Génesis de los minerales

Química. Ambiente endógeno. Procesos metamórficos. Causas. Tipos. Magmáticos. Evolución del magma

  • Enviado por: Ainara
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TEMA 14: GÉNESIS DE LOS MINERALES: AMBIENTE ENDÓGENO.

Procesos metamórficos.

Son una manifestación importante de la Energía Interna de la Tierra, provocando la transformación de minerales en otros, produciendo nuevas rocas, sin llegar al punto de fusión de la roca o parcialmente ( fusión incipiente), pero no de toda la roca.

Es un proceso isoquímico, es decir, que la composición global, en cantidad, no varía.

En algunos casos los fluidos químicos activos como el agua, los gases... pueden reaccionar con las rocas, disolviéndose o atacándolas, formando una nueva roca, por la sustracción o ganancia de material y es en estos casos cuando se dice que es un proceso oleoquímico y recibe el nombre de metasomático.

Las causas son:

  • Calor, se debe al aumento de temperatura con la profundidad o la presencia de sustancias radiactivas o la proximidad de magma. El gradiente geotérmico es de unos 30º C por 1 Km, pero esto sólo sucede en los primeros kilómetros bajo la superficie. (Fotocopias: gráfica) También varía de unos lugares a otros. Correspondiendo las temperaturas más altas a zonas volcánicas como las dorsales oceánicas. En zonas alejadas, como los bordes de placas litosféricas o fosas marinas es más bajo, siendo de 6º C por Km.

  • Presión, va aumentando paulatinamente con la profundidad de forma continua hasta que llega al manto, donde el gradiente aumenta y disminuye en el núcleo interno. Suponemos que esta presión es debido al peso de las capas que tiene por encima y se le llama presión litostática. Es una presión no dirigida. Además debemos añadir la de la fase fluida, que presenta una presión propia e independiente a la anterior y es la denominada presión de fluidos.

  • La presión litostática se mide en . Para la corteza continental es de 2'7- 2'8, se alcanza 1 kilobar por cada 3 Km.

    Además las rocas en determinadas zonas también pueden estar afectadas por fuerzas tectónicas, en zonas de formación de montañas. Reciben el nombre de esfuerzos diferenciales, normalmente son compresivos, es decir, comprimen la roca, pero también pueden ser distensivas, pueden alargar o separar las rocas.

    Estos esfuerzos pueden cizallar ( fuerza de cizalla) es como barajar las cartas. Esto produce que se rompa al verse forzado a deslizarse una sobre otra.

    Se fracturan en láminas delgadas y los minerales que los forman quedan triturados y pulverizados.

    Cuando están a grandes temperaturas y profundidad decimos que tienen composición plástica durante la deformación. Observamos estructura de flujo y pliegues complicado.

  • Fluidos químicamente activos.

  • Las reacciones más comunes son:

  • Reacción sólido- sólido, muchas sustancias presentan distintas configuraciones estructurales. Esto va a depender de la presión y temperatura. Las diversas estructuras cristalinas con las que se puede presentar se denomina polimorfismo, como por ejemplo, los silicatos, andalucita, cianita(estable a altas presiones), silimanita (estable a altas temperaturas)... Las densidades de estos minerales son:

  • Dentro de estas reacciones hay minerales que no son estables a determinadas temperaturas y presiones, desaparecen para formar otro nuevo. Es el caso del feldespato sódico, la alubita, que a altas presiones se transforma en piroxeno sódico y cuarzo.

    Otra reacción será la de cambios estructurales.

  • Reacción de deshidratación, es frecuente en procesos metamórficos con liberación de agua por altas temperaturas, así la Moscovita (silicato de aluminio y potasio) al deshidratarse se transforma en ortosa, corindón y agua.

  • Reacción de descarbonatación, similar a la anterior, pero exclusiva de rocas carbonatadas, produciéndose una perdida de dióxido de carbono. Es el caso de la calcita y el sílice que a altas temperaturas pierden dióxido de carbono y se transforma en Woiastonita.

  • Reacción de oxidación- reducción, se produce en aquellas rocas que contienen minerales de Hierro y Magnesio, pero en menor proporción.

  • Todas estas reacciones dependen de la presión y la temperatura y en menor medida de la presencia de fluido y la actuación de esfuerzos tectónicos. Los dos primeros factores, son los principales responsables del metamorfismo, y los otros dos, que no siempre están presentes, actúan como catalizadores que ayudan a que se produzca la reacción.

    Ahora vamos a ver los efectos sobre las rocas:

  • Cambios texturales, cuando las rocas son sometidas a presiones dirigidas se compactan más, produciendo una reorganización de los minerales. Los que son planares o aciculares (hábito prismático) sufren una reorientación o recristalización en una determinada dirección. Esto es de tal forma, que esta dirección es perpendicular al esfuerzo (presión) Por ello, los minerales presentan una estructura en láminas, llamada foliación. Existen diferentes tipos de foliación, dependiendo de los minerales que lo componen y del grado de metamorfismo y son:

    • Pizarrosidad: durante la transferencia de minerales arcillosos, recristalizan en forma de microcristales en láminas de la mica. Se reorientan quedando paralelas, generando superficies planas. Lo que hace que la roca pueda separarse con facilidad en capas. Esto corresponde a un metamorfismo bajo o débil.

    • Equistocidad: cuando la presión y temperatura son un poco mayor que los anteriores cristales crecen, alcanzando incluso varios centímetros. Esto le da un aspecto hojoso, como en escamas. Los minerales no planares aparecen en forma de granos de tamaño medio.

    • Bandeado Gnéisico: un metamorfismo de alto grado, donde la presión y temperatura producen migraciones iónicas, lo suficientemente grandes como para producir la reestructuración y la segregación de los minerales. Provoca un bandeado, donde podemos apreciar bandas claras y oscuras alternándose. A esto se le denomina Gnei, se forma a partir del granito, etc. Presenta foliación pero no se separa en capas.

    • Existen rocas metamórficas que no presentan foliación, como las formadas por un solo mineral, como el mármol, que proviene del carbonato cálcico, los granos de carbonato crecen al sufrir metamorfismo. La calcita o cuarcita formada por cuarzo, también sufren un aumento de tamaño.

    • El aumento de tamaño se produce para tener menor superficie de contacto y así reducir el área de contacto con los agentes químicos.

    • Ambientes Metamórficos. Tipos de Metamorfismo.

      Se produce de forma incremental:

        • Metamorfismo de bajo grado, produce una pizarra a partir de lutita ( minerales arcillosos) A simple vista no se distinguen los minerales, podemos encontrar restos orgánicos e incluso fósiles.

        • Metamorfismo de alto grado, desaparecen todos los rasgos de la roca sedimentaria.

      Los tipos de ambientes metamórficos son:

    • En la zona de fallas; bandas con anchura variable donde se produce un movimiento opuesto de dos bloques, lo que fractura y pulveriza las rocas y minerales, formando una roca poco consistente que contiene fragmentos de rocas aplastadas. A esto se le llama brecha de falla. Ocurre su génesis en la superficie. Algunos kilómetros más abajo, la temperatura aumenta por el calor que se produce por el gradiente geotérmico, lo que proporciona las condiciones óptimas para que se produzca la recristalización y deformación de los minerales. Las rocas presentan un aspecto bandeado y se les llama milonitas. Cuando se alcanza profundidades mayores pueden producir la fusión de algunos minerales, puesto que el gradiente geotérmico es considerable. Esto produce vidrios, puesto que estos se enfrían rápidamente y reciben el nombre de pseudotaquitra. Este metamorfismo se denomina clástico o dinámico, es el menos común. El factor más importante es la presión.

    • Metamorfismo térmico de contacto; es alrededor de cuerpos ígneos que intruyen en la corteza terrestre. Cuando un magma, con una temperatura aproximadamente de 900 a 1000º C, intruye en una roca más fría, esa temperatura produce una zona de alteración en la roca que a intruido, donde se producen aureolas concéntricas, las denominadas aureolas metamórficas, tomando como criterio la presencia o ausencia de minerales estables, llamados índice. El tamaño de la aureola nos va a indicar la intensidad del metamorfismo y va a depender de:

        • diferencia de temperatura, diferencia de temperatura de intrusión y temperatura encajante. Si la diferencia es grande, la aureola puede alcanzar una gran anchura. Si es pequeña, en niveles corticales profundos, es también pequeña e inapreciable.

        • El tamaño del cuerpo, debe ser lo suficientemente grande para tener una capacidad calorífica suficiente para elevar la temperatura de su entorno y mantenerla varios millones de años. Los cuerpos magmáticos grandes, batolito, producen aureolas de reacción, de varios kilómetros de anchura. Pero los pequeños como diques o sils producen aureolas de varios centímetros de espesor. Las provocadas por metamorfismo de contacto forman granos finos, duros y densos y de composición variada. Estas rocas compactas se denominan corneanas.

        • El metamorfismo dinamotérmico o regional; es el más característico y conocido, debido a que se repite regionalmente, localizable sobre los continentes, produciendo las rocas típicas metamórficas con estructura con foliación. Se producen en distintos ambientes geotérmicos, produciendo una gradación en su intensidad, Así al pasar de zonas metamórficas de bajo grado a las de alto grado, hay cambios en la composición y textura. Podemos ver distintos tipos:

          • Pizarra: es una roca foliada, de grano fino, compuesta por cristales de mica no observables, con foliación excelente. Además su coloración varía dependiendo de la composición química de la roca de la que provenga.

          • Filita: tiene igual composición que la pizarra. Con cristales planares mayores y con brillo satinado.

          • Esquisto: muy foliada, por lo que es fácilmente rompible en láminas, porque tienen un 20 % de minerales planares sobre todo mica y anfíbol. Se producen igual que la pizarra, pero con un grado de meteorización mayor. La mayoría son producto de la formación de montañas ( grandes episodios orógenos) En este grado de metamorfismo, la materia orgánica ya ha desaparecido.

          • Gneis: grano grueso, con foliación grosera, es decir, poco apreciable. El grado de metamorfismo es alto, los minerales pasan a ortosa (feldespato), como el cuarzo pueden crecer de tal forma que pueden quedar englobados como glándulas entre los minerales planares. La temperatura que se alcanza es lo suficientemente grande como para producir la segregación de silicatos claros y oscuros, dando forma bandeada. La composición es parecida al granito.

          • Migmatita: sufre un metamorfismo intenso, dando lugar a una textura híbrida ( roca metamórfica e ígnea) con porciones de una fase fundida y restos de la roca metamórfica. Se caracteriza por una foliación grosera e irregular. Y una presencia bandeada. Son rocas que están en el límite superficial de procesos metamórficos. Si aumenta la temperatura o la presión se funden. La composición es parecida a los Gneis. También podemos apreciar pliegues bastante complicados.

          • Procesos Magmáticos.

            Origen: los magmas son mezclas de fases silicatadas fundidas que al solidificarse dan lugar a las rocas ígneas. Hay una mezcla de la fase líquida, sólida y gaseosa. Más de 15 Km³ de roca se funden cada año en la Tierra formando el magma. Las erupciones volcánicas representan 1 / 10 parte, el resto se convierte en roca en el interior terrestre o en los fondos oceánicos.

            Causas: en general una roca es un conjunto de minerales, cada mineral constituyente tienen un punto de fusión determinado. Por lo que una roca no tiene un punto de fusión determinado. El punto donde se empieza a fundir una roca se denomina punto sólido. Y empieza a aparecer líquido magmático, por una fusión parcial de la roca. Al ir aumentando la temperatura irán fundiéndose el resto de los minerales. Hasta llegar al punto líquido donde todos los minerales están fundidos.

            Se ha demostrado experimentalmente que las condiciones de la astenosfera pertenece a un nivel parcialmente fundido.

            El porcentaje de fusión en esta parte del manto es del 1- 3% de los minerales que lo constituyen. Por eso se dice que es una zona plástica, que se encuentra en un estado de fusión incipiente, pues el magma forma una película alrededor de los minerales no fundidos.

            Formas o sistemas, son fundamentalmente tres:

              • Aumento de temperatura, produciendo una fusión de la roca. Este aumento puede ser por la concentración de elementos radiactivos o en procesos de fricción de placas litosféricas. Por si sólo no es capaz de fundir.

              • Descenso de la presión, esto se consigue mediante el ascenso de un bloque, por eso es tan frecuente en la zona de placas litosféricas.

              • Disminución de sólido por adicción de agua, se ha demostrado experimentalmente que los minerales hidratados disminuyen el punto de fusión. Esto se debe a que el agua rompe los enlaces de los silicatos. Este fenómeno se observa en los bordes de placas destructivas, donde la placa oceánica que subduce bajo la placa litosférica, lleva una gran cantidad de agua, arrastrando también los sedimentos.

            Mecanismos de fusión: distinguimos dos tipos:

              • En equilibrio, se realiza cuando el líquido magmático que se va produciendo se mantiene en constante equilibrio con el residuo cristalino ( fase sólida)

              • Fraccionada, el líquido magmático es aislado del sistema por lo que no reacciona con el residuo cristalino.

            X + Y: todo sólido.

            X + L: X como componente sólido más el líquido.

            Y + L: Y como componente sólido más el líquido.

            L: líquido.

            L E: punto eutéctico, punto mínimo de solidificación de los dos componentes, es la temperatura a la que coexisten el líquido con los dos componentes sólidos ( X + Y + L)

            To: es la temperatura de fusión del componente Y puro.

            To': es la temperatura de fusión del componente X puro.

          • Partimos del punto a, donde está a una temperatura T6. Esa roca esta enriquecido en el componente Y. Al aumentar la temperatura hasta llegar al punto eutéctico donde se forma la primera gota de fase líquida, a una temperatura T5. Que este en equilibrio significa que continuamente está reaccionando la fase líquida y sólida. Para llegar a T4 debe desaparecer todo el componente X, que pasa a estado líquido. Al alcanzar T2, la composición es totalmente líquida, es decir, toda la fase X. Cuando llegamos a T, ya esta toda la roca fundida y nos encontramos con un magma recalentado.

          • El líquido no está en contacto con el sólido, el proceso es igual hasta que llegamos a la línea eutéctica. Siempre tendremos puntos eutécticos puesto que si el líquido se va, hasta que no se vuelva a alcanzar la temperatura de fusión. Hasta llegar un momento en el que no queda componente X y no se puede fundir hasta llegar a la temperatura de fusión de Y puro. (To) Por tanto, en una fusión fraccionada, obtenemos dos líquidos distintos: eutéctico e Y puro.

          • Entre estos dos mecanismos existen en la naturaleza procesos intermedios.

            Constituyentes del magma: lo podemos conocer mediante un análisis químico de las rocas ígneas y serán aquellos que más abunden en la corteza. Los principales son:

              • Mayoritarios: superior al 0'1 %

              • Minoritarios: 0'1- 0'01%

              • Traza: están en un porcentaje menor al 0'01%

            Evolución del magma.

            Cuando la fusión parcial supera un cierto volumen, aproximadamente el 7%, el magma formará una red de fluidos interconectados entre los granos cristalinos

            Este proceso de separación se denomina extracción. Primero asciende hacia la superficie por huecos. Cuando esta a un 80 Km asciende por fracturas. La velocidad de ascensión dependerá de la diferencia de densidades, viscosidad ( cuanto más sílice más viscoso), presión de fluidos, que dependerá de la cantidad de volátiles que lleva este magma.

            Según va subiendo se va enfriando, produciendo la cristalización. Niggli estableció tres etapas de consolidación del magma:

          • Ortomagmática, cristalizan los minerales con puntos de fusión más altos, dando lugar a las rocas ígneas. Se da entre los 1200 y 700º C, con la formación del granito.

          • Permatítico- pneumatolítico, una vez separados los minerales de la fase anterior, queda un líquido empobrecido en hierro y rico en volátiles. La temperatura es alta; la presión de vapor favorece a la inyección del líquido, a través de grietas, dando lugar a minerales de punto de fusión más bajos y rico en determinados elementos que forman los minerales de la etapa anterior y grupos hidroxilos. Se da entre los 700 y 400º C, con la formación de permatite y grafito.

          • Hidrotermal, el enfriamiento está muy avanzado, es un líquido residual con gran contenido en Sílice. Se da a temperaturas inferiores a 400º C. Y distinguimos cuatro etapas:

              • Hipotermal : 400 - 250º C

              • Mesotermal: 250- 150º C

              • Epitermal: 150- 100º C

              • Termal: inferior a 100º C

            La mayoría de los magmas no llegan directamente a la superficie, sino que se alojan en una cámara magmática, relativamente cerca de la superficie, a unos 5 o 10 Km. En la cámara el magma experimenta una serie de procesos que van cambiando su composición. A esto se le llama proceso de diferenciación magmática y distinguimos:

            · Cristalización fraccionada, cuando empieza el enfriamiento, a medida que se dan unas condiciones de temperatura y presión determinadas se van separando unos gérmenes cristalinos.

            · Reacción, según disminuye la temperatura, los minerales que lo forman pueden cambiar su composición y disolverse en el líquido magmático. A la serie ordenada de estos cambios se les denomina series de reacción. Y esta puede ser continua o discontinua.

              • Continua, el mineral que se formó cambia gradualmente de composición, mediante la sustitución de iones que están en el líquido magmático. Por lo que la estructura se conserva.

              • Discontinua, a determinada temperatura el mineral deja de ser estable, reacciona con el líquido magmático para dar un mineral estable en esas condiciones, con distinta composición y estructura.

            Bowen estableció el orden de cristalización (series de reacción y reacción son conceptos propuestos por él)

            Si el magma permanece en contacto con los cristales que se han formado, seguirá teniendo igual composición. Pero normalmente hay una separación del líquido magmático por migración. ( esquema de la cámara magmática)

            Tipos de separación fraccionada:

              • Diferenciación gravitatoria: los más densos por gravedad se sitúan en el fondo de la cámara. Las rocas que se forman contienen olivino, óxido de hierro... Alto contenido en componentes ferromagnesianos, que son más pesados.

              • Transporte gaseoso: se modifica la composición del líquido magmático porque las burbujas actúan como vías de transporte de elementos como Sodio o Potasio. Llegando al techo de la cámara, produciendo un empobrecimiento de estos elementos.

              • Filtrado a presión: el magma migra porque la cámara magmática está comprimida.

              • Asimilación: funde parte de las rocas que lo circunda, por lo que altera su composición. Ej: procesos metasomáticos.

              • Mezcla de magma: aunque dos magmas sin relación pueden mezclarse; en una cámara donde se ha producido una diferenciación del magma hay una inyección de magma original. Y hay una mezcla de magma primario y otro evolucionado.