan las rocas sedimentarias igneas existentes del limite superior del metamorfismo que esta comprendido entre 600 y 900º C. Comienza la migmatizacion y se pasa paulatinamente a la anatexia. El limite inferior del metamorfismo se situa en los 150−200º C aproximadamente que es la temperatura a la que se supone que ya han tenido lugar los fenomenos de diagenesis. PROCESOS METAMORFICOS Los procesos mas importantes relacionados con los factores metamorficos son; 1/ Brechificacion: Cuando predomina la presion dirigida, consecuencia de los rozamientos que se originan entre proporciones de la corteza, (fallas, mantos de corrimiento, sobre todo), los materiales se ven triturados, como consecuencia de esta trituracion, se originan rocas que podemos denominar en general cataclasticas. El rozamiento va siempre acompañado de liberación de energia en forma de calor, lo cual se manifiesta en ciertos minerales originados por reacciones debidas al incremento termico. La brechificacion produce un escaso metamorfismo en la composicion mineralogica de las rocas, pero si modifica la textura debido a la trituracion de los minerales. 2/Reorientacion: Cuando los valores de presion son bastantes acusados, los materiales no se limitan a romperse y triturarse, sino que tienden a reorientarse según la dirección de minima resistencia a los esfuerzos actuantes. Si se trata de minerales planares (micas sobre todo), su acumulacion en planos paralelos le confiere a la roca una hojosidad. Cuando se trata de minerales alargados , tambien se colocan con los ejes de alargamiento en paralelo entre si y perpendicular a la dirección de maximo esfuerzo (linealidad). 3/Deshidratacion: Como consecuencia del incremento de Tp. el primer efecto que se deja sentir en las rocas es la deshidratacion de las mismas. Si queda agua intercalada entre los granos de la roca esta será la primera en movilizarse y tender a emigrar, o 19

en forma gaseosa. En 2º lugar se movilizara el agua de los minerales hidratados. Ej: Yeso Anhidrita (CaSo4 H 2O (caSo4 ) Incluso el agua que se encuentra en forma hidrosilica en algunos minerales, puede perderse y da lugar a otros minerales. 4/Recristalizacion: Apena la Tp sube por encima de los 250−300ºC, se deja sentir el efecto del incremento de movilidad de las particulas; debido a ello, podran reorientarse de forma que aumente el tamaño del grano y la cristalinidad de la roca. 5/Reajustes mineralogicos: Si las condiciones de temperatura son suficientemente acusdas, pueden llevarse a cabo reacciones quimicas entre los diferentes componentes de la roca dando lugar la aparicion de minerales tipicos. Cuando predomina la temperatura es frecuente que se de metasomatismo; es decir, que se incorporen a la roca materiales procedentes de otras areas que no se encuentren entre los componentes de las rocas afectadas por el metamorfismo. Cuando provienen del magma, puden ser soluciones neumatoliticas ó hidrotermales. Ello implica no solo un cambio mineralogico sino tambien un cambio en la composicion quimica. TIPOS DE METAMORFISMO Dependiendo de que predomine un factor u otro (presion o temperatura) o que los dos tengan valores significativos, se distinguen tres tipos: • De presion, termico y dinamotermico o regional. El metamorfismo de presion tambien llamado cataclastico se debe generalmente al movimiento de bloques en la corteza terrestre; esta es la razon por la que tambien recibe el nombre de metamorfismo dinamico. Los cambios en las rocas expuestas a este tipo de deformacion afecta sobre todo a la textura y consiste en una progresiva trituracion de los minerales y en una disminucion del tamaño del grano. Cuando los valores de la presion son bastante acusados, los materiales no se limitan a triturarse, sino que tienden tambien a reorientarse (hojosidad y linealidad). El metamorfismo termico se puede dar siempre que ocurra un incremento de temperatura en una porcion de la corteza terretre no acompañado de presion importante. El caso mas conocido y mejor estudiado de metamorfismo termico es el que se da cuando una masa magmatica se intruye en rocas formadas a baja temperatura. Casi siempre se asocia al efecto termico una accion quimica debida a los fluidos que se escapan de la masa magmatica. En la zona de contacto, los efectos de deshidratacion, recristalizacion y reajustes mineralogicos son muy notables y facilmente apreciables. Esto se va haciendo mas difuso conforme nos alejamos del contacto entre ambas masas rocosas. Por ello recibe el nombre particular de metamorfismo de contacto. Cuando el contacto es como una colada de lava, el tiempo de influjo es despreciable; por ello, la intensidad de los cambios es pequeña y la zona de contacto es muy estrecha. Cuando una masa magmatica se intruye el tiempo de influjo es notablemente largo; la amplitud de la aureda es 20

grande y la naturaleza delos cambios ocasionados bastante intensa. El espesor es de unos cuantos metros a centenares de metros. Las rocas metamorficas originadas, denominadas genericamente corneanas o cornubianitas, suelen ser compactas, de grano fino, densas y sin ningun tipo de textura orientada puesto que las presiones son poco importantes Ej: marmol y cuarcita. El metamorfismo regional se produce debido a la presencia de grandes presiones y elevadas temperaturas. La caracteristica esencial de este tipo de metamorfismo, junto a reajustes quimicos y recristalizacion, será la de presentar orientacion de los minerales alargados y laminares. Por ser un proceso gradual, tanto mas itenso cuanto mayor sea lo presion y la temperatura actuantes, las rocas metamorficas resultantes formaran series, en las que el grado de metamorfismo será mayor cuanto mas profundo se encuentren. Posteriormente pueden quedar expuestas en superficie por elevaciones isostaticas y erosion de los materiales superiores. El proceso de metamorfismo aumenta en profundidad, a medida que aumenta la presion y la temperatura; por ello, pueden distinguirse una serie de zonas que reciben diversos nombres, de acuerdo con la situación: Epizona: Presenta presion y temperaturas bajas (inferior a 300ºC). Mesozona: Con presion y temperaturas moderadas (tp entre 300−500ºC). Catazona: Presion y tenperaturas altas (800ºC). Esta divison se basa en una apreciacion cuantitativa por la variacion sufrida de la presion y temperatura careciendo de exactitud. Otro criterio de una mayor exactitud se basa en la presencia de ciertos minerales en las rocas que se originan como consecuencia del mismo proceso de metamorfismo. A medida que avanza el proceso, en una serie de rocas sedimentarias, van desapareciendo algunos minerales que ahora resultan inestables apareciendo, en cambio, otros nuevos que son estables en las condiciones de presion y temperatura reinantes en zonas mas profundas de la litosfera. Se forma las series de rocas metamorficas. Dentro de una serie metamorfica, recibe el nombre de zona el espacio ocupado por las rocas donde aparece un determinado mineral, el cual se designa como mineral indice de diccha zona. Entre las serie metamorficas, la mas conocida es la correspondiente a las rocas peliticas o arcillas. Los minerales indice que se suceden desde el bajo al alto metamorfismo son las siguientes: Clorita Biotita Granate (almandino) Estaurolita Disteno Sillimanita Los minerales 21

24 Filosilicatos Nesosilicatos

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