t.4 los materiales del sistema tierra: minerales y...
Post on 31-Aug-2018
213 Views
Preview:
TRANSCRIPT
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-
4)
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)
top related