ESTRUCTURA DE LOS SILICATOS Mas del 90% de la corteza terrestre esta formada por la silicatos. Estos comprenden especies tan bien conocidas como el cuarzo, los feldespatos, los piroxenos, los anfíboles y las micas. La investigación de los silicatos por medio de los rayos X indica que los minerales pueden clasificarse en seis grupos bien definidos según las cadenas de tetraedros. 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 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. Los seis grupos de los silicatos, en orden de condensación o polimerización creciente, son: 1. Nesosilicatos Proviene del griego nesos que significa isla Son grupos separados de SiO 4, en los cuales los tetraedros no están encadenados directamente entre si, sino que están unidos por intermedio de cationes. Como el SiO 4 tiene cuatro cargas negativas en exceso, son necesarios dos cationes divalentes o un catión tetravalente para neutralizar la estructura. Así pueden desarrollarse minerales como (olivino) la forsterita (Mg2SiO4) y el zircón (ZrSiO 4). Los minerales con grupos separados o de un grupo de tetraedro simple son numerosos y comprenden multitud de especies importantes, como el grupo del granate, el grupo de la humita, etc. GRUPO DE LA FENAQUITA FENAQUIT A
GRUPO DEL OLIVINO
Fenaquita
Forsterita
Willemita
Fayalita
GRUPO DE LOS GRANATES
GRUPO DEL ZIRCON
Piropo
Zircón
Grosularia
GRUPO DE LA HUMITA
Espesartina
Condrodita
Almandino
Datolita Esfena Cloritoide
EL OLIVINO 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.
2. Sorosilicatos Proviene del griego soror que significa hermana, Si 2O7, 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 Si 2O7 es fácilmente comprensible. Los dos tetraedros encadenados por un oxigeno común lo están a su vez a otros sorogrupos con varios cationes metálicos. Los minerales del grupo de la melilita, la akermanita Ca 2Mg Si2O7, y la gehlenita Ca2 Al2 Si2O7, son representativos representativos de los Sorosilicatos. SOROSILICATOS
Y
SOROSILICATOS MEZCLADOS
NESO-
GRUPO DE LA EPIDOTA
Hemimorfita
Clinozoisita
Lawsonita
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.
3. Ciclosilicatos Poseen una estructura de anillo, Si2O18, en los cuales los grupos de SiO 4 no son independientes, sino que están unidos por iones de oxígenos comunes dispuestos en la forma de un anillo. Por ejemplo, en el mineral berilo Be 3 Al2 Si6O18, seis grupos de silicio están juntos en anillos hexagonales dispuestos verticalmente a manera de panal y unidos lateralmente por iones de Be 2+ y Al2+. Otros minerales con esta estructura son la turmalina, la cordierita y la wollastonita. Axinita CICLOSILICATOS
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.
4. Inosilicatos (griego is, inos; musculo; pl. tejido fibroso) a) Estructura de cadena sencilla, Si 2O6, esta formado por enlace de tetraedros, esquina con esquina, en una cadena sin fin, compartiendo cada tetraedro un oxigeno con su vecino. Las cadenas fuertes están dispuestas paralelas al eje vertical de los minerales y unidas por los lados por cationes metálicos.
La dirección del crucero en estos
minerales se encuentra entre las cadenas, cortándose casi a ángulos rectos. Esta estructura características del grupo de los piroxenos de gran numero de minerales importantes en las rocas ígneas y metamórficas. b) Estructura de cadena doble, Si4O11, esta formado por dos cadenas sencillas, unidas lado a lado, dando una relación Si:O de 4:11. Las cadenas están dispuestas paralelas al eje vertical de los minerales, y unidas lateralmente por cationes. Las direcciones del crucero evitan de nuevo cortarse por las cadenas, intersectan a 124º. La estructura de este tipo es característica del grupo de los anfíboles.
GRUPO DE LO S PIROXENOS
Serie enstatia-ortoferrosilita
Serie diópsido- hedenbergita
Enstatita
Diópsido
Hiperestena
Hedenbergita
Pigeonita
Augita
GRUPO DEL PIROXENO SODICO
Jadeíta Egirina Espodumena
GRUPO DE L OS A NFÍBO LES AN FÍBO LES
Antofilita
Serie de la trem oli ta
Tremolita Actinolita Hornblenda
Serie de cum min gtonita
Grupo de los anfíboles sódicos
Cummingtonita
Glaucofana
Grunerita
Riebeckita
5. Filosilicatos (griego, phyllon, lámina de hoja), estructura de hoja o de lámina, Si4O10, se originan cuando los tetraedros están unidos a sus vecinos por tres esquinas y se extienden indefinidamente sobre un plano como una red hexagonal. Las laminas tetraédricas se yuxtaponen una sobre otra, cementadas entre si por iones metálicos y grupos (OH). Esta estructura es típica de las micas, las cloritas y otros minerales, laminados, como el talco y los minerales arcillosos,
y es directamente responsable de su simetría
seudohexagonal y del crucero basal perfecto, del cual corre paralelo a las hojas. Grupo de las serpentinas
Grupo de los min erales arcillosos
Antigorita
Caolinita
Crisolito
Talco Pirofilita
Grupo de las micas
Grupo de la clorita
Muscovita
Clorita
Flogopita Biotita
Lepidolita Margarita
6. Tectosilicatos (griego,
tekton,
esqueleto o
armazón) de
esqueleto
tridimensional, SiO2, en los cuales cada tetraedro esta unido a su vecino por las cuatro esquinas, de modo que cada oxigeno es común a dos tetraedros. El cuarzo SiO2, es de tipo, consistiendo el tetraedro únicamente en iones de silicio y de oxigeno. En esta caso particular se satisface la regla de la valencia porque las cargas positivas del silicio son igualadas por las cargas negativas del oxigeno. Los tectosilicatos forman la grande, y probablemente, la más importante de las seis divisiones estructurales entre los silicatos, incluyendo los feldespatos, los feldespatoides, las escapolitas, zeolitas, etc. Grupo SiO 2
Grupo d e los feldespatos
Cuarzo
Serie
Tridimita
feldespatos
Cristobalita
potásicos
Ópalo
Microlina
Albita
Ortosa
Anortita
de
los
Feldespatos plagioclasas
Sanidina Grupo de los feldespatoides
Serie de las escapolitas
Leucita
Marialita
Nefelina
Meonita
Sodalita
Analcima
Lazurita Petalita Grupo de las zeolitas
Natrolita Chabasita Heulandita Estilbita
GRUPO DEL OLIVINO
El olivino común es un complejo de sustitución cuya composición varía desde la forsterita (Mg2SiO4), hasta la Fayalita (Fe2SiO4) y cristaliza en el sistema ortorrómbico,
estructuralmente, el olivino esta formado por tetraedros independientes de SiO 4, y los iones de Mg y de Fe se encuentran entre grupos irregulares de seis oxígenos y pertenecen a dos clases que no son estructuralmente idénticas. Esta estructura explica porque los minerales del olivino no tienen crucero y se presentan generalmente como formas cristalinas de ejes iguales, o casi iguales, en todas direcciones. Los únicos minerales de olivino formadores de rocas comunes son los compuestos ricos en magnesio, aunque uno que lleva cal, la monticelita (CaMgSiO 4), se encuentra en las rocas calcáreas metamorfoseadas y ha sido registrado también en las rocas ígneas maficas. Greig, Merwin y Sherpherd han demostrado experimentalmente que la Fayalita puede formarse por reacción entre el oxido de hierro y vapores calientes portadores de SiO 2, y consideran que la Fayalita que se presenta con tanta frecuencia en las cavidades de las lavas silíceas puede haberse formado de este modo. Los compuestos de olivino ricos en hierro se encuentran en las rocas ígneas intrusivas. GRUPO DEL PIROXENO
Los piroxenos forman un grupo de minerales complejos íntimamente relacionados por sus estructuras cristalinas, sus propiedades físicas y su composición química, aunque cristalizan en los dos sistemas: el ortorrómbico y el monoclínico. Estructuralmente, los piroxenos constan de cadenas infinitas de tetraedros de SiO4 enlazados lateralmente entre sí por iones metálicos, tales como Mg y Ca, los cuales están unidos al oxígeno, pero no directamente al silicio. Como cada ion de silicio esta unido a cuatro iones de oxigeno y cada oxigeno a otro de silicio o a un ion de metal, la relación de Si: O es de 1:3 dando la formula típica de los piroxenos como MgSiO3 o Ca Mg(SiO3)2. El diferente hábito prismático de los piroxenos es una consecuencia de esta estructura interna, como lo es también el crucero típico. La composición química de los piroxenos puede ser expresada por la formula: (W) 1-p(X, Z)1+pZ2O6, en la que los símbolos W,X,Y y Z indican elementos de: W=Na, Ca X=Mg, Fe, Li, Mn Y=Al, Fe, Ti Z=Si (Al en cantidad mínima) El tamaño de los átomos disminuye de W a Z.
La composición de los piroxenos en estructuralmente variable por las posibilidades de la substitución atómica. En la formula general dada antes, “p” se aproxima a cero en las series diópsida-hedenbergita y egirina-jadeína. Es igual a uno o cercanamente a uno en los piroxenos ortorrómbicos, en sus variedades monoclínicas y en la pigeonita. Ejemplos constitutivos más complejos de minerales piroxenos son: Ortopiroxenos: (Mg, Fe 2+, Fe3+, Al) [(Si, Al) O3]2 Diópsida-hedenbergita: Ca (Mg, Fe 2+) (SiO3)2 Augita: (Ca, Mg, Fe2+) (Mg, Fe2+, Al, Fe3+) [(Si, Al) O3]2 Los piroxenos ortorrómbicos varían en composición desde la Estantita pura, MgSiO 3, hasta alrededor de 90% de FeSiO 3. Los Ortopiroxenos comunes de las rocas ígneas son todos ricos en magnesio. El compuesto FeSiO 3 rómbico puro es desconocido en el estado cristalino, pero a partir de una masa fundida de su composición cristalizaran SiO2 y FeSiO4 (Fayalita). Tanto la enstatita como la hiperstena tienen una fase monoclínica correspondiente conocidas como clinoenstatita, respectivamente, las cuales son prácticamente desconocidas en las rocas terrestres, pero han sido reconocidos en algunos meteoritos. Los compuestos intermedios entre la clinoenstatita y la clinohiperstena y la augita son conocidos como pigeonita (de piegon point, Minnesota) y se encuentran en las rocas volcánicas máficas. La serie diópsida-hedenbergita esta bien establecida en toda la gama de composición. La augita común es simplemente una variedad aluminosa de la serie, formada por substitución parcial de Mg-Si por el Al. La proporción de Al 2O3 en la augita es común de 3 al 10% y pueden acompañarla algo de Fe 2O3 y Cr 2O3. La espodumena no esta íntimamente relacionado con otras especies de los piroxenos, sino que esta limitada a las pegmatitas de granito complejas. La jadeíta es un mineral raro de las rocas metamórficas. Los miembros de composición intermedia relacionados con la serie diópsida-hedenbergita y la augita, son agrupados bajo el nombre egirina-augita y son bien conocidos en las rocas alcalinas. Los piroxenos comunes formadores de roca pueden considerarse como fases en el sistema ternario MgSiO 3- FeSiO3- CaSiO3, con alrededor de 50% de CaSiO 3. El intervalo de miscibilidad entre la augita y el (Mg, Fe) SiO 3 es considerablemente menor a temperaturas altas que a temperaturas moderadas; en las rocas volcánicas los piroxenos pueden ser augita baja en calcio y pigeonita, mientras que en las rocas máficas los piroxenos son augita común y/o piroxenos ortorrómbicos.
La estructura del anfíbol es típica de los tetraedros de SiO 4 en la cadena doble; en realidad son dos cadenas sencillas con tetraedros alternados, enlazados por un oxigeno que ambos comparten, dando una relación Si: O de 4:11, en vez de 1:3 como en las cadenas sencillas. En la estructura, las cadenas dobles corren paralelas al eje c y están unidas entre sí por iones metálicos. Las fuerzas de unión entre las cadenas no es tan fuerte como en los enlaces de Si-O a lo largo de la cadena. Esto se refleja en la bien desarrollada naturaleza fibrosa o prismática de los anfíboles y en el crucero prismático. 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. Las formulas que sigues son ejemplos de los elementos constitutivos mas completos de algunos miembros del grupo de los anfíboles. Tremolina-actinolita: Ca (Mg, Fe 2+) 7Si8O22 (OH, F)2 Hornblenda: (Ca, Na) 3(Mg, Fe, Al, Fe2+)5(Si, Al) 8O22 (OH, F, O)2 Riebeckita: (Ca, Na) 3(Mg, Fe3+, Al, Fe2+)5(Si, Al) 8O22 (OH, F, O)2 Glaucofana: (Ca, Na) 3(Mg, Fe2+)3(Al, Fe3+)2(Si, Al) 8O22 (OH, F, O)2 Los miembros de la serie de anfíboles monoclínicos se indican en la fig. 2.7 Los miembros individuales del grupo de los anfíboles forman una serie paralela a los del grupo aliado de piroxenos. La antofilita y otros ortoanfiboles se encuentran en las rocas metamórficas. La tremolita y la serie de la cummingtonita se encuentran también en las rocas metamórficas. Debe observarse en la tremolita, el Mg es remplazable por el Fe 2+ y también en la parte por Al y Fe 3+, el si en parte por Al; El Ti y el F pueden estar
presentes. El producto de todas substituciones es la serie de la hornblenda, análoga a la augita, pero más compleja. En consecuencia, el miembro hornblenda de los anfíboles comunes tiene una gama muy amplia de composición. La mayoría de la hornblenda común es verde, pero hay una variedad de color café oscuro, la “hornblenda basáltica”, que se encuentra comúnmente en las rocas volcánicas. Los
anfíboles alcalinos pueden considerarse como derivados de la serie de la hornblenda por las substituciones corrientes, especialmente el Ca por Na. Los más conocidos de estos anfíboles sódicos son la glaucofana de los esquistos y las afines riebeckita y arfvedsonita de las rocas ígneas alcalinas, aunque se han descrito otras variedades. GRUPO DE LA MICA
El esquema estructural de la mica es típico de los tetraedros en hojas o laminas. Cada SiO4 tiene tres oxígenos compartidos y uno libre; por lo tanto, la composición y la valencia se presenta por (Si4O10)4en la mica hay un total de doce oxígenos, dos de los cuales pertenecen a los grupos de los hidroxilos. El F es el elemento secundario, regularmente constante de las micas, substituye al (OH) y puede llegar a constituir el 6% de algunas micas de litio. Los grupos hidroxilos están incorporados y enlazados al Al, al Mg o al Fe solo. La estructura entera es una sucesión de laminas dobles, con el ion K situado en el medio. La estructura de láminas se refleja por el crucero basal perfecto en todos los miembros del grupo de las micas. Las hojuelas de las micas son elásticas y fácilmente distinguibles de la clorita frágil. Una formula general puede escribirse: W(X, Y)
2-3Z4O10
(OH, F)2: en la cual W=K (Na
en la paragonita, un mineral raro en los esquistos) X, Y= Al, Li, Mg, Fe2+, fe3+ X=Si, Al La composición de los miembros individuales de la mica puede ser muy compleja. En la siguiente lista, las formulas de la parte superior son los elementos componentes escánciales; las formulas de la parte inferior representa los elementos mas completos. Muscovita: KAl2(AlSi3)O10(OH)2(K,Na,Ca,Ba)(Al,Fe2+,Fe3+,Cr,V,Mg)2(Al,Si)Si3O10(OH,F,O)2 Biotita: K (Mg, Fe2+)3(AlSi3) O10 (OH, F)2(K, Na, Ca) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al, Ti Mg, Li)3(Al, Si) AlSi2O10 (OH, F, O)2
Lepidolita: K (Li, Al)3(Si, Al) 4O10 (OH)2(K, Na) (Li, Al, Fe2+, Fe3+)3(Si, Al) 4O10 (OH, F, O)2 Flogopita: KMg3 (AlSi3) O10 (OH)2 La Muscovita esta presente en los granitos, pero la mica común de las rocas ígneas es la biotita. La forma típica de ocurrencia de la lepidolita y otras micas de litio es en las pegmatitas. La flogopita se encuentra comúnmente en los sedimentos calcáreos metamorfizados y en algunas pegmatitas, pero también se encuentra a veces en las rocas ígneas ricas en magnesio y pobres en hierro, como las peridotitas. La variación de la composición química de la biotita con los tipos de roca se señala en la figura 2 -9. Hay una tendencia general en la biotita rica en magnesio de las rocas ultramáficas a las biotitas ricas en hierro en los granitos y sienitas nefelínicas. El "Al" esta presente en la mayor proporción en las biotitas del granito y las pegmatitas y en la menor proporción en las biotitas de las rocas ultramáficas; el "si" se presenta en una relación inversa a la del Al. GR UPO DE L A SÍLICE
La sílice se presenta en la naturaleza como seis minerales distintos: el cuarzo, la calcedonia, el ópalo, la tridimita, la cristobalita y lechatelierita (vidrio de sílice). De estos, el cuarzo es muy común; la tridimita y la cristobalita se encuentran ampliamente distribuidas en las rocas volcánicas; la Calcedonia (criptocristalina) y el ópalo (amorfa) son de ocurrencia extensa; lechatelierita es muy rara. El cuarzo es la forma estable de la sílice a la presión atmosférica, a temperaturas hasta de 867º C, la tridimita entre 867º y 1470º C y la cristobalita desde 1470º C hasta el punto de fusión a 1713º C hasta el punto de ebullición, la sílice liquida es la fase estable. El sistema SiO2 de un componente ha sido estudiado extensamente en diversas condiciones de temperatura y presión; el diagrama de equilibrio se da en la figura 2-10.Cada sílice polimórfica, a saber, cuarzo alto y bajo; la tridimita y la cristobalita, tienen sus propiedades físicas características y es estable en determinadas condiciones tanto de presión como de temperatura. Los experimentos de laboratorio sobre el efecto del agua a presión entre las relaciones entre el cuarzo, tridimita y cristobalita han producidos los resultados más interesantes. Tuttle y England han investigado el sistema a temperaturas hasta de 1300º y presiones de vapor de agua hasta de 2000 kg por centímetro cuadrado. Sus resultados están indicados con líneas de trazos en la figura 2-10. La curva de líquidus
es bajada varios centenarios de grados. Por lo tanto a presiones superiores a 1400º por centímetro cuadrado, el cuarzo se funde aproximadamente a 1125º C, lo cual representa una reducción de 600º C del punto de fusión: el liquido así formado es de una masa fundida de sílice hidratada que contiene aproximadamente 2.3% de H2O. la tridimita se funde directamente a la forma liquida en presiones comprendidas entre 400 y 1400 kilogramos por centímetro cuadrado; y arriba de 1400 kg por cm2 el cuarzo se funde directamente. Se ve, pues, que el agua en pequeñas cantidades tiene enorme efecto fundente. Los resultados de esta información ponen énfasis en la gran influencia que el contenido de agua y otras substancias volátiles debe tener en la cristalización de las masas fundidas naturales de silicatos, o magmas, puede ayudar a explicar la formación de grandes masas de cuarzo en los filones y pegmatitas. La estructura de las tres formas polimórficas de la sílice es típica delos grupos de tetraedros en una red tridimensional. En general en el
cuarzo los átomos
apelotonados en forma bastante estrecha, mientras que la tridimita y cristobalita tienen estructuras comparativamente abiertas. Los análisis químicos de estos minerales demuestran la presencia de elementos extraños en la estructura, la presencia de Na y Al sugiere una sustitución de Si por NaAl en la estructura abierta: el cuarzo, sin embargo, es generalmente SiO2 muy puro. La diferencia de estructura de estas tres forma polimórficas es reflejada aun más en las densidades, las cuales son mucho más bajas para la cristobalita y la tridimita, que para el cuarzo. Cada una de las tres formas polimórficas tienen una modificación de alta o baja temperatura. En el cuarzo, el cambio de una ala otra tiene lugar a 573º C a la presión atmosférica. Los cambios de la tridimita alta a la tridimita baja se verifican entre 120º y 160º C y de los de cristobalita alta a cristobalita baja entre 200º y 275º C. el enlace de los tetraedros de SiO4 en estos minerales de sílice tienen que deshacerse completamente y volver a arreglarse para la transformación de una forma a otra. Sin embargo el cambio de forma de alta a forma de baja temperatura no altera el esqueleto en el que están enlazados los tetraedros. Estos pueden sufrir rotación y desplazamiento que alteran la simetría de la estructura sin romper ningún enlace de tetraedro de SiO4. La forma de alta temperatura es siempre más simétrica que la de baja temperatura. En casi todas las rocas ígneas, el cuarzo tiene el hábito de cristal del cuarzo de alta, es decir, de temperatura superior a 573º C y un cambio de cuarzo de alta a cuarzo de baja tiene lugar a la presión atmosférica. En algunos granitos, vetas de cuarzos y pegmatitas, de grano grueso, el cuarzo de baja estuvo presente desde un principio.
Puede concluirse razonablemente, que la cristalización del magma correspondiente a la mayoría de las rocas comunes portadoras de cuarzo tiene lugar arriba de 573º C y la cristalización residual, por lo menos en parte, a temperaturas más bajas. La forma más conocida de la sílice cristaliz ada es el “Cristal de Roca” el cual forma prismas hexagonales transparentes e incoloros, terminados en uno o ambos extremos en pirámides hexagonales. Esta es una forma de cristal de cuarzo baja que se encuentra en los filones y cavidades de las rocas. El cuarzo que forma los granos lustrosos del granito carece con frecuencia de caras de cristal por que llena los intersticios existentes entre los cristales mayores de los feldespatos. El cuarzo rosado, la amatista y el ahumado pertenecen a la forma de baja temperatura, mientras que la calcedonia, el ópalo y el ágata son criptocristalinos hasta las formas coloidales de la sílice, las cuales son depósitos de baja temperatura formados a partir de una disolución acuosa y no se encuentran en las rocas cristalizada inalteradas, pero están presentes frecuentemente en las lavas que han sufrido alteración hidrotérmica. GRUPO DE LOS FELDESPATOS
El nombre del feldespato, que significa cristal de campo. Unas moléculas minerales distintas así como a sus disoluciones solidas o intercrecimientos. Los feldespatos simples son: ortoclasa KAlSi 3O8; la albita NaAlSiO 8 y la Anortita CaAl2Si2O6, abreviados Or, Ab y An, respectivamente. Entre todos los minerales formadores de rocas, feldespatos deben su importancia al hecho de que constituyen más de 50% de todas las rocas ígneas. Están íntimamente relacionados en su forma y en sus propiedades físicas. La físico – química de los feldespatos, su interacción, sus reacciones con otros minerales y su modo de ocurrencia son de la mayor importancia en el estudio de la petrología. Los tres feldespatos simples mencionados se encuentran raras veces en las rocas. La fórmula general para los feldespatos puede escribirse entonces en la forma WZ 4O8 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. 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. 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 esta serie pueden representarse haciendo referencia al gráfico anterior. La curva superior es una curva de líquidos, arriba del cual está fundido; la curva inferior es una curva de sólidos, 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 “e” 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 sucesivament e
para otras composiciones y temperaturas. Si los cristales formados inicialmente reaccionan en forma incompleta o no reaccionan en absoluto con el líquido al descender la temperatura, el líquido residual se enriquece en feldespato sódico. Si se separan completamente los cristales a medida que se desarrollan, el producto final de la cristalización es albita. La estructura zonal de las plagioclasas se debe a la falta de alcance de equilibrio. El enfriamiento rápido impide que los cristales formados originalmente reaccionen con el líquido residual y los cristales formados posteriormente que son más sódicos, se precipitarán alrededor de los primitivos, El resultado es el feldespato en zonas con núcleo cálcico rodeado por bordes sódicos. También puede existir la combinación inversa, o sea, un núcleo sódico rodeado por bordes cálcicos.
El feldespato potásico KAlSi3O8 ocurre en la naturaleza en cuatro formas que tienen simetría y propiedades físicas diferentes. La microclina es características de las pegmatitas y de otras rocas ígneas de grano grueso y de baja temperatura, mientras que la sanidina 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. Los fenómenos de la fusión del feldespato de potasio se representan en: 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 infe rior 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, esta 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 liquida 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. Una masa fundida de composición 2 se enfría hasta b a Ta, 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.
Una masa fundida de composición 3 se enfría hasta c a T2, en cuyo punto continúa formándose la uridimita, y la masa fundida sigue la curva desde c hacia E, en donde el líquido cristaliza finalmente como una mezcla eutéctica de tridimita y feldespato de potasio.
Este sistema representa los tres productos cristalizados finales. Primero, si se enfría rápidamente una masa fundida de composición I y no se mantiene el equilibrio, el líquido no reaccionara completamente con los cristales de leucita en el punto de reacción R; pero el líquido alcanzara el punto eutéctico E, donde cristalizan simultáneamente el feldespato y el sílice. Segundo, si se hunden los cristales de feldespato y la sílice. Segundo, si se hunden los cristales de feldespato en el líquido o se separan de alguna otra manera de modo que no pueden reaccionar con el líquido en el punto de reacción R, el proceso de cristalización avanzara de R a E, recorriendo todo el camino aparte de él, con la parición directa del feldespato de potasio. Finalmente, la leucita y el feldespato pueden hacer una aparición entre entre la masa fundida 1 y 2. El sistema ortoclasa- albita ha sido estudiado por Bowen y Tuttle. Durante la investigación de laboratorio se ah hecho considerables adelantos por la adición de agua a presión, lo cual favorece la cristalización y hace bajar su temperatura sin afectar las relaciones generales de equilibrio. Una presión de vapor de agua de 2000 Kg por centímetro cuadrado baja la temperatura de cristalización como 3000°C, confirmando con ello la opinión sostenida durante largo tiempo por algunos patólogos relativa ala importancia del contenido de agua en la reducción de la temperatura de cristalización magmática. La forma y la curva X-Y EN LA FIGRA
no son alteradas en forma en forma
significativa por la presencia o la ausencia de agua, puesto que el equilibrio esta establecido entre solidos, en los cuales el agua no participa en ninguna de las fases. El sistema ortoclasa-albita no es absolutamente binario a causa
de la fusión
incongruente de la ortoclasa para dar leucita, sin embargo, el campo de la leucita desaparece a 2000 Kg por centímetro cuadrado de presión, la curva X-Y divide al campo de los feldespatos esperándolo del campo de in feldespato, y tiene una temperatura máxima de 600°C a una composición de Ab56 Or45 en consecuencia, la cristalización arriba de 600°C en el sistema de un solo feldespato a cualquier composición, cualquier punto de la curva X-Y representa la temperatura mínima de existencia estable para el feldespato homogéneo de esa composición, si se mantiene el equilibrio abajo de esa temperatura el feldespato comenzara a segregarse de la mezcla. Los cristales mesclados entre la ortoclasa y la albita representan una serie mineral importante en la naturaleza. Los miembros de la serie ricos en potasio son monoclínicos y s eles llama ortoclasas sódicas; ciertamente la mayoría de la ortoclasa
que se encuentra en las rocas es en realidad ortoclasa sódica con un contenido considerablemente mayor d potasio que de sodio. Los miembros de la serie ricos en sodio triclínicos y reciben el nombre de anortoclasas. A alta temperatura la serie en continua; pero al ocurrir un enfriamiento lento se verifica la ex disolución; es decir: los cristales homogéneos de mezcla se separan en dos fases solidas que forman un intercrecimiento conocido como perthita (de Perth, Ontario, Canadá) o antiperthita. En las perthita, las plagioclasas ocurren en forma de venas uniformemente orientadas y manchas dentro del mineral que sirve de matriz, ortoclasa o microclina; en la antiperthita esta invertida esta relación. La perthita se vuelve homogénea una vez más cuando es calentada por largo tiempo a 1000°C. No todas las perthitas se han formado por disolución; algunas son producto de remplazamiento metasomático parcial de un feldespato se potasio inicialmente homogéneo por disoluciones portadoras de sodio. Los feldespatos alcalinos se encuentran ampliamente distribuidos en las rocas silíceas mientras que la plagioclasa se presenta en una gama de composición que recorre la clasificación de las rocas ígneas desde el granito donde predomina la Ab, hasta las rocas ultramaficas, en las que predominan la An. Por tanto, es necesario el conocimiento de la identificación
de los feldespatos para la determinación de las
rocas ígneas. Por medio de la ortoclasa puede hacerse un breve repaso de los cristales de feldespato monoclínico (fig2.15). El ángulo interfacial significativo entre (001) y (010) se partan del ángulo de 90°C. El color de la ortoclasa es blanco, rojo carne o gris; la sanidina es vidriosa y transparente. Los cristales triclínicos del grupo de la plagioclasa pueden representarse por la albita (fig2.15). Las medidas del ángulo significativo entre las caras (010) y (001) varían de 94° para la albita a 83° para la anortita. La plagioclasa puede ser de color blanco o gris. Ciertas especies tienen colores característicos. Con frecuencia se observa un hermoso juego de colores en la albita u oligoclasa (opalescente) y en la labradorita (azul iridiscente). La microclina es blanca o verde, y se caracteriza por una apariencia de rayado entrecruzado debida a la maclación. Tanto el feldespato alcalino como la plagioclasa tienen buen crucero en dos direcciones paralelas a (010) y a (001). El crucero perfecto sin embargo, paralelo a la cara (001).
Los feldespatos exhiben comúnmente maclación de varios tipos. El desplazamiento simétrico se observa tan frecuentemente que la maclación se utiliza ampliamente en su estudio e identificación. Las maclas se describen con referencias a las direcciones en el cristal de feldespato. La descripción de los diversos tipos de maclas se hace con respecto a los ejes para el maclado y de los planos de composición en que se encuentran los dos cristales gemelos individuales. Los cristales gemelos formados por repetición simple están representados por las leyendas de macla de Karlsbad, Manebach y Baveno (fig. 2 – 15). Las maclas de Karlsbad son comunes en la ortoclasa, pero pueden estar presentes también en la plagioclasa. Las de Baveno y Manebach se observan ocasionalmente en la ortoclasa. Las geminaciones múltiples o polisintéticas son muy frecuentes en las plagioclasas (fig. 2 – 16). Se reconoce por el paralelismo entre los planos de composición y el crucero (010). El origen de la geminación múltiple. Es discutible. Algunos creen que los factores internos desempeñan un papel importante en la maclación. Otros sugieren que el gemelo se forma cuando ya esta avanzado el proceso de crecimiento del cristal de plagioclasa. Una fuerza común que conduce
a la maclación múltiple es la interferencia mutua de los cristales en
crecimiento. Por ello, los fenocristales están ordinariamente libres de maclaciones en una matriz de grano fino. Los feldespatos de potasio difieren poco en apariencia de la plagioclasa, pero puede hacerse una distinción fácil por el método de Gabriel y Cox. Durante aproximadamente 5 minutos se expone las superficie de la roca a la acción de vapores de ácido fluorhídrico, y luego se sumerge en una solución fuerte de cobaltinitrito de sodio. Sobre el feldespato de potasio se forma una película de color amarillo oro de cobaltinitrito de potasio, mientras que la plagioclasa no adopta ningún color. La determinación precisa de los feldespatos debe hacerse por pruebas ópticas, métodos de rayos x y análisis químicos cuantitativos. Finalmente, para el estudio de las rocas es importante la comprensión de la secuencia y asociación normal de los feldespatos con respecto a la mayoría de los minerales más comunes provenientes de un magma. Los feldespatos y el cuarzo constituyen los productos félsicos y silícicos, mientras que el olivino, el piroxeno, los anfíboles y los minerales metálicos asociados forman el lado máfico. Las temperaturas de cristalización declinan desde la etapa gabroica hasta la granítica, pero al mismo tiempo se mantiene una secuencia de los minerales formados, de acuerdo con los lineamentos generales de la figura 2 – 17.
Fig. 2 – 17: La plagioclasas en las rocas ígneas. Orden aproximado de separación en la cristalización normal de una serie de magma (modificada de w.e.troger, “Handbuch der Microscopic in der Technik”; 1° Ed. Umschau Berlag, Francfort, Berlín, 1955).
Compárese también la figura 5 – 2. 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. Los miembros comunes de este grupo son: NEFELINA
NaAlSiO4
CANCRINITA
6NaAlSiO 4 + NaHCO3
SODALITA
6NaAlSiO4 + Na2SO4
LEUCITA
KAlSi2O6
ANALCITA
NaAlSiO6 + H2O
Los feldespatoides son una serie homogénea como lo feldespatos que se acaban de describir. Se agrupan más bien sobre la base de sus semejanzas petrológicas que de sus semejanzas mineralógicas. Estructuralmente, los feldespatoides pertenecen a los tectosilicatos; es decir 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. Esta característica se debe evidentemente a su alta relación Al: Si; el Al se separa frecuentemente de la disolución, dando origen a la formación de sílice gelatinosa. Excepto la sodalita y la leucita, que son isométricas, los feldespatoides antes nombrados cristalizan en el sistema hexagonal. La nefelina es el más común de los feldespatoides y se encuentran en las rocas volcánicas, así como en las plutónicas. La cancrinita es un producto de substitución de la nefelina, contiene iones CO3 y en ocasiones también iones de SO4, siendo la dada más arriba una formula empírica. El feldespatoide de potasio más común es la leucita. Aunque la leucita no se encuentra nunca en las rocas plutónicas, es abundante en las rocas volcánicas de regiones tales como los Montes Albanos, cerca de Roma, Italia, y en los volcanes de África Oriental, Australia Occidental, y en los Montes Leucita, en Wyoming. La analsita se incluye entre los feldespatoides porque aparece ocasionalmente como un mineral primario de las rocas ígneas que son deficientes en sílice. Para asegurar la identidad de ciertos minerales formadores de roca son muy útiles las técnicas de descoloración o prueba de manchas. El procedimiento es el particularmente eficaz en el estudio de los feldespatoides, las zcolitas y las melilitas. La técnica de descoloración ayuda a hacer destacar los granos de los minerales afectados en superficies pulidas de ejemplares de mano. Shand ha descrito una técnica muy satisfactoria utilizada durante tres minutos una aplicación de 85 por ciento de jarabe de acido fosfórico
por gelatinizar los
feldespatoides de sodio. Una vez que el mineral ha sido gelatinizado, puede separarse el exceso de acido por un lavado leve en agua; luego se sumerge el ejemplar de roca en una disolución colorante durante alrededor de dos minutos. Frecuentemente se emplea una disolución débil de azul de metileno: 1 por 100 partes de agua. En este colorante, los feldespatoides como la nefelina, cancrinita y sodalita, así como también muchos minerales de las zcolitas, toman una coloración azul oscura; la melilita toma una coloración azul mas claro y la leucita no sufre efecto alguno. En vez del azul de metileno pueden usarse otros colorantes, como el violeta de metilo o el verde de malaquita. OTROS MINERALES
Los minerales mencionados aquí ocurren en pequeñas cantidades en las rocas ígneas como accesorios secundarios. No se ofrece ninguna descripción mineralógica, sino que solo se considera necesario presentar una lista de los mismos, como sigue:
Óxidos Magnetita Fe3O4 Ilmenita (fe, Ti) 2O3 Hemetita Fe2O3 Rutilo TiO2 Corindón Al2O3 Cromita Cr 2O3
Zircón y zirconosilicatos Zircón ZrSiO4 Eucolita (Na, Ca, Fe)6Zr(OH, Cl)(SiO3)6 Catapleíta Fe2Zr (SiO3)3.2H2O
Tinalosilicatos y lilanatos Esfena CaSiTiO5 Perowskita CaTiO 3 Astrofilita Fe4Na4Ti (SiO4)4
