Notícia inesperada.

Males notícies relacionades al exàmen de geodinàmica, esperem que l'exàmen de biología ens isca millor.
No sempre l'esforç es senyal de victoria, per lo que es veu..

Canvis.

Temari de geología acabat, en res començarem amb la biología. Què ganes!

Modelo dinámico de la Tierra y sus discontinuidades.

Apuntes minerales.

Mineral-Cristal-Vidrio

Mineral: Sólido de matéria homogénea, formado de manera natural por procesos inorgánicos con una composición química y estructura ordenada.

Cristal: sólido homogéneo de estructura ordenada
.

Vidrio: material inorgánico, duro, frágil y amorfo.

Placas terrestres.

 Existen dos tipos:

 Placa oceánica: Compuesta principalmente por basalto, una roca volcánica negra que, por lo general,no se aprecian cristales de minerales porque se han solidificado rápidamente, se produce al solidificarse lentamente el magma con un alto contenido en sílice en profundidades a alta presión. Puede estar cubierta por sedimentos, sobre todo cerca de los continentes.

 Placa continental: Constituida principalmente por granito, una roca plutónica blanquecina o grisácea, en la que es fácil ver cristales de cuarto, feldespato y mica, se produce al solidificarse el magma pobre en metales en el fondo de las cámaras magmáticas. Esta corteza contiene también rocas sedimentarias,metamórficas y volcánicas.

 El granito es menos denso que el basalto. Esta diferencia de densidad impide que ambos se mezclen y los continentes no se pueden hundir en el manto.

1. En la corteza granítica encontramos rocas de hasta 4000 millones años de antigüedad, mientras que en la corteza basáltica no aparecen rocas de más de 200 millones de años. 

2. La corteza basáltica es más delgada y forma el suelo oceánico mientras que la granítica sobresale y forma los continentes.



http://www.gobiernodecanarias.org/educacion/3/WebC/salinas/Dep%20Biolog%C3%ADa/M%C3%A9todos%20de%20estudio%20del%20interior%20de%20la%20tierra.pdf

Métodos de estudio de la Tierra.

Métodos directos.
Se basan en la observación directa de los materiales que componen la Tierra. Sólo proporcionan información de los primeros kilómetros, por lo que es muy limitada.
Minas, pozos, etc.
Métodos indirectos no sísmicos.
Estudio de rocas extraterrestres: Se trata de rocas formadas en el exterior del planeta, que llegan a la superficie de la Tierra en forma de meteoritos. Cuando impactan con la superficie terrestre producen en ella cráteres de impacto, y pueden sacar a la superficie rocas del interior.
El estudio de meteoritos aporta información sobre:

• Abundancia de los elementos químicos que existen en el Sistema Solar
• Composición de las capas internas de la Tierra
• Edad del Sistema solar.

Método gravimétrico: La gravimetría detecta anomalías de la gravedad, las cuales permiten calculara la densidad y el espesor de la corteza terrestre.

Métodos sísmicos.
Se basa en el estudio de la vibración de las ondas
sísmicas, detectadas en unos dispositivos llamados
sismógrafos.
Tipos de ondas sísmicas:

•  Ondas P: Son las más rápidas , la vibración de la materia se produce en la misma dirección en que se propagan las ondas. Se propagan tanto en sólidos como en líquidos.
• Ondas S: Son más lentas que las P. La vibración de la materia es perpendicular a la dirección de propagación de las ondas. Se propagan únicamente en sólidos.

Deducimos pues, hacia el interior de la Tierra

•   0-33 Km. La velocidad de las ondas aumenta. Es un medio sólido y rígido al encontrarnos en la corteza. 

•  33-2900 Km. Esta zona corresponde al manto. Se caracteriza por un cambio brusco en la velocidad de las ondas a su entrada en este (discontinuidad de Mohorovicic) 

•  2900-5100. Nos encontramos en el núcleo externo. A la entrada de este, en la discontinuidad de Gutenberg, la velocidad de las ondas P disminuye considerablemente (ya que es un medio más denso) y las ondas S dejan de propagarse. Por ello, decimos que nos encontramos en un medio líquido. 

• 5100-6370. Estamos en el núcleo interno. Las ondas P aumentan su velocidad en la discontinuidad de Wiechert – Lheman. Se encuentra en estado sólido.

http://www.gobiernodecanarias.org/educacion/3/WebC/salinas/Dep%20Biolog%C3%ADa/M%C3%A9todos%20de%20estudio%20del%20interior%20de%20la%20tierra.pdf

ROCAS. 3

Magmáticas.

No tienen orientación. Se forman cuando las rocas se han fundido y se han convertido en magma.
El origen del magma se sitúa en los cambios de las variables que rigen la estabilidad de los minerales de una roca: temperatura, presión y composición.
Se puede producir la fusión de una roca por aumento de la temperatura o disminución de la presión.

Un magma tiende a ascender debido a su menor densidad, ocupando un espacio que denominamos cámara magmática. El ascenso se realiza por la inyección de magma en las grietas, el magma varía   su composición por varios procesos:

•  Diferenciación magmática: Los minerales formados en el magma pueden ir separándose (por gravedad, por corrientes etc) de la parte fundida. El magma residual se empobrece en los elementos químicos, hierro, ya utilizados para formar minerales, en el fondo de la cámara magmática se forma gabro y en la parte superior el magma aumenta en sílice y forma materiales como el granito.

•  Asimilación magmática: El magma, en su ascenso, integra en su interior rocas de las paredes de la cámara magmática y, al fundirlas, incorpora sus elementos.

•  Mezcla de magmas: La sucesiva generación de magmas puede hacer que se mezclen magmas de diferentes composiciones. 

Solidificación de un magma

Es un proceso inverso al la fusión. La solidificación de un magma puede producirse en dos situaciones:

•  En superficie: Se produce un enfriamiento rápido, dando  lugar a las rocas extrusivas o volcánicas. Sólo se aprecian aquellos minerales cristalizados en el interior de la cámara magmática rodeados de una pasta micro cristalina o vítrea (textura porfídica).

• En el interior: Se produce un enfriamiento gradual. A cada descenso de temperatura se forman los minerales más estables, enriqueciéndose el magma residual en sílice y volátiles. Este proceso decristalización sucede en tres etapas:

Ortomagmática: (temperaturas superiores a los 700º C) Se produce la solidificación en el
interior de la cámara magmática. Cristalizan minerales silicatos originando rocas plutónicas.

Pegmatítica - Neumatolítica: (temperaturas entre 700 y 400º C) Los fluidos residuales con
alto contenido en volátiles salen por las grietas de la cámara magmática solidificándose en
su interior. Se originan rocas filonianas.

Hidrotermal: (temperaturas inferiores a 400º C) Soluciones acuosas a alta temperatura con componentes solubles  ascienden por grietas cristalizando en ellas.
Se forman rocas filonianas e impregnaciones en otras rocas.



Tipos (de mas a menos velocidad de consolidación.)

Volcánicas: textura vitrio cristalina.

Filonianas: textura porfídica, el magma se inyecta dentro de la roca y son cristales grandes envueltos en cristales mas pequeños.
Textura pegmatítica, solo cristales grandes, porque también entra aire y tiene mucho mas espacio para crecer.

Plutónicas: textura granuda, cristales mas o menos iguales y pequeños.

ROCAS 2

Metamórficas.


Textura cristalina. Creadas a mucha presión y temperatura. Las reacciones que se producen al someterlas a estas fuerzas nos indican en que condiciones ha tenido lugar el metamorfismo.
El conocimiento de los intervalos de presión y temperatura en los que se producen estas transformaciones reacciones ha permitido establecer las facies metamórficas (conjunto de rocas metamórficas recristalizadas en un mismo intervalo de presión y temperatura).

Las facies metamórficas se pueden agrupar en:

Facies de alta presión: aumento de la presión manteniendo bajas temperaturas. Características de zonas de colisión continental reciente, o del prisma de acreción en las zonas de subducción.

Facies de alta temperatura: aumento de la temperatura y manteniendo bajas presiones. Características de las zonas próximas a una intrusión plutónica (metamorfismo de contacto)

Facies intermedias: aumento simultáneo de presión y temperatura. Características del metamorfismo regional. 



Tipos de metamorfismo.


Metamorfismo regional: de las zonas orogénicas, afecta a grandes áreas de corteza. Las rocas presentan texturas laminadas orientadas de forma perpendicular a la presión.

Metamorfismo de contacto: de alta temperatura, en las rocas encajantes de un magma.

Metamorfismo de impacto: zonas donde se ha producido un choque de meteoritos.

Metamorfismo dinámico: en las zonas de falla.



Procedentes de rocas sedimentarias.

Metapelitas: procedentes de rocas arcillosas. Según aumenta el estado de metamorfismo: pizarras, esquistos, gneis (compuestos por los mismos materiales del granito pero con orientación definida en capas alternas de minerales claros y oscuros)

Cuarcitas: procedentes de areniscas.

Mármoles: procedentes de rocas calizas.

ROCAS. 1: Agregado de minerales.

SEDIMENTARIAS.


Los medios o ambientes sedimentarios son zonas de la superficie terrestre, donde pueden acumularse sedimentos. Los ambientes sedimentarios se clasifican en continentales, marinos o de transición.
Aspecto terroso, si este no es así se han formado en el fondo del océano. Las calizas y reaccionan con el HCl.
Se forman a poca presión.
Estructura en láminas.


Clasificación atendiendo a su origen y composición:

Rocas Detríticas: estan formadas por granos de tierra ya existentes (clastos)

Rocas Carbonatadas: Muy abundantes, su característica fundamental es que están formadas por calcita o dolomita (calizas y dolomías), aunque genéticamente son un grupo heterogéneo, pudiendo algunas calizas incluirse por su origen en otros grupos.

Evaporitas: Se forman en medios donde la contínua evaporación produce la precipitación de sales.

Organogeneas: Se forman por acumulación de restos orgánicos de seres vivos. Tienen gran importancia económica por ser combustibles fósiles: carbón y petróleo.

Minerales.

Los minerales son sólidos de estructura cristalina (estructura atómica ordenada) formados de manera natural por procesos inorgánicos. No pueden ser divididos químicamente en compuestos mas simples.

Formación.

La formación de cristales puede originarse de diferentes maneras, según las características del ambiente donde
tenga lugar:
Solidificación: Materiales en estado fundido que sufren un descenso en su temperatura produciéndose un cambio de estado. En muchos casos, este proceso no implica un proceso de cristalización, como sucede frecuentemente en las rocas volcánicas (vidrios volcánicos). En las rocas plutónicas, por el contrario, sí tiene lugar la formación de cristales, puesto que, debido al enfriamiento lento, la solidificación se traduce en múltiples cristalizaciones por precipitación de diferentes minerales.
Cristalización: Se produce la formación de cristales a partir de la incorporación de las sustancias que componen un fluido, por saturación de alguno de los componentes. Existen dos modalidades:

• Precipitación: Cuando el fluido es un líquido. La causas son variadas: pérdida por evaporación del fluido, aumentos   en la concentración (aporte de iones) y variaciones de  temperatura o presión. Se verifica en todos los ambientes. 
• Sublimación: Cuando el fluido es un gas se produce la cristalización directamente al estado sólido. Es el caso de las fumarolas volcánicas por la bajada brusca de la temperatura.

Recristalización: Se forma un nuevo cristal por reorganización interna de los componentes de un cristal preexistente. Al variar las condiciones del medio (presión, temperatura o composición), un cristal puede desestabilizarse y empezar a variar su estructura o su composición por difusión en estado sólido. Son muy frecuentes en el ambiente metamórfico pero se verifican también en la meteorización y la diagénesis.


Independientemente del mecanismo ambiental que ha originado un cristal, su formación o cristalogénesis sigue
una serie de etapas denominadas nucleación y crecimiento.
La formación de un cristal comienza con la nucleación, formación de un núcleo o partícula inicial con las propiedades de un cristal, a partir de la cual éste ya puede crecer. Existen dos modalidades de nucleación:

 Nucleación homogénea: Cuando la partícula es de la   misma composición y estructura del cristal que se  va a formar.
 Nucleación heterogénea: Cuando el núcleo es una sustancia diferente y preexistente que favorece su cristalización. Las partículas extrañas quedan incluidas dentro del nuevo cristal como impurezas o inclusiones.
 La nucleación es un momento delicado y la inestabilidad del medio puede hacer que su formación no se produzca, o bien, que sea efímera.
A partir de los núcleos se inicia el crecimiento de los cristales siempre que las condiciones del medio lo permitan (tiempo, estabilidad, etc).

Alrededor del núcleo, existen posiciones a partir de las cuales es más sencilla (aportan mayor energía al cristal) la adición de nuevos elementos. La tendencia de las nuevas partículas es rellenar huecos, completar filas, terminar caras y formar nuevas caras. Aún así existen cristales donde las condiciones del medio han permitido el crecimiento de las aristas.
El crecimiento real de los cristales se separa de este modelo ideal, produciéndose lo que se denominan defectos cristalinos.



Propiedades estructura cristalina.

Homogeneidad: En la materia cristalina, el valor de una propiedad medida en una porción de un cristal se mantiene en cualquier porción de él.
Anisotropía: Las distancias entre los elementos constitutivos varía con la dirección, afectando a ciertas propiedades. Así una propiedad puede dar valores diferentes dependiendo de la dirección en que la midamos.
Simetría: Por el hecho de ser periódica la materia cristalina es simétrica. Los elementos de simetría más comunes son:

• Sistema triclínico (a≠b≠c ≠≠≠90º)
• Sistema monoclínico (a≠b≠c ==90º≠>90º)
• Sistema ortorrómbico (a≠b≠c ===90º)
• Sistema tetragonal (a=b≠c ===90º)
• Sistema hexagonal (a=b≠c ==90º, =120º) 
• Sistema romboédrico o trigonal (a=b=c ==≠90º)
• Sistema cúbico (a=b=c ===90º)

Propiedades físicas de los minerales.

Forma cristalina. 
Color: controlado por la composición química de los minerales. Se debe a la absorción selectiva de ciertas
longitudes de onda de la luz blanca por algunos de los átomos del mineral.
Raya: aunque el color puede variar, el polvo mas fino que produce suele ser siempre el mismo. Esto se observa al rayar el mineral sobre porcelana.
Brillo: Puede ser metálico refleja totalmente la luz o no metálico, varios tipos.

• Vítreo: si brilla como el vidrio. 
• Mate: sí carece de brillo, típico de las sustancias terrosas. 
• Submetálico: entre metálico y mate. 
• Graso: si parece como cubierto por una película de grasa. 
• Nacarado: si se parece al brillo de las perlas, ligeramente irisado. 
• Adamantino: si posee un brillo muy intenso como el diamante. 
• Sedoso: sí brilla como la seda; típico de los materiales fibrosos

Transparencia: eficiencia en la transferencia de la luz:

• Transparentes: si puede apreciarse con nitidez el contorno de un objeto 
• situado detrás. 
• Semitransparente: cuando no se puede precisar el contorno de un objeto 
• situado detrás. 
• Translúcidos: si deja pasar luz pero no es posible la observación de los 
• objetos situados al otro lado. 
• Semitranslúcidos: el mineral es atravesado por la luz en sus bordes más 
• delgados. 
• Opacos: los cristales impiden totalmente el paso de la luz

Dureza: Escala de Mohs: 

Dureza	Mineral	Se raya con / raya a	Composición química
1	Talco	Se puede rayar fácilmente con la uña	Mg3Si4O10(OH)2
2	Yeso	Se puede rayar con la uña con más dificultad	CaSO4·2H2O
3	Calcita	Se puede rayar con una moneda de cobre	CaCO3
4	Fluorita	Se puede rayar con un cuchillo de acero	CaF2
5	Apatita	Se puede rayar difícilmente con un cuchillo	Ca5(PO4)3(OH-,Cl-,F-)
6	Ortoclasa	Se puede rayar con una lija para el acero	KAlSi3O8
7	Cuarzo	Raya el vidrio	SiO2
8	Topacio	Rayado por herramientas de carburo de wolframio	Al2SiO4(OH-,F-)2
9	Corindón	Rayado por herramientas de carburo de Silicio	Al2O3
10	Diamante	El más duro, no se altera con nada excepto otro diamante.	C

Densidad relativa.

Luminiscencia: emisión de la luz: fluorescencia, fosforescencia, termoluminiscencia, triboluminiscencia.

Conductividad eléctrica y magnetismo.


Fractura y exfoliación.
La rotura de un mineral a lo largo de una superficie irregular se denomina
fractura. Se llama exfoliación cuando un mineral se rompe a favor de alguna de
sus caras planas.



Fuentes de información:
http://pendientedemigracion.ucm.es/info/diciex/programas/minerales/minerales.pdf
http://es.wikipedia.org/wiki/Cristalograf%C3%ADa
http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1bachillerato/cristalizacion/contenidos.htm
http://es.wikipedia.org/wiki/Escalas_de_dureza
Moodle del instituto.

Crecimiento de los cristales

Práctica.

Queremos demostrar la influéncia del espacio en el crecimiento de los cristales.

Hipótesis: En dos recipientes de diferente tamaño introducimos la misma cantidad de soluto y disolvente. Lo que suponemos que va a pasar es que en el recipiente de mayor tamaño los cristales creceran mas grandes.

Materiales: 

• Probeta (para medir la cantidad de agua)
• Cristalizador
• Vaso de precipitado
• Balanza de precisión (para medir la masa de soluto)

Procedimiento: 

• Lavamos los recipientes con jabón y los aclaramos con alcohol.
• Ponemos 150ml de agua en cada recipiente.
• Ponemos 3g de sulfato de cobra en cada recipiente.
• Calentamos la mezcla durante dos minutos para facilitar la homogeneización.
• Removemos hasta hacerse una disolución.
• Lo dejamos reposar 2 semanas.

Resultado:

A las dos semanas de el experimento observamos que las mezclas siguen igual, aun no se ha evaporizado el agua, con lo cual, dejamos reposar una semana mas.

A la semana observamos que la mezcla que estaba en el recipiente mas grande ha cristalizado en cristales pequeños, y la que estaba en el recipiente mas pequeño sigue con agua, pero ya se han formado núcleos. 

Tendremos que esperar otra semana ...

Eratóstenes, medición del radio de la Tierra.

Leyendo uno de los aountos  de la biblioteca de Alejandría encontró un dato que le llamó mucho la atención. Afirmaba que en la ciudad de Siena (la actual Asuán) a mediodía del solsticio de verano los rayos del sol entraban hasta el fondo de los pozos, por profundos que fueran, y ningún objeto producía sombra alguna, los rayos de sol incidían perpendicularmente sobre la ciudad. Decidió comprobar si en Alejandría el mismo día y a la misma hora pasaba lo mismo, y constató que no. En su cuidad los objetos arrojaban una sombra con un ángulo de  360/50 o lo que es lo mismo 7º 20′. Eratóstenes suponía, con la ciencia de la época, que el Sol estaba lo suficientemente lejos como para que sus rayos llegasen a la Tierra paralelos, y suponía que las dos ciudades estaban en el mismo meridiano (en realidad hay unos 3º de diferencia). No obstante, el dato que tenía era la distancia angular entre Siena y Alejandría. Si pudiera conocer la distancia en línea recta entre estas dos ciudades podría calcular la longitud total del círculo máximo de la Tierra.

Eratóstenes envió a varios de sus servidores para que midieran, por el camino más recto posible, la distancia entre Siena y Alejandría. También preguntó a los camelleros y les contrató para que midiesen la distancia con la mayor precisión posible. Al final concluyó que la distancia en línea recta era de 5000 estadios. El resto es fácil, si una cincuentava parte de un círculo son 5000 estadios, la circunferencia total es igual a 50 x 5000 = 250.000 estadios.

Pero ¿cuánto mide un estadio? Eratóstenes pudo usar el estadio griego, que equivale a unos 185 metros, es decir le habría salido una circunferencia de 46.250 kilómetros. Pero si, como se ha supuesto siempre, usó el estadio egipcio, éste equivale a unos 157,5 metros, Eratóstenes calculó una circunferencia de 39.375 kilómetros. Si tenemos en cuenta que la circunferencia real es de 40.008 kilómetros podemos apreciar la exactitud de sus cálculos: menos de un 1% de error.

Lee todo en: Eratóstenes y el tamaño de la Tierra | La guía de Geografía http://geografia.laguia2000.com/general/eratostenes-y-el-tamano-de-la-tierra#ixzz2gOmc0MYr

Medida densidad minerales.

En clase, hemos hecho una practica que consiste en la medida de densidad de los minerales. Para ello, el profesor nos ha dado tres minerales de galena, uno puro y otros dos los cuales son mezclas de minerales. 

En una presentación vista a clase hemos visto que la galena tiene una densidad de 7.5.

Hemos tenido que comprobar si el mineral que nos han repartido es el puro o la mezcla. 

Por tanto, tenemos que medir la densidad de dicho mineral.

PROCEDIMIENTO:

• Calculamos la masa, pesando el mineral en la balanza de precision del laboratorio

• Medimos el volumen, sumergiendo el mineral en una probeta enrasada a un determinado valor, lo que aumente es el volumen que tiene.
  
  
  
  Finalmente obtenemos que la masa es de 23.336g, el volumen es de 4, calculamos la densidad dividiendo la masa entre el volumen y obtenemos que el mineral tiene una densidad de 5.834.
  
  
  Deducimos, por tanto, que el mineral que tenemos no tiene la densidad de la galena, porque es una mezcla de faldespato y galena.