Minerales y Rocas

• Geosfera
Minerales y Rocas
– Definición de Rocas, sedimentos y
suelos.
– Geocronología
– Estructura de la Tierra
– Introducción a la geotectónica
Pedro Oyhançabal
Depto. de Geología
Definición de Rocas, sedimentos y suelos
– ¿Qué son los minerales?
• Se han enunciado distintas definiciones del
término "mineral", cada una de las cuales
tiene sus ventajas y desventajas. La más
aceptada actualmente establece que:
– "los sólidos inorgánicos, de origen natural,
que presentan una composición química más
o menos constante y una estructura cristalina
definida, se denominan minerales".
Minerales formadores de rocas y
minerales de mena
• La forma de aparición de los minerales, su
abundancia, su significado geológico y sus
aplicaciones permiten identificar dos grandes
grupos:
– los minerales formadores de rocas y
– los minerales de mena.
No son minerales
– Entre las sustancias que no son consideradas minerales, a pesar de ser
naturales y/o en algunos casos de tener estructuras cristalinas y
fórmulas químicas definidas podemos mencionar:
• La sal común que se obtiene por cristalización de salmueras en
la industria salinera.
• El azufre comercial que se obtiene por fusión y recristalización
del mineral azufre extraído de los yacimientos.
• Las gemas, como los diamantes, esmeraldas y rubies sintéticos
que se obtienen en el laboratorio no son minerales por cuanto su
cristalización es el resultado de un proceso instrumentado por el
hombre (es artificial).
• El petróleo no es un mineral, se lo considera una mezcla natural
de hidrocarburos resultantes de la descomposición de la materia
orgánica.
Sistemática mineral
• Recibe el nombre de sistemática mineral, al
estudio y descripción ordenada de los
minerales existentes en la superficie terrestre.
Como todo estudio sistemático, el de los
minerales exige casi desde el inicio una
clasificación que resulte de utilidad. La más
usual en este caso agrupa a los minerales de
acuerdo con sus características químicas y
reconoce las siguientes categorías:
1
minerales
minerales
• Carbonatos, nitratos y boratos
• Elementos nativos
– oro, el platino, el cobre, la plata, el mercurio, el plomo, el
hierro, el grafito, el diamante, y el azufre.
• Sulfuros y sulfosales
– sales de los iones sulfuro, seleniuro, antimoniuro,
arseniuro y telururo.
• Halogenuros
– sales de los elementos halógenos actuando con carga 1-, es
decir los fluoruros, cloruros, bromuros y yoduros.
• Óxidos e hidróxidos
– combinaciones de los cationes, generalmente metálicos,
asociados al ión oxígeno o a grupos hidroxilos.
Silicatos
– Los silicatos conforman casi un 80% de la litosfera
(un 60% solamente son feldespatos) lo que los
consituye en el grupo más importante de minerales
formadores de rocas. Por la dificultad de
subdividirlos de acuerdo a su composición química, se
ha organizado su clasificación en función de su
estructura iónica.
• Sorosilicatos: de "soro"= hermana o grupo, los
tetraedros se unen de a dos. Los más importantes
son quizás los del grupo del epidoto, que
comparten en distintas proporciones aluminio,
calcio, hierro, manganeso, cerio y torio.
• Ciclosilicatos: Como su nombre lo indica se
caracterizan por presentar grupos cerrados.
Éstos pueden tener tres, cuatro o seis tetraedros.
Se destacan el berilo (portador de aluminio y
berilio) y la turmalina (con alumnio, boro,
hierro, magnesio y sodio).
– La calcita (carbonato de calcio). Los nitratos y boratos, por
su alta solubilidad sólo pueden encontrarse en altas
concentraciones en las regiones más áridas, dónde se
acumulan en las depresiones por evaporación de lagos
efímeros.
• Sulfatos, teluratos,
wolframatos
cromatos,
molibdatos
y
– De este grupo, sólo los primeros tienen amplia distribución,
mientras que los demás consituyen curiosidades
mineralógicas.
• Fosfatos, arseniatos y vanadatos
– Se destaca entre estos el apatito (fosfato de calcio), pero
tampoco este grupo está demasiado difundido.
• Nesosilicatos : de "neso" = isla, los tetraedros están
aislados. La olivina (silicato de magnesio y hierro) es
el mineral más importante de este grupo. Forma parte
de las rocas básicas y es casi el único constituyente de
algunas ultrabásicas. Se supone que gran parte del
manto terrestre está constituído por olivinas. El grupo
de los granates es también importante entre los
nesosilicatos. En su estructura aparece el aluminio
reemplazando parcialmente al silicio y se destacan las
series que comparten hierro, magnesio y manganeso
por un lado y calcio, cromo y hierro por otro. Otros
nesosilicatos de interés son el zircón y el topacio.
• Inosilicatos: de "ino"= cadena o tejido fibroso,
forman cadenas simples de tetraedros unidos entre sí o
bien cadenas compuestas por anillos hexagonales
unidos por dos de sus lados. En ambos casos la
longitud de la cadena puede ser variable. Entre los
piroxenos (estructuras de cadena abierta) se destacan
la augita (con calcio, sodio, magnesio, hierro,
aluminio y titanio) y el espodumeno, que contiene
litio. Entre los anfíboles (estructura de cadena
cerrada) lo hacen la serie tremolita-actinolita (que
contiene calcio, magnesio, hierro y fluor en
proporciones variables) y la hornblenda (con calcio,
sodio, potasio, magnesio, hierro, aluminio y flúor).
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• Filosilicatos: de "filo"= hoja, forman estructuras
planares de anillos hexagonales unidos entre sí.
Las micas, el talco, las arcillas y los minerales de
la serpentina forman parte de este grupo, con
importantes aplicaciones industriales. Las micas
más comunes son la biotita (con potasio, hierro,
magnesio y aluminio) y la muscovita (con flúor,
potasio y aluminio). El talco tiene como catión al
magnesio. Las arcillas pueden presentar diferentes
cationes en su estructura. De ellas las cloritas
poseen aluminio, hierro y magnesio, mientras que
la caolinita o la montmorillonita contienen
aluminio. Antigorita y crisotilo, con magnesio
ocupando el lugar del catión, forman parte de los
minerales serpentínicos, provenientes de la
alteración de rocas ricas en olivina.
Propiedades y estructura de los
minerales
• Propiedades físicas
• La necesidad de reconocer y diferenciar los distintos
minerales condujo al desarrollo de distintas técnicas de
análisis. E
• l estudio de las formas cristalinas proporciona bases
morfológicas para la identificación mineral. También
las propiedades físicas de cada mineral, es decir su
color, dureza y brillo e incluso la forma de partirse
(exfoliación, clivaje), proporcionan pistas para una
identificación correcta.
Se denominan drusas a los crecimientos cristalinos (generalmente columnares)
que se producen sobre una superficie libre. Si ésta es más o menos esférica y
cerrada sobre si misma el conjunto de cristales constituye una geoda, cuyo
interior puede o no estar hueco. En muchos casos los cristales no son
diferenciables a simple vista por lo reducido de su tamaño.
Entre estos casos se puede mencionar a los minerales que forman costras y
eflorescencias sobre las superficies que cubren, como en el caso de las
dendritas.
Muchas veces los cristales crecen tan rápidamente en algunas direcciones
preferenciales que no llegan a rellenar sus propias caras. Se forman así los
denominados cristales esqueléticos, en los cuales las aristas y vértices tienen
un desarrollo mucho mayor que las superficies.
Como en todas las disciplinas científicas, encontramos en la Cristalografía
(disciplina que se ocupa del estudio de las formas y estructuras cristalinas) un
grupo de leyes básicas, entre las cuales podemos mencionar la relación de
Euler. Esta establece que "en aquellos cristales cuyo crecimiento no ha
estado obstaculizado y en los que, por lo tanto, el desarrollo de todas sus
caras es normal, pueden identificarse -como en todo polihedro- caras,
aristas y vértices". La relación entre las cantidades de éstos elementos no es
arbitraria, sino que responde a una fórmula que vincula el número de caras,
vértices y aristas del modo siguiente: Caras + Vértices = Aristas + 2
• Tectosilicatos: de "tecto"= estructura, forman
redes tridimensionales de tetraedros unidos por
los vértices. Como ya se ha señalado, los
feldespatos, que pertenecen a este grupo, son los
minerales más importantes de la litosfera y se
encuentran presentes en gran parte de las rocas
más comunes. La ortosa, la sanidina y el
microclino forman parte de los denominados
feldespatos potásicos, mientras que la albita,
oligoclasa, andesina, labradorita, bytownita y
anortita forman una serie que comparte sodio y
calcio en proporciones variables y que se agrupa
bajo el nombre genérico de plagioclasas.
Asociaciones de cristales
– Maclas: En algunas ocasiones, dos cristales pueden comenzar a
crecer desde una superficie común en direcciones opuestas por
un plano o un eje. Cada cristal es la imagen especular del otro.
– Agregados cristalinos: Cuando varios cristales de una misma
especie han crecido juntos, las formas perfectas de los cristales
individuales pueden perderse total o parcialmente. Éstos pueden
ser:
• agregados granulares (los cristales no muestran buen desarrollo de sus
caras cristalinas, todos tienen un tamaño semejante)
• agregados hojosos (en el caso de cristales planares o tabulares que
crecen paralelos)
• agregados columnares (cristales alargados cuyos ejes crecen paralelos)
• agregados radiales (cuando los ejes de los cristales individuales se
disponen radialmente)
• agregados fibrosos (cristales muy delgados dispuestos paralelamente).
Elementos de simetría
El plano de simetría, que brinda imágenes especulares,
es el elemento de simetría más común. Pero no es el
único.
El eje de simetría permite obtener imágenes idénticas de
una cara cristalina mediante la rotación del cristal
alrededor de una línea a intervalos angulares regulares.
Al completarse un giro completo del eje de simetría
(360º) se vuelve a la posición inicial, luego de haber
generado dos, tres o más imágenes semejantes.
La combinación de los elementos recién descriptos, un
plano y un eje, da como resultado un centro de
simetría.
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Las rocas
– ¿Qué es una roca?
• material de que está compuesta la corteza terrestre.
– Los minerales que forman las rocas
• De un modo general podemos considerar que todos los minerales están
presentes en las diversas rocas de la corteza terrestre, pero no todos
ellos se encuentran en la misma proporción.
• Se denominan minerales formadores de rocas a aquellos que
constituyen mayoritariamente las rocas. Entre los principales merecen
destacarse los silicatos (en todas sus variedades desde el cuarzo a las
arcillas) y la calcita. En una roca cualquiera existen minerales
principales, que hacen a su clasificación, y otros accesorios, cuya
presencia no es decisiva para dicha clasificación. Puede suceder que
un mineral no sea importante para la clasificación de una roca aunque
sí lo sea para otros fines, científicos o económicos, por ejemplo.
Rocas monominerales
• Si bien la mayoría de las rocas están compuestas por
varios minerales, algunas de ellas pueden ser de
composición monomineral. Entre éstas podemos
destacar: el yeso, la anhidrita, la caliza, compuesta por
calcita y la dolomía (compuesta casi exclusivamente
por dolomita). También la diatomita, las radiolaritas
y las calizas fussulínicas son rocas monominerales
compuestas por esqueletos síliceos de diatomeas (algas
unicelulares)
y
de
radiolarios
(protozoos
microscópicos), en el primer y segundo casos, y
carbonáticos de fussulínidos (protozoos macroscópicos)
en el tercer caso.
Formas y orígenes
• En el caso de las rocas sedimentarias el
cuerpo de roca más característico es el
estrato. En un lugar dónde dominan las
efusiones volcánicas, el cuerpo de roca más
característico es la colada. Los cuerpos de
rocas ígneas que se alojan en rocas
sedimentarias reciben el nombre de diques o
filones.
Los minerales que forman las rocas: De un modo general
podemos considerar que todos los minerales están presentes en las
diversas rocas de la corteza terrestre, pero no todos ellos se
encuentran en la misma proporción. La gran mayoría de ellos son
sólo rarezas de colección si se tiene en cuenta en qué proporción se
encuentran en la naturaleza respecto de la totalidad de minerales
existentes en la corteza terrestre. Se denominan minerales
formadores de rocas a aquellos que constituyen mayoritariamente
las rocas. Entre los principales merecen destacarse los silicatos (en
todas sus variedades desde el cuarzo a las arcillas) y la calcita. En
una roca cualquiera existen minerales principales, que hacen a su
clasificación, y otros accesorios, cuya presencia no es decisiva
para dicha clasificación. Puede suceder que un mineral no sea
importante para la clasificación de una roca aunque sí lo sea para
otros fines, científicos o económicos, por ejemplo. Así, por ejemplo,
el granito es una roca formada por tres minerales principales, el
cuarzo (Q), los feldespatos potásicos y calco-sódicos (F) y algún
mineral de hierro y/o magnesio, como las micas (M) o los anfíboles
(A). Como minerales accesorios pueden aparecer minerales como
el circón, el rutilo (R) o la apatita (P).
Relaciones entre los cuerpos de
roca
• Por lo general, un cuerpo de roca se
encuentra en la naturaleza rodeado por otros
cuerpos de roca; para distinguirlos suele
caracterizárselos
por
su
composición
mineralógica, aunque también se los distingue
por el tamaño de los granos de sedimento, la
homogeneidad de su textura, etc.
La clasificación de las rocas
• La coexistencia de distintos minerales en
distintas relaciones de tamaño y forma brinda a
las rocas una gran variedad de aspectos. A esto
debe sumarse también la posibilidad de que
numerosas estructuras (relacionadas tanto a la
génesis de la roca como a su deformación)
pueden modificar o sobreimponerse al aspecto
primario, creando nuevos diseños, todos de gran
atractivo visual.
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Variedad de texturas
• En general se encuadra dentro del término
textura la relación de forma y tamaño de los
componentes de una roca, y de la manera en que
se encuentran en contacto entre sí, ya se trate de
fragmentos unidos por un material llamado
cemento o de cristales intercrecidos. La textura es
un parámetro puramente descriptivo de gran
utilidad a la hora de analizar el origen de las rocas
y sus condiciones de formación.
Variedad de orígenes de las rocas
• Pueden separarse aquellas de origen ígneo, resultantes
de la cristalización de un material fundido o magma,
• las de origen sedimentario, que se originan tanto a
partir de la acumulación de los productos de la erosión
como de la precipitación de soluciones acuosas y
finalmente,
• las rocas metamórficas que, como su nombre lo
indica, tienen su origen en la modificación de rocas
preexistentes (ya sean éstas sedimentarias, ígneas u
otras rocas metamórficas), por efecto de la
temperatura y la presión.
Variedad de estructuras
• La estructura de una roca es el conjunto de
características a escala geológica y describe los aspectos
derivados de la deformación de la corteza terrestre.
• La estructura comprende forma, dimensiones y
articulación de los componentes de las rocas.
• Se consideran estructuras todos aquellos elementos, que
más allá de la textura original de la roca, reflejan
cambios menores en su composición y ordenamiento.
Entre ellas podemos mencionar la aparición de venas,
pliegues, fracturas, etc
LAS ROCAS ÍGNEAS
Magma. Este proceso tiene lugar bajo
determinadas condiciones de presión y
en presencia de una cantidad variable
de gases disueltos. Éstos y otros
factores controlan el aspecto de los
productos resultantes, entre los que se
encuentran las rocas ígneas. La
cristalización del magma se produce
como consecuencia de la pérdida de
calor y el consecuente descenso de la
temperatura en el seno del mismo. El
magma tiene dos orígenes posibles:
· puede resultar de la fusión parcial de
materiales de la corteza terrestre
· puede provenir del ascenso y
acumulación de una fracción de materia
fundida del manto superior
DIAGRAMAS DE CLASIFICACION PARA
ROCAS ÍGNEAS NO CLÁSTICAS
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Las texturas ígneas
La clasificación de las rocas ígneas
• Las texturas están determinadas por las condiciones de
cristalización del magma Las rocas ígneas pueden
identificarse con las siguientes variedades de texturas:
• Texturas vítreas: formadas por el enfriamiento brusco del
magma, no hay cristales identificables a ninguna escala.
• Texturas afaníticas: los cristales sólo pueden ser
identificados con ayuda del microscopio.
• Texturas faneríticas: los cristales se identifican a ojo
desnudo.
• Texturas porfíricas: algunos minerales se presentan en
forma de grandes cristales (fenocristales) embebidos en un
conjunto de elementos de menor tamaño, también llamado
matriz--, que puede incluso ser de naturaleza vítrea.
• Una segunda clasificación hace referencia a la
composición mineral de esas mismas rocas. Existen
otras clasificaciones que, en lugar de utilizar la
composición mineral tal como puede ser deducida de la
observación a ojo desnudo o al microscopio, se basan en
análisis químicos más o menos complejos, es decir, a
través de procedimientos diferentes.
• La clasificación más extendida, y que resulta de gran
utilidad en el campo, hace referencia a la proporción
entre los minerales félsicos son de colores claros y los
máficos son de colores oscuros.
Rocas intrusivas
• Las rocas intrusivas tienen como característica
el haber cristalizado en las profundidades de la
corteza terrestre (desde kilómetros a decenas
de kilómetros de profundidad). Como el calor
se fue disipando lentamente durante el proceso
de cristalización, los cristales individuales
pudieron alcanzar gran tamaño (habitualmente
varios milímetros y hasta algunos centímetros).
Pegmatitas
• El término pegmatita refiere a una textura, como ya
hemos visto, pero también a la roca que presenta esa
textura. En general las pegmatitas están asociadas a
magmas ricos en sustancias volátiles y su importancia
radica en que en ellas se desarrollan cristales de
minerales ricos en algunos de los elementos químicos
menos abundantes en la naturaleza. Los fluidos del
magma, que contienen principalmente vapor de agua,
boro, cloro, flúor, tungsteno, estaño, litio, etc. dan
lugar a minerales poco comunes como berilo, fluorita,
apatita, wolframita, espodumeno y otros, que se
asocian al cuarzo, los feldespatos y las micas más
frecuentes.
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Los xenolitos
• Reciben el nombre de xenolitos los fragmentos de la
roca de caja (roca que se aloja el magma) que son
incorporados al magma sin fundirse totalmente, y que
luego quedan como testigos del proceso intrusivo en la
roca cristalizada. Los xenolitos pueden variar en su
tamaño desde unos milímetros hasta decenas de metros.
La presencia de xenolítos permite obtener información
acerca del tipo de roca presente en profundidad (la roca
de caja), la que puede no ser accesible por otros
medios, pero que ha sido transportada hacia niveles
más altos de la corteza terrestre por el magma
ascendente.
Tipos y estructura de los volcanes
La forma y la estructura interna de los volcanes es
variable. Algunos de ellos pueden estar formados
íntegramente por coladas de lava, mientras otros lo
están por materiales piroclásticos y un tercer grupo
presenta ambos materiales.
La forma externa de un volcán puede variar desde un alto cono de paredes
más o menos empinadas a conos muy chatos, cuya base se extiende
sobre centenares de kilómetros cuadrados (volcanes en escudo).
Otro formato posible puede ser extensas fisuras que derraman lava a lo
largo de centenares de kilómetros, y son las responsables de la erupción
actual de extensos campos de lava en Islandia, como así también de otros
más antiguos como los del Dekkan en la India o los del Paraná en BrasilParaguay, Urug y Argentina, que cubren miles de kilómetros cuadrados. Se
denomina guyots a los volcanes aislados que desde miles de metros de
profundidad en el fondo oceánico se elevan hasta la superficie, donde su
cima aplanada es evidencia del efecto erosivo de las olas.
• La colada es la estructura más característica de las
rocas extrusivas. Tiene forma angosta y larga, es de
espesor reducido que puede sin esfuerzo asimilarse
a la de un río de lava solidificada. Estas coladas
pueden superponerse unas a otras para formar los
volcanes. Sin embargo algunos volcanes no están
formados por coladas de lava solidificada sino por
la acumulación de capas de piroclastos. Otros
resultan de una combinación de ambos materiales,
dependiendo esto de las características de los
magmas asociados a cada aparato volcánico.
Cráteres menores, forman pequeños conos,
llamados adventicios, en las laderas de los grandes
volcanes.
Rocas extrusivas
• Se dice que las rocas son extrusivas o efusivas si se
derraman sobre la superficie terrestre antes de
solidificar completamente. El material extruído,
denominado lava, puede perder los gases en forma lenta
o brusca. Si la expansión de las pequeñas burbujas es
muy brusca, se produce una explosión que puede
fragmentar la roca en diminutas partículas de material
vítreo (trizas) que se mezclan con los vapores de agua y
los gases para dar las nubes ardientes, una de las
formas de erupción más peligrosas para los
asentamientos urbanos que puedan existir en el área de
influencia.
Texturas y estructuras de las rocas
extrusivas
• Algunas características texturales de las rocas
volcánicas pueden ser:
– su tendencia a presentar cristales no distinguibles a
simple vista, su asociación a materiales vítreos y la
posibilidad de portar fenocristales. Un rasgo
distintivo es la presencia de vesículas, es decir,
burbujas de gas que han quedado atrapadas al
enfriarse bruscamente la lava. La piedra pómez, usada
como abrasivo, es una roca con esta textura. Estas
cavidades dan origen a las amígdalas cuando son
rellenadas con minerales de origen hidrotermal.
Actividad hidrotermal, termas,
géisers y solfataras
• Géisers y aguas termales surgen a la superficie y al
enfriarse depositan su carga mineral, formando a veces
hermosas y coloridas costras sobre el terreno. Las
solfataras, como su nombre lo indica están asociadas a
las emanaciones de vapores sulfurosos. El agua caliente
proveniente de los campos geotérmicos puede ser
utilizada para la generación de energía, pero su uso más
extendido es, sin embargo, de tipo medicinal. Baños
termales de mayor o menor importancia pueden
encontrarse en diversas regiones, a veces incluso en
lugares donde la actividad ígnea no es evidente en la
superficie.
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ROCAS METAMORFICAS
• La estabilidad de los minerales que componen una roca
depende de la temperatura, de la presión y de la presencia
de fluidos reactivos. Cuando las condiciones en las cuales
se formó una roca cambian, algunos o todos los minerales
que la componen se desestabilizan y reaccionan entre sí
y/o con los fluidos presentes para formar nuevos
minerales, que son estables en estas nuevas condiciones
ambientales.
• Cuando un grano o un cristal de un mineral es sometido a
una gran presión, tiende a girar de forma tal de que esta
presión se hace menor. Cuando la rotación es imposible y
la presión sigue aumentando, partes del cristal se disuelven
y recristalizan en las zonas dónde el esfuerzo es menor,
cambiando la forma del cristal original.
Tipos de metamorfismo
• Las variables que condicionan la estabilidad de
los minerales son la presión y la temperatura en
primer término, y la presencia de fluidos que
facilitan las reacciones químicas en segundo.
Uno de los criterios que utilizan los geólogos
para clasificar las rocas metamórficas se basa
justamente en la influencia relativa de la presión
y la temperatura en el control de la
transformación.
Texturas y estructuras de origen
metamórfico
• Para diferenciar las texturas metamórficas de las
sedimentarias e ígneas semejantes, los petrólogos
utilizan el término blasto (en lugar de cristal o clasto)
para referirse a los individuos cristalinos que han crecido
como resultado del proceso metamórfico. Las texturas
representativas pueden ser:
• Granoblásticas: Todos los minerales tienen tamaños
semejantes y formas equidimensionales.
• Lepidoblásticas: Los minerales tienen formas
laminares.
• Nematoblásticas: Los minerales tienen formas
aciculares.
Las pizarras son rocas
metamórficas originadas a
partir de rocas
sedimentarias arcillosas.
LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
El origen de los sedimentos
• "Sedimento: material que habiendo estado en
suspensión en un líquido, se posa en su fondo". Las
rocas sedimentarias son, de acuerdo con esta breve
definición, aquellas que se han originado a partir de la
depositación del material que llevaba o tenía en
suspensión un cuerpo de agua. Este tipo de rocas, las
más abundantes en la superficie expuesta de la Tierra,
no forma sin embargo más que el 5% del material que
compone la corteza terrestre y su volumen es
despreciable frente al que representa la totalidad de la
Tierra.
• En el origen de la historia de la Tierra, cuando
comenzó a enfriarse la corteza exterior, sólo
existían la lava y las rocas producidas por su
enfriamiento. A medida que la temperatura exterior
desciende, la aparición de grandes extensiones de
material sólido y la posibilidad de que el agua
retenida en la atmósfera pudiera condensarse en
forma de lluvia y, de este modo, correr sobre la
roca hacia las zonas más deprimidas dieron origen
a un proceso antes inédito: la destrucción de la
roca expuesta y la acumulación de materiales
nuevos: los sedimentos.
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Tipos de meteorización
La destrucción de las rocas, proceso denominado meteorización, puede
tener lugar según dos mecanismos principales:
– la destrucción mecánica, que produce fragmentos de diferentes tamaños,
denominados clastos
– la destrucción química, en la que el agua disuelve el material en sus iones
constitutivos y los incorpora a su masa
– La destrucción mecánica puede tener origen en:
• los cambios de temperatura, que provocan dilatación y contracción alternadas, y
que finalmente rompen el material,
• el congelamiento del agua en pequeñas grietas superficiales que genera un efecto
de cuña y separa pequeños fragmentos de la roca
• en la presión ejercida por las raíces de las plantas, etc.
– El impacto de los fragmentos que se desploman no sólo divide a estos
fragmentos en más trozos sino que arranca otros de las rocas sobre las que se
produce dicho impacto. Estos procesos que actúan generalmente asociados,
fragmentan la roca en trozos cada vez menores. La destrucción química puede
deberse tanto el agua de lluvia, al escurrir sobre la superficie o acumularse en
grietas y charcas, como la subterránea, que permanece durante largos períodos
en contacto con la roca en cuyos poros y fisuras se acumula, actúan
químicamente sobre los materiales, descomponiéndolos y solubilizándolos.
Geocronología
Edad de la tierra Primeras ideas:
• 1644 - Bishop Lightfoot - Earth created
• 1658 - James Usher, Anglican Bishop of Ireland
• 1750 - Buffon (French) Early Earth would require
75,000 years to cool
• 1800 - James Hutton - Recognized that the Earth was
created by the same processes that we see in
operation today - "The present is the key to the past"
- recognized the enormity f geologic time.
• Clastos deformados
• 1830 - Sir Charles Lyell - wrote "Principles of Geology"
and coined term "uniformatarianism" to describe the earlier
idea of Hutton concerning the enormous amount of time
recorded in the geologic record.
• 1830-1900 - numerous attempts to determine the age of the
Earth:
– (1) Use the thickness of sediments and the rate of sediment
accumulation to calculate the time required to produce the
observed sedimentary record - Estimates from 3 million to 1.5
billion.
– (2) Use the amount of NaCl in the ocean and the salt content of
rivers flowing into the ocean to calculate how long it would take to
accumulate all the salt in the sea. John Joly used this method to
calculate an age of 90 million years.
– (3) Lord Kelvin - English physicist - Earth would require <100
million years to cool; the Suns energy could only last 20 to 40
million years.
– 1895 - Radioactivity discovered.
– 1906 - first radioactive dates suggested that the Earth must be
billions of years old.
Edades Moernas:
„Rocas más viejas de la tierra = ~3.7 Ma: West Greenland
granite; Minnesota gneiss
„Minerales más viejas de la tierra = ~4.1 to 4.2 Ma: Zr in
Australian sedimentary rock
„Rocas más viejas de la Luna= ~4.3 Ma.
„most meteorites = 4.55 Ma.
„Edad aceptada para la Tierra = 4.55 Ma.
Métodos de datación radioactiva:
Los métodos de fechamiento de rocas, directo
se basan en la desintegración radiactiva de
algunos isótopos. Conociendo la tasa de
desintegración radiactiva y cuantificando la
concentración de sus productos es posible
determinar edades geológicas, por ejemplo el
tiempo que ha transcurrido desde una
erupción volcánica.
Decay paths (a = 4He; b = 1 electron; half life = time for 1/2 of total to
decay)
„238U -> 206Pb + 8a half life = 4.5 billion
„235U -> 207Pb + 7a half life = 0.71 billion
„238Th -> 208Pb + 6a half life = 14.1 billion
„87Rb -> 87Sr + b half life = 47 billion
„40K + b -> 40Ar half life = 1.3 billion
„14C -> 14N + b half life = 5730 years
Existen diferentes “geocronómetros o relojes
geológicos”, por ejemplo: Rb–Sr, Sm–Nd, U–
Pb, K–Ar, etc., su aplicación depende de la
rapidez de desintegración radiactiva y la
abundancia de los elementos “padre” e “hijo”
en las rocas.
„
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• Métodos radimétricos
• Los métodos radimétricos de datación geológica se
basan en la desintegración radiactiva de un isótopo
inestable. Por esta propiedad, el isótopo inestable
denominado padre, luego de un cierto período de
tiempo se transforma en otro llamado hijo, que puede
ser estable o inestable. Si se determinan las
concentraciones de esos dos isótopos, padre e hijo, en
la muestra en estudio y se conoce el valor de la
constante de desintegración del isótopo original, se
puede calcular el tiempo transcurrido desde la
formación de esa muestra (edad) hasta el presente.
Método potasio-argón
• Este método se basa en la desintegración
radiactiva del isótopo del potasio, 40K, que da
como producto final el isótopo del argón, 40Ar.
Al ser el potasio un elemento común presente en
muchas de las rocas de la corteza terrestre y dada
la constante de desintegración de su isótopo
radiactivo, este reloj isotópico permite medir
edades desde casi 100.000 años (0.1 Ma) a más
de 4.500 millones de años, que es la edad
aceptada al presente para la formación de nuestro
planeta
Las muestras irradiadas se analizan por
espectrometría de masas y las concentraciones
encontradas sirven para resolver esta ecuación
que representa la base del método de
fechamiento conocido como 40Ar/39Ar. El factor
“J”, depende de las condiciones de irradiación,
por ejemplo, tiempo de irradiación, flujo de
neutrones, etc.
edad = 1 / λ ln {J + 40Ar/39Ar}
• Para fechar una muestra de roca es
necesario determinar la concentración de
los isótopos padre (P) e hijo (H), y resolver
la ecuación:
–
edad = 1 / λ ln {1 + H / P}
• donde λ, es la constante de decaimiento
radiactivo
La metodología que se conoce como K–Ar
convencional, consiste de la cuantificación
del potasio por métodos analíticos
tradicionales y el análisis isotópico de argón
(un gas noble) por espectrometría de
masas. Sin embargo, un camino alternativo
consiste en la cuantificación simultánea de
estos elementos por espectrometría de
masas, para esto se transforma el 39K (uno
de los isótopos del potasio) en 39Ar,
bombardeando las muestras de roca, con
neutrones en un reactor nuclear.
ALGUNAS APLICACIONES
GEOLOGIA REGIONAL
EDAD DE ROCAS ERUPTIVAS
EDAD DE DIAGENESIS DE
ROCAS PELITICAS
EDAD DE YACIMIENTOS
MINERALES
DETERMINACION DE EDADES
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Método rubidio-estroncio
• Se basa en la desintegración radiactiva del isótopo del
rubidio, 87Rb, en el isótopo estable del estroncio, 87Sr. Dado
que el período de semidesintegración del 87Rb es muy largo,
47.000 millones de años, la cantidad del isótopo hijo
formado, 87Sr, en rocas de edad reciente será muy pequeña,
por lo que su rango de aplicación es más reducido que el del
sistema potasio-argón.
• Además, como todas las rocas en el momento de su
formación poseen una cierta cantidad de 87Sr-no radigénico
(estroncio inicial), es necesario conocer su concentración en
la roca para poder determinar con precisión la cantidad de
87Sr-radigénico formado por el decaimiento del 87Rb de la
roca. Ese dato y el de la cantidad actual del isótopo padre,
87Rb, permiten precisar el valor de la relación 87Sr /87Rb y
rad
calcular la edad del material en estudio.
ALGUNAS APLICACIONES
GEOLOGIA REGIONAL
EDAD DE ROCAS ERUPTIVAS
EDAD DE ROCAS METAMORFICAS
EDAD DE DIAGENESIS DE ROCAS
PELITICAS
Determinación de la relación inicial
87Sr/86Sr
• La determinación del valor de esta relación en una roca
es muy utilizada para obtener información acerca de su
origen y de los procesos geológicos a la que ha estado
sujeta desde el momento de su formación.
• Su utilización se basa en el hecho de que durante la
historia geológica de la Tierra, la cantidad de 87Sr se ha
incrementado, ya que al 87Sr inicial, presente al
momento de la formación de la primera corteza terrestre,
se ha añadido el 87Sr-radigénico producido por la
desintegración radiactiva del 87Rb.
ALGUNAS APLICACIONES
FUENTE DE ORIGEN DE LAS ROCAS
SECUENCIAS CARBONATICAS
EDAD DE DIAGENESIS DE ROCAS
SEDIMENTARIAS
ARQUEOLOGIA (PALEODIETAS)
Método carbono-14
• La determinación de edades radimétricas por el
método de carbono-14 o radiocarbono, es la
principal metodología existente para la
datación de materiales orgánicos portadores de
carbono, cuya antigüedad esté comprendida
entre casi el presente y 40.000-50.000 años
atrás.
ALGUNAS APLICACIONES
ARQUEOLOGIA
ANTROPOLOGIA
GEOLOGIA DE CUATERNARIO
OCEANOGRAFIA
EDAD DE ACUIFEROS
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Método Uranio - Plomo
• U-Pb dating - If we assume a mineral
contained lots of U and no Pb when it formed,
the Pb/U ratio gives the age. Since there are
two isotopes of U and two of Pb, we can test
the date to see if it is accurate. A plot of
206Pb /238U vs. 207Pb /235U will fall on a
known curve (called concordia) if the system
has not been disturbed. The position on the
curve gives the date.
Estructura de la Tierra
• El interior de la Tierra es prácticamente inaccesible de
forma directa, por lo que para estudiarla se han
utilizado métodos indirectos, por ejemplo la sismología.
Las ondas producidas durante los temblores, no se
propagan a la misma velocidad y de la misma en todos
los medios. Las discontinuidades de propagación que
aparecen en los sismogramas, evidencian el paso de un
medio a otro de composición o naturaleza física
diferentes. Cuando se produce un terremoto, se
propagan dos tipos de ondas elásticas: las ondas
longitudinales, o primarias, las ondas P, y las ondas
transversales, o de corte, las ondas S. Hay una tercera
categoría de ondas sísmicas que se propagan a lo largo
de la superficie del globo: las ondas R y L.
manto
• La capa que se encuentra
inmediatamente bajo la corteza
recibe el nombre de manto;
entre ellas se halla la
discontinuidad llamada de
Mohorovicic (o, Moho)
descubierta en 1909. Debajo de
ella la velocidad de las ondas P
en el manto es de unos 7.9 a 8.2
km/s, y su densidad es de unos
3.3 g/cm³.
• El manto llega hasta los 2.950
km de profundidad donde tiene
una densidad de unos 5.5 g/cm³
y una velocidad de las ondas P
de unos 10.5 km/s.
Estructura de la Tierra
Corteza, manto, núcleo
• Las observaciones de ondas sísmicas indican que en el
interior de la Tierra hay grandes variaciones, tanto
graduales como súbitas, de las propiedades elásticas del
medio con la profundidad.
• La parte más superficial de la Tierra se denomina
corteza, y es de dos tipos.
• La corteza continental es, como su nombre lo indica, la
que forma los continentes, es primordialmente granítica,
tiene en promedio entre 30 y 40 km de espesor y, a
profundidad, presenta velocidades para ondas P de
alrededor de los 6.0 a 6.5 km/s.
• La corteza oceánica es primordialmente basáltica y tiene
velocidades de las ondas P de unos 6.7 a 6.9 km/s, su
espesor medio es de unos 7 km.
núcleo
• A los 2.950 km de profundidad existe otra fuerte
discontinuidad, llamada de Gutenberg o fundamental
que separa el manto inferior del núcleo externo. Al pasar
del manto al núcleo externo aumenta la densidad (de 5.5
a 10 g/cm³) pero disminuye drásticamente la velocidad
de las ondas P (de 10.5 a 8.0 km/s) y las ondas S no son
transmitidas, lo que indica que el material del núcleo
externo es líquido.
• Tanto la densidad como la velocidad de las ondas P
aumentan con la profundidad hasta llegar a los 5.150 km
de profundidad, donde encontramos otra discontinuidad
(llamada de Lehmann) entre el núcleo externo y el
núcleo interno, el cual es sólido y llega hasta el centro
de la Tierra situado a 6 371 km de profundidad.
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Esta imagen fue tomada del la pagina http://www.diomedes.com/universo.htm
¿Qué es la litosfera?
En ocasiones en lugar de oír hablar de la corteza
terrestre hemos escuchado el término litosfera. ¿Cuál es
la diferencia? La litosfera engloba a la corteza terrestre
(tanto a la continental como a la oceánica), y a una
pequeña parte del manto superior. Se puede decir que es
la parte rígida y externa que se apoya sobre la siguiente
capa del manto que es fluida o semi-fluida.
La corteza más la parte más somera del manto, hasta
una profundidad de unos 100 km, son conocidos como
litósfera.
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