lunes, 28 de marzo de 2011


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geología 


Geo+logos = Estudio de la Tierra.
Ciencia que estudia la sucesión de los rasgos y caracteres geográficos que ha ido adoptando la superficie terrestre, desde el momento de la primera consolidación de la litosfera hasta el presente. Subdivisiones: cosmología, paleontología, geología estructural, petrología, geomorfología, fisiografía, etc.
La ciencia de la geología se ha divido tradicionalmente en 2 amplias áreas la física y la histórica.


Geología física


 estudia todos los agentes terrestres y procesos transfromadores, así como los efectos causados por ellos. Esta rama de la de la geología no se deduce, como hemos visto, a la geomorfología.
La geología física Estudia además de la estructura y el entorno, de los procesos y propiedades físicas: magnetismo, color, densidad, elasticidad, etc., relacionadas con la Tierra.


Geología histórica


 trata, no solo de las secuencias de los hechos causados por la acción de los procesos físicos, sino también de la historia de los largos procesos de la vida atreves de las edades. La geología histórica  es una  Parte de la geología que trata de los sucesos y variaciones de la Tierra en el pasado. Del estudio cuidadoso de las rocas se extraen los datos necesarios para conocer las circunstancias geográficas, climáticas, faunísticas, florísticas, etc., que se han ido sucediendo en el planeta. Divide el tiempo en eras y éstas en períodos, épocas y edades.


Tiempo geológico


 fue recocido por Hutton y otros como extremadamente largo pero no hubieron métodos para determinar con precisión la edad de la tierra. Pero sin embargo a finales del siglo xix. Se descubrió la radio actividad y se hizo por primera vez a principios del siglo xx y desde allí se ha perfeccionado ahora podemos afirmar con bastante precisión hechos importantes en la historia de la tierra. Para comprender los procesos de cambio que afectan de manera continua a la Tierra, es primordial tener claridad respecto al factor tiempo en Geología. los métodos de datación radiométrica, que se intentaron por primera vez en 1905, los geólogos pueden ahora asignar fechas exactas y específicas a acontecimientos de la historia de la Tierra. Los cálculos actuales sitúan la edad de la Tierra en unos 4.600 millones de años.



Una visión  de la tierra como un sistema


a medida que nos acercamos aún nuestro planeta del espacio, se pone de manifestó que la tierra es mucho mas que , rocas,  o aires. En cambio se caracterizan por intercesiones continuas entre ellas a medida que el aire entre en contacto con las rocas, las rocas con el agua y el agua con el aire.
Cualquiera que estudia la tierra aprende pronto que nuestro planeta es cuerpo dinámico con muchos pates o esferas separadas pero interactuantes. Hidrosfera, atmosfera, la biosfera, la tierra solida todos
sus componentes pueden ser estudiados por separado.  Cada uno se relaciona de alguna manera con las otras para producir un todo complejo y continuamente interactuante que lo denominamos sistema tierra.
Estructuras interna de la tierra: ha prendido que la segregación de material  que empezó muy temprano en la historia de la tierra tuvo como resultado la formación de 3 capas definidas por su composición química: la corteza, manto y núcleo. Estas 3  capas  de diferentes composiciones.  
*Núcleo: Tiene una capa exterior de unos 2.225 km de grosor con una densidad relativa media de 10. Esta capa es probablemente rígida y su superficie exterior tiene depresiones y picos. Por el contrario, el núcleo interior, cuyo radio es de unos 1.275 km, es sólido. Ambas capas del núcleo se componen de hierro con un pequeño porcentaje de níquel y de otros elementos. Las temperaturas del núcleo interior pueden llegar a los 6.650 °C y su densidad media es de 13. El núcleo interno irradia continuamente un calor intenso hacia afuera, a través de las diversas capas concéntricas que forman la porción sólida del planeta. La fuente de este calor es la energía liberada por la desintegración del uranio y otros elementos radiactivos. Las corrientes de convección dentro del manto trasladan la mayor parte de la energía térmica de la Tierra hasta la
Superficie.
*Manto: Se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de unos 2.900 km. Excepto en la zona conocida como Astenosfera, es sólido y su densidad, que aumenta con la profundidad, oscila de 3,3 a 6. El manto superior se compone de hierro y silicatos de magnesio como el olivino y el inferior de una mezcla de óxidos de magnesio, hierro y silicio.
*corteza terrestre: La capa exterior está compuesta de silicatos y óxidos de aluminio (sial) que generan rocas livianas, bloques que flotan sobre la masa semi - líquida y viscosa de la Astenosfera (sima) y se desplazan. Posee una profundidad media de 33 Km. bajo los continentes y 10 Km. sobre los océanos. La capa rocosa exterior junto con la zona externa del manto forma la Litosfera.

Atmósfera 

 Es la cubierta gaseosa que rodea el cuerpo sólido del planeta. Tiene un grosor de más de 1.100 km, aunque la mitad de su masa se concentra en los 5,6 km más bajos.
Hidrosfera: Se compone principalmente de océanos, pero en sentido estricto comprende todas las superficies acuáticas del mundo, como mares interiores, lagos, ríos y aguas subterráneas. La profundidad Media de los océanos es de 3.794 m, más de cinco veces la altura media de los
Continentes.  

*Litosfera: Compuesta sobre todo por la corteza terrestre, se extiende hasta los 100 km de profundidad. Las rocas de la litosfera tienen una densidad media de 2,7 veces la del agua y se componen casi por completo de 11 elementos, que juntos forman el 99,5% de su masa. El más abundante es el oxígeno, seguido por el silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio, magnesio, titanio, hidrógeno y fósforo. Además, aparecen otros 11 elementos en cantidades menores del 0,1: carbono, manganeso, azufre, bario, cloro, cromo, flúor, circonio, níquel, estroncio y vanadio. Los elementos están presentes en la litosfera casi por completo en forma de compuestos más que en su estado libre.
La litosfera comprende dos capas, la corteza y el manto superior, que se dividen en unas doce placas tectónicas rígidas. El manto superior está separado de la corteza por una discontinuidad sísmica, la discontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por una zona débil conocida como Astenosfera. Las rocas plásticas y parcialmente fundidas de la Astenosfera, de 100 km de grosor, permiten a los continentes trasladarse por la superficie terrestre y a los océanos abrirse y cerrarse







Ciclos de las rocas



 Todas las rocas que tenemos hoy en día (¡a excepción de los meteoritos!), están hechas del mismo material en que estaban hechas las rocas durante la época cuando los dinosaurios y otras antiguas formas de vida caminaban, se arrastraban, o nadaban sobre la Tierra. Mientras que los materiales que componen las rocas se han mantenido iguales, las rocas no. Durante millones de años, las rocas se han sido reciclando, y convirtiendo en otras rocas. El movimiento de la placas tectónica es responsable de destruir y formar diferentes tipos de rocas. Por la acción de los agentes geológicos externos, las rocas preexistentes en el exterior de la corteza se desmenuzan y se convierten en sedimentos. Estos son transportados a zonas más bajas, llamadas cuencas sedimentarias, donde dan lugar a la formación de rocas sedimentarias.
El ciclo continúa, y el paso anterior se puede repetir: esta roca sedimentaria puede dar lugar a sedimentos que formen posteriormente otra nueva roca sedimentaria. A su vez, la roca sedimentaria puede ser sometida a condiciones de alta presión y temperatura, como sucede en zonas con actividad tectónica, y transformarse en una roca metamórfica, o fundirse para formar magma y originar una nueva roca ígnea.

Asimismo, si la roca ígnea queda atrapada en unas condiciones adecuadas de presión, de temperatura, o de ambas, se puede transformar en roca metamórfica. Por tanto, los materiales constituyentes de una roca podrían, con el paso del tiempo, formar parte de otra muy distinta.
El ciclo continúa con el regreso a la corteza de algunas rocas: las masas rocosas situadas a gran profundidad terminan aflorando a la superficie, bien por ascenso lento de magma, o de una forma mucho más rápida, si lo hacen como parte de los productos expulsados en una erupción volcánica. Con más tiempo, se puede producir el afloramiento de conjuntos rocosos: las rocas pueden llegar a la superficie por erosión de los materiales que las recubren o impulsadas por los empujes que producen los movimientos tectónicos de las placas litoféricas.


                           UNIDAD I                                                  


Derivada continental

En 1620, el filósofo inglés Francis Bacon se fijó en la similitud que presentan las formas de la costa occidental de África y oriental de Sudamérica, aunque no sugirió que los dos continentes hubiesen estado unidos antes. La propuesta de que los continentes podrían moverse la hizo por primera vez en 1858 Antonio Snider, un estadounidense que vivía en París. En 1915 el meteorólogo alemán Alfred Wegener publicó el libro "El origen de los continentes y océanos", donde desarrollaba esta teoría, por lo que se le suele considerar como autor de la teoría de la deriva continental.

Según esta teoría, los continentes de la Tierra habían estado unidos en algún momento en un único ‘supercontinente’ al que llamó Pangea. Más tarde Pangea se había escindido en fragmentos que fueran alejándose lentamente de sus posiciones de partida hasta alcanzar las que ahora ocupan. Al principio, pocos le creyeron. Por otra parte, desconcierta el hecho de que algunas especies botánicas y animales se encuentren en varios continentes. Es impensable que estas especies puedan ir de un continente a otro a través de los océanos, pero sí podían haberse dispersado fácilmente en el momento en que todas las tierras estaban unidas. Además, en el oeste de África y el este de Sudamérica se encuentran formaciones rocosas del mismo tipo y edad.





Paleomagnetismo 
Estudios de antiguas rocas volcánicas muestran que al enfriarse se ‘congelaban’ con sus minerales orientados en el campo magnético existente en aquel tiempo. Mediciones mundiales de estos depósitos minerales muestran que a través del tiempo geológico la orientación del campo magnético se ha desplazado con respecto a los continentes, aunque se cree que el eje sobre el que gira la Tierra ha sido siempre el mismo. Por ejemplo, el polo norte magnético hace 500 millones de años estaba al sur de Hawái y durante los siguientes 300 millones de años el ecuador magnético atravesaba los Estados Unidos. Para explicar esto, los geólogos creen que diferentes partes de la corteza exterior de la Tierra se han desplazado poco a poco en distintas direcciones. Si esto fuera así, los cinturones climáticos habrían seguido siendo los mismos, pero los continentes se habrían desplazado lentamente por diferentes ‘paleolatitudes’.
Tectónicas de placas
  La tectónica es la rama de la geología que estudia las dislocaciones y deformaciones mecánicas de la corteza terrestre, tanto para conocer la estructura y configuración actuales de la misma, como las que pudo tener en épocas remotas, e intenta averiguar los procesos que la han causado.
En 1968 nace la teoría de la tectónica de placas de la unión de los conceptos de las hipótesis de la deriva continental (wegner-1915)  y expansión del fondo oceánico  ( hess-1960) la cual es acepta  universalmente.



Bordes de placas
Olas placas litosfericas se mueven como unidades coherentes con relación a otras placas aunque al interior de las placas pueden experimentar alguna deformación las principales intracciones entre las placas individuales se produce a lo largo de sus bordes. De hecho los bordes de la placas se establecieron por primera vez representando las localizaciones de los terremotos. Existiendo tres tipos distintos de bordes que se diferencian en función  del tipo de movimiento que exiben
 
1.    Borde divergente ( borde constructivo)

Donde dos placas se separan, lo que produce el ascenso de material desde el manto para crea nuevo suelo oceánico




2.    Borde convergente ( borde destructivo)

Donde dos placas se juntan provocando el descenso de la litosfera oceánica bajo una placa superpuesta  que es finalmente reabsorbida en el manto o posiblemente la colision de dos bloques continentales para crar un sistema montañoso






 
3.    Borde de fallas transformantes (bordes pasivos)

Donde dos placas se  desplazan lateralmente una con respecto a la otra sin la producción ni la destrucción de litosfera


MODELOS DE CONVECCION
La convección es el mecanismo que se produce en los fluidos cuando el calor es transportado desde zonas de mayor temperatura a otras con temperatura menor, debido a los cambios en la densidad de los materiales.
Dos modelos de corrientes de convección en el manto.La transferencia de energía comienza cuando una porción de materia se calienta y, al dilatarse, asciende desde los puntos más calientes a los más fríos. El proceso contrario tiene lugar cuando al enfriarse un material aumenta su densidad y desciende por efecto de la gravedad.
Los procesos convectivos son también muy comunes en otras capas fluidas de la Tierra, como la atmósfera y la hidrosfera y, en determinadas condiciones físicas, también pueden darse en los sólidos.
                 

                                              UNIDAD III


LOS MINERALES
Los minerales son cuerpos de materia sólida del suelo que pueden aparecer de formas muy diversas, ya sea de forma aislada o como componentes fundamentales de las rocas.
Se pueden estudiar los minerales a partir de las distintas propiedades que presentan, como la dureza, geometría (en cristales), composición química, densidad. La mayor parte de los objetos que usamos en nuestra vida cotidiana proceden de uno o varios minerales.
Composición de los minerales
Cada uno de los casi 4000 minerales de la tierra esta exclusivamente definidos por su composición química y estructura interna. en otras palabras cada muestra del mismo mineral contiene los mismos elemento reunidos  en un modelo regular o repetitivo. En  la actualidad se conocen 112 elementos. De ellos solo 92 aparecen de forma natural. Algunos minerales como el oro y el azufre están compuestos exclusivamente de un elemento.
Pero la mayoría tiene una combinación de dos o más elementos reunidos 

ESTRUCTURA DE LOS MINERALES
Un mineral está compuesto por una disposición ordenada de átomos químicamente unidos para formar una estructura cristalina concreta este empaquetamiento ordenado de los átomos se refleja en los objetos de formas regulares que denominamos cristales.
Aunque es verdad que cada muestra del mismo mineral tiene la misma estructura interna, algunos elementos son capaces de reunirse de más  de una forma. Por tanto, dos minerales con propiedades totalmente  diferentes pueden tener  exactamente la misma composición química. Los minerales de este tipo se dice que pueden ser polimorfos (poli=mucho, morfo=forma)









PROPIEDADES FISICAS DE LOS MINERALES

Dureza de un mineral
La dureza de un mineral es la resistencia que presenta a ser rayado. Un mineral posee una dureza mayor que otro, cuando el primero es capaz de rayar al segundo.

El mineralogista alemán Mohs estableció en 1822 una escala de medidas que lleva su nombre, y que se utiliza en la actualidad, en la que cada mineral puede ser rayado por los que le siguen. Se toman 10 minerales comparativos de más blando a más duro, que son: talco, yeso, calcita, fluorita, apatito, ortosa (feldespato), cuarzo, topacio, corindón y diamante.
Tenacidad o cohesión
La tenacidad o cohesión es el mayor o menor grado de resistencia que ofrece un mineral a la rotura, deformación, aplastamiento, curvatura o pulverización. Se distinguen las siguientes clases de tenacidad:
 
- Frágil: es el mineral que se rompe o pulveriza con facilidad. Ejemplos: cuarzo y el azufre.
 
- Maleable: el que puede ser batido y extendido en láminas o planchas. Ejemplos: oro, plata, platino, cobre, estaño.
 
 - Dúctil: el que puede ser reducido a hilos o alambres delgados. Ejemplos: oro, plata y cobre.
 
- Flexible: si se dobla fácilmente pero, una vez deja de recibir presión, no es capaz de recobrar su forma original. Ejemplos: yeso y talco.
 
- Elástico: el que puede ser doblado y, una vez deja de recibir presión, recupera su forma original. Ejemplo: la mica.


Fractura de un mineral

Cuando un mineral se rompe lo puede hacer de diversas formas:
 
- Exfoliación: significa que el mineral se puede separar por superficies planas y paralelas a las caras reales. Ejemplos: mica, galena, fluorita y yeso.
 
- Laminar o fibrosa: cuando presenta una superficie irregular en forma de astillas o fibras. Ejemplo: la actinolita.
 
- Concoidea: la fractura presenta una superficie lisa y de suave curva, como la que muestra una concha por su parte interior. Ejemplos: sílex y obsidiana.
 
 - Ganchuda: cuando se produce una superficie tosca e irregular, con bordes agudos y dentados. Ejemplos: magnetita y cobre nativo.
 
- Lisa: es la que presenta una superficie lisa y regular.
 
- Terrosa: es la que se fractura dejando una superficie con aspecto granuloso o pulverulento.

Peso específico: (densidad relativa). Es el nº que representa la relación entre su peso y el peso de un volumen igual de agua a 4º.
Densidad que presenta un mineral respecto del agua.

Color: es la respuesta del ojo y del cerebro al intervalo de luz visible del espectro electromagnético.

 Huella: es el color que presenta el polvo fino de un mineral.
Mientras que el color de un mineral puede variar entre límites amplios, el color de la huella es constante. Puede ser determinada fácilmente frotando el mineral sobre un trozo de porcelana porosa. La porcelana tiene una dureza aproximada de 7 (Mohs), por lo que no puede emplearse con minerales de dureza superior.

Brillo: es el aspecto general que presenta la superficie de un mineral cuando sobre ella se refleja la luz.
Puede ser de dos tipos. Metálico (semejante al que presentan los metales) y no metálico. No existe una línea clara de separación entre estos dos grupos; a los minerales que presenta un brillo comprendido entre ambos tipos se les conoce en general con el nombre de submetálicos.
Los minerales de brillo no metálico suelen ser de colores claros y transmiten la luz, si o a través de secciones gruesas, sí a través de láminas delgada. La raya de un mineral no metálico suele ser incolora o de color muy débil.

Fluorescencia y fosforescencia: es la propiedad que tienen los minerales que emiten luz al ser expuestos a la acción de rayos ultravioleta, Rx o algún tipo de rayos catódicos. Si la emisión de luz continua después de haber cesado la fuente emisora se dice que el mineral es fosforescente.

Grupo de minerales
Los silicatos son el grupo de minerales de mayor abundancia, pues constituyen más del 95% de la corteza terrestre, además del grupo de más importancia geológica por ser petrogénicos, es decir, los minerales que forman las rocas. Todos los silicatos están compuestos por silicio y oxígeno. Estos elementos pueden estar acompañados de otros entre los que destacan aluminio, hierro, magnesio o calcio.

Un conjunto de estos  constituyen la mayor parte de las rocas  de la corteza terrestre y como tales se clasifican como los minerales formadores de rocas.  Pidiéndolos encontrar de dos gropos como lo son los silicatados y los no silicatados. Puesto que otros grupos de minerales son muchos menos abundantes en la corteza terrestre que los silicatos. A menudo se agrupan bajo la denominación de no silicatados.

MINERALES SILICATADOS

Los Silicatos son los principales constituyentes de las rocas ígneas, también aparecen en rocas metamórficas y sedimentarias, además de en yacimientos minerales como portadoras de materiales importantes, como las tierras raras, Uranio, etc. Hay muchos minerales que los contienen y son muy importantes industrialmente, como arcillas, amianto, etc. Otros silicatos con enorme valor son, gemas, topacios, granates...
Los principales elementos, los iones más comunes y el número de coordinación. (Fotocopias) También aparecen otros, en menores cantidades, como los aniones cloruro, fluoruro o carbonato.
Su estructura está muy bien estudiada, aunque hay excepciones por su complejidad. Está formado por una unidad estructural, que son los tetraedros SiO4, pueden aparecer individualmente o compartiendo oxígenos, donde estos enlaces son equivalentes, por lo que forman tetraedros regulares. Estos enlaces son muy fuertes: 50% iónico y 50 % covalente. Aparecen unidos por cationes distintos al Silicio.
División de los silicatos:
Claros : fedelpasto, cuarzo, moacovita y minerales de la arcilla.
Oscuros: olivino, piroxenos, anfíboles, biotita y grante.
Coordinación en los silicatos. (En cuanto al oxígeno)
Z: Si y Al aparecen en posiciones octaédricas con coordinación 4.
Y: Al³+, Mg³+, Fe³+... tienen una coordinación 6.
X: Na+, Ca+ con radios iónicos grandes, con coordinación 8.
X: K, Ba+, Rb+ radios iónicos superiores a 1 y coordinación 12.
Cuanto mayor es el radio catiónico, mayor es la coordinación. Se producen sustituciones entre los elementos de cada grupo, pero es poco frecuente entre otros grupos.
Los aniones que pueden aparecer son: OH-, Cl-, F-, etc. El agua también puede formar parte de los silicatos. Las uniones dentro de los tetraedros son fuertes, pero entre unos y otros son más débiles, por lo que muchas veces encontramos una buena esfoliación.
En el caso de anfíboles y piroxenos aparecen cristales fibrosos. Pero en el caso de los Tectosilicatos tendrá esfoliación en las tres direcciones.
Otras propiedades generales importantes son:
·         La velocidad e índices de refracción toman valores dependiendo de la estructura.
·         A medida que va aumentando la complejidad, disminuye el índice de refracción y la densidad y aumenta la polarización.
·         La dureza va desde 1 hasta 8, además los que tienen grupos OH- son de menor dureza.
El primero en cristalizar es un olivino rico en magnesio, a medida que desciende la temperatura, se produce la sustitución del Mg por Fe.
Su estructura, los tetraedros están unidos por Mg en coordinación 6 con los oxígenos, y se observan dos posiciones estructurales; la primera M1 es un octaedro perfecto; la segunda M2 son octaedros algo distorsionados, como es el caso de la fostenita.
En los olivinos intermedios el Mg y Fe no tienen preferencia por estas posiciones. Pero en las calcicas, el Ca siempre ocupa la segunda posición estructural.
En algunos manuales lo podemos ver como empaquetamiento hexagonal aproximado del oxígeno, donde el Si ocupa los huecos tetraédricos y el Mg los huecos octaédricos.
Son frecuentes en rocas ígneas de origen magmático, y también aparecen en rocas ígneas básicas o ultrabásicas.
Grupo del granate: se incluyen minerales con la fórmula donde A es un metal divalente: Ca, Mg, Fe, Mn y B es un metal trivalente: Cr, Al, Fe.
En cuanto a su estructura, los metales divalentes están en coordinación 8 y los metales trivalentes en coordinación 6 respecto al oxígeno.
Son numerosas las especies con soluciones sólidas y las representamos en diagramas ternarios. ( Fig. 16.54)
Sus características son, son isoestructurales, cristalizan en el sistema cúbico, su forma más común es el rombodecaedro, tiene una dureza alta, su color es variado y está en función de su composición. Aparecen en rocas ígneas y metamórficas. Son muy comunes.





Grupo de minerales No silicatados

MINERALES NO SILICATADOS.

Elementos nativos.
Minerales cuya composición química es el elemento; hay pocos en la Naturaleza. Están en el estado sólido, excepto el Mercurio ( Hg) y poseen distintas estructuras cristalinas, que dependen del enlace. Algunos presentan dos o más polimorfos.
También hay aleaciones naturales.

Las subclases que lo componen son:
Metales:
Sus propiedades son las de los metales; son dúctiles, brillo metálico, opacos..., debido a que poseen enlace metálico.
La mayoría son de color blanco plateado, excepto el Au y Cu.
Su dureza es baja, entre 3,5 y 4.
Los más duros, más densos y con mayor punto de fusión son los del grupo del Platino.
En general, los puntos de fusión son altos, entre 900 y 1700ºC.
Son muy estables a los agentes atmosféricos y por ello los encontramos en yacimientos sedimentarios.
Sus propiedades físicas son debidas a su estructura cristalina(estructura de empaquetamiento denso y con alto número de coordinación. La simetría de empaquetamiento también es alta, cúbica o hexagonal. Tienden a formar soluciones sólidas: El oro y la plata forman soluciones sólidas completas. Pero el cobre con la plata y el oro forma soluciones sólidas limitadas, debido a los radios iónicos.
Dentro del grupo del platino hay dos aleaciones importantes: Platino e Iridio, formando la platinoiridina; y el Iridio y el Osmio, formando la iridiosmina.
Esta subclase está formada por:
- Grupo del Oro: Au y Ag.
- Grupo del Platino: Pt, Pd, Iridiosmina y Platinoidimina.
- Grupo del Hierro: Fe nativo, hierro-níquel (aleación)
Semimetales.
Cada átomo está más próximo a tres de sus vecinos, por ello, aparecen estructuras de grupos piramidales, siendo el enlace de tipo covalente. Estos grupos piramidales están unidos entre si por enlaces más débiles, fuerzas de Van der Walls; lo que explica la fácil esfoliación basal de estos minerales.
Son quebradizos, peores conductores del calor y la electricidad, por la presencia de los enlaces covalentes.
La simetría es inferior a la de la subclase anterior.
Su dureza es media baja y brillo casi metálico.
Aparecen en yacimientos hidrotermales.
Esta subclase está formada por:
·         Grupo As: As, Sb, Bi
No metales.
Minerales muy distintos a las subclases anteriores. Partículas unidas por enlaces covalentes. Presentan polimorfismos.
Esta subclase está formada por:
·         Grupo del Azufre: presentan un color amarillo-verdoso, que puede variar según las impurezas, en colores como el gris o el rojo. Brillo resinoso y pueden aparecer cristalizados, donde serán traslucidos a través de la luz. Tienen una dureza baja, con esfoliación poco evidente, son frágiles, malos conductores del calor y la electricidad; con bajo peso específico, debido a los distintos empaquetamientos en átomos de la estructura.
S nativo, se emplea para obtener ácido sulfúrico. En cuanto a su estructura, posee una celda elemental que tiene anillos que poseen 8 átomos de azufre, dispuestos en zig-zag. El enlace entre estos átomos de azufre es covalente. Presentan polimorfismos, formas alotrópicas, una rómbica y dos monoclínicas, siendo el azufre rómbico el más estable y más abundante.
·         Grupo del Carbono: presentan las dos formas naturales del carbono, dos minerales muy distintos entre sí. Y son.
Diamante: Cristaliza en el sistema cúbico y su celda elemental es una celda cúbica centrada en las caras con huecos tetraédricos ocupando la mitad por átomos de carbono. El enlace es covalente puro, de ahí su dureza. El enlace ocurre mediante orbitales híbridos sp³. Existen variedades como “bort”, que tiene estructura radial o esferoidal. Existe otra variedad del diamante que son los porosos y micro granulares. Estas dos variedades se usan en la industria. También están los cristales del diamante que son opacos, de color parduzco, debido a las intrusiones de otros minerales o de las cenizas de otros óxidos, como el sílice, aluminio, hierro...
Otras características físicas son: alta dureza ( el más duro es 1000 veces más duro que el cuarzo), es insoluble en ácidos y disoluciones alcalinas, es frágil. Es de origen magmático aunque puede aparecer en yacimientos sedimentarios de origen mecánico.
Grafito: cristaliza en el sistema hexagonal, en los anillos hexagonales hay tres átomos de carbono, más próximos a sus vecinos. Los enlaces entre los carbonos de los anillos son covalentes y los que unen las capas son fuerzas de Van der Walls, por eso la distancia entre seis anillos es más corta que entre dos cargas sucesivas. Los anillos de dos cargas alternas coinciden en un mismo plano, y los anillos de carga intermedia están desplazados la mitad del periodo de traslación. El grafito posee una alta esfoliación en capas. Presenta una alta conductividad eléctrica, debido a que el enlace entre orbitales sp², quedando libre el orbital p, que dan lugar a una doble corriente eléctrica de electrones, por encima y por debajo de las cargas. Es un mineral con esfoliación de tipo basal porque las cargas se unen perpendicularmente a un eje vertical. Se presenta en forma de cristales tabulares y también en formas hojosas o escamosa y en formas granulares. Es un mineral muy impuro, posee cenizas formadas por óxidos de sílice, aluminio... y puede contener hasta un 20 % de arcilla.
Siempre es opaco, color negro metálico. Las variaciones hojosas son flexibles pero no elásticas. Es blando. Al igual que el diamante es inatacable por ácidos, de ahí que se use para fabricar cristales refractarios.
Otras aplicaciones son como lápices, conductores.
El grafito es el polimorfo estable a bajas presiones y el diamante es el polimorfo estable a altas presiones.
A temperatura alta y presiones moderadas podemos transformar el grafito en diamante, para ello necesitamos temperaturas de 750-2000ºC y unas presiones aproximadas de 76 Kilobares. El mayor que se ha obtenido es de 11,1 Quilates


 









































3 comentarios:

  1. Hola me parece genial este blog los felicito, esta carrera en realidad me parece muy apasionante y me encantaría estudiarla, ustedes me podría contar que tal ha sido esta experiencia en la U de Pamplona, cómo es la vida allí, es muy difícil entrar a esa universidad?... Por favor espero una respuesta

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    1. Camila la experiencia ha sido increible la geologia es una mezcla entre ciencia y deportes extremos, es para personas dedicadas y con mucha paciencia Te lo recomiendo

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  2. Este comentario ha sido eliminado por el autor.

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