Petrología - Capítulo 2: Rocas Volcánicas

Las rocas volcánicas o también llamadas extrusivas o efusivas son aquellas que se forman tras el enfriamiento del magma fundido, el cual ha sido expulsado hacia la superficie a través de fisuras o aberturas volcánicas. Este magma fundido, el cual se encuentra atrapado en las profundidades, se encuentra sometido a condiciones de alta presión y es por ello que tiende a moverse hacia las áreas de menos presión, por ende el sentido dominante del movimiento es hacia arriba, permitiendo así la expulsión hacia la superficie. 

Ocurrencia

Las rocas volcánicas se presentan típicamente como derrames o coladas de lavas y de piroclásticos sobre la superficie de la Tierra, variando su grosor de algunos centímetros hasta varios cientos de metros. 

Las coladas de lava son cuerpos ígneos tabulares, delgados en comparación con su extensión horizontal y su posición corresponde de un modo general a la superficie sobre las cuales fueron expulsadas.

FIG. N°1: 1) Lava aa. 2) Lava Pahoehoe. 3) Lava almohadillada (pillow lava).

Texturas Volcánicas: En las rocas volcánicas, los procesos de diferenciación magmática son incompletos o directamente están ausentes, a diferencia de sus equivalentes plutónicas debido a una historia de rápido enfriamiento. Por otra parte las condiciones extremadamente cambiantes de temperatura, presión de H2O, etc. hacen que sea difícil mantener el equilibrio entre las fases minerales que cristalizan y el líquido magmático, por lo que son comunes las texturas de reacción.

• Textura Afanítica: Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas se originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre.
• Textura Vítrea: Se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava e intrusiones emplazadas en una profundidad muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos desciende tan rápidamente, que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura ordenada cristalina. El líquido silíceo se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.
• Textura Porfídica: Se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados. La textura porfídica es típica para las rocas volcánicas, para muchas rocas subvolcánicas y para algunos diques. Incluso las plutónicas pueden adquirir una textura similar a la textura porfídica producida por cristales grandes similares a fenocristales.
• Textura Piroclástica: Se usa la palabra "piroclastos" para diferenciar de un ambiente netamente sedimentario, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva. Se pueden encontrar rocas como: Toba, Toba Vítrea, Toba de Lapilli, Ignimbrita (con partículas soldadas).
• Textura Félsica: Esta textura resulta de un muy alto grado de sobreenfriamiento, donde los cristales son anhedrales y forman un mosaico de grano fino generalmente compuesto por cuarzo y feldespato alcalino. La textura felsítica representa una combinación de muy bajas tasas de difusión y crecimiento.
• Textura Esferulítica: Indica un grado de sobreenfriamiento muy elevado. Las esferulitas son masas radiales formadas por material cristalino que crece rápidamente hacia fuera en todas direcciones, a partir de un foco de nucleación; además, indican que el factor dominante durante la cristalización es la difusión. En las riolitas éstas esferulitas abiertas están usualmente englobadas por cuarzo de manera poiquilítica (y a veces en polimorfos de la sílice), formando la textura copo de nieve (snowflake).

  

  FIG. N°2: (a) matriz con textura felsítica (dacita, Nx). (b) textura esferulítica: esferulita de feldespato alcalino formada por desvitrificación de vidrio volcánico (N//).

• Textura Traquítica: Consiste en un agregado de microlitos (cristales incipientes muy pequeños, generalmente de feldespatos) que se disponen paralelos o diferencialmente orientados debido a flujo, en una mesostasis criptocristalina o vítrea.

  

  FIG. N° 3: textura traquítica (o textura pilotáxica). (a) Orientación subparalela de microlitos de feldespato potásico, particularmente notable alrededor de los fenocristales (traquita, Nx); (b) microlitos orientados de feldespato alcalino, nótese que más que una dirección de alineación general, existen varios dominios en la fotografía, cada uno con su propia dirección de alineación preferencial (traquita Nx, x16)

• Textura Ofítica: Común en rocas magmáticas máficas. Si la velocidad de nucleación del diópsido es relativamente alta, muchos granos pequeños de este mineral se concentrarán entre los cristales tabulares de plagioclasa generando una textura intergranular.

  

  FIG. N°4: Textura ofítica: cristal de augita encierra a numerosos cristales de Plagioclasa dispuestos al azar (gabro, Nx)

Estructuras

1. Disyunción columnar: Es un tipo de diaclasado que se forma por tensiones cuando lava o magma se enfría. Pueden formarse en coladas de lava, láminas, diques, intrusiones superficiales e ignimbritas.
2. Estructura Miarolítica: está dada por cavidades angulares, a veces rellenas por cristales de minerales como turmalina, cuarzo o fluorita, generadas en las rocas plutónicas debidas a la contracción que ocurre durante la congelación del magma o por emisión tardía de gas al final de la cristalización, indicando un emplazamiento somero.
3. Estructura orbicular: Las orbículas son segregaciones de forma esférica que constan de un núcleo de feldespato potásico rodeado por un borde fibroradiado de oligoclasa. Se formarían al estar el fundido, en donde existen cristales de feldespato, sometido a un movimiento turbulento.

   

   FIG. N°6: a) Estructura miarolítica en un testigo de perforación de granito. b) Estructuras orbiculares

Principales Rocas Volcánicas

El enfriamiento rápido del magma o lava que forma una roca volcánica hace que se formen muchos cristales pequeños en estas rocas, llamados microcristales o granos finos, que comúnmente se les denomina “vidrio”. Las rocas volcánicas más comunes en la Tierra son el basalto seguido por la andesita. Otras rocas volcánicas son la riolita, la dacita y la traquita para mencionar unas pocas.

1. Riolitas: Una riolita es una roca volcánica rica en sílice compuesta principalmente por fenocristales de cuarzo y feldespato alcalino, a menudo con cantidades menores de plagioclasa y biotita, contenidos en una matriz vítrea o microcristalina. Su equivalente plutónico es la del granito.
2. Dacitas: Puede ser muy similar a la riolita en muestra de mano. El término riodacita se emplea de hecho a veces para indicar una roca cuya composición apriori podría ser la de cualquiera de las dos. La dacita está compuesta por fenocristales principalmente de cuarzo y plagioclasa sódica, englobados en una matriz vítrea o microcristalina. Es frecuente la presencia de fenocristales de minerales máficos como la biotita, el anfíbol o, menos frecuentemente, el piroxeno. Su equivalente plutónico es la granodiorita y la tonalita.
3. Andesitas: Es la roca más abundante después del Basalto. Son aquellas rocas donde la plagioclasa sódica subcálcica es el constituyente predominante, también presentan feldespato alcalino, cuarzo escaso y minerales ferromagnesianos (biotita, hornblenda, auguita o hiperstena). Generalmente son de color gris oscuro. Su equivalente plutónico es la diorita.
4. Traquitas: Está compuesta fundamentalmente por feldespato alcalino, tanto sanidina como anortoclasa. Estos pueden encontrarse como fenocristales y al mismo tiempo siendo las fases principales en la matriz de la roca. Algunos minerales máficos acompañantes pueden ser la biotita, los anfíboles y el clinopiroxeno. El índice de color suele ser muy claro y no es frecuente que la matriz contenga un porcentaje importante de vidrio.
5. Basaltos: Provienen de lavas máficas, cuyos minerales esenciales son: Plagioclasa cálcica, augita, olivino óxidos de Fe, hornblenda, biotita e hiperstena ocurren solo en casos excepcionales. Pueden clasificarse de dos maneras: Las que tienen olivino y las que carecen de olivino, llamadas toleitas. Su equivalente plutónico es el Gabro.

FIG. N° 7: a) Riolita. b) Dacita. c) Andesita. d) Traquita. e) Basalto

REFERENCIAS:

• Lopez P.J. y Bellos, I. L. (2006). Texturas y Estructuras de las Rocas Igneas: Significado Petrológico e Implicancias en las Condiciones de Formación de las Rocas. San Miguel de Tucumán: Instituto Superior de Correlación Geológica (INSUGEO) de la Universidad de Tucumán .
• Mantilla, H. R. (2011). Rocas Igneas. En Geología General (págs. 132-138). Lima: Megabyte.

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Petrología - Capítulo 1: Rocas Ígneas Plutónicas

¿Que son las rocas ígneas?

Las rocas magmáticas, también son llamadas rocas ígneas, son aquellas formadas durante la cristalización del magma (roca fundida), bajo la superficie de la tierra (rocas ígneas intrusivas) o sobre la superficie de la tierra (rocas ígneas extrusivas, efusivas o volcánicas).

Las rocas plutónicas se originan bajo la superficie terrestre y por tanto, al estar sometidas a grandes presiones, sus minerales crecen muy unidos, formando rocas densas no porosas. Su enfriamiento es muy lento por lo que los cristales de los minerales que las forman pueden ser relativamente grandes. En algunas ocasiones se pueden apreciar a simple vista.

Origen

Tal como se muestra en la imagen del ciclo de las rocas, las rocas ígneas se originan por la fusión parcial de las rocas que se encuentran bajo la superficie terrestre. Durante el ascenso del magma sufren procesos magmáticos que derivan en la cristalización del magma y la formación de rocas ígneas intrusivas y cuerpos magmáticos.

Fig 1. Ciclo de las Rocas

Si el magma sale a superficie por erupciones volcánicas, se genera lava, la cristalización de la lava genera rocas extrusivas o volcánicas. Cuando las erupciones son muy explosivas, se expulsa productos piroclásticos, este grupo también se incluye en las rocas ígneas volcánicas.Además el enfriamiento y procesos magmáticos o volcánicos generan las diferentes texturas de las rocas ígneas.

Rocas ígneas Intrusivas

Definición: Las rocas ígneas intrusivas se forman por enfriamiento, cristalización y solidificación del magma dentro de la corteza terrestre. Debido al enfriamiento lento suelen tener el tamaño de grano mineral medio a grueso y a veces extremadamente grueso como las pegmatitas.

Granito 

El origen del granito es plutónico, por oposición a las rocas efusivas de origen volcánico como el basalto. Los granitos se forman en profundidad por enfriamiento muy lento del magma, mezclado con otras rocas. Entonces los minerales del granito cristalizan en un cierto orden: primero los pocos, luego los feldespatos, finalmente el cuarzo. ciertos granitos nacen de la fusión de la corteza continental tras una colisión entre dos placas tectónicas.

En ciertas zonas del mundo como África del Sur, Noroeste de Brasil, Noroeste de Australia, los granitos representan hasta un 75% de la superficie de las rocas expuestas.

Los granitos representan el modo principal de transferir los elementos, en particular aquellos que son productores de calor (torio, uranio) de la corteza inferior a la corteza superior. Conducen a la diferenciación química de la corteza. Además a menudo son el origen de mineralizaciones con interés económico.

Muestra de Granito. Fuente: EcuRed

Granodiorita

Roca ígnea ácida de grano grueso constituida por cuarzo (20 - 40 %), feldespato calco - alcalino y diferentes minerales ferromagnesianos, principalmente hornblenda y biotita. Puede contener también pequeñas cantidades de feldespato alcalino; los minerales accesorios más importantes son la esfena, el apatito y la magnetita. 

Las granodioritas difieren de los granitos en que tienen un menor porcentaje de sílice y un contenido superior de calcio y magnesio. Las texturas son esencialmente las mismas que las de los granitos, a excepción de la textura gráfica que no parece existir.

Muestra de Granodiorita

Diorita

La diorita es una roca plutónica compuesta principalmente por plagioclasa sódica (contenido de molécula de anortita por debajo de 50%), hornblenda y biotita. Otros minerales que se encuentran en menor proporción, son el cuarzo y los piroxenos. Suelen ser rocas relativamente oscuras, con índices de color en el rango 25-50%.

Se diferencian, a nivel de clasificación, de los gabros, por la composición de la plagioclasa (en el gabro ésta posee An > 50) y en general un menor contenido en minerales máficos. En el esquema de clasificación de la izquierda se han resaltado también los campos de cuarzo-dioritas y dioritas con feldespatoides (también compartidos por los términos equivalentes gabroideos y anortosíticos).

Muestra de Diorita

Sienita

La sienita es una roca plutónica caracterizada por la abundancia de feldespato alcalino, con cantidades subordinadas de plagioclasa, clinopiroxeno, biotita y anfíbol.

Puede contener porcentajes menores de cuarzo o nefelina, y en algunos casos olivino ferroso (fayalita), que no es incompatible con cuarzo. Por lo general es una roca de tendencia leucocrática, con índices de color por debajo de 35, que forma parte de series moderadamente alcalinas. En el esquema de clasificación que se puede ver a la izquierda, se han destacado también los campos cuarzo-sieníticos, sieníticos con feldespatoides y equivalentes sieníticos de feldespato alcalino.

Muestra de Sienita

Cuerpos Magmáticos

Se muestra los cuerpos ígneos (rocas ígneas) más comunes

Las rocas intrusivas también se pueden clasificar de acuerdo con la forma y el tamaño del cuerpo intrusivo y su relación con las otras formaciones geológicas en las que se inmiscuyen. Los cuerpos intrusivos típicos son batolitos, stocks, lacolitos, sills y diques. 

Clasificación de las rocas ígneas en base a al porcentaje de sílice (SiO2)

Clasificación de rocas ígneas en función de su mineralogía, textura, índice de color y composición química

La composición química del magma (félsica, intermedia, máfica, ultramáfica)

Clasificación modal de las rocas ígneas

Las rocas ígneas se pueden clasificar tomando en cuenta la composición modal, usando los diagramas QAPF o de Streckeisen, sin embargo, para aplicar este método el contenido de minerales máficos en la roca debe ser menor al 90%. Si se sobrepasa este porcentaje quiere decir que la roca es ultramáfica, por lo tanto se debe usar otros diagramas explicados más adelante.

Diagrama QAPF rocas plutónicas o intrusivas

Diagrama QAPF rocas volcánicas o extrusiva.

Rocas máficas y ultramáficas

Las rocas gábricas (plagioclasa + mafitos) y ultramáficas (>90% de mafitos) se clasifican utilizando diagramas separados (Figs. 2-2 y 2-3). Cuando se pueden distinguir las piroxenas en un gabro la terminología es más específica (por ejemplo si está constituido por ortopiroxeno, es nombre es norita), pero en la muestra de mano es difícil distinguir orto- de clino-piroxenos, por lo que usamos el término gabro. En las rocas ultramáficas se usan los términos peridotita y piroxenita, porque son independientes del tipo de piroxeno. La presencia de 5% de hornblenda genera complicaciones en las clasificaciones tanto de las rocas básicas como de las ultrabásicas. Para más detalles consultar Streckeisen (1974), Le Maitre (1989).

Corresponde a los triángulos de composición de las rocas ultrabásicas plutónicas. 

Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O (TAS) para las rocas volcánicas

Referencias Bibliográficas

•  https://geologiaweb.com/rocas-igneas/
•  https://petroignea.wordpress.com/
•  http://www.insugeo.org.ar/libros/misc_18/02.htm
•  http://www.ciudadciencia.es/doc/files/FICHA_CLASIFICACION%20DE%20ROCAS_CC.pdf
•  https://www.piedraspara.com/granito-caracteristicas-usos-tipos-propiedades/
•  https://www.ejemplos.co/20-ejemplos-de-rocas-igneas/

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Geología Estructural - Capítulo 2: Introducción al Fracturamiento y Fallamiento

Las fracturas son superficies o planos de discontinuidad en la roca, a lo largo de los cuales se pierde la cohesión del material.

Las fracturas son las estructuras más frecuentes en la superficie de la Corteza terrestre. Son observables en cualquier afloramiento y en cualquier tipo de roca. Su estudio es de particular importancia porque afectan la resistencia de las rocas a los esfuerzos, y por lo tanto deben analizarse cuidadosamente cuando se trata de construcción de túneles, represas y otras obras de Ingeniería. También la distribución de las fracturas condiciona, en parte, el diseño de explotación de una mina. Constituyen, lugares que controlan el emplazamiento de mineralización, por lo cual deben tomarse como una variable importante en la exploración de yacimientos.

Primer plano de una roca fracturada superficie geométrica de dique volcánico.

 Cuando se presenta un desplazamiento medible a lo largo de un plano de fractura, esto es si la roca a un lado de la fractura se ha desplazado con respecto a la roca del otro lado de ella, la fractura se denomina falla. Por el contrario, si no ocurre desplazamiento o si éste es demasiado pequeño para que sea visible, la fractura se denomina diaclasa. Las vetas son fracturas rellenas con minerales tales como cuarzo, calcita, etc.

A) Fracturamiento con desplazamiento (Falla Inversa), B) Fracturamiento sin desplazamiento (Diaclasamiento), C) Fracturamiento relleno con mineral (Vetilla de yeso)

 Existe también una clasificación de las fracturas de acuerdo a su modo de ruptura, que consiste en 3 formas. En a) el desplazamiento de los bloques es normal al plano de fractura. En b) el desplazamiento es paralelo al plano de fractura y normal al frente de propagación de la fractura. En c), el desplazamiento de los bloques es paralelo tanto al plano de fractura como al frente de propagación de la fractura.

Clasificación de fracturas de acuerdo a su modo de apertura. La flecha larga indica la dirección y sentido de propagación de la fractura. Las flechas chicas indican el sentido de movimento relativo de los bloques.

 FALLAS

Las fallas son rupturas a lo largo de las cuales las paredes opuestas se han movido una con relación a la otra. La característica esencial es el movimiento diferencial paralelo a la superficie de fractura. Estas fallas pueden medir algunos centímetros hasta decenas de kilómetros.

El rumbo y buzamiento en una falla se miden de manera similar que en una estratificación o diaclasas. El rumbo es la dirección de la línea (imaginaria) que se obtiene al intersectar el plano de falla con un plano horizontal. El buzamiento es el ángulo entre una superficie horizontal y el plano de falla; se mide en un plano vertical cuyo rumbo es perpendicular a la falla.

Partes de una falla geológica. AB: direccion de rumbo, angulo CBE: buzamiento, AE: desplazamiento neto.

 En futuras notas se profundizara más al detalle sobre las fallas.

DIACLASAS

Se definen como fracturas a lo largo de las cuales no existe desplazamiento. Es un plano de discontinuidad en la roca, sin desplazamiento.

Las diaclasas tienen gran importancia práctica, ya que determinan en gran parte las propiedades geomecánicas y la porosidad de origen tectónico de un macizo rocoso. Por ello tienen un significado inmediato en minería y en labores a tajo abierto, en canteras, diseño de obras ingenieriles, circulación de aguas subterráneas, reservorios de hidrocarburos y circulación de fluidos hidrotermales y depósitos minerales. A pesar de su presencia en todo tipo de rocas, existen varias razones por las cuales su análisis es difícil. Efectivamente, su edad generalmente no se conoce, se reactivan fácilmente como fallas, y finalmente, existen varios mecanismos posibles que explican su origen.

Red de diaclasas, formada por dos sistemas de diaclasas (1) y (2). El sistema (1) tiene mayor frecuencia que el sistema (2).

REFERENCIAS.

• “Apuntes de Geología Estructural” - HANS NIEMEYER RUBILAR .
• “Geología Estructural” - Marland P. Billings.
• “Geología Estructural” - V. Belousov.
• “Criteria for the sense of movement on surfaces in brittle rocks. Journal of Structural Geology” - Petit,J.P.(1987).

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Paleontología - Capítulo 2: Tafonomía

La tafonomía es una disciplina científica que se ocupa del estudio de la transición de los restos orgánicos desde la biosfera a la litosfera (Efrenov,1940). Hoy en día es una disciplina que estudia los procesos de fosilización y de la formación de los yacimientos de fósiles. Estos temas son de interés para el desarrollo de diferentes áreas del conocimiento científico (Paleontología, Estratigrafía, Sedimentología, Geología Regional, Biología, Arqueología entre otras) y han pasado a ser en los últimos años de mayor interés social por su relevancia para plantear y resolver problemas de conservación, uso y gestión del patrimonio paleontológico (Allison & Briggs, 1991; Meléndez Hevia et al., 1996; Meléndez Hevia, 1997; Fernández López, 1999, 2000; Martin, 1999).

[Proceso de formaciòn del fòsil de un vertebrado; M.Elescano], Material de enseñanza universitaria - UNMSM.

La fosilización es un proceso selectivo, lo que se traduce en la probabilidad de que un organismo resista el paso del tiempo y se convierta en un fósil, ello dependerá de la composición química, características físicas, composición de los materiales y al medio al que este expuesto. Para F. Lòpez (2000) el registro fósil está constituido por las entidades conservadas que han tenido mayor eficacia durante la alteración tafonómica, y que han sido producidas por entidades paleobiológicas o por otras entidades tafonómicas preexistentes.

[Relaciòn de Grupos taxonòmicos y Componentes minerales; Fernàndez Lòpez], (España. 1999). Tafonomìa y fosilizaciòn. Universidad Complutense de Madrid.

El proceso de fosilización o la Tafonomía puede dividirse en tres etapas importantes:

A) Los sucesos paleonecrológicos: Estudia las causas de muerte de los organismos del pasado geológico.
Los casos más comunes son:

• Organismos atrapados en ámbar.
• Restos atrapados en pantanos.
• Restos aplastados, ahogados, etc.
• Restos con evidencias patológicas.

• 

  [Cola de teròpodo juvenil no aviar; L. Xing]. (Beijin. 2016). Colecciòn L. Xing - Universidad China de Geociencias en Beijin.

B) La Biostratinomía: La Bioestratinomía (Lehmann 1996, Muller 1992, Ziegler 1992) estudia los procesos que sufren la sustancia orgánica, desde la muerte del organismo hasta su enterramiento.

C) La Fosildiagénesis: La Fosildiagénesis es la serie de cambios que sufren las evidencias de vida que estas capas contienen hasta llegar a convertirse en fósiles, a causa de la continua depositación de sedimentos sobre ellas, por la infiltración de aguas y otros procesos geológicos.

Fosildiagénesis

[Mecanismos de alteraciòn tafonòmica; Fernàndez Lòpez], Temas de Tafonomìa - Universidad Complutense de Madrid, España.

Permineralizaciòn de tronco en el Parque Nacional del Bosque Petrificado

REFERENCIAS

• Efremov, J. A. (1940). Taphonomy: new branch of paleontology. Pan-American Geologist, 74, 81-93.
• Fernández-López; S. (Í999). Tafonomía y Fosilización. En: Tratado de Paleontología (Ed. B. Meléndez, 1998). Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Madrid: 51-107. Fernández-López, S. (2000). Temas de Tafonomía. Depto. Paleontología. Universidad Complutense de Madrid.
• Temas de Tafonomía. Depto. Paleontología. Universidad Complutense de Madrid.

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Geoquímica - Capítulo 2: Clasificación Geoquímica de los Elementos

El comportamiento geoquímico y cosmoquímico de los elementos está controlado por muchos factores, incluyendo el tamaño (radio iónico), características de enlace, volatilidad, comportamiento Redoxy comportamientos complejos. En consecuencia, los elementos pueden ser clasificados en un número de maneras que son usados en la investigación geoquímica. En el transcurso del avance de la geoquímica se han presentado diversas agrupaciones de los elementos por diferentes autores, entre ellos Washington, Goldschmidt, Rankama-Sahama, Szadecsky-Kardoss. (Rivera M. H., 2007, Introducción a la Geoquímica General y Aplicada).

La clasificación más significante es la que desarrolló Victor Moritz Goldschmidt (1923), fundador de la geoquímica moderna, el cual está basado en la afinidad de los elementos para formar varios tipos de compuestos químicos. 

Clasificación de Washington (1920)

1. Metalogénico: Los elementos primariamente forman sulfuros, selénidos, telúridos, arsénidos, antimónidos, brómidos, iódicos, nativos.
2. Petrogénico: Los elementos se presentan en óxidos, silicatos, fluoruros y cloruros.

Clasificación de Goldschmidt (1923)

1. Siderófilos: Son aquellos elementos que tienen afinidad al hierro (Fe), cuyos electrones exteriores (valencia) bajo ciertas condiciones químicas no están disponibles para combinarse con otros elementos, porque su estructura electrónica, en su nivel más externo, no está completamente rellenada, de tal manera que la carga positiva en el núcleo puede ejercer una fuerte atracción sobre los electrones exteriores.
2. Calcófilos: Son aquellos elementos que tienen afinidad con el azufre (S), cuyos electrones están más disponibles, así tienden a formar iones. Tienen potencial de ionización (7,5-10,5 eV) en promedio más alto que los siderófilos, y su comportamiento es diferente por su capacidad a polarizar el átomo de azufre, lo cual favorece la unión covalente entre ellos. Estos elementos están enriquecidos en el manto terrestre (calcósfera).
3. Litófilos: Son aquellos elementos que tienen afinidad al oxígeno (O) y al silicio (Si), cuyos electrones están más disponibles para formar iones. Tienden a formar enlaces iónicos con el oxígeno, como en los numerosos silicatos. Tienen bajo potencial de ionización (3,6eV), lo cual les permite entrar fácilmente en combinación. Estos elementos son los mayores componentes de la corteza terrestre (litosfera).
4. Atmófilos: Son los elementos que conforman la atmósfera. Principalmente los gases inertes o nobles afines al aire que se presentan en estado libre (no combinado) debido a que su capa más externa está rellenada con 8 electrones. Además involucra a otros elementos como O, N, H, etc.

   

   FIG. N°1: Clasificación de Goldschmidt (1923)

5. Biófilos: Literalmente son los elementos afines a la vida, los cuales están concentrados en los organismos vivos (Biosfera). En la corteza, el hierro no es tan abundante en relación con el Al, O y S; en este caso, el Ni y Co son calcófilosy se combinan con el azufre, mientras que el Cr es litófiloy se combina con el oxígeno. Esta tendencia para formar grupos de dos o tres elementos químicos (o más) es un factor de suma importancia en la prospección geoquímica y la geología económica.

FIG. N°2: Clasificación de los elementos Biófilos.

Clasificación de Rankama-Sahama (1950)

1. Sulfófilo: Principalmente sulfúros, teluros, arseniuros, combinaciones intermetálicos, nativos, etc. (Principalmente elementos que realizan enlaces covalentes o metálicos).
2. Oxífilo: Principalmente combinado con (O, F, Cl), óxidos, silicatos, fosfátos, carbonátos, nitrátos, borátos, sulfátos (principalmente elementos que realizan enlaces iónicos).

Clasificación de Szadeczky-Kardoss (1952)

Esta clasificación ha sido modificada entre otras por este autor, el cual distingue nueve familias de elementos:

1. Siderófilos: Elementos que tienen la capa electrónica externa incompleta, con cationes abundantes en las fases metálicas de los meteoritos.
2. Sulfocalcófilos: Elementos de radio iónico grande, se combinan mediante enlaces covalentes o metálicos y son frecuentes en las fases sulfuradas de los meteoritos, en las rocas básicas y en las soluciones hidrotermales.
3. Oxicalcófilos: Elementos de radio iónico mediano, cuya combinación con el oxígeno es relativamente común. Son más abundantes en la litosfera que los elementos del grupo 2.
4. Litófilos: Elementos de valencia invariable y bajo potencial de ionización Cuando este último es alto (por ejemplo, el silicio) forman con el oxígeno, aniones complejos de muy bajo potencial que cristalizan combinados con los cationes de la misma familia. Los cationes de potencial intermedio (Mg, Ca) son más frecuentes en las rocas básicas, en tanto que los cationes de potencial más bajo y los capaces de formar aniones complejos son frecuentes en las rocas ácidas y alcalinas.
5. Pegmatófilos: Elementos de valencia variable y energía de ionización elevada, tienen gran movilidad de allí que ocurren con frecuencia en las pegmatitas.
6. Elementos de transición: Elementos que tienen su penúltimo nivel de energía en proceso de saturación; son abundantes en las rocas básicas, donde remplazan con facilidad al Fe y al Mg.
7. Sedimentófilos: Elementos de potencial de ionización muy elevados formando aniones que se combinan y forman compuestos solubles que cristalizan a baja temperatura, como poseen en parte valencia variable, son compatibles con varias fases.
8. Atmófilos: Elementos químicamente indiferentes que constituyen la atmósfera.
9. Biófilos: Elementos esenciales para el metabolismo celular.

FIG. N°3: Clasificación de Szadeczky-Kardoss (1952)

Clasificación Geoquímica General 

1. Elementos Mayores: Son considerados ser los elementos estructurales de los minerales mayores, típicamente con concentraciones >1%.
2. Elementos Menores: Son los elementos estructurales en importantes minerales menores y/o elementos que sustituye en un alto grado en los minerales mayores (con concentraciones típicamente en el rango 0.1-1%)
3. Elementos Traza: Son aquellos con muy bajas concentraciones y que existen como constituyentes mayores de las fases traza o que sustituye dentro de las fases mayores en un relativamente menor grado (típicamente <0.1%).

Clasificación según tamaño/carga

Un grupo de nomenclatura ha sido desarrollado para clasificar a los elementos en base de su tamaño (radio iónico) y la carga nominal en los minerales comunes. Sobre la base del volumen del coeficiente de partición (D) en los sistemas magmáticos, los elementos pueden ser divididos:

1. Los elementos compatibles: Son aquellos que tanto por su carga como por su radio iónico pueden entrar fácilmente a formar parte de la fase cristalina del manto o del magma. Son elementos con potenciales de ionizaciónencima de 4 son llamados elementos de grandes valencias (También llamados elementos HFSE - High Field Strength Elements).
2. Los elementos incompatibles: Son aquellos que debido a su gran radio iónico o a su alta valencia no entran fácilmente en las fases sólidas cristalinas del manto o en el magma. Son elementos altamente cargado o de radios grandes, aquellos con potencial de ionización casi debajo de 4 son llamados elementos litófilos de ion grande (También llamados elementos LILE - LargeIon Lithophile Elements),

FIG. N°4: Clasificación según el tamaño/carga de los elementos.

Fuente: 

• Mantilla, H. R. (2007). Introducción a la Geoquímica General y Aplicada. Lima: Biblioteca Nacional del Perú No 2007 0220.

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Geoquímica - Capítulo 1: Cristaloquímica

La cristaloquímica o química de los minerales es la ciencia que relaciona la composición química, la estructura interna y las propiedades físicas en las sustancias cristalinas.

Se volvió una rama independiente de las ciencias en 1926, cuando fueron determinadas suficientes estructuras de los minerales y Goldschmidt pudo formular los principios generales y fundamentales de la estructura cristalográfica de componentes inorgánicos simples.

Fig.1 VIKTOR MORITZ GOLDSCHMIDT (1888-1947)

Cristaloquímica de los minerales

Se describen como materiales cristalinos aquellos materiales sólidos cuyos elementos constitutivos se repiten de manera ordenada y paralela y cuya distribución en el espacio muestra ciertas relaciones de simetría. Así, la propiedad característica y definidora del medio cristalino es ser periódico. Además de ésta, otras propiedades características son la simetría, la homogeneidad, la anisotropía, y capacidad para formar los cristales con formas externas (cristales con caras).

Por tanto, el cristal está formado por la repetición monótona de agrupaciones atómicas paralelas entre sí y a distancias repetitivas específicas (traslación). La red cristalina es una abstracción del contenido material de este medio cristalino, y el tratarlo únicamente en función de las traslaciones presentes constituye la esencia de la teoría de las redes cristalinas (Fig.2).

Fig. 2 En la red cristalina todos los puntos, nudos, tienen exactamente los mismos alrededores y son idénticos en posición con relación al patrón o motivo que se repite. Este motivo es una constante del cristal ya que constituye el contenido material, es decir, su naturaleza atómica, de manera que red x motivo = cristal.

Periodicidad

El medio cristalino es un medio periódico ya que a lo largo de cualquier dirección la materia que lo forma se halla a distancias específicas y paralelamente orientadas, de forma que la orientación y distancias a que se encuentran dependen de la dirección elegida. La distancia según la cual las unidades estructurales se repiten paralela e idénticamente a lo largo de una dirección dada se denomina traslación. Éstas definen la denominada red cristalina, constituida por una serie de puntos (nudos) separados entre sí por las citadas traslaciones.

Simetría

La palabra griega "simetría" significa que existe regularidad en la posición de los objetos o sus partes aisladas en el espacio. La simetría es una propiedad más general de cualquier cuerpo cristalino y su investigación es una tarea más importante en la cristalografía. La simetría rige al mundo de los cristales. Esto es una regularidad más general de las sustancias cristalinas. La simetría determina: 1) Las leyes de la distribución de los elementos estructurales en las redes cristalinas, 2) La posición de las caras (facetas) de los cristales en el espacio (Fig.3)

Fig. 3 Cristales minerales de diferentes formas: Cuarzo (a), Apofiilita (b), Pirita (c).

Anisotropía

La red de nudos constituyente del estado cristalino es anisótropa en cuanto a las distancias entre nudos, es decir, ésta depende de la dirección según la cual se mide. Las propiedades de los cristales no son iguales por las direcciones no paralelas. Diferentes disposiciones atómicas a lo largo de diferentes planos o direcciones cristalinas, dan lugar a estas propiedades anisotrópicas (vectoriales). Puesto que la magnitud de la propiedad depende de la dirección, varía al cambiar la dirección cristalográfica. Algunas de las propiedades vectoriales de los cristales son: dureza, conductividad térmica y eléctrica, velocidad de la luz, etc. (Fig.4). Entre las propiedades vectoriales se destacan sobre todo las propiedades mecánicas y ópticas de los cristales minerales.

Figura 4. Anisotropía de la dureza de la Cianita Al2OSiO4

Redes cristalinas

Por primera vez en el siglo XIX el científico francés Bravais describió matemáticamente 14 tipos de las celdas unidades (Fig. 5). Estos 14 tipos de redes cristalinas forman la cantidad innumerable de las estructuras.

Las cantidades de las aristas de la celda elemental se señala a,b,c (correspodiente a los ejes coordenadas de los poliedros x,y,z) y los ángulos entre los ejes: α,β,γ. La caracterización de las celdas elementales son las siguientes:

1. SISTEMA CUBICO: a=b=c; α=β=γ=90°; es suficiente el parámetro a (todas las aristas de la celda tienen que ser iguales y todos los ángulos rectos);
2. SISTEMA TETRAGONAL: a=b≠c; α=β=γ=90° (hay que calcular una constante a:c);
3. SISTEMA HEXAGONAL Y TRIGONAL: a=b≠c; α=β=90, γ=120; las celdas se caracterizan por dos parámetros: a y c;
4. SISTEMA RÓMBICO: la celda tiene tres parámetros: a≠b≠c; α=β=γ=90°;
5. SISTEMA MONOCLÍNICO, la celda elemental tiene cuatro parámetros a≠b≠c y β (α=γ=90≠β);
6. SISTEMA TRICLÍNICO: la celda tiene cinco parámetros: a≠b≠c (α≠β≠γ≠90°).

   

   Fig. 5 Redes espaciales de Bravais.

Se denomina ENLACE QUÍMICO a las fuerzas de uniones entre átomos que surgen al ceder, tomar o compartir electrones entre sï con el fin de lograr la estructura más estable. Los enlaces están íntimamente relacionados con los electrones de cada uno de los átomos que participan del enlace, y de las estructuras atómicas de estos, por lo que es comúnmente llamado a estos electrones llamados electrones de “valencia”.

Los enlaces químicos están clasificados según 3 características:

• La distancia internuclear o interatómica (0.74 a 6 Å)
• La energía del enlace (energía necesaria para romper las uniones)
• Tipo de fuerzas de unión (electroestáticas, de canje, Van der Waals, mixtas)

Con lo anterior se tienen 7 tipos de enlaces químicos, de los cuales solo veremos 3 de ellos.

1. Iónico o electrostático: Un enlace de este tipo se da cuando se unen átomos que tienden a ceder fácilmente electrones con átomos que tienden fácilmente a tomar electrones, formando estos dos átomos iones con cargas opuestas, estas cargas hacen que se atraigan se forme un enlace muy fuerte al cuál se le llama iónico.

   

   Fig. 6 Enlace iónico en NaCl

2. Enlace Covalente: Este tipo de enlace se da cuando se unen átomos que tienen tendencia a ganar electrones, normalmente se dan entre elementos no metálicos monoatómicos ó poliatómicos, pero estos en vez de ceder electrones como en el enlace iónico, los electrones los comparten, para llenar su arreglo atómico en su última capa, a este tipo de enlace se le llama covalente. 

   

   Figura 7. Enlace covalente

3. Enlace metálico:  Se da cuando átomos que son afines a ceder electrones se unen para formar una estructura, en la cual los electrones que tienen en su última capa son cedidos para ser compartidos por todos los átomos a su alrededor, quedando estos átomos como iones positivos, y el conjunto de electrones que son cedidos forman una nube o mar de electrones que hacen que los átomos no se repelan y se mantengan unidos (Fig. 8). 

   

   Figura 8. Nube electrónica en enlace metálico

Isomorfismo

El isomorfismo es el fenómeno de la sustitución mutua de los átomos en las estructuras de los minerales que tienen las propiedades cristaloquímicas cercanas. Estas propiedades determinan la variación del intercambio gradual y regular de la composición del mineral y la electroneutralidad de su red cristalina.

Figura 9. Isomorfismo entre la Halita (NaCl) y la galena (PbS)

Polimorfismo

Es el fenómeno de la transición (transformación) de un tipo estructural a otro tipo por la variación de las condiciones físico-químicas del ambiente de formación. En esta transformación de una especie mineral a otra especie, se mantiene constante la composición química (Fig. 10).

Fig. 10 Modificaciones polimorfas del carbono: Diamante y Grafito

OJO: La transformación polimorfa puede ser enantiotropo (recto-opuesto) como para el hierro y monótropa, como en el caso de las modificaciones de CaCO3: aragonita (rómbico) → calcita (trigonal) en la temperatura 400ºC.

Bibliografía

• http://www.geocities.ws/smexmineralogia/FM3Cristaloquimica.pdf
• http://mineralogiagrupo4fi.blogspot.com/2016/10/historia-de-la-mineralogia.html?m=0
• http://quimicaepja.blogspot.com/2014/09/simbolos-de-lewis.html
• http://biologiacampmorvedre.blogspot.com/2015/01/tema-4-1-bachillerato-mineralogia.html

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