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CRISTALOGRAFÍA. MINERALES Y ROCAS

TEMA 3. LIBRO PÁGS. 30 - 56

GUIÓN DEL TEMA

• Conceptos previos

• Cristalografía

• Minerales. Principales grupos

• Ambientes petrogenéticos

– Ambiente magmático

– Ambiente sedimentario

– Ambiente metamórfico

CONCEPTOS PREVIOS

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. Es decir, sus átomos deben estar dispuestos según un modelo definido

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

Conceptos previos

• Roca. Cualquier masa sólida de materia mineral, que se presenta de forma natural en nuestro planeta – Suele ser una mezcla consolidad de minerales, aunque algunas

rocas están compuestas por un solo mineral

• 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.

CRISTALOGRAFÍA

Cristalografía

• 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

Elementos de cristalografía

• En una estructura cristalina se pueden distinguir los siguientes elementos: – Fila de nudos; partículas materiales que se encuentran en

la misma arista o diagonal de la celda elemental

– Plano reticular; partículas materiales que ocupan un mismo plano

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

– Conjunto reticular; repetición de celda elemental en las tres direcciones del espacio. Es la representación de la estructura cristalina)

– 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,,). Son constantes para cada celda elemental, teniendo en cuenta que la estructura cristalina consiste en la repetición de la celda elemental

(VER PÁGS. 32 Y 33 LIBRO)

Sistemas cristalinos. Redes de Bravais

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

• En función de los parámetros de la celda unitaria, longitudes de sus lados y ángulos que forman, se distinguen 7 sistemas cristalinos distintos

1. Cúbico

2. Tetragonal

3. Rómbico (ortorrómbico)

4. Hexagonal

5. Romboédrico (trigonal)

6. Triclínico

7. Monoclínico

Sistemas cristalinos. Redes de Bravais • Para determinar completamente la estructura cristalina

elemental de un sólido, además de definir la forma geométrica de la red, es necesario establecer las posiciones en la celda de los nudos que forman el sólido cristalino. Las alternativas son las siguientes: – P: Celda primitiva o simple en la que los puntos reticulares son sólo los

vértices del paralelepípedo. “SIMPLE”

– F: Celda centrada en las caras, que tiene puntos reticulares en las caras, además de en los vértices. “DE CARAS CENTRADAS”

– I: Celda centrada en el cuerpo que tiene un punto reticular en el centro de la celda, además de los vértices. “CENTRADA”

– C: Celda con puntos reticulares centrados en dos caras, además de puntos reticulares en los vértices “CENTRADA EN DOS CARAS”


• Combinando los 7 sistemas cristalinos, con las distintas disposiciones mencionadas de nudos, se obtienen 14 configuraciones básicas. Estas estructuras se denominan redes de Bravais.

VER PÁGINA 34 LIBRO


• Ejercicio. Pág. 35, actv. 4

Proceso de cristalización • 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, unidad básica de un cristal.

• Por tanto, se puede hablar de tres mecanismos de cristalización: – A partir de una disolución, como es el caso de la cristalización de

cristales de sal cuando se evapora el agua. (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 pro enfriamiento de vapor de agua.

• 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.

Proceso de cristalización

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 (rocas volcánicas) por precipitación de diferentes minerales contenidos en el magma.

– Enfriamiento rápido del magma, frecuente en rocas plutónicas, no genera la formación de cristales

AMBIENTES PETROGENÉTICOS

Ambientes petrogenéticos

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

Ambientes petrogenéticos 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

Ambiente magmático

• Tiene lugar en el interior de la tierra (por eso da lugar a rocas endógenas)

• Condiciones de presión y temperatura permiten la fusión de las rocas MAGMA

• Magma; masa de minerales fundidos (minerales incluidos originalmente en las rocas

• Tipos de magma

– Ácido

– Básico

• Lava; material magmático emitido a superficie terrestre en estado fluido

Ambiente magmático

Composición y tipos de magma

• Si el magma es la masa de minerales contenidos en las rocas fundidas, su composición tendrá en su mayoría los elementos químicos más abundantes en los principales tipos de minerales presentes en rocas de la corteza y manto; Si, O, Ca, Mg, Fe, Na, K, Al.

• Si ordenamos estos elementos de mayor a menor densidad:

Fe > Al > Si > Mg > Ca > O > Na > K

• Es lógico pensar que un magma que se forma por fusión de minerales ricos en elementos más densos (ortosilicato), será un magma de densidad elevada, denso y viscoso (poco fluido)

Ambiente magmático


• La mayoría de las rocas en la corteza están formadas por minerales silicatados, que presentan en su composición química SIO2, en forma de ión ortosilicato (SiO4)4- que es la forma más abundante en la naturaleza

• La combinación de tetraedos del ión ortosilicato entre sí, o combinados con otros elementos.

Ambiente magmático


• Es también lógico pensar que la presencia abundante de sílice (ortosilicatos) combinados entre sí formando cadenas proporciona al magma mayor viscosidad que si tuviera poco SiO2

Piroxenos

Anfíboles

Ambiente magmático


• Los magmas se pueden formar de dos formas principales:

– Ascensión de materiales del manto fundidos

– Fusión de rocas de la corteza debido a condiciones extremas de presión y temperatura (anatexia)

• 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 (por anatexia) 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)

– Manto. Rico en Mg, con menor cantidad de sílice MAGMA MENOS VISCOSO (FLUIDO)

Ambiente magmático


Teniendo en cuenta todos estos criterios y premisas, se puede considerar que las rocas magmáticas se forman a partir de dos tipos de magma:

•Magma ácido

•Magma basáltico

Ambiente magmático


Magma basáltico –De naturaleza básica (Magma básico o máfico)

–Escaso sílice (sin cadenas de ortosilicatos, o cadenas simples), menos del 50 %

–Generado en manto o zonas profundas de la corteza terrestre, donde se funden rocas pobres en sílice (rocas máficas, básicas)

–Ricos en elementos como Ca y Mg

–Presencia de gases como vapor de agua y dióxido de carbono

–Poco viscoso, muy fluido

–Debido a su gran fluidez, es habitual que este tipo de magma sí alcance el exterior y critalice en superficie, formando rocas volcánicas (también produce rocas plutónicas, pero es menor habitual)

–Ej; Basalto (Roca volcánica)

Ambiente magmático


Magma ácido –De naturaleza ácida (Magma félsico)

–Alto contenido en sílice, superior al 60%

–Rico en iones como Na y K

–Generado por fusión de materiales de la corteza (anatexia)

–Es el típico de zonas de subducción (fusión de corteza de placa que subduce), donde se funden rocas de la corteza ricas en sílice (rocas félsicas)

–Muy viscoso, poco fluido (cuando hay erupciones, son explosivas)

–Debido a su poca fluidez, no es habitual que este tipo de magma alcance el exterior y suele cristalizar en el interior, formando rocas plutónicas (también produce rocas volcánicas, pero es menor habitual)

–Ej; Granito (roca plutónica)

Ambiente magmático


Entre los magmas ácidos y básicos existe toda una serie de magmas intermedios, con características intermedias

MAGMA ÁCIDO (GRANÍTICO, RIOLÍTICO O FÉLSICO) – MAGMA INTERMEDIO (ANDESÍTICO) – MAGMA BÁSICO (MÁFICO O BASÁLTICO) – MAGMA ULTRAMÁFICO (ULTRABÁSICO)

BÁSICO INTERMEDIO ÁCIDO

Ambiente magmático Formación de un magma

A modo de resumen, para que se forme un magma la temperatura del ambiente de formación debe ser superior al punto de fusión de las rocas.

Los motivos por los que puede formarse un magma son:

• Choque de placas tectónicas .Da lugar a un aumento de temperatura por deformación de las rocas que en zonas profundas puede generar magmas

• Subducción de la corteza. Descenso de la litosfera que puede llegar a fundirla. Especialmente en materiales ricos en agua.

• Descompresión de la corteza. Zonas de fractura como dorsales o rift disminuye la presión y puede fundirse corteza y manto.

• Plumas o corrientes calientes del manto - Puntos calientes

• Rozamiento en fallas

• Acumulación de productos radioactivos

Ambiente magmático Formación de un magma

Las zonas de acumulación de magma se denominan cámaras magmáticas. Suelen ser de grandes dimensiones (kilométricas)

Ambiente magmático

Evolución de un magma. Diferenciación magmática

• Un mismo magma, durante su ascenso, puede evolucionar y dar lugar a varias rocas ígneas distintas. A este proceso se le denomina diferenciación magmática

• Los principales mecanismos de diferenciación son los siguientes: I. Cristalización fraccionada.

II. Asimilación.

III. Mezcla de magmas

Ambiente magmático


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

Ambiente magmático

Evolución de un magma

Cristalización fraccionada. Series de Bowen

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

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

3. Si los minerales ya cristalizados y sólidos continuan en contacto con el magma, reaccionan químicamente y evolucionan al siguiente mineral

4. Existen dos series o secuencias de cristalización en las series de Bowen: • Secuencia continua

• Secuencia discontinua

Evolución de un magma. Cristalización fraccionada. Series de Bowen

Serie de reacción discontinua

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), incorpara 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

Rama derecha de la serie de reacción

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) reacción 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, 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.

Ambiente magmático


II. Asimilación magmática

Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas.

• Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

Ambiente magmático


II. Mezcla de magmas

Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

Ambiente magmático

Solidificación de un magma

• El proceso de solidificación del magma se denomina consolidación magmática

• Esta asociado al proceso de diferenciación magmática, según el magma se enfría y asciende a superficie

• El proceso de consolidación magmática puede producrise en dos situaciones

– Consolidación en superficie

– Consolidación en el interior

Ambiente magmático


• Consolidación en superficie

– Se produce un enfriamiento rápido, dando lugar a las rocas volcánicas.

– Sólo se aprecian aquellos minerales cristalizados en el interior de la cámara magmática rodeados de una pasta micro cristalina o vítrea (textura porfídica).


• Consolidación en el interior

– Se produce un enfriamiento gradual. A cada descenso de temperatura se forman los minerales más estables, enriqueciéndose el magma residual en sílice y volátiles.

– La textura típica es la holocristalina (todos los minerales presentan cristales visibles).

– Este proceso de cristalización sucede en tres etapas:

• Ortomagmática

• Pegmatítica o pneumatolítica

• Hidrotermal


• Consolidación en el interior

– Ortomagmática. Temperaturas superiores a los 700º C) Se produce la solidificación en el interior de la cámara magmática. Cristalizan minerales silicatos originando rocas plutónicas.

– Pegmatítica – Neumatolítica. Temperaturas entre 700 y 400º C. Los fluidos residuales con alto contenido en volátiles salen por las grietas de la cámara magmática solidificándose en su interior. Se originan rocas filonianas.

– Hidrotermal. Temperaturas inferiores a 400º C. Soluciones acuosas a alta temperatura con componentes solubles (CO2, F, Cl, Br, S, etc) ascienden por grietas cristalizando en ellas. Se forman rocas filonianas e impregnaciones en otras rocas.

Ambiente magmático

Ejercicios

• Pág. 41, actvs. 6 y 8

• Explica los principales mecanismos de diferenciación magmática. ¿En qué consiste la cristalización fraccionada?

Ambiente magmático

Clasificación de las rocas magmáticas

Para clasificar las rocas magmáticas podemos recurrir a varios criterios:

1. Coloración

2. Composición química

3. Profundidad de cristalización

4. Textura

Ambiente magmático


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, alumnio, 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

Ambiente magmático


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

Ambiente magmático


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 superfice. 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

Granito

Riolita

Gabro

Basalto

Ambiente magmático


4. Textura

Define la forma, tamaño, geometría de los minerales componentes de la roca. En el caso de las rocasmagmáticas predominan:

• Textura granular

• Textura profídica

• Textura vítrea

• Textura fluidal

• Textura espumosa (porosa)

Ambiente magmático


4. Textura

Textura granular

• Minerales integrantes de la roca han desarrollado cristales homogéneos, y de tamaño similar, en contaco unos con otros

• Consecuencia de enfriamiento lento

• Propia de rocas plutónicas

Ambiente magmático


4. Textura

Textura granular

Ambiente magmático


4. Textura

Textura porfídica

• Se distinguen cristales grandes bien desarrollados (fenocristales) y una masa que le rodea (matriz) sin cristales o con estos muy pequeños (microcristales)

• Indica dos fases de cristalización, una de enfriamiento lento (formación de fenocristales), y otra de rápido enfriamiento (microcristales de matriz)

• Propia de rocas filonianas

Ambiente magmático


4. Textura

Textura porfídica

Pórfido

Ambiente magmático


4. Textura

Textura vítrea

• La masa mineral es amorfa, sin cristales desarrollados (sin estructura cristalina) o criptocristalina (cristales muy pequeños)

• Consecuencia de un rápido enfriamiento del magma

• Propio de rocas volcánicas formadas en bruscas erupciones

Ambiente magmático


4. Textura

Textura vítrea

Obsidiana

Ambiente magmático


4. Textura

Textura fluidal

• Cristales minerales están ordenados como si siguieran la corriente de un río

• Indican que antes de su solidificación, el magma formada corrientes de lava en el exterior

• Propio de rocas volcánicas

Ambiente magmático


4. Textura

Textura fluidal

Riolita

Ambiente magmático


4. Textura

Textura espumosa (porosa)

• Textura muy proosa, con huecos dejados por las burbujas procedentes de las emanaciones de gases que tenía el magma

• Burbujas quedaron atrapadas por el rápido enfriamiento del magma

• Propio de rocas volcánicas

Ambiente magmático


4. Textura

Textura espumosa (porosa)

Pumita Basalto vacuolar

Ambiente magmático

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

EJEMPLO; BASALTO

• BASALTO VACUOLAR (TEXTURA POROSA)

• BASALTO CON TEXTURA VÍTREA (MICROCRISTALES DE OLIVINO)

• BALSATO CON TEXTURA PORFÍDICA (FENOCRISTALES DE OLIVINO)

Ambiente magmático

Ejercicios

• Pág. 41, actv. 10

• Pág. 54, actv. 26

EL AMBIENTE SEDIMENTARIO

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

Identificación de minerales y rocas

Areniscas - Univ Granada

http://www2.montes.upm.es/Dptos/DptoSilvopascicultura/edafologia/aplicaciones/GUIA MINERALES/indice.html



http://edafologia.ugr.es/rocas/arenisc.htm








– 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

EJERCICIOS

• Actvs. 13, 16, 18, 19, 20, 21, 28

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