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Geología parte 1 - Monografía



 
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Minerales. Cristales. Diedros. Simetría. Materia cristalina. Rocas. Silicatos


GEOLOGÍA



1.- LA MATERIA MINERAL



La materia mineral está compuesta por átomos, iones o moléculas. Los componentes de los minerales suelen disponerse de forma ordenada (en un orden tridimensional). A veces no existe ese orden, aunque este caso es poco frecuente. Cuando los componentes de un mineral no están dispuestos de forma ordenada, entonces la materia mineral recibe el nombre de materia amorfa. Normalmente la materia mineral se encuentra ordenada, y se le llama materia cristalina, es decir, que los elementos que la constituyen están ordenados.
Si el orden se refleja en formas poliédricas, entonces a ese mineral se le denomina cristal. Un cristal es un mineral de forma poliédrica.
HUYGENS (s. XVII) : Dice que la forma poliédrica de los cristales es consecuencia de la repetición tridimensional de unas unidades llamadas “partículas elementales”.
HAÜI (s. XVIII) : Dice que continuando el proceso de exfoliación en los cristales se llega al elemento estructural, al que llamó “molécula integrante”, que da lugar a distintas formas cristalinas por apilamiento en las tres dimensiones del espacio. Sigue el orden inverso de la explicación de Huygens.
Al final los dos deducen que hay una unidad que por repetición forma el mineral. Haüy llama a esta unidad molécula integrante y Huygens partícula elemental.

BRAVAIS (s. XIX) :

Propone lo que se conoce como “teoría reticular”: dice que los cristales están compuestos por una serie de partículas cristalinas, que están dispuestas de forma tridimensional, constituyendo una red tridimensional y además estas partículas no están en contacto físico.

MAX VON LAUE (1912) :

Confirmó la teoría reticular de Bravais mediante un “lauegrama” (lámina muy delgada de cristal que es atravesada por rayos X).
Para que un mineral cristalice (es decir, los átomos, iones o moléculas se disponen de forma ordenada) lo primero que necesita es espacio suficiente, tiempo y reposo (los componentes que lo forman no pueden estar expuestos a agitaciones).

LOS CRISTALES



- CONCEPTO DE SIMETRÍA



Es la armonía de posiciones de las partes o puntos similares con referencia a un punto, a un eje, o a un plano. Cuando las partes o puntos similares están situados respecto a un eje se llama simetría radial. La simetría bilateral se da cuando la simetría se da con respecto a un plano.
A pesar de que existen muchas posibilidades de combinación de partículas elementales (o moléculas integrantes), la Naturaleza sólo permite 14 tipos de combinaciones.

- REDES PLANAS


Esta red se llama RED PLANA RÓMBICA, ya que a=b y es distinto de 90º, es decir, que las celdas elementales que constituyen esta red forman un polígono, que es el rombo.

Los nudos son los átomos, iones o moléculas del cristal. Las filas que forman los nudos reciben el nombre de filas reticulares. La intersección de dos filas reticulares define el plano reticular. La celda elemental es la unidad fundamental de la red cristalina, pues dicha red está constituida por una agrupación de las celdas elementales; es la base geométrica de la red.
La red cristalina es una repetición de las celdas elementales. Sólo existen 7 tipos de celdas elementales: cúbica, tetragonal, hexagonal, romboédrica, rómbica, monoclínica y triclínica.
La posición de los átomos de un mineral está normalmente en los vértices (como en las redes triclínicas), pero hay casos en los que se encuentran en otro lugar (como en las redes monoclínicas).
Las redes que sólo tienen átomos o iones en los vértices se llaman REDES ESPACIALES PRIMITIVAS (son siete), y las que los tienen en el interior, REDES ESPACIALES CONVENCIONALES. El conjunto forma las REDES ESPACIALES DE BRAVAIS, que son en total 14.
Los elementos de simetría que se pueden dar en las redes cristalinas son: con respecto al centro de la figura, con respecto al eje, o con respecto al plano.
El centro de simetría es un punto que divide en dos partes iguales cualquier segmentos que pase por él. Si hay es sólo uno, pero puede no haberlo.

El eje de simetría es la línea imaginaria sobre la que al girar un poliedro se repite la imagen más de una vez. Si se repite dos veces se llama eje binario. Cuando se repita tres veces se llamará eje ternario; cuatro veces, cuaternario, y seis veces, senarios. Sólo existen en la Naturaleza 4 tipos de ejes.

En un poliedro puede haber más de un eje a la vez, y por tanto varía el número de veces que se repite la imagen.
Un plano de simetría divide al cristal en dos partes que son iguales y simétricas. El número de planos de simetría es variable.

- LEY DE CONSTANCIA DE LOS DIEDROS



El diedro es el ángulo que forman dos caras o superficies que se cortan. Dos cristales de un determinado mineral podrán variar de forma y tamaño, pero los ángulos que forman sus pares de caras equivalentes tienen siempre el mismo valor.

- CLASES DE SIMETRÍA (según Bravais)



Los cristales pueden tener los siguientes elementos de simetría:

a) Ninguno (no hay simetría de ningún tipo).
b) Sólo centro de simetría (ni eje ni plano).
c) Sólo 1E² (1 eje).
d) Sólo 1P (1 plano).
e) P, E², C (plano(s), eje(s) y el centro de simetría).

Los elementos de simetría son: el centro (C), el eje (E) y el plano (P) de simetría.
Hay en total 32 clases de simetría.
En total: 32; C,3E4,4E3,6E2,9P

- Definición: Clase de simetría es el conjunto de cristales que tienen el mismo tipo de elementos de simetría.

El pentagonodecaedro y el cubo coinciden en el número de elementos de simetría. Por ello, estos dos poliedros distintos pertenecen a la misma clase de simetría.
Un mineral siempre cristaliza en la misma clase de simetría, es decir, que los cristales son de la misma clase.

- PROPIEDADES DE LA MATERIA CRISTALINA



1.- Todos los nudos son idénticos. A esta propiedad se le denomina homogeneidad.
2.- La materia cristalina es “simétrica”, es decir, en una red podemos coincidir nudos con otros realizando operaciones de simetría.
3.- Anisotropía: la distancia entre un nudo y los demás no es constante, sino que depende de la dirección. Tiene una consecuencia, y es que las propiedades físicas de los cristales dependen también de la dirección.
4.- Polimorfismo: significa “varias formas”. Una misma sustancia forma cristales diferentes, al ordenar de distinta manera sus componentes.
5.- Isomorfismo: significa “la misma forma”. Se trata de minerales diferentes con el mismo tipo de cristal, es decir, el mismo tipo de cristales con composición diferente. Para que exista isomorfismo, los minerales deben de ser similares, de manera que la diferencia entre ellos sea la sustitución de un átomo por otro.

2.- FORMACIÓN DE LAS ROCAS


Hay muy diversas teorías sobre la formación de la Tierra. La Tierra tuvo un período en su formación de materiales en estado fluido (mezcla de sustancias que tienen capacidad para desplazarse).
La densidad es creciente hacia el interior de la Tierra. Por ello, los materiales con mayor densidad ocupan posiciones más internas, y los de menos densidad, posiciones más externas.
En la corteza, los materiales son inestables porque se ven afectados por la atmósfera y por los procesos internos.
Los fenómenos geológicos internos y externos afectan a los componentes de la corteza.

- ELEMENTOS GEOQUÍMICOS DE LA CORTEZA



Son los elementos que constituyen la corteza y se encuentran en proporciones variables.
Hay 8 denominados elementos primarios, que prácticamente constituyen el volumen de la corteza terrestre.

El oxígeno (O) supone un 46 % del peso de la corteza; el silicio (Si) con un 28 %; el aluminio (Al), 8 % ; el hierro (Fe), un 5 %; el magnesio (Mg), 2 %; el calcio (Ca), 3′6 %; el sodio (Na), 3 %; y el potasio (K), un 2′6 %.
Los demás elementos se encuentran en cantidades muy pequeñas, y se reparten el peso restante entre todos. Estos elementos tan escasos se llaman “oligoelementos”.
Puesto que los dos elementos de la corteza más abundantes son el oxígeno y el silicio, la combinación entre estos dos elementos sería la más abundante. El compuesto que forman el oxígeno y el silicio es el “sílice”.


- COMBINACIONES DE LOS ELEMENTOS DE LA CORTEZA



SiO2 - Fe2O3 - K2O - Na2O - CaO - MgO - Al2O3 - FeO
El sílice combinado con óxidos forma los silicatos, que suponen más del 90 % de los minerales de la corteza.
El manto supone el 78 % de la masa del planeta. Los silicatos, precisamente por ser un grupo muy abundante hace que su estudio sea muy complejo.
Los minerales tienen una composición química definida, es decir, que se pueden representar con una fórmula. Las combinaciones de silicatos son muy numerosas.
La unidad fundamental de los silicatos es SiO4. A partir de esa unidad se construyen todos los silicatos.

- TIPOS DE SILICATOS



Los silicatos más sencillos son los nesosilicatos, constituidos por tetraedros aislados que se unen a otros átomos.
Ej: los olivinos, en los que la relación silicio/oxígeno (Si/O) es 1:4, ya que son tetraedros.

Un segundo grupo son los sorosilicatos: los tetraedros forman parejas, compartiendo un átomo de oxígeno. La relación Si/O es 2:7.
El tercero de los grupos es el de los ciclosilicatos, que como su nombre indica, los tetraedros forman anillos cerrados. Pueden tener 3, 4 y hasta 6 anillos. La relación o proporción es 1:3.

El cuarto grupo son los inosilicatos (1:3 o 4:11): se disponen formando cadenas sencillas o dobles, compartiendo dos átomos de oxígeno.

El quinto grupo de silicatos son los filosilicatos (2:5): forman tetraedros en láminas, compartiendo 3 átomos de oxígeno. Ejemplos de este tipo de silicatos son las micas, el caolín y el talco.
El sexto grupo son los tectosilicatos, que son estructuras tridimensionales, en las que cada tetraedro está unido a los tetraedros vecinos por cuatro átomos de oxígeno.
Ej: Hay un caso de tectosilicato en el que sólo hay oxígeno y silicio, y es el cuarzo. Otros minerales de gran importancia que pertenecen a este grupo son los feldespatos.


DINÁMICA DE LOS MINERALES PETROGÉNICOS



Los minerales pueden aparecer aislados, o bien asociados constituyendo “rocas”. Una roca es un agregado de minerales. Es de origen natural, al igual que los minerales.

- Diferencia entre mineral y roca



Los minerales tienen una composición química definida, y las rocas no. Las rocas lo que sí que tienen es una composición mineralógica.
Hay casos en los que hay un sólo mineral, y entonces esas rocas se denominan monomineralógicas.
Los minerales no son especies estables. Se transforman unos en otros de acuerdo con las condiciones ambientales, como puede ser la temperatura. Hay minerales que soportan más la temperatura que otros. Ej: el cuarzo. Un mineral es estable a una determinada temperatura.
Por tanto, los minerales forman rocas y además presentan una dinámica. Un mineral será estable mientras las condiciones ambientales no se alteren; de lo contrario, se alterará también el mineral.

- PROCESOS GEOLÓGICOS



Un proceso geológico es la transformación de un objeto geológico en otro, y como consecuencia de ello hay una continua destrucción de minerales y rocas, etc.
Hay dos fuentes de energía: la energía interna, derivada del calor interno de la Tierra (4000 y 5000º); y la energía externa, derivada de la energía que mueve los procesos geológicos externos. Se trata de energía solar.

Los procesos geológicos internos tienden a crear relieve, es decir, a que la superficie terrestre no sea lisa. Por otro lado, los procesos geológicos externos destruyen el relieve.

Hay tres tipos de roca (u objetos geológicos):

a) Rocas magmáticas o ígneas.
b) Rocas metamórficas.
c) Rocas sedimentarias.

Cuando una roca magmática es afectada por la meteorización se transforma, dando como resultado las “alteritas”.

- EL MAGMA



La palabra magma es un término griego que significa “espeso”. El magma tiene su origen en zonas profundas de la corteza entre la frontera con el manto superior. Fundamentalmente son silicatos, que se encuentran entre 700-1000 y 1500º C.

En un magma podemos distinguir 3 fases:

a) Fase sólida: Minerales refractarios (soportan temperaturas muy altas sin fundirse) que quedan en suspensión. Algunos minerales refractarios son: la cromita, la magnetita y los olivinos.
b) Fase líquida: Está constituida por minerales en estado de fusión (sílice, óxidos).
c) Fase gaseosa: Por efecto de las altas presiones se forman gases a partir de la fase líquida (H2, CO2, H2O, SO2, NH4, Cl, NH3…).

- TIPOS DE MAGMAS



- Según la cantidad de sílice que tienen, hay 4 tipos de magmas :

a) Ácidos: contienen más de un 65 % de sílice.
b) Neutros: el porcentaje de sílice que contienen está entre un 53 y un 65 %.
c) Básicos: contienen un porcentaje de sílice entre 42 y 53 %.
d) Ultrabásicos: contienen menos del 42 % de sílice.

- Atendiendo a la relación silicio/oxígeno está:

a) El magma hipersilícico, con una densidad de 2,4 y una temperatura entre 700 y 900º. Es viscoso, es decir, fluye con dificultad, pues al ser hipersilícico contiene estructuras muy complejas que proporciona rozamientos.

b) El magma hiposilícico: tiene una densidad de 2,7 y una temperatura entre 1200 y 1300º. En este caso, los materiales que componen el magma son más fluidos.

CONSOLIDACIÓN Y ROCAS MAGMÁTICAS (AMBIENTE ÍGNEO)



- Cuando la consolidación tiene lugar en zonas profundas de la corteza (5 km. aprox.), el enfriamiento es bastante lento, y por tanto el proceso llega a durar millones de años. Los materiales fundidos (magma) darán lugar a minerales cristalinos que forman las rocas.
Por ello, el magma se enfría en condiciones intrusivas, es decir, solidifica en el interior de la corteza terrestre, al enfriarse. Las rocas que se forman en estas condiciones se llaman “rocas ígneas intrusivas o plutónicas”. Las hay de dos tipos: plutónicas y filonianas. El granito es su representante más importante. Las rocas filonianas suelen presentar cristales.

- Cuando los minerales se dan en condiciones efusivas, es decir, el enfriamiento se produce en el exterior, entonces el enfriamiento es rápido; son minerales amorfos, y se forman las “rocas ígneas efusivas o volcánicas”.

Las condiciones intrusivas de las rocas ígneas se dan en tres fases:

a) Fase ortomagmática



El punto de fusión del cuarzo es 1700º. Baja la temperatura y sube la presión. Los materiales van consolidando en temperaturas diferentes. En cada intervalo de presión y temperatura consolidan minerales distintos.
Por ello, la cristalización es fraccionada, lo cual significa que hay minerales que han cristalizado y otros que todavía se encuentran en su punto de fusión. Los minerales se van haciendo inestables (significa que reaccionan) a medida que la presión y la temperatura varía, y reaccionan con el magma, o sea, que esos minerales desaparecen para que aparezcan otros nuevos. Esto se representa con las series de reacción de Bowen.

Las series de reacción tienen lugar durante la fase ortomagmática. Estos silicatos están en el orden en el que van solidificando.
Se llama serie discontinua porque los minerales que forman esta serie no tienen la misma estructura espacial, es decir, que dan lugar a formas cristalinas diferentes.
En el caso de que se complete una de las dos series, quedará sílice sobrante, que dará lugar al “cuarzo”.
Se llama serie continua porque los minerales tienen el mismo tipo de estructura cristalina y por tanto, también de red espacial.

b) Fase pegmatítico-pneumatolítica



Hay una presión bastante alta, la temperatura es de unos 500º, y la mayor parte del magma ha solidificado. Los gases llevan disueltos componentes de los silicatos; estos se escapan por las fisuras y grietas que se originan, y como consecuencia de ello, desciende la presión.

c) Fase hidrotermal



Lo que queda al final de la fase pegmatítico-pneumatolítica son soluciones acuosas a alta temperatura, ayudadas por la presión de vapor de agua; ascienden por las grietas, las fisuras, etc., donde finalmente solidifican.

ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ENDÓGENAS


Una ROCA ENDÓGENA es la que se forma en el interior de la corteza terrestre. Son las magmáticas intrusivas y las metamórficas.

A) ESTRUCTURA GRANUDA



Los cristales se ven a simple vista debido a que la cristalización del magma ha sido lenta, por lo que los cristales que se originan han tenido tiempo de crecer y desarrollarse.


B) ESTRUCTURA PORFÍDICA



La cristalización se ha producido en dos fases: en la primera un enfriamiento lento del magma ha permitido el desarrollo de los cristales, dando lugar a granos bien desarrollados (fenocristales). Posteriormente, un enfriamiento rápido da lugar a pequeños cristales (microlitos). Por ello, en esta estructura “sólo” los cristales de algunos minerales son visibles.
Los fenocristales son cristales que son visibles a simple vista (son grandes).
Los microlitos son cristales microscópicos que no se pueden apreciar a simple vista.
En el interior de los volcanes es donde se forman los fenocristales, ya que es un enfriamiento lento del magma, y en la parte más superficial en contacto con la atmósfera se forman los microlitos, porque el enfriamiento de la lava es rápido.


B) ESTRUCTURA PORFÍDICA



Sólo se da en algunas rocas volcánicas. No se forma ninguna cristalización, sino que es una pasta amorfa. Ej: obsidiana.


- AMBIENTE SEDIMENTARIO



Se da en la superficie terrestre y se caracteriza por los bajos valores en presión y temperatura (la media es de 15º C). Los componentes atmosféricos son el agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2) y el oxígeno (O2).
En estas condiciones tienen lugar los siguientes procesos geológicos: meteorización, erosión, transporte, sedimentación y diagénesis.

1.- METEORIZACIÓN



Al encontrarse los materiales en zonas profundas y a altas presiones, cuando suben a la superficie se produce una descompresión; se forman fisuras y los minerales se agrietan. Este proceso se llama diaclasas. El material entra en contacto con la atmósfera y se producen procesos físico-químicos, en los que los minerales son destruidos para convertirse en otros nuevos. Esto es la “meteorización”. Los materiales resultantes de la meteorización se denominan alteritas.


- Ejemplos de meteorización:



1.- El calentamiento de las rocas y el enfriamiento al llegar la noche en zonas desérticas. NOTA: Una roca es un agregado de minerales, es decir, está compuesto de varios minerales, y cada uno de ellos presenta un coeficiente de presión. Por ello, algunas zonas de las rocas se dilatan más que otras y se producen las deformaciones, que son causas de fuerzas que terminan de disgregar las rocas. Es una meteorización física.

2.- La gelifracción, que es más efectiva que la anterior, pero está limitada a zonas frías únicamente. Se dan presiones de hasta 2.000 atmósferas. Tiene un efecto muy rápido, pues enseguida las rocas se rompen, al existir una presión tan elevada en un momento dado. El resultado son fragmentos llamados conchal o pedriza. Los cantos redondeados son típicos de las acciones erosivas del hielo. Es por tanto, una meteorización física, porque el material no se altera, o sea, no cambia su naturaleza.

3.- Una de las formas de meteorización química es la hidrólisis, que es una reacción química en la que interviene el agua, y donde se forman nuevos silicatos.





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