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)