T.4 LOS MATERIALES DEL SISTEMA TIERRA: MINERALES Y ROCAS CRISTAL Sólido resultado del ordenamiento de átomos, iones o moléculas que lo constituyen en las tres dimensiones del espacio. Guardan una relación geométrica definida, aunque puedan tener imperfecciones. MINERAL Sustancia sólida e inorgánica natural que posee una composición química fija o variable dentro de unos límites estrechos y que posee un ordenamiento atómico tridimensional y sistemático. MINERALOIDE Sólido o líquido natural inorgánico en estado amorfo VÍDRIO Líquido polimerizado inorgánico (natural o no) en estado amorfo (El vidrio parece sólido pero fluye unos pocos milímetros al año, geológicamente es un fluido). Taquirita: vidrio de origen meteorítico. ROCA Agregado natural, más o menos coherente y multigranular, formado por uno o más componentes sólidos (minerales, clastos, fósiles, etc). Una roca es un sistema termodinámico metaestable, cuyas fases minerales y sus relaciones texturales pueden reflejar los diferentes ambientes físico-químicos por los que ha pasado el material hasta el momento actual ( en una roca está gravado todo lo que ha ocurrido en la Tierra). TEXTURA Conjunto de factores geométricos (tamaño de grano, grado de cristalinidad, forma, etc.) definidos por los diferentes componentes (minerales, clastos, fósiles, etc) de una roca. PARAGÉNESIS Asociación mineral estable en una determinada roca condicionada por similaresv condiciones físico-químicas (T, P, pH, Eh, etc) FASE Toda parte homogénea de un sistema que puede extraerse de él mecánicamente SISTEMA Fracción aislada del universo, en la que se analizan los cambios producidos por parámetros externos. Un sistema puede ser: • Sistema cerrado: sólo transferencia de energía entre el exterior y el sistema • Sistema abierto: transferencia de energía y masa entre ambos • Sistema aislado: sin ningún tipo de transferencia. Utópico PROPIEDADES PARA EL DIAGNÓSTICO DE LOS MINERALES MÉTODOS QUÍMICOS Consisten en provocar reacciones químicas para determinar elementos característicos. Son muy agresivas y son semicuantitativas, están en desuso.

MÉTODOS FÍSICOS son de mayor sensibilidad, rapidez y poco agresivos. Son muy diversos, los más comunes: Ópticos, Difractométricos, Espectroscópicos y Térmicos. CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES Existen más de 4400 minerales (especies y variedades), pero aún se siguen descubriendo nuevos • Taxonomía: no hay orden jerárquico completo ◦ Clases, Subclases, Grupos, Especies [series isomorfas], Variedad • Nombre de los minerales: no hay reglas ◦ Terminación “ita” ◦ Nombres tradicionales • Criterios de clasificación: incompatibles entre sí ◦ Composición química ◦ Estructura cristalina ◦ Génesis (ambiente de formación) J.D. Dana (1837) clasificó los minerales en base a sus radicales aniónicos. Originalmente propuso 8 clases, pero en la actualidad se han elevado a 12 1. Elementos nativos 2. Sulfuros (S2-) 3. Sulfosales (combinación del S con As y Sb) 4. Óxidos e Hidróxidos (O2- y OH- ) 5. Haluros (Cl -, F -, Br – , I -) 6. Carbonatos ([CO3] 2-) 7. Nitratos ([NO3] 2-) 8. Boratos ([BO3] 2-) 9. Fosfatos ([PO4] 3-) 10. Sulfatos ([SO4] 2-) y Cromatos ([CrO4] 2-) 11. Wolframatos ([WO4] 2-) y Molibdatos ([MoO4] 2-) 12. Silicatos ([SiO4] 4-) SEGÚN LA PROPORCIÓN EN LA QUE APARECEN EN LAS ROCAS • minerales fundamentales: presentes siempre en las rocas en proporciones > 5% • minerales accesorios: casi siempre presentes en las rocas pero en pequeñas proporciones (< 5%) • minerales accidentales: aparecen sólo ocasionalmente en las rocas y en escasas proporciones SEGÚN EL MOMENTO DE FORMACIÓN • minerales primarios: formados en el mismo momento de generación de la roca • minerales secundarios: originados con posterioridad a la formación de la roca, a partir de la alteración de minerales primarios

PRINCIPALES MINERALES PETROGENÉTICOS EN LA CORTEZA TERRESTRE LOS SILICATOS MINERALES CONSTRUCTORES DE ROCAS XmYn(ZpOq)Wr • X = iones grandes, carga débil, con nº coordinación cúbica (8) o superior con el oxígeno (Na, Ca, K, Rb, Ba) • Y = iones medianos, divalentes a tetravalentes, en coordinación octaédrica (6) (Al, Fe2+, Fe3+, Mg, Ti, Mn) • Z = iones pequeños, con fuerte carga en coordinación tetraédrica (4) (Si, Al) • O = es el oxígeno • W = grupos aniónicos adicionales tales como OH, Cl, F, etc. • p:q = subíndices que dependen del grado de polimerización de los silicatos • m, n, r = dependen de la condición de neutralidad eléctrica de todo cristal. Todo silicato contiene lo elementos oxígeno y silicio. Y además la mayoría contienen uno o mas elementos para mantener la neutralidad eléctrica. Todos los silicatos tienen el mismo componente básico fundamental, el tetraedro silicio-oxígeno. Esta estructura consiste en cuatro iones de oxigeno que rodean a un ión silicio mucho menor. El tetraedro silico-oxíeno es un ion con una cargaa de -4 (SiO4-

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)

PROPIEDADES DE LOS SILICATOS

CRISTALOGRAFÍA • En general, simetría baja • 45% monoclínicos; 20% rómbicos; 10% tetragonales; 9% triclínicos; 9% cúbicos; 7% hexagonales-trigonales DENSIDAD • En general, disminuye al aumentar el grado de polimerización • Nesosilicatos pueden alcanzar valores de hasta 5 gr/cm3, mientras que en los Tectosilicatos de 2-3 gr/cm3 DUREZA • En general, disminuye al aumentar el grado de polimerización EXFOLIACIÓN • Muy marcada en Filosilicatos (1 juego de planos) y en Inosilicatos (2 juegos de planos) • Poco marcada o nula en Nesosilicatos y Tectosilicatos (3 juegos) TEMPERATURA DE FORMACIÓN • En general, disminuye al aumentar el grado de polimerización • Los silicatos se encuentran en todos los ambientes petrogenéticos: magmáticos, metamórficos y sedimentarios

POLIMERIZACIÓN DE LOS SILICATOS los teraredros de silicio pueden unirse entre si de diferentes formas para formar: cadenas simples, cadenas dobles o estructuras laminares. La unión de los tetraedros se produce porque átomos de silicio de tetraedros adjuntos comparten átomos de oxígenos.

•

Inosilicatos sencillos: dos planos de exfoliación perpendiculares.

•

Inosilicatos dobles: dos planos de exfoliación oblicuos.

En la mayoría de las estructuras silicatadas no son compuestos químicos neutros, están todas neutralizadas por la inclusión de cationes metálicos que las unen en una variedad de configuraciones cristalinas distintas. Los cationes que más a menudo unen estructuras silicatadas son el Fe,el Mg, K,Na,Al y Ca. Cada uno tiene un tamaño atómico y una carga particular, por esta razon los iones del mismo tamaño aproximadamente pueden sustituirs librememnte en tre sí. Dada la facilidad de las estructuras de silicio para acoplar diferentes cationes en un sitio de enlace determinado , los especimenes individuales de un determinado mineral pueden contener cantidades varian¡ables de ciertos elementos.

PASOS PARA EL ESTUDIO DE LAS ROCAS Y DISCIPLINAS INVOLUCRADAS

1. salida al campo y recogida de muestras. 2. En el laboratorio estudio en el microscopio de la muestra tomada para reconocer sus componentes y analisis químico para saber los iones que la forman.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS Hay 3 grandes clases de rocas: Ígneas o Magmáticas, Sedimentarias y Metamórficas. Los criterios de clasificación son independientes entre cada clase de roca (incluso entre subclases).Para el nombre de las rocas no hay reglas. Distribución en la corteza: • Los afloramientos de rocas sedimentarias suponen, aproximadamente, el 66% de la superfice total de la corteza. El restante 34% se lo reparten casi por igual rocas magmáticas y metamórficas. • Si se considera el volumen, las rocas sedimentarias solo suponen el 4,8% de la corteza. • En el global de La Tierra, este volumen de rocas sedimentarias se reduce a un 0,013 – 0,027% PATRONES TEXTURALES COMO BASE PARA LA CLASIFICACIÓN DE ROCAS

LÍMITES • SEDIMENTARIAS – METAMÓRFICAS: final diagénesis – metamorfismo grado muy bajo. En la mayoría de los protolitos entre 100-150ºC (línea muerta: desaparición hidrocarburos y transformación restos vegetales en carbón) – Minerales índices: zeolitas (pero algunas zeolitas son metamórficas y otras sedimentarias) • METAMÓRFICAS – ÍGNEAS: inicio de la anatexia entre 700-900ºC a P corticales (curva Q-Ab-Or en presencia de agua) - Extracción del líquido magmático > 7% fusión parcial (gradación imperceptible entre migmatitas y granitos) – Para

protolitos máficos, el inicio de la fusión se retrasa a mayores temperaturas. Migmatización: mezcla entre rocas metamórficas y rocas fundidas. Mafico = básico (poco silice, colores oscuros). EL CICLO PETROGENÉTICO ACTUAL

ROCAS MAGMÁTICAS • PLUTÓNICAS: Solidificación del magma en el subsuelo (altas T y P) en periodos dilatados de tiempo. • VOLCÁNICAS: Solidificación del magma en la superficie (T y P ambientales) de forma muy rápida. Textura: minerales flotando en una pasta microcristalina o vitrea. Las rocas volcánicas son estratiformnes

• SUBVOLCÁNICAS (FILONIANAS): Conductos de emisión del magma hacia la superficie. Características intermedias

Batolito: Masa de roca plutónica Sill: intrusión ignea horizontal. SERIES D EBOWEN Dependiendo de la temperatura a la que este el magma precipitan (se forman) unos minerales u otros. Cristlización fraccionada de los agmas.

La química de una roca magmática va a ser igual sea plutónica o volcánica. Volcanica

Plutónica

BASALTO

GABRO

Máficas (↓Si ↑Mg)

RIOLITA

GRANITO

Félsicas (↑Si ↓Mg)

CLASIFICACIONES EN BASE AL CONTENIDO MODAL DE DETERMINADOS MINERALES Plutónicas: se clasifican según sus minerales en el triangulo de Streckeisen) • •

Diagrama específico para rocas básicas, intermedias y ácidas Diagramas propios para rocas ultrabásicas

CLASIFICACIÓN BASADA EN LA PROPORCIÓN DE CIERTOS ELEMENTOS QUÍMICOS MAYORES Volcánicas: se clasifican según su composición química % de Si frente al % en K y Na, que da lugar al diagra TAS en la lava, pero en los proclastos primero hay que determinar el tamaño

MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS ROCAS SEDIMENTARIAS

ROCAS METAMÓRFICAS Se clasifican a partir de minerales indice: ESQUISTO

PIZARRAS →metamorfismo bajo en arcillas

FILITA GNEIS

Minerales grandes de elevado metamorfismo

CUARZITA

Se forma a partir de areniscas

MARMOL

Procede de las calizas

METAMORFISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS • De impacto: Predominio P pero puede llegarse a fusión. En meteroritos →taquilita. • Metamorfismo de contacto: Predominio T. Reajustes mineralógicos. Intrusión magmática, se produce en la roca encajante por un aumento de la temperatura. • Hidrotermal: Predominio T y fluidos. Reajustes mineralógicos y químicos (Metasomatismo) los fondos oceánicos siempre son basálticos en su origen pero rápidamente sufren metamorfismo hidrotermal de bajo grado. • Dinamometamorfismo (Fallas): Predominio P. Reajustes texturales • De enterramiento: Cuencas subsidentes • Regional (Orogénico): Doble cinturón (Alta y baja relación P/T). en las zonas de subducción. • Fondo oceánico: Predominio T y fluidos. Metasomatismo (aloquímico)