UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

FACULTAD DE INGENIERÍA

Escuela Académico Profesional de ingeniería Geológica

PETROGRAFÍA Y MINERALOGÍA

PET

RO

LOG

ÍA ÍG

NEA

Y

MET

AM

ÓR

FICA

DOCENTE: ING. ARAPA VILCA VICTOR. A

AUTORES : ALVARADO HUACCHA, Angela Roxana CABANILLAS ESTRADA, Robert Daniel CUEVA SÁNCHEZ , Richard GARAY VERA, Henry Edinson GONZALES RAFAEL, Luis Edwin REQUEJO ILATOMA, Nilton SANCHEZ ARAUJO, Trinidad Emerita

INTRODUCCIÓNLas rocas ígneas componen, aproximadamente, el noventa y cinco por ciento de la parte superior de la corteza terrestre, pero quedan ocultas por una capa relativamente fina pero extensa de rocas sedimentarias y metamórficas.Sus minerales, y química global dan información sobre la composición del manto terrestre, del cual procede el magma que origina las rocas ígneas, y de la temperatura y condiciones de presión reinantes cuando se formó la roca, o de la roca pre-existente que se fundióLas rocas ígneas están compuestas de minerales; por lo tanto, el estudio de las rocas requiere de un conocimiento previo de los minerales formadores de rocas. Aunque se conocen 1,700 minerales, aproximadamente 50 de ellos son formadores de rocas, de los cuales 30 son los más comunes. Una característica notable de las rocas ígneas es el muy pequeño número de minerales de que están compuestas.

3. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA: ¿De que están compuestas las rocas y que importancia tienen los minerales en la clasificación y denominación de éstas?4. JUSTIFICACIÓN: Es importante estudiar las rocas porque son las que constituyen la corteza terrestre, además contienen muchos de los minerales que son necesarios para el hombre.

PETROGRAFÍA

La petrografía es la rama de la geología que se ocupa del estudio e investigación de las rocas, en especial en cuanto respecta a su aspecto descriptivo, su composición mineralógica y su estructura. Se complementa así con la petrología, disciplina que se centra principalmente en la naturaleza y origen de las rocas.

MINERALOGÍA

La mineralogía es la rama de la geología que estudia las propiedades físicas y químicas de los minerales que se encuentran en el planeta en sus diferentes estados de agregación.

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Los minerales constitutivos de las rocas ígneas pueden dividirse generalmente en dos grandes grupos:

Minerales primarios: Los minerales primarios se forman durante la cristalización de la roca.Minerales secundarios: cristalizados en etapas magmáticas tardías (por procesos hidrotermales), o en etapas posteriores a la consolidación magmática.

Minerales primarios.  Minerales Principales:  Los minerales leucocráticos que constituyen mayoritariamente las rocas ígneas están incluidos en el grupo de los tectosilicatos (cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasas, moscovita y feldespatoides); los minerales melanocráticos, ricos en elementos ferro magnesianos . Los minerales melanocráticos más comunes en las rocas ígneas son ciertos silicatos, cuyas especies minerales presentan una importante coloración (olivino, piroxenos, anfíboles y ciertas micas como la biotita y flogopita). 

Minerales Accesorios:  El pequeño tamaño que suelen presentar este tipo de minerales, dificulta su identificación a simple vista, de manera que se hace necesario el empleo del microscopio petrográfico. La presencia de estos minerales en las rocas magmáticas aporta una gran cantidad de datos relativos a la composición química y las condiciones de consolidación en la roca, muy empleados en los estudios petrogenéticos. Los minerales accesorios más comunes en las rocas ígneas son la andalucita, granate, turmalina, calcita, circón, apatito, esfena, espinela y los óxidos de hierro y titanio (rutilo, hematites, magnetita).  

Minerales Secundarios

Son los que cristalizan en etapas posteriores a la consolidación magmática.Los minerales secundarios más comunes en las rocas ígneas son los anfíboles (tremolita, actinolita),, cloritas,, serpentinas..

Substitución Atómica

Muchos minerales de silicatos son muy variables en su constitución química a causa de la posibilidad de substitución atómica de un elemento por otro en el armazón estructural en un mineral.

Por ejemplo: el olivino común puede describirse como una disolución sólida de moléculas de Forsterita (Fo) y moléculas de Fayalita (Fa): la composición precisa de cada muestra de olivino puede establecerse en función de estos dos miembros extremos, como .

El tamaño atómico tiene también influencia fundamental sobre el alcance de la substitución, ya que el ion substituido debe ser capaz de ocupar su puesto en la trama sin ocasionar deformación alguna de la estructura. Como resultado de la substitución atómica, la composición química de la mayoría de los minerales es en realidad un “complejo de substitución iónica” o una “serie de substitución iónica” o, en la terminología antigua, “compuestos isomórficos” y “serie de disolución sólida”.

ESTRUCTURA DE LOS MINERALES SILICATOS

Mas del 90% de la corteza terrestre esta formada por silicatos. Estos comprenden especies tan bien conocidas como el cuarzo, los feldespatos, los piroxenos, los anfíboles y las micas.

El tetraedro es la unidad fundamental de todas las estructuras de los silicatos, y esta constituido por un ion silicio situado en el centro de los iones oxigeno en las cuatro esquinas. Seis grupos principales de silicatos se establecen por los diversos modos de disposición de los tetraedros; pueden existir como unidades independientes, o estar en cadenados juntos en cinco formas.

ESTRUCTURA DE LOS MINERALES SILICATOS

Los seis grupos de los silicatos, en orden de condensación o polimerización creciente, son:

SIL

ICA

TO

S

NESOSILICATOS

SOROSLICATOS

CICLOSILICATOS

INOSOLICATOS

FILOSILICATOS

TECTOSILICATOS

NESOSILICATOS

Proviene del griego nesos que significa isla

Los nesosilicatos son silicatos que no comparten oxígenos entre los tetraedros adyacentes, por lo que se dice que sus grupos tetraédricos son independientes o “aislados” los unos de los otros. En su composición química por tanto siempre aparece el grupo (SiO4)-4. Los tetraedros quedan unidos mediante enlaces iónicos entre los oxígenos y los cationes disponibles en el medio, los cuales pueden ser de diferentes tamaños y cargas, dando lugar a los distintos nesosilicatos.

El empaquetamiento atómico de los nesosilicatos es generalmente denso, lo que hace que los minerales de este grupo tengan una dureza y peso específico relativamente elevados.

Igualmente la estructura atómica de los nesosilicatos con tetraedros libres provocan un hábito cristalino equidimensional sin direcciones de exfoliación marcadas.

SE SUBDIVIDEN EN :

GRUPO DE LA FENAQUITA GRUPO DEL OLIVINO

Fenaquita

Willemita

Forsterita

Fayalita

GRUPO DE LOS GRANATES GRUPO DEL ZIRCON

Piropo

Grosularia

Espesartina

Almandino

Zircón

GRUPO DE LA HUMITA

Condrodita

Datolita

Esfena

Cloritoide

EL OLIVINO

Sistema de cristalización:

ortorrómbica

Dureza: 6.5-7

Densidad: 3.27

Brillo: vítreo

Color: verde amarillo pálido a verde oliva

en la Forsterita

Se distingue generalmente por su brillo vítreo, fractura concoidea, color verde y naturaleza

granular.

El olivino es un mineral de roca bastante común, variando su importancia de tal forma que puede ser constituyente principal de la roca. Se encuentra especialmente en rocas ígneas ferros magnesianas de color oscuro tales como el gabro, peridotita y basalto la roca conocida como dunita esta formado

casi en su totalidad por olivino.

SOROSILICATOS

Proviene del griego “soror” que significa hermana, Si2O7, pueden considerarse como una condensación de dos tetraedros de sílice. Están unidos por un oxigeno común que sirve como ion puente. La deducción de la formula Si2O7 es fácilmente comprensible.

Se conocen unos 70 minerales de este grupo, pero en su mayor parte son raros. Pero las más conocidas son 6 especies, de las cuales las mas importantes son los minerales del grupo de la epidota y la idiocrasa (o vesubiana).

Empaquetamiento compacto de los sorosilicatos

GRUPO DE LA EPIDOTA

ISOESTRUCTURALES SISTEMAS CRISTALINOS

MONOCLÍNICO: Clinosizita, Epidota, Allanita. ORTORRÓMBICO: Zoisita

ALGUNOS MINERALES DEL GRUPO DE LA EPIDOTA

SOROSILICATOS Y NESO-SOROSILICATOS MEZCLADOS

GRUPO DE LA EPIDOTA

Hemimorfita

Lawsonita

Clinozoisita

Epidota

Alanita

Idocrasa (Vesubiana)

LA EPIDOTA

Sistema de cristalización: Monoclínico

Exfoliación: Perfecta

Dureza: 6-7

Densidad: 3.25-3.45

Brillo: vítreo

Color: verde pistacho,

amarillo verde a negro

La epidota se forma en condiciones de metamorfismo regional de la facies anfibolita-epidota. En la parte superior de

las facies de los esquistos verdosos. La epidotizacion es un

tipo de metamorfismo de baja temperatura.

CICLOSILICATOS

Los ciclosilicatos son una subclase cuya característica común

es la presencia de grupos discretos de 3, 4 ó 6 tetraedros (SiO4)

que comparten dos oxígenos apicales y dan lugar a la formación de

anillos. Por ejemplo, en el mineral berilo Be3Al2 Si6O18, seis grupos de silicio están juntos en anillos hexagonales dispuestos verticalmente a manera de panal y unidos lateralmente por iones de Be2+ y Al2+. Otros minerales con esta estructura son la turmalina, la cordierita y la wollastonita.

CICLOSILICATOS

Axinita

Berilo

Cordierita

Turmalina

LA TURMALINA

Sistema de cristalización:

Hexagonal

Fractura: concoidal

Dureza: 7-7.5

Densidad: 3-3.25

Brillo: vítreo a resinoso

Color: con mucho hierro es negra; con magnesio es parda.

Se reconoce por la sección transversal triangular

redondeada característica de sus cristales y fractura

concoidal.

Se encuentra como material accesorio en

rocas ígneas

El yacimiento más común de turmalina es la

pegmatita granítica.

INOSILICATOS

Los inosilicatos son silicatos en los que los tetraedros de silicio se agrupan compartiendo aniones de O-2, formando cadenas de tetraedros por la unión de radicales según una dirección dada. El resultado final es una estructura que se caracteriza principalmente por una perfecta exfoliación. Las cadenas que se forman pueden ser simples y dobles.

Las simples presentan en su composición el grupo unitario (SiO3)-2 y las dobles tienen una composición unitaria (Si4O11)-6

En todos los inosilicatos los enlaces más débiles son los que mantienen unidas las cadenas entre sí, por lo que como resultado de la meteorización frecuentemente se originan segmentos más o menos largos de cadena; estos trozos aislados pueden reorganizarse con posterioridad en nuevos silicatos de mayor o menor complejidad en función de las condiciones ambientales imperantes en el momento

GRUPO DE LOS PIROXENOS

Serie enstatia-ortoferrosilita Serie diópsido- hedenbergita

Enstatita

Hiperestena

Pigeonita

Diópsido

Hedenbergita

Augita

GRUPO DEL PIROXENO SODICO

Jadeíta

Egirina

Espodumena

GRUPO DE LOS ANFÍBOLES

ANFÍBOLES Serie de la tremolita

Antofilita Tremolita

Actinolita

Hornblenda

Serie de cummingtonita Grupo de los anfíboles sódicos

Cummingtonita

Grunerita

Glaucofana

Riebeckita

FILOSILICATOS

Deriva del griego, phyllon, lámina de hoja, estructura de hoja o de lámina, Si4O10.

Todos los miembros de este grupo tienen hábito hojoso o escamoso y una dirección de exfoliación dominante. Son por lo general blandos de peso específico relativamente bajo y las laminillas de exfoliación pueden ser flexibles e incluso elásticas. Todas estas peculiaridades derivan del predominio en la estructura de la hoja Silicio - Oxígeno (capa tetraédrica) de extensión indefinida. Tres de los cuatro oxígenos de cada tetraedro están compartidos con los tetraedros vecinos, resultando una relación Si/O = 2 : 5.

Los silicatos formados por unión de tetraedros de manera que constituyen redes planas bidimensionales con retículo hexagonal.

SE SUBDIVIDEN EN

Grupo de las serpentinas Grupo de los minerales

arcillosos

Antigorita

Crisolito

Caolinita

Talco

Pirofilita

Grupo de las micas Grupo de la clorita

Muscovita

Flogopita

Biotita

Lepidolita

Margarita

Clorita

TECTOSILICATOS

Deriva del griego “tecton” que significa construstor

En los tectosilicatos todos los tetraedros de silicio están enlazados entre sí en las tres direcciones del espacio formando un entramado de gran resistencia y estabilidad frente a los procesos de alteración. Se caracterizan por tanto por compartir los cuatro oxígenos de su estructura base. Son generalmente minerales ligeros y poco exfoliables entre los que encontramos el cuarzo, los feldespatos y las plagiclasas.

Grupo SiO2Grupo de los feldespatos

Cuarzo

Tridimita

Cristobalita

Ópalo

Serie de los

feldespatos potásicos Feldespatos

plagioclasas

Microlina

Ortosa

Sanidina

Albita

Anortita

Grupo de los feldespatoides Serie de las escapolitas

Leucita

Nefelina

Sodalita

Lazurita

Petalita

Marialita

Meonita

Analcima

GRUPO DE LAS ZEOLITAS

Natrolita

Chabasita

Heulandita

Estilbita

PETROLOGÍA DE LOS SILICATOS COMPLEJOS

GRUPO DEL OLIVINO

GRUPO DEL PIROXENO

GRUPO DE LOS ANFÍBOLES

GRUPO DE LA MICA

GRUPO DEL OLIVINO

 (Mg,Fe)2,SiO4 ; Nesosilicato

Hábito: Rara vez en cristales aplastados, normalmente en masas granulares

Color: El más común verde oliva.Raya: Blanca.Brillo: Brillo vítreo transparente o traslúcido.Dureza: 6'5-7 Otras: Fractura concoidea.VARIEDADES:

composición varía desde la forsterita (Mg2SiO4), hasta la Fayalita (Fe2SiO4)

Su peso específico varía entre 3,27 y 3,37, aumentando a medida que crece su contenido en hierro.

Sus cristales son equidimensionales

El olivino o peridoto es un silicato de hierro y magnesio. Su apariencia es la de un mineral verde parduzco y se halla en las rocas de origen volcánico, especialmente en los basaltos.

Es uno de los primeros minerales que se forman al cristalizar un magma.

Formado por una mezcla isomorfa de fayalita y forsterita, cristaliza en el sistema ortorómbico

Peridoto -olivino transparente-

Olivinoide -en meteoritos-

Pilita -alterado a anfíbol-

GRUPO DEL PIROXENO

Corresponde a una serie de minerales que cristalizan en los sistemas rómbicos y monoclínicos. Cristales cortos y prismático de 4 u 8 lados.

Normalmente aparecen en masas compactas o bien en granos diseminados. de colores verde oscuro a negro

dureza: 5 y 6. densidad: 3,2 a 3,5.

Corresponden a silicatos complejos de calcio, magnesio y hierro que aparecen en rocas ígneas, principalmente en rocas básicas tales como gabros y basaltos.Las principales variedades son: Augita, Diópsido e Hiperstena.

CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS

Tienen una estructura común que consiste en cadenas simples de tetraedros de sílice.

Su fórmula general es , donde representa calcio, sodio, o magnesio, raramente zinc, manganeso o litio, e representa iones de menor tamaño como el cromo, aluminio, hierro3+, magnesio, manganeso, escandio, titanio, vanadio o incluso .

De brillo vítreo, son inalterables por el ácido clorhídrico. Los piroxenos con hierro son oscuros, los que carecen de este elemento suelen ser blancuzcos, grises o de color verde claro.

Químicamente tienen un parecido a los anfíboles pero se diferencian de estos por tener un plano de exfoliación de 90°. En la mayoría de los piroxenos, el aluminio substituye en muy poca cantidad al silicio, a diferencia de otros silicatos como los feldespatos y anfíboles.

Los clinopiroxenos cristalizan en sistema monoclínico (como la augita, el diópsido y la espodumena), mientras que los Ortopiroxenos lo hacen en el ortorrómbico (como la broncita, la enstatita y la hiperstena).

CLASIFICACIÓN

GRUPO DEL ANFÍBOLES

En cuanto a composición, con más iones de hidróxilo (OH).

Cristalizan en los sistemas rómbicos, monoclniacute;nicos y algunos en tríclinico.Cristales prismáticos, largos y con 6 caras.

Color verde a negro o castaño.Tienen brillo más vítreo que los piroxenos.

Dureza variable entre 5 y 6.Poseen densidad entre 3,2 a 3,5.

Las especies más comunes son: Hornblenda, Actinolita y Tremolita.

Grupo de los silicatos que se caracterizan porque la unidad estructural fundamental, el tetraedro de silicio y oxígeno , forma cadenas dobles.

Los piroxenos, formados por cadenas sencillas, forman junto con los anfíboles el grupo de los inosilicatos.

En los anfíboles las dos cadenas se unen mediante átomos de oxígeno compartidos.

A su vez, las cadenas dobles se unen entre sí en paralelo.

Los anfíboles son minerales fundamentales de las rocas magmáticas.

La hornblenda y la actinolita son anfíboles comunes en las rocas metamórficas y plutónicas básicas.

Los minerales más comunes en las rocas metamórficas y plutónicas básicas son las hornblendas y la actinolita. Son los minerales fundamentales de las rocas magmáticas, y un componente esencial de la anfibolita. Tienen color negro o verde oscuro y su aspecto es vítreo o lechoso.

ESTRUCTURA

La formula general para los miembros del grupo de los anfíboles puede escribirse:

(W, X, Y)7-8(K4O11)2(O, OH, F)2, donde:

W=Ca, Na, (K en cantidad pequeña).X=Mg, Fe2+ (Mn en cantidad pequeña).Y=Ti, Al, Fe3+, Li, Cr, tierras raras.Z=Si, Al.En general, los anfíboles forman series isomorfas, y amplias substituciones de un ion por otros de tamaño semejante pueden tener lugar dando origen a composiciones químicas muy complejas.

GRUPO DE LA MICA

LA MICA

Las micas son minerales pertenecientes a un grupo numeroso de silicatos de alúmina, hierro, calcio, magnesio y minerales alcalinos

caracterizados por su fácil exfoliación en delgadas láminas flexibles, elásticas y muy brillantes, dentro del subgrupo de los filosilicatos.

Su sistema cristalino es monoclínico. Generalmente se las encuentra en las rocas ígneas tales como el granito y las rocas metamórficas

como el esquisto. Las variedades más abundantes son la biotita y la moscovita.

BREVE CARACTERIZACIÓN DEL GRUPO

Las micas figuran entre los minerales más abundantes de la naturaleza. En total constituyen aproximadamente 3.8% del peso de corteza terrestre, encontrándose, fundamentalmente en rocas intrusivas ácidas y esquistos micáceos cristalinos.

La composición química es extremadamente variable. Se registran numerosas mezclas isomorfas, donde, por una parte, Mg2+ suele sustituirse por Fe2+, Al3+ por Fe3+ y por otra parte, existen sustituciones isomorfas heterovalentes de Mg2+(Fe2+) por Al3+(Fe3+), etc.

Las micas están formadas por láminas compuestas de dos capas tetraédricas enfrentadas entre sí. En los huecos que quedan entre las dos capas se alojan iones de magnesio o aluminio, que se coordinan con los oxígenos apicales. Estas láminas nunca son eléctricamente neutras (no están compensadas todas las cargas).

Los minerales de este grupo se forman por apilamiento de estas láminas unidas entre sí mediante cationes pequeños, como el potasio.

TIPOS DE MICAS MINERAL

ES

PRINCIPA

LES

SUBGRUPO MINERAL

Micas ferroso-

magnésicas

Flogopita

Biotita

Anandita

Annita

Celadonita

Clintonita

Ferri-annita

Glauconita

Hendricksita

Kinoshitalita

Preiswerkita

Roscoelita

Roscoelita

Siderofilita

Flogopita sódica

Wonesita

Micas alumínicasMoscovita

Margarita

Boromoscovita

Chernykhita

Paragonita

Tobelita

Micas

litíferas

Lepidolita

Bityita

Ephesita

Masutomilita

Nanpingita

Norrishita

Polilithionita

Taeniolita

Zinnwaldita

Politipismo en las micas

En la estructura de las micas dos características son las que dan lugar al politipismo. Las dos capas de tetraedros, la de abajo y la de arriba tienen

sus tetraedros de manera que los vértices de la de abajo no coinciden con sus opuestos de la capa de arriba.

Esta descompensación hace que exista la coordinación octaédrica en la capa octaédrica. La simetría hexagonal de la capa tetraédrica hace que la

descompensación pueda estar en cualquiera de las seis direcciones posibles

LA FLOGOPITA

La flogopita es un miembro del grupo de las micas muy

extendido, que se observa

especialmente en mármoles

dolomíticos (ricos en magnesio) asociado con

espinela, diópsido,

hornblenda.

PROPIEDADES DE LA FLOGOPITA

La flogopita Color: Pardo

amarillento, rojo pardusco y verdoso

Raya: Blanca

Brillo: Nacarado a vítreo

Transparencia: Transparente a

translúcido

Sistema cristalino: Monoclínico

Hábito cristalino: Cristales prismático-hexagonales, laminar

Exfoliación: Fácil

Fractura: Irregular

Dureza: 2 a 2,5

Densidad: 2,79 g/cm3

LA BIOTITA

Es un grupo de minerales muy

difundido, la más común de todas

las micas, apareciendo

como componente principal o

accesorio de numerosas rocas ígneas: granitos,

sienitas, traquitas, etc.

PROPIEDADES DE LA BIOTITA

Biotita

Color: Pardo oscuro, pardo verdoso, pardo-

negro

Raya: Gris

Brillo: Vítreo, perlado

Sistema cristalino Monoclínico

Hábito cristalino: Laminar, micáceo en

placas flexibles

Exfoliació: Perfecta

Dureza: 2,5 - 3

Densidad media:3,09

MOSCOVITA

Químicamente es un alumino-silicato de potasio y aluminio,

que puede llevar magnesio, cromo y una gran variedad de otros elementos en

sus numerosas variedades.

Es la especie más común del grupo de las micas, es conocida como mica blanca o mica potásica por el color plateado y su brillo nacarado. Presenta

un hábito laminar, en cristales tabulares de

contorno hexagonal o en láminas flexibles y

elásticas.

PROPIEDADES DE LA MOSCOVITA

MuscovitaColor: Incoloro,

aunque con tonalidades

claras amarillas, pardas, verdes o

rojas

Raya: Incolora o blanca

Brillo: Vítreo, nacarado o

perlado

Transparencia: Transparente a

translúcido

Sistema cristalino:

Monoclínico

Hábito cristalino: Foliado o

laminar masivo

Macla: Rara, en estrella de cinco

puntas

Exfoliación: Fácil en forma de

láminas

Dureza: 2 a 2,5

Densidad: 2,83 g/cm3

La Muscovita esta presente en el granito.

La mica común de la rocas ígneas es la

biotita

La forma típica de ocurrencia de la lepidolita y otra

micas de litio es en las pegmatitas

La flogopita se encuentra comúnmente en los

sedimentos calcáreos metamorfizados, en rocas

ígneas como las peridotitas.

Señala la variación de la composición química de la biotita en los diferentes tipos de rocas.

1. Generalidades:

La sílice pertenece al grupo de los téctosilicatos

Presenta una gran variedad de clases cristalinas: cuarzo, tridimita, cristobalita, coesita y stishovita; como fases cristalinas que aparecen en la Naturaleza.

En los restantes téctosilicatos (feldespatos, feldespatoides, etc. ) hay una sustitución de Si por Al. Son por tanto, edificios tridimensionales de tetraedros de Si y Al, variando la relación Si/Al desde 3:1 a 1:1.

2. Estructura:

Los tres polimorfos de la sílice están formados por tetraedros de 4 oxígenos dispuestos alrededor de un átomo central de Si.

Estos tetraedros de Si-O se enlazan formando una red tridimensional en la que el tipo de uniones es distinto en las tres fases

3. Minerales Representativos

Cuarzo

Tridimita

Cristobalita

3.1 Cuarzo: Es más común y después de los

feldespatos el cuarzo es el mineral más abundante de la corteza terrestre

Es la forma estable de la sílice a la presión atmosférica a temperaturas hasta de 867º C

Se constituye de tetraedros de SiO2. Cada ion de silicio está rodeado por cuatro iones de oxígeno y cada ion de oxígeno está combinado con dos iones de silicio, por consiguiente a un ion de silicio corresponden 4/2 = 2 iones de oxígeno.

El cuarzo cristaliza  en dos sistemas cristalinos dependiendo de la temperatura según estos estudios a diversas temperaturas y presiones, se determino dos sistemas de cristalización cuarzo alto y cuarzo bajo.

3.1.1 Modificaciones:

Otras modificaciones son: Tridimita, Cristobalita, Coesita, Stishovita, Lechatelierita y Ópalo

Cuarzo alto •Es la forma estable del cuarzo por encima de los 573°C en el sistema hexagonal - por ejemplo con la forma típica de bipiramides hexagonales. 

Cuarzo bajo •Forma estable del cuarzo por de bajo de los 573°C en el sistema trigonal - por ejemplo como cristal trigonal de habito columnar.

3.1.2 Variedades de Cuarzo: Amatista: de color púrpura o violeta causado por contenido en

Citrino: varía en color de amarillo a anaranjado a anaranjado-café y se forma por el calentamiento de amatista.

Cuarzo ahumado: ‘smoky’ o ‘morión’, se forma exponiendo cuarzo natural con contenido en Al a radiación natural.

Prasolita: es una variedad verde de cuarzo menos común, que se forma por el calentamiento de amatista a T entre 300° y 600°C. El color se produce por la sustitución de Si por un otro ion o por la exposición del cuarzo a radiación o a calor

3.1.3 Ambientes Genéticos De Formación

En rocas ígneas ácidas, constituyente mayoritario, presente en granitos, granodioritas, riolitas, y pegmatitas como producto de la cristalización de magmas evolucionados• Común en rocas metamórficas y meta

somáticas como filitas, esquistos, cuarcitas, o granulitas máficas

Por su resistencia a la corrosión física y química, así como su baja solubilidad en agua, el cuarzo es uno de los principales constituyentes detríticos en rocas sedimentarias

3.2 TridimitaLa tridimita o asmanita es un polimorfo del SiO2.Generalmente aparece en cavidades en rocas volcánicas y se encuentra en dos formas: - Tridimita alfa, la cual cristaliza en el sistema hexagonal y a temperatura relativamente altas - Tridimita beta, la cual cristaliza en el sistema rómbicoEstabilizado por pequeñas impurezas de cationes, generalmente alcalinos. Sus cristales pueden presentar intercrecimiento con cristales de cristobalita.Es el polimorfo triclínico del dióxido de silicio, por lo que es polimorfo de: coesita (SiO2 monoclínico), cristobalita (SiO2 tetragonal), cuarzo (SiO2 trigonal) y stishovita (SiO2 tetragonal).

Raya: color blanco

Brillo: vítreo, Transparente. Color: incoloro, gris, blanco, blanco amarillento.Dureza: 6½ a 7. Densidad: 2,30 g/cm3.Sistema de cristalización: triclínico

Polimorfismo: En la TRIDIMITA β, los tetraedros de sucesivas láminas están situado como imágenes especulares unos sobre otros, y

la estructura es HEXAGONAL (rómbica en la α).

3.3 Cristobalita:

Su nombre proviene de la localidad de origen, el cerro de San Cristóbal, de Pachuca, México.

La cristobalita es la fase cubica de alta temperatura de la sílice. Este polimorfismo del cuarzo.

Se encuentra natural en rocas ígneas, tiene la importancia que permite estudiar científicamente como se forman los cristales en diferentes condiciones geológicas.

Nombre: Óxido de silicioFórmula Química: SiO2 Peso Molecular: 60,08 g/molSílice ( Si ): 46,74%Oxígeno ( O ): 53,26%Dureza: 6½.Densidad: 2,27 g/cm3.

Polimorfismo: En la CRISTOBALITA β cada lámina está rotada 120º con respecto a la lámina

inferior, así que la misma orientación en los tetraedros aparece cada tres láminas y la

disposición resultante tiene una celdilla CUBICA (Tetragonal en la α).

DISTRIBUCIÓN APROXIMADA DE LOS FELDESPATOS

La albita y la anortita forman una mezcla isomorfa completa, la serie de la plagioclasa. La ortoclasa y la albita son sólo parcialmente miscibles, forman la serie de los feldespatos alcalinos. La ortoclasa y la anortita son difícilmente miscibles a cualquiera temperatura.

CLASIFICACION DE LOS FELDESPATOS

Los feldespatos pertenecen al grupo de minerales de silicatados y subclase de los tectosilicatos. Químicamente están constituidos por aluminosilicatos de potasio, sodio, calcio y bario. Además pueden contener pequeñas cantidades de hierro, magnesio, titanio, estroncio, manganeso y plomo. En base a la composición se dividen en 3 grupos:Feldespatos Alcalinos u OrtoclasasFeldespatos cálcico-sódicos o PlagioclasasFeldespatos de Bario

GRUPO DE LOS FELDESPATOSLa fórmula general para los feldespatos puede escribirse entonces en la forma WZ4O8 en la cual W= K, Na, Ca, Ba, Sr

Z= Si, Al y Fe3+

La estructura de los feldespatos es una red tridimensional continua de tetraedros de SiO4 y AlO4, con los iones de carga positiva K, Na, Ca, Ba y Sr situados en los intersticios de la red negativamente cargada. La red de los tetraedros de SiO4 y AlO4 es elástica y puede ajustarse por sí misma al diverso tamaño de los cationes Cuando los cationes son relativamente grandes ( K, Ba), la simetría cristalina es monoclínica o seudomonoclínica; con los cationes más pequeños (Na, Ca), la estructura se deforma ligeramente y la simetría se vuelve triclínica.

SERIE DE LA PLAGIOCLASA

Cualquiera mezcla isomorfa entre Ab y An se llama plagioclasa, y todas las plagioclasas son triclínicas. Los miembros de la serie de la plagioclasa son definidos más o menos arbitrariamente. Los límites de composición por peso de la anortita para los diversos miembros que comprende la serie de la plagioclasa están indicados por el lado Ab – An.En el sistema albita – anortita muestra las relaciones simples de la disolución sólida y es de importancia fundamental para una comprensión de la serie de la plagioclasa.

LAS RELACIONES DE FUSIÓN DE LAS PLAGIOCLASA

LAS RELACIONES DE FUSIÓN DE LAS PLAGIOCLASALa curva superior es una curva de liquidus, arriba del cual está fundido; la curva inferior es una curva de solidus, debajo de la cual todo está sólido.

Entre estas dos curvas la materia fundida y los cristales coexisten. La albita pura se funde a 1118 °C; la anortita pura a 1553 °C. La mezcla que contiene 50% de cada una comienza a fundirse a 1287 °C en “f”; y la fusión es completa a 1450 °C en “a”; o bien una masa fundida que se está enfriando comienza a cristalizarse a 1450°C en “a” y su cristalización es completa a 1280°C en “f”. Las líneas horizontales unen fases fundidas y cristalizadas que pueden coexistir a la misma temperatura. En consecuencia, los cristales que están en equilibrio con el líquido “e” tienen la composición “f”, los cristales que están en equilibrio con el líquido “c” tienen la composición “d” y así sucesivamente para otras composiciones y temperaturas.

Se observará que un líquido en enfriamiento producirá cristales mayormente cálcico que el líquido cuando este alcanza la curva liquidus. Si se baja mas la temperatura y se mantiene el equilibrio el liquido reacciona continuamente con los cristales haciéndolos más y más sódicos, la composición del liquido se mueve de “a” hacia “e”.

Las reacciones o no de los cristales cálcicos con el liquido van a depender para la formación de los cristales sódicos como la albita.

FELDESPATO POTÁSICO

El feldespato potásico KAlSi3O8 ocurre en la naturaleza en cuatro formas que tienen simetría y propiedades físicas diferentes. La microclina (triclínica) es características de las pegmatitas y de otras rocas ígneas de grano grueso y de baja temperatura, mientras que la sanidina (monoclínica) es característica de las lavas silíceas por lo cual es razonable considerar la primera como una forma de baja temperatura, y la segunda como una forma de alta temperatura del feldespato de potasio. La ortoclasa (monoclínica) se encuentra en una amplia variedad de rocas ígneas y metamórficas que han cristalizado desde temperaturas intermedias a bajas. La adularia es una forma de baja temperatura y su ocurrencia está restringida a las vetas hidrotermales.

FELDESPATO POTÁSICO

FELDESPATO POTÁSICO El diagrama muestra un sistema de dos componentes con un compuesto intermedio, el feldespato de potasio, que tiene un comportamiento poco común en la fusión. Una masa fundida de composición “l”, con concentración de SiO2 inferior a la saturación, Se enfría a T1 en a, en cuyo punto la leucita comienza a separarse. Al avanzar el enfriamiento, la leucita continúa separándose, y la masa fundida cambia a lo largo de la curva de líquido hacia R. Aquí, en punto de reacción R, cesa la cristalización de la leucita, y la masa comienza a reaccionar con los cristales de leucita y los convierte en parte en feldespato de potasio. La masa fundida R es la única fase líquida capaz de existir en equilibrio con ambos, leucita y feldespato de potasio, en el sistema. Si se calienta los cristales de feldespato de potasio a 1150°C, tiene lugar el fenómeno de la fusión incongruente, es decir, los cristales de feldespato se descomponen en cristales de leucita y masa fundida de composición R. A medida que la temperatura se eleva por encima de R, se disuelven los cristales de leucita en liquido hasta que donde un liquido de la composición de feldespato de Potasio. El punto R es el punto de fusión incongruente, temperatura a la cual cambia una fase solida a otra fase solida y un líquido, difiriendo ambas en composición de la solida original.

FELDESPATO POTÁSICO Una masa fundida de composición 2 se enfría hasta b a T3, produciendo directamente cristales de feldespato potásico, al descender la temperatura y estarse produciendo cristalización continua de feldespato potásico, el liquido sigue la curva liquidus hacia E. en E tiene lugar la cristalización eutéctica de feldespato y de la tridimita

Una masa fundida de composición tres se enfría hasta c a T2, en cuyo punto continúa formándose la tridimita, y la masa fundida sigue la curva desde c hasta E, en donde el líquido cristaliza finalmente como una mescla eutéctica del feldespato y la tridimita.

EL SISTEMA ORTOCLASA- ALBITA

LA PLAGIOCLASAS EN LAS ROCAS ÍGNEAS.

ORTOCLASA U ORTOSA

Génesis:       Como componente principal de las rocas ígneas ácidas.

Fórmula química KAlSi3O8

Clase Silicatos

Subclase Tectosilicatos

Grupo Feldespatos

Subgrupo Feldespatos potásicos

Sistema Cristalino Monoclínico

Color Incoloro, blanco, gris, rosa carne; raras veces amarillo o verde

Raya Blanca

Brillo Vítreo

Dureza 6 a 6.5

Densidad 2.5 g/cm3

SANIDINA

Génesis:    La Sanidina es exclusiva de rocas de tipo efusivo, tales como traquitas, riolitas y Fonolitas.

Fórmula química (K, Na)AlSi3O8

Clase Silicatos

Subclase Tectosilicatos

Grupo Feldespatos

Subgrupo Feldespatos potásicos

Sistema Cristalino Monoclínico

Color Incoloro o comúnmente transparente

Raya Blanca

Brillo Reluciente

Dureza 6 a 6.5

Densidad 2.5 g/cm3

ALBITA

Génesis:       Mineral esencial en rocas ígneas alcalinas y en lavas feldespáticasFrecuentes en los gneises y pizarras.

Fórmula química NaAlSi3O8

Clase Silicatos

Subclase Tectosilicatos

Grupo Feldespatos

Subgrupo Plagioclasas

Etimología Del latín "albus" blanco

Sistema Triclínico

Color Incoloro, blanco, gris, más raramente

verdoso, amarillento y rojo carne

Raya Incolora

Brillo Reluciente

Dureza 6 a 6.5

Densidad 2.63 g/cm3

ANORTITA

Génesis: En rocas muy básicas como gabros olivínicos, noritas, andesitas y basaltos. También en pizarras de metamorfismo de contacto.

Fórmula química CaAl2Si2O8

Clase Silicatos

Subclase Tectosilicatos

Grupo Feldespatos

Subgrupo Plagioclasas

Sistema Cristalino Triclínico

Propiedades físicas

Color Incoloro, blanco, gris, más raramente

verdoso, amarillento y rojo carne

Raya Incolora

Brillo Reluciente

Dureza 6 a 6.5

Densidad 2.76 g/cm3

LOS FELDESPATOS COMO CONSTITUYENTES DE LAS ROCAS ÍGNEAS

ROCA INTRUSIVA ROCA EXTRUSIVA COMPONENTES PRINCIPALES

GRANITO ALCALINO RIOLITA ALCALINA Feldespato potásico, cuarzo, hornblenda sódica.

GRANITO RIOLITA Feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo, biotita.

GRANODIORITA DACITA Plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico, hornblenda, biotita.

TONALITA   Plagioclasa, cuarzo, hornblenda, biotita.

SIENITA ALCALINA TRAQUITA ALCALINA Feldespato potásico, piroxeno, hornblenda sódica.

SIENITA TRAQUITA Feldespato potásico, Plagioclasa, hornblenda, piroxeno, cuarzo.

MONZONITA LATITA Plagioclasa, Feldespato potásico, piroxeno.

DIORITA ANDESITA Plagioclasa, hornblenda, piroxeno.

GABRO/NORITA BASALTO Plagioclasa. Piroxeno.

SIENITA NEFELINICA FONOLITA Feldespato potásico, nefelina, piroxeno.

ESSEXITA TEFRITA Plagioclasa, piroxeno, nefelina, leucita.

PETROLOGIA DE LOS FELDESPATOIDES

Los feldespatoides son un grupo de silicatos alumínicoalcalinos. No se asocian con el cuarzo primario, pero aparecen en el lugar de los feldespatos cuando un magma rico en alcalinos es deficiente en sílice

MIENBROS COMUNES DE ESTE GRUPO

NEFELINA

CANCRINITA

SODALITA

LEUCITA ANALCITA

características

Se agrupan sobre la base de sus semejanzas

petrológicas que de sus semejanzas

mineralógicas

Estructuralmente, los

feldespatoides pertenecen a los

tectosilicatos:los tetraedros de SiO4 y de AlO4

están enlazados como en los feldespatos

mientras que los iones Cl2, SO4 y

CO3, cuando están presentes, se acomodan en

huecos del esqueleto.

Los feldespatoides son atacados

fácilmente por los ácidos

se debe evidentemente a su alta relación

Al: Siel Al se separa

frecuentemente de la disolución, dando origen a la

formación de sílice gelatinosa.

Excepto la sodalita y la

leucita, que son isométricas

Nefelina

Feldespatoides Comunes

es el más común de los feldespatoides y se encuentran en las rocas volcánicas, así como en las plutónicas

Leucita

feldespatoides de potasio más común , es abundante en rocas volcánicasaunque la esta no se encuentra nuncaEn rocas plutónicas

Analsita se incluye entre los

feldespatoides porque aparece ocasionalmente

como un mineral primario de las rocas ígneas que son deficientes en sílice

OTROS MINERALES

OXIDOS

Magnetita, Ilmenita, Hemetita, RutiloCorindón,Cromita

ZIRCÓN Y ZIRCONOSILICATOS

Zircón , Eucolita , Catapleíta

TINALOSILICATOS Y LILANATOS

Esfena , Perowskita , Astrofilita

FOSFATOS

Apatita, Xenotima, Monacita, esencialmente

SULFUROS

Pirita, Pirrotita, Pentlandita, Calcopirita

FLUORUROS Y FLUOSILICATOS

Fluorita, Topacio

OTROS SILICATOS

Serpentina, Epidota, Turmalina, Granate, Zeolitas

GRACIAS POR SU ATENCIÓ

N

PRESTADA