cristalografÍa. ambientes petrogenÉticos · redes de bravais – pÁg. 34 •la repetición de...

CRISTALOGRAFÍA. AMBIENTES PETROGENÉTICOS

LIBRO PÁGS. 30 – 56 (tema 2)

GUIÓN DEL TEMA

• Conceptos previos

• Cristalografía

• Ambientes petrogenéticos

– Ambiente magmático

– Ambiente sedimentario

– Ambiente metamórfico

De forma adicional:

Minerales. Principales grupos (PPT independiente)

CONCEPTOS PREVIOS

• Mineral. Cualquier sólido inorgánico natural que posea una estructura interna ordenada y una composición química definida

• Para que se considere mineral debe cumplir los siguientes requisitos:

– Aparecer de forma natural

– Ser inorgánico

– Ser un sólido

– Poseer una estructura interna ordenada (ESTRUCTURA CRISTALINA). Es decir, sus átomos deben estar dispuestos según un modelo definido

– Debe tener una composición química definida, que puede variar dentro de unos límites

Ejemplo; galena (PbS, sulfuro plumboso)

Ejemplo; galena

Conceptos previos

• Estructura cristalina. Forma sólida en la que se ordenan y empaquetan los átomos, moléculas o iones.

– Son empaquetados de manera ordenada y con patrones de repetición que se extienden en las tres dimensiones del espacio.

– La cristalografía es el estudio científico de los cristales y su formación

• Minerales poseen estructura interna ordenada (estructura cristalina)

• Mineraloide; similar a mineral, pero no presenta estructura interna ordenada (ESTRUCTURA AMORFA). Ej; ópalo, carbón, limonita, etc.

• Roca. Cualquier masa sólida de materia mineral, que se presenta de forma natural en nuestro planeta

• Suele ser una mezcla consolidada de minerales, aunque algunas rocas están compuestas por un solo mineral

Imagen; roca caliza con galena (Hoces de Vegacervera)

CRISTALOGRAFÍA

PÁG. 32

Cristalografía PÁG. 32

• Materia mineral está formada por partículas materiales unidas entre sí y ordenadas

– Partículas materiales; átomos, iones, moléculas (nudos)

• La disposición más sencilla de partículas materiales es lo que se denomina celda elemental (celda cristalina), que es un poliedro

• La celda cristalina se repite en las tres direcciones del espacio, y así da lugar a la estructura cristalina de un mineral

Ejemplo; galena

Elementos de cristalografía. PÁG. 32

• Fila de nudos; partículas materiales que se encuentran en la misma arista o diagonal de la celda elemental.

El nudo o nodo es por ejemplo un átomo, molécula o ion.


• Plano reticular; partículas materiales que ocupan un mismo plano


• Ejes cristalinos, cada uno de las direcciones en el espacio que ocupan las celdas cristalinas

• Constantes cristalográficas; se refieren a las longitudes de las aristas de la celda elemental (a, b, c), y los ángulos que forman entre ellos (α,,).

Celda elemental o celda unidad


• Conjunto reticular; repetición de celda elemental (o celda unidad) en las tres direcciones del espacio.

• Da como resultado una red cristalina (estructura cristalina)

En el ejemplo se observa una celda unidad cúbica

Sistemas cristalinos. Redes de Bravais – PÁG. 34

• La repetición de las celdas unidad da lugar al crecimiento de cristales distintos, con distintos tipos de simetría y anisotropía (variación de las propiedades según la dirección)

• Bravais, físico y mineralogista francés, definió las redes cristalográficas que se encuentran en los minerales. Estas quedaron establecidas en los sistemas cristalográficos que aparecen en la siguiente diapositiva. Son las llamadas redes de bravais

Ejercicios

• Libro. Pág. 35, actv. 4

• Identifica la celda unidad y clasifícala según las redes de Bravais

A)


B)


C)


D)


A) Monoclínica centrada en bases


B) Trigonal o romboédrica


C) Tetragonal centrada en el cuerpo


D) Cúbica centrada en las caras

Cristalización – PÁG. 33

• Cristalización; proceso por el cual a partir de un gas, líquido o disolución, los iones, átomos o moléculas (nudos), establecen enlaces hasta formar una red cristalina ordenada, unidad básica de un cristal.

• En toda cristalización se produce incorporación de partículas materiales

• Recristalización: Se forma un nuevo cristal por reorganización interna de los componentes de un cristal preexistente.

Cristalización – PÁG. 33 • Existen 4 mecanismos básicos de cristalización:

– A partir de una disolución saturada, como es el caso de la cristalización de cristales de sal cuando se evapora el agua (PRECIPITACIÓN)

– Formación de un precipitado a partir de ciertas reacciones químicas (PRECIPITACIÓN)

– A partir de materiales fundidos, como es el enfriamiento lento de un magma (PRECIPITACIÓN DE LOS MINERALES DEL MAGMA)

– Por descenso de temperaturas en sustancias gaseosas. (SUBLIMACIÓN) Ej; cristales de hielo por enfriamiento de vapor de agua.

Cristalización – PÁG. 33

Diferencia solidificación / cristalización

• La solidificación es un paso de líquido a sólido, y NO siempre conlleva una cristalización (sólo en ocasiones)

• Ejemplos:

– Enfriamiento lento del magma sí supone una cristalización (por precipitación de diferentes minerales contenidos en el magma.

– Enfriamiento rápido del magma, frecuente en rocas volcánica, no siempre genera la formación de cristales (p.ej. Obsidiana)

¿Cómo crecen los minerales? La formación de los minerales dependerá de las condiciones fisicoquímicas del medio, y sigue los siguientes pasos:

• Nucleación. Es necesario la existencia de un pequeño grupo de átomos, moléculas o iones, para que se vayan uniendo otros a ellos.

• Agregación. Los átomos, moléculas o iones que se van aproximando se unen mediante enlaces químicos y van creciendo.

• Masa necesaria. Cuando se han unido un número determinado se consigue la suficiente masa como para que se constituyan en mineral.

¿Cómo crecen los minerales? • Cristales de Selenita

• Selenita 2

http://www.youtube.com/watch?v=f_m27HEvLr4

https://www.youtube.com/watch?v=1YqnJs5-4Zw

¿Cómo crecen los minerales?

Cristales de selenita en Naica (México). Considerados los minerales más grandes del mundo

AMBIENTES PETROGENÉTICOS

PÁG. 35

PÁG. 35

Ambiente petrogenético

• Literalmente significa “ambiente de formación de rocas”

• Es un área en la que se dan unas condiciones de presión, temperatura y composición química determinadas que hacen posible la formación de un determinado tipo de roca

PÁG. 35

Tipos de rocas y ambientes

- Rocas magmáticas o ígneas. Son rocas endógenas, originadas por la consolidación del magma al enfriarse, bien en el interior terrestre (rocas plutónicas), o en el exterior (rocas volcánicas). SE FORMAN EN AMBIENTES MAGMÁTICOS

- Rocas sedimentarias. Rocas exógenas, originadas por el depósito o sedimentación de materiales que proceden de la meteorización y erosión de rocas preexistentes. SE FORMAN EN AMBIENTES SEDIMENTARIOS

- Rocas metamórficas. Rocas endógenas originadas por transformación de rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas por la acción de metamorfismo (variaciones de presión y temperatura, sin llegar a la fusión). SE FORMAN EN AMBIENTES METAMÓRFICOS

EL AMBIENTE MAGMÁTICO

PÁG.36

Conceptos previos

• Magmatismo. Proceso geológico de origen interno que resulta del flujo de calor interno de la Tierra.

• Este flujo ocasiona variación de presión y temperatura en las rocas preexistentes –sean del tipo que sean- que en ocasiones propicia su fusión parcial o total

• El magma es el resultado; material parcial o completamente fundido que resulta de la fusión de rocas preexistentes

MAGMA Rocas preexistentes

(Sedimentarias,

metamórficas, ígneas)

Fusión

Magma

• Componentes líquidos

• Componentes sólidos

• Componentes gaseosos

(ESQUEMA)

Origen y formación del magma

• Para que se forme un magma la temperatura del ambiente de formación debe ser superior al punto de fusión (o temperatura de fusión) de las rocas preexistentes que se van a fundir

• Factores que determinan la formación de una masa magmática

– Aumento de temperatura

– Descenso de la presión

– Presencia de volátiles

(ESQUEMA)

Tipos de magma

• Ácido (granítico o riolítico)

• Intermedio (andesítico)

• Básico (basáltico)

• Ultrabásico

(ESQUEMA)

• Es lógico pensar que, si la composición química de corteza y manto es distinta, el magma que se origine por fusión de rocas de la corteza será distinto al magma procedente de la fusión de rocas del manto

– Corteza. Rica en O, Si (sílice), Al y Fe MAGMA MÁS VISCOSO (POCO FLUIDO); magma ácido

– Manto. Rico en Mg, con menor cantidad de sílice MAGMA MENOS VISCOSO (FLUIDO); magma básico o ultrabásico

• La presencia abundante de sílice (ortosilicatos) combinados entre sí formando cadenas proporciona al magma mayor viscosidad que si tuviera poco SiO2

Piroxenos

Anfíboles

Evolución del magma • Tras su formación, el magma experimenta cambios en su

composición química (evoluciona) en su proceso de solidificación y cristalización, dando lugar a distintas rocas ígneas

• La evolución del magma contempla tres posibles procesos: – Cristalización fraccionada

– Diferenciación magmática

– Asimilación y mezcla de magmas

MAGMA Evolución - Cristalización

fraccionada - Diferenciación

magmática - Asimilación y mezcla de

magmas

Rocas ígneas Rocas preexistentes

(Sedimentarias,

metamórficas, ígneas)

Fusión

Evolución del magma

I. Cristalización fraccionada del magma

Según asciende y se enfría el magma, los minerales magmáticos cristalizan en un orden determinado.

Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual

Ese orden se explica por las llamadas Series de Bowen


I. Cristalización fraccionada del magma

• Dentro de un magma, y conforme éste se va enfriando, los primeros minerales que cristalizan son aquellos con punto de fusión (PF) y densidad más elevados. Ej; olivino

• Los minerales que cristalizarán más tarde son aquellos con menor PF (p.ej. Feldespatos)

• Si los minerales ya cristalizados y sólidos continúan en contacto con el magma, reaccionan químicamente y evolucionan al siguiente mineral

• Existen dos series o secuencias de cristalización en las series de Bowen:

• Secuencia continua

• Secuencia discontinua

Serie de reacción discontinua (VER ESQUEMA)

Rama superior izquierda. Conforme un magma se enfría, el primer mineral que cristaliza es el olivino (mayor PF, mayor densidad).

Una vez formado el olivino, éste reacciona químicamente con el fundido restante (magma) para formar piroxeno

En este paso, el olivino que está compuesto por tetraedos de ortosilicato aislados (sorosilicato), incorpora más sílice en su estructura, de forma que sus tetraedros pasan a formar estructura de cadena simple características de piroxenos (inosilicato)

Conforme el cuerpo magmático se enfría más, los cristales de piroxeno reaccionarán a su vez con el fundido para generar estructuras de cadena doble típicas de anfíboles (inosilicato de cadena doble)

Esta reacción en serie prosigue hasta que el ultimo mineral de la serie, la biotita (tectosilicato, tetraedos unidos formando una red, estructuras laminares)

Esta serie se llama discontinua porque en cada etapa se forma un silicato con distinta estructura

Serie de reacción continua (VER ESQUEMA)

Todos los minerales pueden coexistir en un mismo espacio y tiempo. Esto es lo que sucede con los silicatos ricos en calcio y sodio (plagioclasas)

Las plaglioclasas son tectosilicatos, con una serie de minerales desde la anortita a albita

Los cristales de plagioclasa rica en calcio (anortita, plagioclasa 100% cálcica) reaccionan con los iones sodio en el fundido para enriquecerse progresivamente de ellos. El extremo de la serie será la plagioclasa rica en sodio (albita, plagioclasa 100% sódica)

Los iones sodio se difunden en los cristales de feldespato y desplazas los iones calcio en la red cristalina

Cuando el enfriamiento del magma es muy rápido, no se llega a producir la sustitución compileta de los iones calcio por los iones sodo

Durante la última etapa de la cristalización, común a las dos series, después de que se haya solidificado gran parte del magma, se forma el feldespato potásico

Si las rocas solidifican en el interior 8rocas plutónicas), se formará moscovita

Por último, si el magma remanen tiene exceso de sílice, se formará el cuarzo.


I. Cristalización del magma

• Durante la cristalización y consolidación del magma, se pueden dividir una serie de etapas (VER LIBRO, PÁG. 38)


II. Diferenciación magmática

• Implica una separación física de la fase fluida y de la fase cristalizada de la masa magmática

• Puede llevarse a cabo de dos formas:

– Por gravedad. La separación (diferenciación se produce por diferencia de densidad (minerales básicos, de mayor densidad, en zonas profundas)

– Por fuerzas compresivas. El magma se ve sometido a un esfuerzo compresivo, de tal forma que la fracción líquida con volátiles migra por las fracturas


III. Asimilación y mezcla de magmas

• Requiere la interacción del magma con elementos ajenos a la propia masa magmática, como pueden ser rocas encajantes (rocas de sus alrededores) –ASIMILACIÓN MAGMÁTICA-, o magmas de distinta procedencia –MEZCLA DE MAGMAS-.

Asimilación magmática

Mezcla de magmas

Para clasificar las rocas magmáticas podemos recurrir a varios criterios:

1. Coloración

2. Composición química

3. Profundidad de cristalización

4. Textura

Clasificación de las rocas magmáticas

PÁG. 39-40 LIBRO

1. Coloración

El índice de color de una roca dependerá de la coloración de los minerales que contenga.

Cabe distinguir entre minerales leucocratos (blancos o claros), y melanocratos (negros u oscuros):

- Leucocratos. Minerales ricos en sílice, oxígeno, aluminio, sodio y potasio. Propios de rocas ácidas (rocas félsicas).

Ejemplo; Granito. Coloración clara por su mayor contenido en minerales leucocratos, como cuarzo y feldespato, ricos en sílice y propios de magmas ácidos (roca ácida, félsica)

La roca félsica más abundante es el granito. Los minerales félsicos más comunes son el cuarzo, la moscovita, la ortoclasa y las plagioclasas ricas en sodio.

http://es.wikipedia.org/wiki/Granito

http://es.wikipedia.org/wiki/Cuarzo

http://es.wikipedia.org/wiki/Moscovita

http://es.wikipedia.org/wiki/Ortoclasa

http://es.wikipedia.org/wiki/Plagioclasa

1. Coloración

- Minerales Melanocratos. Minerales ricos en hierro y magnesio (ferromagnesianos), que le dan una coloración oscura. Propios de rocas básicas (rocas máficas), con bajo contenido en sílice

Ejemplo; Basalto. Roca máfica de coloración oscura por su mayor contenido en minerales melanocratos ricos en Fe y Mg, como olivino (contiene Fe y Mg). Muy poco contenido en sílice

Son ejemplos de minerales máficos el olivino, el piroxeno, el anfibol y la biotita. Son rocas máficas el basalto, la peridotita y el gabro.

http://es.wikipedia.org/wiki/Olivino

http://es.wikipedia.org/wiki/Piroxeno

http://es.wikipedia.org/wiki/Anfibol

http://es.wikipedia.org/wiki/Biotita

http://es.wikipedia.org/wiki/Basalto

http://es.wikipedia.org/wiki/Gabro

2. Composición química

Según su contenido en sílice, las rocas magmáticas se clasifican (de mayor a menor contenido en sílice)en:

- ácidas o félsicas

- intermedias

- básicas o máficas

- ultrabásicas (ultramáficas)

Ambiente magmático

3. Profundidad de cristalización

Según a que profundidad cristalicen o consoliden, las rocas magmáticas se clasifican en:

• Extrusivas. Cristalizan (consolidan) en superficie. Son las rocas volcánicas

• Intrusivas. Cristalizan en el interior. Pueden ser

• Rocas plutónicas. Cristalización a profundidades superiores a 1 km., como resultado de la consolidación del magma en la cámara magmática (habitualmente)

• Rocas filonianas. Cristalización a profundidades inferior a 1 km, como resultado de la consolidación del magma en grietas, fracturas o fallas

TABLA PÁG. 40. IMPORTANTE

4. Textura (difiere con respecto al libro)

• Es la relación geométrica entre los minerales de una roca

• Está determinada por la velocidad de enfriamiento del magma, la cantidad de sílice y la cantidad de gases disueltos en el propio magma.

• Tipos

– Granular o granuda

• Fanerítica

• Afanítica

– Pegmatítica

– Porfídica

– Vítrea

– Piroclástica

(ESQUEMA)

Textura granular afanítica y fanerítica

Textura pegmatítica

Textura porfídica

Textura vítrea

Textura vítrea vacuolar

Textura piroclástica

¡¡¡OJO!!! UNA MISMA ROCA MAGMÁTICA PUEDE PRESENTAR DISTINTAS TEXTURAS DEPENDIENDO DE SU AMBIENTE DE FORMACIÓN

EJEMPLO; BASALTO

• BASALTO CON TEXTURA VÍTREA (MICROCRISTALES DE OLIVINO)

• BALSATO CON TEXTURA PORFÍDICA (FENOCRISTALES DE OLIVINO)

Principales rocas ígneas

• ÁCIDAS O FÉLSICAS

– Plutónicas: Granito, Granodiorita

– Filonianas: Pegmatita

– Volcánicas: Riolita, Obsidiana, Pumita

• INTERMEDIAS (ANDESÍTICAS)

– Plutónicas: Diorita

– Volcánicas: Andesita

• BÁSICAS O MÁFICAS

– Plutónicas: Gabro

– Volcánicas: Basalto

• ULTRABÁSICA O ULTRAMÁFICAS

– Plutónicas: Peridotita

• Granito

– Roca ácida plutónica, muy abundante en la corteza

– Textura habitual; granular fanerítica

– Composición principal; cuarzo, feldespato (generalmente ortosa) y mica (biotita y en ocasiones moscovita)

• Granodiorita

– Composición similar a granito, pero en este caso cuarzo menos abundante y hay más minerales máficos

• Pegmatita

– Roca filoniana, con textura pegmatítica

– Formada por cuarzo y ortosa

• Riolita

– Es la roca volcánica equivalente al granito, de composición similar.

– Color generalmente de marrón claro a rosa o gris claro

– Textura granular afanítica

• Obsidiana

– Roca volcánica ácida, de textura totalmente vítrea

– Borde duro y cortante, fractura concoide

• Pumita

– Roca volcánica ácida, de textura vítrea con numerosas vesículas (vítrea-vacuolar)

• Diorita

– Roca intrusiva intermedia, de textura granular fanerítica.

– Similar al granito, no presenta cristales de cuarzo visibles y es más oscuro

• Andesita

– Roca extrusiva intermedia. Abundante en Los Andes

– Color gris, textura habitual porfídica

• Gabro

– Roca plutónica básica, abundante en la corteza oceánica

– Similar al basalto, pero suele presentar cristales más grandes (textura granular fanerítica) que recuerda al granito en cierto modo (pero de color más oscuro)

• Basalto

– Roca volcánica generalmente de gran fino (textura granular afanítica) y color verde oscuro a negro

– Compuesto por piroxeno y plagioclasa rica en calcio, con menor cantidad de olivino y anfíbol.

• Basalto

– En ocasiones presenta textura porfídica, con fenocristales de plagioclasa cálcica o de olivino

EL AMBIENTE SEDIMENTARIO

PÁGS. 42-47 LIBRO

Ambiente sedimentario

• A diferencia del ambiente magmático, tiene lugar en la zona más superficial de la corteza terrestre (o en el exterior, o en los primeros km. de profundidad de la corteza)

• Existen distintos ambientes de sedimentación, dependiendo del agente geológico externo, y las condiciones físicas, químicas y biológicas

• Los sedimentos se transforman en rocas sedimentarias mediante un conjunto de transformaciones (litificación)


• Los materiales alterados (sedimentos) se acumulan en cuencas de sedimentación

• Las cuencas sedimentarias se clasifican en continentales, oceánicas (marinas) y mixtas

– Continentales; laderas, torrentes, cauces fluviales, llanuras (eólico), glaciar, lacustre, subterráneo (cárstico, etc.)

– Mixtos; deltas, estuarios, playas, marismas, albuferas, acantilados

– Oceánicos (marinos); plataformas continetnales, glacis (corrientes de turbidez), fondos marinos (abisal), arrecifes, taludes, etc.


Principales ambientes

de sedimentación


• Litificación. Conjunto de transformaciones que experimentan los sedimentos hasta formar una roca sedimentaria compacta

• Es la conversión de sedimentos en rocas sedimentarias

• Distintas fases:

– Compactación

– Cementación

– Diagénesis


Litificación. Compactación

– Acercamiento de los componentes de los sedimentos por aumento de presión de los materiales suprayacentes (por acumulación de sedimentos)

– Viene acompañado de una pérdida del agua (deshidratación) localizada entre los sedimentos

– Como resultado, baja el volumen de sedimentos, así como la porosidad y la permeabilidad


Litificación. Cementación

– Los minerales disueltos en agua precipitan, por la deshidratación, y actúan como cemento uniendo partículas de sedimentos

– Provoca diminución de porosidad y permeabilidad, ya que rellena los poros entre sedimentos


Litificación. Diagénesis

– Cambio estructural y químico en las partículas del sedimento, al variar las condiciones de Presión y Temperatura con respecto a las iniciales

– Se forman nuevos minerales, al ser las nuevas condiciones distintas a las iniciales


Litificación


ROCAS SEDIMENTARIAS. CLASIFICACIÓN

• El 66% de rocas de la superficie terrestre son sedimentarias

• Las rocas sedimentarias las clasificaremos por su origen en:

I. Rocas detríticas

II. Rocas de origen físico-químico

III. Rocas de origen orgánico (organógenas)

PARTES DE UNA ROCA SEDIMENTARIA

Fragmentos o clastos (grano).

Originalmente eran los sedimentos, que se han

compactado y cementado

Cemento (matriz). Formado por los

minerales disueltos en agua y que

precipitan. Pueden ser minerales

arcillosos, silicatados,

calcáreos, etc.

Granos o clastos más redondeados Indican transporte más largo de sedimentos

Buena clasificación Clastos homogéneos (bien seleccionados) Resultado de un transporte de sedimentos

más largo

ROCAS SEDIMENTARIAS.


• Formadas por acumulación de fragmentos de rocas y minerales preexistentes (detritos)

• Según el tamaño de estos fragmentos, las rocas detríticas se clasifican a su vez en:

– Conglomerados. Fragmentos > 2 mm.

Los fragmentos (denominados clastos) proceden de la compactación y cementación de cantos y gravas.

Si presentan clastos angulosos (indican poco transporte) se denominan brechas, y si son redondeados (transporte largo) pudingas

PUDINGA BRECHA



– Areniscas. Tamaño de fragmentos entre 2 mm.- 0,063 mm

En este caso los fragmentos son arenas (granos de sílice), procedentes de la meteorización y alteración de minerales, que son cementadas

Las más habituales son:

- Grauvaca. Fragmentos muy poco redondeados. Color grisáceo. Mucha matriz

- Arcosa. Grano poco redondeado, formados por cuarzo y feldespato procedentes de una erosión rápida del granito y otras rocas magmáticas ácidas. Cemento que une los granos suele ser calcáreo. Poca matriz

- Ortocuarcitas. Formadas casi exclusivamente por granos de cuarzo con cemento generalmente silíceo arcilloso. Granos muy redondeados (erosión lenta, muy transportados)

GRAUVACA

ARCOSA

CUARZOARENITA



– Limolitas/lutitas. Tamaño de fragmentos < 0,063 mm

Fragmentos de limos (0,063 – 0,004 mm) o arcillas (0,004 mm) que forman limolitas o lutitas, respectivamente. El cemento puede ser silíceo o calcáreo

Lutita; formada por minerales de arcilla

LIMOLITA

LUTITA


II. Rocas de origen fisico-químico

Dos tipos principales; evaporitas y calizas

– Evaporitas. Se forman por evaporación de aguas con alto contenido en sales, sean marinas o continentales, propias de zonas secas.

Al evaporarse el agua, los minerales (en su mayoría sales) precipitan y se forman rocas sedimentarias

Las principales evaporitas son yeso (sulfato cálcico hidratado; CaSO4.H2O, origen continental), anhidrita (sulfato cálcico, CaSO4, origen continental) y salgema (formada por halita, NaCl, origen marino)

ANHIDRITA

SAL GEMA


II. Rocas de origen fisico-químico

Dos tipos principales; evaporitas y calizas

– Calizas. Rocas en las que predomina el anión carbonato, (CO3)2-

Formadas principalmente por calcita, mineral compuesto por carbonato cálcico (CaCO3)

Dependiendo del origen del carbonato cálcico, las calizas se clasifican en químicas (precipitación de carbonato cálcico), orgánicas (materiales carbonatos de origen orgánico) y detríticas (carbonatos proceden de clastos o fragmentos de rocas calizas más antiguas)

EJEMPLO DE CALIZA QUÍMICA. Caliza pisolítica

EJEMPLO DE CALIZA QUÍMICA. Caliza litográfica

EJEMPLO DE CALIZA ORGÁNICA. Lumaquela

EJEMPLO DE CALIZA CLÁSTICA. Conglomerado calizo


III. Rocas de origen orgánico

Proceden de la acumulación de restos de tejidos animales y vegetales. Dos Tipos

– Silíceas. Formadas a partir de fangos con esqueletos silíceos de organismos. Ejemplo; Diatomita (restos de algas diatomeas), radiolarias, espongiolitas


III. Rocas de origen orgánico

Proceden de la acumulación de restos de tejidos animales y vegetales. Dos Tipos

– Carbonosas. Formadas a partir de restos con abundante carbono orgánico.

Es el caso del carbón, formado por acumulación y compactación de restos vegetales en ambientes pantanosos. Según su contenido en carbono, distinguimos entre turba, lignito, hulla y antracita (de menor a mayor contenido en C y poder calorífico)

También es el caso del petróleo y el gas natural (hidrocarburos), procedentes de la descomposición de materia orgánica de tipo plancton, y posterior acumulación y compactación


Textura de las rocas sedimentarias

Múltiple y variada, más que una clasificación de texturas de r. sedimentarias, interesa deducir una serie de aspectos texturales en rocas detríticas

– Tamaño del grano. Dentro de una misma roca sedimentaria, puede haber granos de distinto tamaño, por ejemplo arenas y limos mezclados

– Morfología de los granos. Puede ir de angulosa a redondeada. Redondeados y de alta esfericidad; alto tiempo de transporte

– Presencia de matriz. Se presta atención si domina la presencia de clastos (fragmentos) o matriz.


Fósiles y fosilización (LIBRO, PÁG 46)

EL AMBIENTE METAMÓRFICO

Ambiente metamórfico- PÁG. 48 LIBRO

• Transformaciones en roca preexistente (roca primaria) por variación de condiciones fisio-químicas de formación, especialmente presión y temperatura

• Roca primaria (Magmática, sedimentaria, metamórfica Incremento de P y/o Temp Roca metamórfica

• Metamorfismo implica que la roca primaria o primitiva no se funda, pero las transformaciones provocan que aparezcan nuevos minerales

• Metamorfismo isoquímico; reacciones y transformaciones en estado sólido sin cambio en composición química de la roca. No aparecen nuevos elementos

• Metasomatismo; cambios en la composición química de la roca primitiva por incorporación o migración de elementos


Factores que intervienen en el metamorfismo

• Incremento de temperatura

– Se puede deber a fricción entre materiales (fallas, límites entre placas), aumenta de temperatura en profundidad o por el ascenso de una masa magmática

– El aumento de temperatura facilita que los compuestos químicos de la roca primaria reaccionen entre sí, y que cambie su composición.

– También se puede ver modificada la estructura cristalina de la roca, apareciendo nuevos minerales

Ambiente metamórfico- PÁG. 48/49 LIBRO


• Incremento de la presión

– Causas; presión por columna de materiales (presión litostática), presión por movimientos orogénicos, presión por los gases que escapan de masas magmáticas en ascenso

– Consecuencia del aumento de presión; modificación de la estructura cristalina de la roca, aparición de nuevos minerales



• Metasomatismo

– Roca entra en contacto con sustancias químicas nuevas en su entorno

– Se producen reacciones químicas que generan nuevos minerales, conservan las estructuras originales de la roca primigenia



• Tiempo

– Se refiere al tiempo que dura el metamorfismo

– Corta duración del metamorfismo; transformación mecánica (transformación de textura), pero no química

– Larga duración; Transformación mecánica y química

Ambiente metamórfico- PÁG. 49-50 LIBRO

Tipos de metamorfismo

Según las condiciones de presión y temperatura, se diferencian los siguientes tipos de metamorfismo

• Pirometamorfismo

– Metamorfismo de muy alta temperatura

– Tiene lugar en superficie o a muy poca profundidad

• Metamorfismo térmico o de contacto

– Se genera por ascenso de magma que cede calor a rocas de los alrededores

– Puede ser isoquímico, si no hay variaciones de elementos y no cambia la composición química, o metasomático, si hay aportes de gases procedentes de la columna de magma que asciende

METAMORFISMO DE CONTACTO



• Metamorfismo regional

– Incremento de presión y temperatura con la profundidad

– Propio de zonas orogénicas en profundidad, con grandes presiones y elevadas temperaturas, y áreas con hundimiento de materiales a altas temperaturas

– De menor a mayor profundidad, tres zonas de met. Regional: • Epizona. Zona más superficial

• Mesozona

• Catazona. Zona más profunda

– En zonas de mayor profundidad se produce la fusión parcial de la roca (anatexia). Las rocas metamórficas parcialmente fundidas, pero que presentan también restos sólidos, son las migmatitas

METAMORFISMO REGIONAL

MIGMATITA



• Metamorfismo profundo

– Debido exclusivamente a altas presiones por presión litostática, en zonas profundas de la corteza (10-30 km).

• Dinamometamorfismo (metamorfismo dinámico)

– Muy altas presiones y bajas temperaturas

– Propio de rocas sometidas a esfuerzos orogénicos a escasa profundidad

TABLA PÁGINA 50 LIBRO

IDENTIFICA LOS TIPOS DE METAMORFISMO EN LA SIGUIENTE IMAGEN

EJERCICIOS

• Actvs. 13, 16, 18, 19, 20, 21, 28

• Actv. 26. Corrección – El granito es una roca ácida, con un alto contenido en silicatos,

mientras que el basalto es una roca básica, pobre en sílice

– La gráfica muestra que el granito se funde a una temperatura aproximada de 800 ºC, temperatura inferior al basado en las mimas condiciones de presión (a la misma profundidad). Esto se debe a que los silicatos presentan un punto de fusión relativamente bajo, y se hallan en un porcentaje elevado en rocas ácidas como el granito, a diferencia de las rocas básicas

– Dado que el basalto tiene una temperatura de fusión más elevada que la de las rocas ácidas, para conseguir la formación de magmas basálticos debemos someterlo a las condiciones que se dan en las zonas profundas de la corteza terrestre

– Si comparamos la curva de fusión del granito húmedo con la del granitos seco, observamos que la presencia de volátiles, como el agua, disminuye el punto de fusión cuando se combina con un incremento de presión

Ambiente metamórfico Minerales de origen metamórfico

• Hay una serie de minerales que intervienen activamente en el metamorfismo, y que varían dependiendo de las condiciones de presión y temperatura

• Es el caso de la clorita, moscovita, biotita, granate, estaurolita, andalucita, y sillimanita (de menor a mayor grado de metamorfismo)

• Las rocas metamórficos propias de altos grados de metamorfismo serán ricas en minerales de mayor grado de metamorfismo (p.ej., gneis rico en estaurolita y sillimanita)

• Por el contrario, hay otros minerales que son estables en condiciones muy diversas de metamorfismo, como es el caso de cuarzo y feldespato

Ambiente metamórfico

Minerales de origen metamórfico


Textura de rocas metamórficas (PÁG. 52 LIBRO)

• En general, el tamaño medio de los cristales de la roca metamórfica, indica el grado de metamorfismo alcanzado

• + tamaño de cristales + grado de cristalinidad + grado de metamorfismo

• Grado de metamorfismo alto; rocas metamórficas con cristales de tamaño notable, visibles (ej; gneiss)

• Grado de metamorfismo bajo; cristales no visibles (p.ej. Pizarra)


Textura de rocas metamórficas (PÁG. 52 LIBRO)

• No obstante, la característica textural más notable de algunas rocas metamórficas es la foliación (orientación de los minerales, perpendicular a fuerzas de compresión)

• Resultado de la foliación es la orientación en láminas de las rocas foliadas

• Esta característica textural permite clasificar las rocas metamórficas en foliadas y no foliadas (VER TABLA PÁG. 52, IMPORTANTE)


Clasificación de rocas metamórficas

Foliadas

• Pizarra. Roca metamórfica de grano fino, propias de metamorfismo de bajo grado. Proceden del metamorfismo de rocas detríticas de grano fino, como lutitas (arcillas)

• Esquisto. Metamorfismo de grado medio, con mayor tamaño de grano que pizarra. Diferentes esquistos dependiendo de su contenido mineral

• Gneis. Roca metamórfica de grano grueso, propia de metamorfismo de alto grado. Minerales alargados, granulares en bandas claras y planares en las oscuras. Proceden del metamorfismo de granito.



Foliadas

• Pizarra.



Foliadas

• Esquisto



Foliadas

• Gneis



No foliadas. Generalmente compuestas por un solo mineral (monomineral).

• Mármol. Roca metamórfica de grano grueso, compuesta exclusivamente por calcita, además de impurezas que la pueden dar distintos colores. Proviene del metamorfismo de calizas o dolomías.

• Corneanas. Rocas que han sufrido metamorfismo de contacto, de muy alta temperatura

• Cuarcita. Roca metamórfica compuestas por granos de cuarzo, procedente del metamorfismo de areniscas ricas en cuarzo (cuarzoarenitas). Muy dura, gran resistencia a la erosión, propia de relieves maduros muy antiguos (p.ej, Maragatería)



No foliadas

• Mármol



No foliadas

• Corneana



No foliadas

• Cuarcita

cristalografÍa. ambientes petrogenÉticos · redes de bravais – pÁg. 34 •la repetición de...

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