magmatismo actualizado al 24-03-2010

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Facultad de Agronomía

Apuntes de Clases de Geología AgrícolaApuntes de Clases de Geología AgrícolaApuntes de Clases de Geología AgrícolaApuntes de Clases de Geología Agrícola Alberto Cortez Farfán

24 de Marzo del 2010 Ica - Perú

Apuntes de Clases de Geología Agrícola

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Capítulo V

Magmatismo

5.1 Conceptos básicos 5.1.1 Magma

Es una mezcla compleja de minerales fundidos, agua y gases, que se encuentra a alta temperatura y presión, ubicada en algunas zonas de la corteza y el manto. Se asemeja a una mezcla de rocas fundidas. Su temperatura varía entre 700 y 1500ºC. Se le considera como la solución madre de las rocas ígneas. La palabra magma es un término griego que significa “espeso”.

Fuente.- Cortesía del Parque Nacional Boise, reportado por

http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/geology/ig_magma.sp.html&edu=high&sw=fal 5.1.2 Magmatismo

Es un proceso que va desde su origen, evolución y emplazamiento (solidificación) de los magmas; es decir, hasta la formación de rocas magmáticas.

5.1.3 Rocas magmáticas Las rocas magmáticas, llamadas también rocas eruptivas o rocas ígneas, se forman por solidificación del magma incandescente. Si la solidificación tiene lugar en la superficie terrestre, entonces se forman las rocas volcánicas o extrusivas. Si la solidificación tiene lugar bajo la superficie terrestre, con una gran lentitud, se forman las rocas plutónicas o intrusivas. Si la solidificación tiene lugar en las grietas de otras rocas bajo la superficie terrestre, se forman las rocas filonianas. Se considera que hasta los 16 km de profundidad de la corteza terrestre, se encuentra conformada por el 95% de rocas magmáticas.


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Tipos de rocas magmáticas o ígneas:

1) plutónicas; 2) volcánicas; 3) filonianas.

5.1.4 Calor terrestre La fuente de calor de la parte interna de la superficie terrestre es generada por el magma. (1) Gradiente geotérmica Geotérmico viene del griego geo, "tierra", y thermos, "calor"; literalmente "calor de la tierra". Gradiente geotérmica es el aumento de temperatura con relación a la profundidad de la corteza terrestre. Normalmente, la temperatura aumenta 3ºC por cada 100 m de profundidad (1ºC cada 33 m). No es un valor fijo, sino que depende de diversos factores. Es una relación válida para profundidades en la corteza terrestre, pero no en capas más profundas. El globo terrestre posee en su interior un núcleo incandescente que se encuentra a gran temperatura; por tanto está claro que la tierra experimenta, al aumentar de profundidad, una variación de temperatura que resulta relativamente proporcional. El aprovechamiento del gradiente geotérmico como fuente de energía geotérmica es una de las posibles soluciones que se han planteado para evitar la crisis energética. (2) Presión litostática (o presión de carga) Las rocas que se encuentran situadas en zonas profundas de la corteza, están soportando la carga de las rocas que se encuentran situados por encima. Esta presión es de tipo hidrostático (fuerza aplicada en todas direcciones y sentidos tal como sucede en el interior de un líquido). En este sentido, es lógico pensar que a cierta profundidad de la superficie terrestre, la temperatura es tan alta que todas las rocas de este lugar deberían fundirse. Sin embargo, esto no ocurre así, debido a la presión que ejercen las rocas suprayacentes que impiden su fusión (“presión litostática”). La presión depende en parte de la temperatura. En zonas profundas aun cuando la temperatura es muy alta, no ocurre la fusión de estas rocas porque la presión es también alta.

5.1.5 Generación del magma Las principales teorías que explican las fuentes generadoras del magma, son:

• calor residual, • compactación y contracción,


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• radioactividad.

(1) Teoría del calor residual Bajo la premisa que las rocas son malas conductoras del calor y las pérdidas por las resquebrajaduras de la corteza son muy pequeñas; supone que si la tierra fue en un tiempo una bola de fuego o esfera sólida caliente, debe aún conservar algo de ése calor. (2) Teoría de la compactación y contracción Se basa en el aumento de la presión interna debido a la contracción y compactación de la tierra por enfriamiento. Este hecho haría posible mantener o aumentar el calor. (3) Teoría de la radioactividad Se basa en la desintegración de algunos elementos inestables (fisión nuclear). Estos elementos al desintegrarse liberan gran cantidad de energía principalmente calorífica. El interior de la tierra conserva esta energía calorífica con la consecuente generación de otros elementos para formar nuevos compuestos inestables.

5.1.6 Origen del magma En general, el magma natural puede tener las siguientes procedencias:

1. Material fundido en etapas cósmicas de la formación de la tierra como

planeta, 2. Material fundido a partir de la fusión de materiales terrestres sólidos por

acciones endógenas posteriores, 3. Origen mixto o derivado.

La procedencia del magma a partir del planeta tierra ya conformado, se debe a la fusión parcial o total de los minerales de las rocas ubicadas dentro de la corteza o del magma terrestre. Los minerales tienen su punto de fusión. Por esto, una roca no funde a una temperatura determinada, sino que posee un intervalo de fusión, en el que parte de la roca está fundida y parte de ella está sólida.

• el punto que da comienzo a la fusión, es el punto de “solidus”, • cuando la fusión es total, es el punto de “liqudus”, • cuando la fusión es parcial se denomina “anatexia”.

Las variables temperatura, presión y composición de la fuente parental, propician condiciones físicas y químicas favorables para dicha fusión de los minerales.

• Para una misma temperatura, el punto en el que se inicia la fusión de los

minerales que forman una roca puede variar debido a la presión, • A presiones mayores, se requerirá normalmente una mayor temperatura

para alcanzar el punto de fusión inicial de un mineral, • Las condiciones de presión y temperatura a la que se inicia la fusión son

el contenido de agua u otros volátiles como el CO2 en las rocas, • Normalmente los procesos de fusión son parciales, es decir, la roca no se

funde totalmente y solo lo hacen ciertos grupos de minerales.


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Otros magmas que llegan a emplazarse dentro de la corteza terrestre pueden haberse originado en la parte superior del manto, ya sea en el manto listósferico o en el manto astenosférico.

5.1.7 Ascenso del magma Se conoce que el magma se forma por fusión de materiales de la corteza o el manto y tiende a ascender hacia la superficie. Un magma ocupa un espacio que se denomina cámara magmática. El ascenso se realiza por la inyección de magma en las grietas y posterior caída de bloques del techo de la cámara. El incremento de energía necesario para movilizar el magma de un lugar a otro puede ocurrir por diferentes causas: (1) Diferencia de densidad

Si la densidad del magma es menor respecto de las rocas que lo rodean, genera esfuerzos verticales que le permiten ascender. Para ello se requiere que la litósfera posea una permeabilidad adecuada. (2) Disminución brusca del gradiente de presión entre el magma y los niveles

superiores de la litósfera Cuando una cámara magmática se conecta con la superficie a través de una fractura, el magma es succionado hacia la superficie hasta equilibrar las presiones. (3) Incremento del gradiente de temperatura Si aumenta el gradiente geotérmico en un lugar determinado de la litósfera se disminuiría la resistencia a la fracturación, lo que facilita la formación de fracturas. Estas fracturas aumentan la permeabilidad de la litósfera, requisito indispensable para el desplazamiento del magma. (4) Aumento de la temperatura del reservorio magmático La temperatura de los reservorios magmáticos o cámaras magmáticas puede aumentar por el ingreso de un magma con mayor temperatura. Este aumento de temperatura desencadena algunas erupciones de grandes volúmenes de magma al exterior de la superficie terrestre.

(5) Saturación del magma en los componentes de la fase volátil

Cuando el magma se satura con agua se forma una fase de vapor, desarrollando burbujas e incrementando drásticamente el volumen del sistema. La interacción del magma con el agua meteórica (contenida en un acuífero, un lago, un glaciar o un campo de nieve) es muy rápida y queda atrapada dentro del magma, entonces aumenta su volumen en forma instantánea, desarrollándose una fase explosiva violenta. Los intervalos a veces duran cientos de miles de año, dependiendo del tamaño de la cámara. Cuanto mayor es el intervalo, mayor es la posibilidad de una erupción de gran volumen.


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De los cinco (5) procesos mencionados, el primero puede invocarse para explicar el ascenso del magma, pero no para desencadenar una erupción.

5.1.8 Composición del magma No existe una composición química determinada para el magma, ya que cualquier mineral es susceptible de fundirse y mezclarse con otros. No obstante, en la corteza o en el manto terrestre, el magma, se encuentra conformado por materiales diseminados en tres fases: (1) Fase sólida Los magmas contienen minerales refractarios (soportan temperaturas muy altas sin fundirse) los que se encuentran en suspensión. Algunos minerales refractarios son: la cromita, la magnetita, piroxeno, plagioclasa, olivino, entre otros. (2) Fase líquida Los magmas contienen muchos minerales en estado de fusión, tales como los silicatos fundidos ricos en silicio (Si). Otros componentes habituales son oxígeno (O), aluminio (Al), calcio (Ca), hierro (Fe), magnesio (Mg), sodio (Na) y potasio (K). (3) Fase gaseosa o volátil

Los magmas contienen gases o elementos volátiles que se forman a partir de la fase líquida, como el vapor de agua, bióxido de carbono (CO2), nitrógeno (N), anhídrido sulfuroso (H2S). También pequeñas cantidades de hidrógeno (H), monóxido de carbono (CO), azufre (S) y compuestos de cloro (HCl), flúor (HF), boro (H2BO4), (CH4), (H2SO4), entre otros. Los magmas ricos en volátiles, al ser liberados, dan origen a procesos eruptivos violentos.

5.2 Consolidación del magma 5.2.1 Enfriamiento del magma

(1) Temperaturas del magma Como se sabe, el magma es un complejo de alta temperatura. Las temperaturas de la mayoría de los magmas están en el rango 700°C hasta 1500°C (o 1300°F a 2700°F). Dentro del magma existen minerales como la carbonatita que se derrite a temperaturas frescas como 600°C, en tanto que la komatiite se derrite a temperaturas calurosas como 1600°C. (2) Disminución de temperaturas del magma Por otro lado, así como el magma llega a temperaturas máximas, también desciende hasta temperaturas mínimas.


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La disminución de temperatura lo hace de manera gradual. A conforme va disminuyendo la temperatura se van formando los primeros cristales hasta llegar al punto en que el magma se solidifica originando rocas ígneas. Tanto el plutonismo como el volcanismo tienen fases típicas de enfriamiento del magma.

Temperatura Plutonismo Vulcanismo >1000ºC Magma fundido Disminución de la temperatura

Excreción no silícea

Primera solidificación

Etapa liquido-magmática Fase de

erupción

Excreción de cantidad importante de silicatos; contacto metamorfoseado - metamorfosis

Aumento de presión del gas residual en la fusión

Solidificación principal

Entre 700º-600ºC

Tensión de vapor máxima

Solidificación de descanso

Etapa pegmatítica

Sin el flujo de vapor a través de las rocas

Etapa neumatolítica Fase de

fumarolas 400ºC Disminuye la

presión de vapor; solución acuosa residual

Etapa hidrotermal

200ºC

Fase de solfataras

Cuando el magma llega a la superficie, la temperatura baja súbitamente formando las lavas.

Cuando el magma se enfría lentamente da origen a rocas de grano grueso (rocas ígneas intrusivas) y cuando se enfría muy rápidamente da origen a rocas de grano fino (rocas ígneas extrusivas). Las rocas ígneas se pueden formar con o sin cristalización ya sea por debajo de la superficie o sobre la superficie terrestre. Han sido descritas más de 700 tipos de rocas ígneas, la mayoría formadas bajo la superficie.

5.2.2 Zonas de consolidación del magma El magma se consolida a diferentes niveles de profundidad de la corteza terrestre debido a la temperatura, presión y composición del magma, así como también debido a la constitución de las rocas preexistentes en la corteza.

Lavas básicas: Presentan pocos gases en su interior y su abundancia de SiO2 es relativamente baja, de ahí su carácter “fluido”.


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(1) Consolidación sobre la superficie En el caso de que el magma llegue a la superficie, la temperatura baja súbitamente y entonces se forman las lavas. Estas dan origen a las rocas ígneas extrusivas o volcánicas. (2) Consolidación debajo de la superficie En el caso de que el magma sin llegar a la superficie se enfríe durante su recorrido de ascenso, la temperatura baja en forma gradual y se forman los primeros cristales hasta llegar al punto en que el magma, se solidifica. Este da origen a las rocas ígneas intrusivas, denominadas:

• si la consolidación del magma ocurre a poca profundidad, origina a las

rocas ígneas plutónicas, • si la consolidación del magma ocurre a profundidades someras origina las

rocas ígneas hipabisales, • si la consolidación del magma ocurre en el interior de las fisuras o

resquebrajaduras origina las rocas ígneas filoneanas.

5.2.3 Fases de cristalización En condiciones intrusivas de las rocas ígneas, es decir, cristalización del magma debajo de la superficie terrestre, según Neggli se realiza en tres fases:

• fase ortomagmática, • fase pegmatítico-pneumatolítica, • fase hidrotermal.

(1) Fase ortomagmática Es el enfriamiento del magma desde temperaturas muy elevadas (> 1500ºC) hasta temperaturas fijadas para esta fase en 500ºC, con la consiguiente cristalización de minerales según sea su temperatura de fusión. Como resultado del enfriamiento del magma sucede la cristalización de los minerales, de la manera siguiente:

• primero cristalizan los minerales de alto punto de fusión como el olivino,

piroxenos (enstatita) y minerales accesorios (diamante, circón, apatito, pirotina, etc.) después los anfiboles con algo de Ca (augita y hornblenda) y la biotita,

• seguidamente las plagioclasas, luego la ortosa y, por último, el cuarzo. En esta etapa, las sustancias volátiles tienen poca influencia porque su cantidad relativa es escasa, pero se concentran y actúan en etapas posteriores,

• los minerales se van haciendo inestables (significa que reaccionan) a medida que la presión y la temperatura varía y reaccionan con el magma, o sea, que esos minerales desaparecen para que aparezcan otros nuevos,

• en cada intervalo de temperatura (y de presión) consolidan minerales distintos,

• a una determinada temperatura han cristalizado algunos minerales y otros todavía se encuentran en su punto de fusión,

• cristaliza la sílice con algunos metales (predominantemente Fe y Mg) y también se forman minerales como cromita (fuente de cromo) o sulfuros de niquel (fuente de niquel),


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• se forman los denominados yacimientos ortomagmáticos”. Existen rocas del tipo del granito, que se utiliza en la construcción y en ornamentación cuando está pulido,

• debido a que los cristales formados en esta fase pueden moverse dentro del magma y por tanto acumularse en algunas zonas, existen yacimientos ortomagmáticos útiles para la explotación de minerales.

Según el tipo de acumulación que ha ocurrido existen 3 tipos de yacimientos ortomagmáticos de minerales:

a) Yacimientos de diseminación Estos yacimientos ocurren cuando los cristales permanecen en el lugar en el que se formaron y sin acumularse. No se trata propiamente de un yacimiento porque no existe acumulación, pero el valor de los minerales que se extraen puede hacer que compense el tratamiento de grandes cantidades de roca para obtener una pequeñísima cantidad del mineral. Esto ocurre, por ejemplo, con los yacimientos de diamantes que se encuentran en unas rocas de Sudáfrica denominadas kimberlitas. b) Yacimientos de segregación Estos yacimientos ocurren cuando los cristales o minerales recién formados tienen distinta densidad que el resto del magma puede desplazarse hacia la parte superior o (más frecuentemente) hacia la inferior de la cámara magmática y acumularse en estas zonas. Por ejemplo, los yacimientos de Bushveld en Sudáfrica se constituyeron cuando la cromita recién formada cayó al inferior de la cámara magmática. c) Yacimientos de inyección Estos yacimientos se presentan cuando por algún tipo de presión sobre el magma los cristales son inyectadas a través de fisuras de la roca que rodea a la cámara magmática se forman los denominados filones (grietas de las rocas rellenas de minerales). Así se formaron los yacimientos de magnetita (fuente de Fe) de Kiruna en Suecia.

Por ello, la cristalización es fraccionada, según se representa en las series de reacción de Bowen. (2) Fase pegmatítico-pneumatolítica Es el enfriamiento del magma desde temperaturas que van desde 500ºC hasta 372ºC con la consiguiente cristalización de minerales según sea su rango de temperatura de fusión. Esta fase ocurre de la manera siguiente:

• luego de ocurrida la fase ortomagmática donde cristalizaron muchos

minerales, quedó en el magma restante (sin cristalizar), un líquido residual rico en volátiles,

• estos volátiles (gran cantidad de gases que llevan disueltos componentes de silicatos) al ejercer presión sobre las paredes de las rocas confinantes


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(roca encajante) escapan por las fisuras, donde finalmente cristalizan los minerales,

• debido a que en esta fase ya se dispone de más espacio, los átomos pueden desplazarse a mayores distancias y por tanto se acumulan grandes cantidades de átomos formando grandes cristales,

• se forman así un tipo de rocas parecidas al granito pero de grano grueso (cada grano es un mineral). El nombre de este tipo de roca es pegmatita. Algunos de los grandes cristales de las pegmatitas son minerales muy valiosos como el berilo (fuente de berilio), topacio, turmalina, apatito (fuente de fósforo),

• además en esta fase los gases solidifican en las grietas dando lugar a filones neumatolíticos. Tanto las pegmatitas como los filones neumatolíticos pueden constituir yacimientos de minerales como la wolframita y scheelita (menas del W, que se utiliza en aceros extra-rápidos y filamentos de lámparas incandescentes), magnetita y siderita (menas de hierro), molibdenita (fuente de molibdeno para aleaciones de acero resistentes), casiterita (mena de Sn), entre otros.

(3) Fase hidrotermal Es el magma con temperaturas críticas menores de 372ºC, compuesto por un líquido residual considerado como disolución acuosa de determinados elementos con sílice en suspensión. Esta fase ocurre de la manera siguiente:

• por debajo de su temperatura crítica de 372º C, el agua pasa de gas a

líquido, • esta disolución acuosa circula a través de las fisuras e incluso de los

pequeños poros que rodean al magma depositando fluorita, uranitita o pechblenda (fuentes de uranio), galena (sulfuro de plomo), apatito, etc,

• según la forma del yacimiento, se pueden presentar rellenando fracturas, en cuyo caso se denominan filones hidrotermales, como los yacimientos de galena (que contiene Pb y Ag),

• también los yacimientos se pueden presentar rellenando los poros de las rocas (yacimientos de impregnación).

5.2.4 Cristalización de minerales

(1) Cristalización según Bowen El orden que suelen seguir los minerales en la cristalización del magma, es: a) Serie discontinua Se llama serie discontinua porque los minerales que forman esta serie no tienen la misma estructura espacial; es decir, que dan lugar a formas cristalinas diferentes. Ferro-magnesianos o malancratos:

• Olivino, • Piroxenos (augita), • Hornblenda, • Biotita, • Moscovita.

Leucocratos: • Ortosa, • Cuarzo, • Plagiocosa cálcica,


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• Plagiocosa sódica.

b) Serie continua Se llama serie continua porque los minerales tienen el mismo tipo de estructura cristalina y por tanto, también de red espacial. Plagioclases:

• Anortita, • Bytownita, • Labradorita, • Andesina, • Oligoclasa, • Albita, • Ortosa, • Moscovita, • Cuarzo.

Las series de reacción tienen lugar durante la fase ortomagmática. Estos silicatos están en el orden en el que van solidificando. En el caso de que se complete una de las dos series, quedará sílice sobrante, que dará lugar al “cuarzo”. (2) Reacción de los minerales En muchas ocasiones, los minerales que primero cristalizan reaccionan con la misma masa magmática y se transforman en otros cristales. Ejemplo:

• el olivino, que es el mineral que primero cristaliza, se transforma en

piroxeno, al descender la temperatura y siempre que en el magma exista suficiente cantidad de sílice,

• el piroxeno recién formado, a su vez, se transforma en un anfíbol, al descender la temperatura y siempre que el magma residual contenga suficiente cantidad de agua,

La roca resultante del enfriamiento de este magma, no contiene ni olivino ni piroxeno como usualmente corresponde.

En otras ocasiones, al descender la temperatura de la masa magmática, los minerales cristalizan simultáneamente. Ejemplo:


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• La ortosa y el cuarzo, ambos cristalizan a la vez, debido a encontrarse en

proporciones eutécticas como es el caso de las rocas de pegmatitas. (3) Composición de los minerales Los minerales tienen una composición compleja:

• los minerales formados a diferentes temperaturas dentro de la masa magmática, en muchas ocasiones no presenta la misma composición que correspondería a minerales si éstos se encontrasen aislados,

• los minerales suelen formar parte de las rocas. Otros minerales se encuentran en forma nativa, su fórmula será el símbolo químico del elemento que lo constituye. Ejm. Au, Hg, S …,

• normalmente suele estar formado por dos o más elementos. Uno de los más sencillos, es la Galena que es un sulfuro de Plomo (Pb S); la Calcopirita que es un sulfuro de hierro y cobre ( Cu Fe S2 ); la Blenda formada por sulfuro de zinc y su fórmula es ZnS, aunque esto está muy simplificado,

• la sal de mesa común, el mineral halita se compone de dos elementos: sodio y cloro, en cantidades iguales: NaCl. El símbolo de la halita NaCl indica que cada ion de sodio está acompañado por un ion de cloro.

• el mineral pirita, también llamado “oro de los tontos” se compone de dos elementos: hierro y azufre, pero este mineral contiene dos iones de S por cada ion de Fe. Esta relación se expresa por el símbolo FeS2. El cristal tiene una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Cada cristal tiene una forma cristalina y característica producida por su estructura cristalina.

Para calcular la fórmula química, se tiene que ver el porcentaje en peso, el peso molecular y las proporciones. No es posible afirmar que un mineral tiene una determinada composición, porque suele variar.

Oro Metales Plata

Cobre Elementos

Azufre No metales Diamante

Grafito

Sulfuros Pirita Galena

Composición Óxidos Hematites

Carbonatos Calcita

Compuestos Malaquita (más de un elemento) Cloruros Sal común

Silvina

Sulfatos Tiza

Silicatos Olivino Ortosa

En el anexo se presenta la relación de los minerales, debidamente clasificados, con sus respectivas fórmulas químicas (mineralogía descriptiva).


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(4) Dureza de los minerales Se llama dureza al grado de resistencia que opone un mineral a la deformación mecánica. Un método útil y semicuantitativo para la determinación de la dureza de un mineral fue introducido por el químico alemán Mohs. El creyó una escala de dureza de 10 niveles. Para cada nivel existe un mineral representativo y muy común. El mineral del nivel superior perteneciendo a esta escala puede rayar todos los minerales de los niveles inferiores de esta escala. La dureza de un mineral desconocido puede averiguarse rascando entre sí una cara fresca del mineral desconocido con los minerales de la escala de MOHS. El mineral más duro es capaz de rayar el mineral más blando. Los minerales de la escala de MOHS que rayan el mineral desconocido son más duros como esto, los minerales que son rayados por el mineral desconocido son menos duros. Por tanto la dureza del mineral desconocido se estrecha entre el nivel superior del mineral que puede rayarlo y el nivel inferior del mineral que es rayado por este mineral. Con cierta experiencia y algunos medios auxiliares simples se puede conocer rápidamente la dureza de forma aproximada. Los minerales que pertenecen a la escala de MOHS son los siguientes: Escala de MOHS Dureza Mineral Composición Comparación

1 Talco Mg3Si4O10(OH)2 La uña lo raya con facilidad 2 Yeso CaSO4�2H2O La uña lo raya 3 Calcita CaCO3 La punta de un cuchillo lo raya con facilidad 4 Fluorita CaF2 La punta de un cuchillo lo raya 5 Apatito Ca5(PO4)3(OH-,Cl-,F-) La punta de un cuchillo lo raya con dificultad

6 Feldespato Potásico (ortoclasa)

KAlSi3O8 Un trozo de vidrio lo raya con dificultad

7 Cuarzo SiO2 Puede rayar al vidrio común

8 Topacio Al2SiO4(OH-,F-)2 Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

9 Corindón (zafiros y rubíes)

Al2O3 El corindón deja su marca en todos los demás minerales de la escala, salvo el diamante

10 Diamante C La única materia natural que puede rayar a un diamante es otro diamante

La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la disposición de sus átomos. Cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será la dureza del mineral. Grafito y diamante por ejemplo son de la misma composición química, solamente se constituyen de átomos de carbono C. Grafito tiene una dureza según MOHS de 1, mientras que diamante tiene una dureza según MOHS de 10. En la estructura del diamante cada átomo de carbono - que tiene 4 electrones en su capa más exterior - puede alcanzar la configuración de ocho electrones compartiendo un par de los mismos con 4 átomos de carbono adyacentes, los cuales ocupan las esquinas de una unidad estructural de forma tetraédrica. El enlace covalente entre los átomos de carbono se repite formando una estructura continua, dentro de lo cual la energía de los enlaces covalentes se concentra en la proximidad de los electrones compartidos, lo que determina la dureza excepcional del diamante. En la estructura del grafito, los átomos de carbono se presentan en capas compuestas por anillos hexagonales de átomos, de modo que cada átomo tiene 3


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que lo rodean. Las capas de átomos del grafito están separadas una distancia relativamente grande, 3.41Å, y quedan átomos dispuestos en forma alternada, exactamente por encima de los átomos de la capa adyacente. La causa de la poca dureza del grafito es que los enlaces entre las capas de átomos son muy débiles, mientras que los átomos en el interior de las capas están dispuestos mucho más próximos que en la estructura del diamante.

5.2.5 Cristalización del magma y diferenciación de rocas ígneas La cristalización fraccionada del magma basáltico básico, parece ser la causa de la gran variedad de composición que se presenta en las rocas magmáticas. Los minerales que primero cristalizan son los más ricos en calcio, magnesio y fierro, en cambio son relativamente pobres en silicio, aluminio, sodio y potasio. De esta manera es posible que el magma restante, el que aún no cristaliza se haga cada vez más ácido. Este hecho da lugar a la diferenciación de las rocas ígneas en tres grandes grupos:

• rocas ígneas ácidas, • rocas ígneas básicas, • rocas ígneas intermedias.

(1) Rocas ígneas ácidas Son rocas que se encuentran constituidas por los siguientes componentes:

• entre 65%-75% de sílice (SiO2), • cuarzo, • silicatos aluminosos-alcalino-cálcicos.

Presentan las siguientes características: • son difíciles de fundir, • poco pesadas, • colores claros, • muy viscosas, • escasa movilidad, • solidifica rápidamente en gruesos paquetes.

(2) Rocas ígneas básicas Son rocas que se encuentran constituidas por los siguientes componentes:

• menos del 50% de sílice, • algunas bases sin combinar, • ricas en hierro, magnesio y calcio.

Presentan las siguientes características: • son pesadas, • colores oscuros, • baja viscosidad, • alta movilidad, • fluyen grandes distancias antes de solidificar.

Las rocas ígneas ultrabásicas son aquellas ricas en olivino (mineral que cristaliza primero) (3) Rocas ígneas intermedias Son rocas que presentan contenido de sílice entre 50%-65% y características intermedias entre las rocas básicas y ácidas.


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5.3 Textura de las rocas magmáticas 5.3.1 Textura

Es la distribución interior de los componentes de las rocas. En las rocas magmáticas se dan tres tipos de textura:

• granítica, • porfídica, y • vítrea.

(1) Textura granítica o granuda Las rocas presentan textura granítica cuando los minerales están cristalizados y los cristales tienen tamaño uniforme. Esto se debe a que:

• el magma se enfrió lentamente en el interior de la tierra y la cristalización

de los minerales fue homogénea.

(2) Textura porfídica Las rocas presentan textura porfídica cuando una parte esta cristalizada y la otra no. Esto se debe a que el magma se consolidó en dos tiempos:

• Primer tiempo.- La consolidación del magma se inicia en le interior de la

tierra, dando lugar a la formación de fenocristales. • Segundo tiempo.- El magma termina de solidificarse bruscamente en los

conductos de salida al exterior sin tiempo para cristalizar.

(3) Textura vítrea Las rocas presentan textura vítrea cuando no contienen cristales y si los contienen éstos son microscópicos. Se debe a que:

• el enfriamiento del magma ha sido muy rápido sin tiempo para cristalizar.

5.4 Clasificación de las rocas magmáticas o ígneas

Las rocas magmáticas o ígneas se dividen en dos grandes grupos, según su origen en:

• rocas intrusivas o plutónicas, • rocas extrusivas o volcánicas.

5.4.1 Magmatismo intrusivo o plutónico Las rocas ígneas intrusivas se han formado en el interior de la corteza y se presentan en forma de plutones. De ahí el nombre de Rocas Plutónicas. Plutón recuerda al dios del Averno. A continuación se anotan, como principales rocas intrusivas, a las siguientes:

• plutón, • batolito de la costa, • otras.


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(1) Plutón Es la roca ígnea intrusiva que se ha originado como consecuencia del enfriamiento del magma debajo de la superficie terrestre. Los plutones se encuentran de dos maneras:

• discordantes, y • concordantes.

a) Plutones discordantes Son rocas ígneas que se han formado por consolidación del magma en momentos que cruzaban por el interior de una roca antigua preexistente. A estas rocas recién formadas se les conoce como plutones discordantes. Destacan los siguientes:

• batolitos, • stocks, • diques, y • cuellos volcánicos.

a.1 Batolitos Son intrusiones ígneas. Plutones discordantes. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos: - están asociados a las cordilleras, - se extienden paralelos a las cordilleras, - se forman después del plegamiento pero no son causa de ello, - tienen gran volumen de rocas sin profundidad inferior conocida y una

extensión mayor de 100 Km. Cuadrados, - se origina principalmente durante los períodos de formación de montañas. - son de formas alargadas y posiciones paralelas a las cordilleras, - su techo es irregular, - tienen techo dómico escalonado y presentan xenolitos, es decir,

inclusiones extrañas, embebidas en el magma, - la forma dómica del techo se llama cúpula y las proyecciones hacia debajo

de las rocas preexistentes se llama techos colgantes, - su naturaleza es de reacción principalmente ácida, - su textura es gruesa. Tienen constitución granítica, granodiorítica o

cuarzodiorítica pero homogénea, - los batolitos que se ven en la actualidad han sido expuestos por la

erosión, - aparecen reemplazando grandes volúmenes de roca pero no aparecen los

volúmenes desplazados, de ahí surge el misterio ígneo: ¿son magmas cristalizados, o por el contrario, son fruto de un metamorfismo de granitización?.

Ejm. el Batolito de la Costa con una extensión superficial de 1,200 km. y una anchura promedio de 70 km. Ejm. el Batolito Granodiorítico de la Cordillera Blanca con una longitud superficial de 300 km. y una anchura de 20 km. aproximadamente.

a.2 Stocks Son intrusiones ígneas. Plutones discordantes. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos:


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Exposición superficial menor a 100 km2. Forma circular elíptica. Probablemente fueron las cámaras que alimentaron los primeros volcanes.

a.3 Diques o filones

Son intrusiones ígneas. Plutones discordantes. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos: Son plutones de forma tabular. Están compuestos de magma que fluyó a través de fracturas preexistentes o abiertas por la fuerza del magmatismo. Tiene poco espesor pero pueden ser persistentes en altura y alcanzar enormes longitudes.

a.4 Cuellos volcánicos o tapones volcánicos

Son intrusiones ígneas. Plutones discordantes. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos: Son cuerpos elípticos, cilíndricos, verticales, que llegan a tener hasta un kilómetro de diámetro. Están compuestos de lava solidificada que alguna vez llenó los ductos de un volcán que ha sido erosionado, quedando como testigo este tapón por ser más resistente a la erosión.

b) Plutones concordantes Son rocas ígneas que se han formado por consolidación del magma en momentos que se ubicaban en posición paralela a los estratos de roca antigua preexistentes. A estas rocas recién formadas se les conoce como plutones concordantes. Destacan los siguientes:

• sill, • lacolitos, • lopolitos, y • facolitos.

b.1 Sills Son intrusiones ígneas. Plutones concordantes. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos:

Son de forma laminar. Paralelas a los estratos de las rocas encajonantes. Su composición es generalmente básica por ser magmas en gran fluidez.

b.2 Lacolitos

Son parecidos a los Sills. Se caracterizan por presentar los siguientes aspectos:

Son de forma laminar con deformaciones gruesas en el centro y delgados hacia los bordes. Son planos en la base y convexos en la parte superior. Un plano de perfil da la impresión de ver un hongo.


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b.3 Lopolitos Son plutones concordantes asociados a una cuenca estructural. Generalmente son de grandes dimensiones

b.4 Facolitos

Son plutones concordantes en forma de media luna, que se encuentran confinados a las crestas de anticlinales o senos de sinclinales.

(2) El Batolito de la costa El afloramiento más grande de rocas intrusivas en el Perú es el Batolito de la Costa. Se caracteriza por:

• Constituye parte de la vertiente del pacífico de la Cordillera Occidental. • Tiene una exposición ininterrumpida de más de 1,200 km. de longitud,

desde Chala en el Departamento de Arequipa, hasta Trujillo en el Departamento de La Libertad.

• El ancho de este batolito varía entre 40 a 70 km. • El interior del batolito es un complejo de intrusiones que varían de

composición desde el granito, stocks, diques hasta el gabro y las relaciones entre ellos varían desde contactos perfectamente definidos hasta pasos gradacionales de una roca a otra.

• Las determinaciones radiométricas de muestras de diferentes lugares del batolito, varían entre 60 y 110 millones de años, por lo que corresponde ubicarlo en el intervalo Cretáceo Superior y Terciario Inferior.

(3) Otras rocas intrusivas Entre las principales rocas intrusivas, se consideran a las siguientes:

• Rocas intrusivas típicas, • Rocas intrusivas de textura porfídica.

a) Rocas intrusivas típicas Existen muchas, para efectos de mejor entendimiento, se presentan a las siguientes:

• granito, • sienita, • diorita, • gabro, • peridotita.

a.1 Granito

Es la roca más abundante de la corteza.

- minerales principales. Contiene grandes cantidades de cuarzo, ricas en

feldespato y tiene pocos minerales oscuros como ortosa, plagioclasa ácida y biotita,

- minerales accesorios. Puede contener turmalina y granates, - tiene textura granuda de grano grueso y de colores grises o rosados, - es ácida, contiene un 75% de sílice, - es una roca muy dura y consistente. Se le utiliza para la construcción y

para el adoquinado,


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- e descompone por la acción del bióxido de carbono (CO2) disuelto en el agua. Ataca al feldespato, convirtiéndolo en arcilla, desmoronando toda la roca,

- también son atacadas por la intemperie. Las cuartean, quedando trozos amontonados de formas redondeadas y como cabalgando unos sobre otras. De esta manera origina la típica topografía granítica en forma de piedras caballeras.

a.2 Sienita

Es menos abundante que el granito. Se asemeja al granito pero sin cuarzo. Son de colores claros. Se le usa como piedra ornamental.

a.3 Diorita

No contiene cuarzo. Tiene predominio de feldespato. Es más oscura que el granito y la sienita. Es menos ácida que ambas. Su textura es granuda, pero de grano fino.

a.4 Gabro Esta formado principalmente por plagioclasas, piroxenos y como minerales accesorios pueden llevar hornblenda y olivino. Carece de cuarzo. Su textura es granuda, de color oscuro o verdoso. Es pesado y de grano grueso. Más básico que la diorita.

a.5 Peridotita Compuestas principalmente de olivino. De colores oscuros. Textura granuda, de grano grueso. Son las más básicas de la serie. Con una riqueza en óxidos de silicio que no sobrepasa el 44%.

b) Rocas intrusivas de textura porfídica Estas rocas se caracterizan por la presencia de gruesos fenocristales, cuarzo y ortosa sobre una pasta microgranuda de granos iguales. Las principales rocas son:

• pórfidps, • aplitas, • pegmatitas.

b.1 Pórfidos

Son rocas de composición igual a las rocas graníticas que las contienen. Tienen grandes cristales idiomorfos de feldespatos, ortosa y la pasta en que están incluidos son de cuarzo, ortosa y biotita. El pórfido cuarcífero es de colores claros sobre fondo rojizo. Es ornamental.

b.2 Aplitas

Son rocas de colores claros, se presentan generalmente en forma de venas y filoncillos. Están compuestas de cuarzo, ortosa y plagioclasas. De textura granuda de grano fino (sacaroidea).


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b.3 Pegmatitas Se presentan en diques, lentejones o venas asociadas a grandes masas de granito. Están compuestas de cuarzo y feldespastos, con grandes cristales de biotita o moscovita. Su estructura esta constituida por grandes cristales de ortosa, con inclusiones de cuarzo de formas caprichosas. Algunas veces por encontrarse en proporciones eutécticas, la ortosa y el cuarzo cristalizan juntos, estando los cristales de cuarzo igualmente orientados dentro del feldespato, adoptanto una forma característica que por su parecido con la escritura cuneiforme, reciba el nombre de pegmatitas gráficas. Relacionados con las pegmatitas suelen encontrarse minerales radioactivos como uranita, autunita, otros. y otros minerales como el topacio, berilo, moscovita, entre otros.

5.4.2 Magmatismo extrusivo o volcánico

Magmatismo extrusivo, es el proceso mediante el cual el magma es expulsado a la superficie terrestre a través de conos volcánicos o fracturas de las rocas preexistentes, originando corrientes de lava y materiales piroclásticos (materiales proyectados). Por esta razón se le denomina Rocas Volcánicas. Recuerda a Vulcano dios del fuego. (1) Definición de volcán Es la acumulación de productos magmáticos alrededor de un ducto central. Visto en conjunto presenta forma de cono, colina o montaña con características muy particulares. (2) Partes del volcán En la cima se encuentra el cráter en el interior la chimenea y en el fondo la cámara magmática. a) Cráter Es una depresión en forma de embudo ubicada en el extremo superior del cono del volcán o en la cima de una colina o de una montaña. Es el extremo de la chimenea. b) Chimenea Es el ducto por donde salen o expelen los materiales magmáticos. Une al cráter con la cámara magmática. c) Cámara magmática Es una cavidad o receptáculo ubicado a profundidad que contiene al magma. (3) Erupciones Volcánicas Las erupciones volcánicas presentan las siguientes características:

• tipos de erupciones, • frecuencia de erupciones,


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• efectos de erupciones, • clases de erupciones, • material proyectado en las erupciones, • erupciones de fisura, • corriente de lava.

a) Tipos de erupciones Las erupciones volcánicas pueden ser de dos tipos:

• explosivo, • tranquilo.

a.1 Vulcanismo de tipo explosivo Es cuando en determinados instantes predomina la expulsión de material piroclástico.

a.2 Vulcanismo de tipo tranquilo

Es cuando la eyección del material volcánico no produce estruendo.

b) Frecuencia de las erupciones La clase e intensidad de la actividad volcánica es continua desde su aparición hasta su extinción. Son sus efectos los que aparecen intermitentemente. Estos efectos pueden variar o tornarse cíclicos. c) Efectos de erupciones Las primeras etapas de una erupción se caracterizan generalmente por:

- terremotos preliminares, - agrietamiento del terreno, - aparición de manantiales calientes, - desagüe de los lagos.

Después de la erupción, la condensación del vapor de agua de la atmósfera aunado al vapor de agua expulsado con las erupciones, suelen producir lluvias torrenciales. d) Clases de erupciones Las erupciones volcánicas de tipo central se clasifican en:

• erupciones hawaiano, • erupciones estromboliano, • erupciones etna-vesubiano (vulcaniano), • erupciones peleano, • erupciones pliniano.

A continuación se trata cada una de ellas, muy brevemente. d.1 Erupciones hawaiano

Presentan las características siguientes: - las erupciones volcánicas son de régimen tranquilo, - las lavas son de composición básica,


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- escasez de gases, - la temperatura es alta (llega a 1200ºC). Ejm. el Mauna Loa.

d.2 Erupciones estromboliano Presentan las características siguientes: - Las erupciones volcánicas son de tipo explosivo con régimen de

explosiones espaciadas de ritmo regular, - las lavas son de composición básica, - las lavas tienen poca movilidad, - las lavas tienen poco gas, - la temperatura es alta (aprox. 1000ºC). Ejm. el Estrómboli.

d.3 Erupciones etna-vesubiano (vulcaniano) Presentan las características siguientes: - las erupciones volcánicas son de tipo explosivo con régimen de

explosiones violentas y reiteradas, - la expulsión del material piroclástico va acompañada de abundante gas, - las lavas son de naturaleza ácida a intermedia viscosas y de escasa

movilidad. Ejm. el Etna, el Vesubio y el Krakatoa.

d.4 Erupciones peleano Presentan las características siguientes: - las erupciones son de tipo explosivo con régimen de explosiones violentas

y reiteradas, - ocurrencia de grandes explosiones de gases, - expulsión abundante de material piroclástico, - las lavas son de excepcional viscosidad, - el descenso de los materiales eyectados forman las denominadas “nubes

ardientes”. Ejm. el Mont Pele.

d.5 Erupciones pliniano Presentan las características siguientes: - las erupciones son de tipo violentas, - expulsión de gases que se elevan a grandes alturas donde forman un

techo de “nubes globulares”.

e) Material proyectado en las erupciones Las erupciones volcánicas están constituidas por materiales sólidos, líquidos y gaseosos.

e.1 Material sólido

Es aquel material que después de haber sido erupcionado cae sobre la superficie en estado sólido. Estos materiales son conocidos también como “piroclástico”.


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Los piroclastos se encuentran conformados por los componentes siguientes: - bloques y bombas > de 32 mm - lapilli 32 – 4 mm - ceniza 4 – 1/400 mm - polvo < de 1/400 mm Los depósitos de estos materiales conforman a las brechas y tufos.

e.2 Material líquido Es la lava misma pero en estado líquido constituida por una mezcla de rocas fundidas. Se clasifican en lavas ácidas, básicas (y ultrabásicas) e intermedias.

e.3 Material gaseoso Está conformado principalmente por vapor de agua (60 a 90%), bióxido de carbono, nitrógeno y anhídrido sulfuroso, y pequeñas cantidades de hidrógeno, monóxido de carbono, azufre y compuestos de cloro, fluor y boro; entre otros.

f) Erupciones de fisura Las erupciones de fisura consisten en la llegada del magma a la superficie a través de una larga grieta. A diferencia de los volcanes centrales, en los que el magma sale a la superficie a través de la boca del cono del volcán. Presenta las características siguientes:

- las grietas denominadas también fisuras, fracturas, cuarteadoras, resquebrajaduras por donde sale el magma, son muy largas partiendo de la parte profunda de la corteza terrestre,

- estas fisuras son de tamaño variable, - los derrames de magma ocurren al extremo de dichas fisuras pudiendo

ser la parte lateral del mismo cono volcánico, cualquier parte de la superficie continental, o cualquier parte del fondo marino, donde se encuentren estas grietas,

- no necesariamente requieren la presencia de un volcán para ocurrir. - el magma que brota es muy fluido y basáltico, - en la era terciaria, estas erupciones de fisura emitieron oleadas de

basalto que cubrieron grandes extensiones en diferentes partes del mundo,

- la fisura está señalada hoy por una línea de pequeños conos formada en las fases finales de la erupción a través de una discreta actividad explosiva.

(4) Conos volcánicos Los conos volcánicos son determinados por la composición y temperatura del material volcánico en el momento de la erupción. Las formas que toman los conos como consecuencia de la acumulación de materia erupcionada son:

• de escoria, • de lava, y


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• compuestos.

a) Conos de escoria Llamados también “conos cineríticos” Un cono de escorias está constituido por fragmentos de material piroclástico (bombas, tobas, lapillis) arrojados con violencia en erupciones explosivas. Las pendientes de estos conos alcanzan hasta los 40º b) Conos de lava Un cono de lava está constituido por derrames sucesivos de lava. Se forman a partir de un conducto central o a través de grietas laterales. Las pendientes de estos conos alcanzan hasta los 10º c) Conos compuestos Llamados también “volcanes estratificados”. Son aquellos que están constituidos por capas alternantes de material piroclástico y de lava. (5) Calderas Son aberturas circulares o ligeramente elípticas. La parte ancha es más grande que su profundidad. Son originadas por explosiones violentas o por colapso (hundimiento) de un cono volcánico. Existen calderas de hasta 100 km de diámetro. (6) Volcanes submarinos Son los volcanes que se han formado en las cuencas oceánicas. Algunos pueden elevarse varios centenares de metros sobre el nivel del mar, pero cuando decrece la actividad volcánica son erosionados y desaparecen, para luego al reactivarse, aparecer nuevamente. Un ejemplo es el volcán Bogosloff en las islas Aleutianas, que ha aparecido y desaparecido a intervalos, desde su descubrimiento en el año 1768. (7) Cinturones volcánicos Es la concentración de volcanes a lo largo de los bordes de los continentes y archipiélagos adyacentes. Los volcanes del mundo se agrupan en zonas bien definidas:

• el circulo del fuego, • el cinturón alpino - himalayo • el cinturón del atlántico

a) El círculo de fuego del pacífico Es una faja volcánica que bordea al Océano Pacífico desde la Antártica, pasa por el extremo sur de América, llega a Alaska, continúa a lo largo de la Costa Siberiana y se prolonga por la Costa Japonesa hasta Nueva Zelanda.


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Los volcanes se ubican dando la apariencia de un rosario casi continuo alrededor del Océano Pacífico:

- pasa por la vertiente occidental de América del Sur (Chile y Perú). - continúa por la vertiente occidental de América del Norte (USA). - sigue por la vertiente oriental de Asia (Japón y Siberia) - continúa por la vertiente oriental de Oceanía (Nueva Zelanda)

En este círculo se encuentran la mayor parte de los volcanes de la tierra. El Perú forma parte del círculo de Fuego del Pacífico. b) Cinturón alpino-himalayo Este cinturón parte del sur de Europa (norte de África) pasa por le Mediterráneo y el sur de Asia (Asia Menor y Asia) y llega a las Indias Orientales. Este cinturón de volcanes tiene forma alargada. c) Cinturón del atlántico Un tercer cinturón es del Atlántico, cuya faja de volcanes se extiende desde el Ártico hasta las Islas Cabo Verde en África. Otro cinturón de volcanes corre de Palestina a Madagascar. (8) Fumarolas y sulfataras a) Fumarolas Son los lugares de la superficie por donde escapa vapor de agua acompañado de otros gases. Por lo general se encuentran en regiones de actividad volcánica o en zonas de vulcanismo en decadencia. Se especula que las intrusiones ígneas aportan calor y vapor de agua con gases a las aguas subterráneas, las que erupcionan a temperaturas bastante altas muy por encima del punto de ebullición del agua. Se han registrado temperaturas hasta de 600º. b) Sulfataras Son fumarolas que expulsan anhídrido sulfuroso que en contacto con el aire forma azufre, que generalmente, se acumula en zonas adyacentes. Pueden tener utilidad comercial. (9) Volcanes en el Perú En la zona sur del país existe un alineamiento montañoso con numerosos conos volcánicos, aproximadamente entre el paralelo 15º hasta la frontera con Chile. Entre los volcanes más conocidos se citan a los siguientes:

- Yucamane (5,497 msnm) Tacna - Tutupaca (5,815 msnm) Tacna - Ubinas (5,872 msnm) Moquegua - Misti (5,821 msnm) Arequipa - Ampato (6,310 msnm) Arequipa - Solimana (6,117 msnm) Arequipa - Sabancaya (5,976 msnm) Arequipa


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La mayoría de los volcanes de este cordón se encuentran fuertemente erosionados por la glaciación pleistocénica, mas no así el Misti, Ubinas y Yucamane, considerados modernos post glaciales. Todos están en estado de extinción, apagados, a excepción del Misti, Tutupaca, Sabancaya que aparentemente están en una fase fumarólica de posible extinción. Existe una zona de conos aislados que se extienden por este cordón, siendo los más representativos los siguientes:

- Coila (4,950 msnm) - Ajana (5,100 msnm) - Mesa Pillone (4,700 msnm) - Andahuaca (4,720 msnm) - Misti (5,821 msnm)

La elevación de estos conos comienza aproximadamente a los 3,000 msnm y de todos ellos el más conocido es el volcán Misti, cuya base tiene más o menos 20 km. de diámetro; su cráter tiene paredes escarpadas de 150 m. de altura y sus derrames han fluido hacia el sur de Arequipa habiendo descendido por escurrimiento superficial hasta los 2,500 msnm. El volcán Ubinas se encuentra en el Dpto. de Moquegua, en la Provincia General Sánchez Cerro; tiene una altura de 5,872 msnm y una elevación de 1,000 m. sobre los terrenos adyacentes; su cráter tiene aproximadamente 1,000 m. de diámetro y una profundidad de 500 m. Su estructura es típica de estrato volcán. Su actividad parece estar en extinción y actualmente del cráter salen fumarolas sulfurosas que siguen depositando azufre nativo. Una de las últimas grandes explosiones según J. Polo (1889) ocurrió el 7 de Febrero de 1559. (10) Rocas extrusivas (efusivas, volcánicas) Son las rocas que se originan como consecuencia de la actividad volcánica. El material que da origen a estas rocas son depositadas sobre la superficie. Son de dos clases:

• piroclásticas, y • volcánicas.

a) Rocas piroclásticas Son las rocas formadas por materiales que expulsa el volcán. Este material puede ser expulsado en estado sólido o en estado de lava líquida que se solidifica antes de caer al suelo. Algunas rocas suelen presentar estratificación. Las principales rocas piroclásticas son:

• bombas, • brechas, y • tobas.

a.1 Bombas volcánicas Son trozos de lava que se han solidificado total o parcialmente antes de caer al suelo.


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Si caen al suelo totalmente solidificado tienen forma ovoide o fusiforme. Si terminan de solidificar en el suelo su forme es de “pan agrietado”. Suelen ser de tamaño bastante grande aproximadamente como un melón. Algunas alcanza a tener hasta varias toneladas de peso; esto no es muy común.

i. Lapilli Son los fragmentos de lava solidificada que tienen el tamaño de frijoles o guisantes. En vez de bombas volcánicas se denominan lapilli. ii. Puzolana Son los fragmentos de lava solidificada que tienen el tamaño de la arena. En vez de lapilli se denomina puzolana. iii. Cenizas

Es la lava pulverizada y solidificada en el aire en granos pequeños como el tamaño de la arena fina y del limo que pueden ser arrastrados por el viento. En vez de puzolana se denomina cenizas volcánicas iv. Polvo Es la lava pulverizada y solidificada en el aire en granos tan pequeños como el tamaño de la arilla. Estas partículas pueden ser arrastradas por el viento y/o permanecer sin caer a la superficie por varios días.

a.2 Brechas volcánicas

Conocidas también como depósitos de aglomeraciones o conglomerados. Son rocas conformadas por la depositación de materiales gruesos tales como bloques y bombas que han caído cerca del cráter sobre rocas volcánicas preexistentes y así en conjunto y desordenadamente se han solidificado.

a.3 Tobas (tufos volcánicos) Son las rocas conformadas por la depositación de materiales finos tales como lapillis, puzolanas, cenizas y polvos arrojados por el volcán. Estos materiales caen en los flancos del cono y allí se han solidificado. Si están cerca del volcán las capas sedimentarias suelen ser inclinadas, cuando sedimentan en terrenos más alejados lo hacen de forma horizontal.

b) Rocas volcánicas Son las rocas formadas por la solidificación del magma expulsado por el volcán. Las rocas volcánicas generalmente se presentan en forma de:

• mantos, y • coladas.


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b.1 Mantos Son de gran extensión calculándose en dos millones de kilómetros cuadrados la parte de la corteza terrestre cubierta por esta forma de roca volcánica. Uno de los mayores mantos de lava que se conoce es el del Río Columbia en Estados Unidos de Norte América con una extensión como toda España y un espesor de un kilómetro. Su aspecto puede ser compacto o con vacuolas. Esto depende de si fueron expulsado los gases que van en la lava antes de enfriarse o simultáneamente. Si las vacuolas son muy pequeñas y numerosas resulta una roca muy ligera que flota incluso en el agua. A esta roca se le llama piedra pómez.

b.2 Coladas (o corriente de lava) Es la lava puesta en movimiento de manera que fluye tal como si se tratara de un río. Su velocidad depende del grado de movilidad que tenga la lava y de la pendiente que presente el terreno. La superficie de estas corrientes de lavas o coladas consolidadas recientemente, puede presentar diversos aspectos: • en bloques, • cordadas, • almohadillas, y • columnares. i. Lavas en bloques Llamadas también ah ah (aeae), o Hawai a-a. Es aquella lava consolidada que se encuentra constituida por un conjunto de bloques de escorias. Superficialmente son ásperos y dentados. Si la lava es viscosa, se forma primero una costra superficial, que se rompe posteriormente, dando lugar a trozos irregulares, los cuales a su vez son cementados por otra lava más fluida quedando una superficie muy irregular que hace difícil caminar por ella. Presenta una costra superficial mellada bajo la cual hay todavía material móvil y candente. Al escapar explosivamente, el gas rompe la costra endurecida; el borde de la lava es abrupto y de él se desprenden trozos de materia a medida que la lava fundida del interior sigue ejerciendo presión hacia afuera. ii. Lavas cordadas Llamadas también pahohoe. Es aquella lava consolidada que superficialmente presenta caras pulidas y onduladas. Tienen la forma de cordones. Se originan cuando las lavas son muy fluidas y contienen muchos gases. Se enfría con mayor rapidez y de la que los gases escapan con violencia. La superficie, relativamente lisa se petrifica para formar una piel arrugada. Por


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debajo, la lava sigue moviéndose y, a veces, tras solidificarse una gruesa costra, escapa dejando túneles y cavernas vacíos. iii. Lavas almohadilladas Es aquella lava consolidada debajo del agua. En esta situación el enfriamiento es rápido formando un caótico paquete de almohadillas. Su ocurrencia es frecuente en coladas submarinas. Es una variedad de la lava cordada que ha quedado repentinamente solidificada por extrusión en el agua. Esto sucede en las erupciones submarinas y subglaciares, en las que la lava caliente se solidifica rápidamente en una serie de formaciones del tamaño y forma de almohadas. iv. Lavas columnares Son coladas de gran espesor que se enfrían lentamente y al disminuir el volumen se van escindiendo (separando) en columnas verticales de forma hexagonal. Los flujos de lavas fluidas generan lavas columnares; en donde las columnas son perpendiculares a la dirección del flujo y tienen sección pentagonal, o hexagonal preferiblemente. Se explica la disposición de las columnas debido a que las disyunciones de contracción son perpendiculares a la onda térmica de enfriamiento del flujo.

b.3 Estructura de las rocas volcánicas La estructura de las rocas volcánicas dependerá de la velocidad del enfriamiento de la lava. Teniendo en cuenta que la lava es expulsada por los volcanes y recién se consolidan en la superficie por efecto de su enfriamiento, presentan las estructuras siguientes: • vítrea, • vítrea-porfídica, • hipo-cristalina, i. Estructura vítrea

Las rocas presentan siempre una parte vítrea, debido a la rapidez con que se solidifican, lo cual impide una cristalización de toda la masa. Algunas son totalmente vítreas (vidrios volcánicos) por la rapidez con que se enfrió la lava. ii. Estructura vítrea-porfídica Se conoce como estructura vítrea-porfídica a las rocas que presentan algunos cristales debido a que el enfriamiento de la lava fue lenta, aunque la mayor parte de la roca tenga todavía estructura vítrea.


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iii. Estructura hipo-cristalina En otras ocasiones todavía fue más lento el enfriamiento de las lavas, dando lugar a la formación de cristales mayores, fenocristales, que están unidos por una parte de microcristales, microlitos y masa vítrea.

b.4 Principales rocas volcánicas Existen muchas rocas volcánicas, siendo las principales, las siguientes: • basalto, • obsidiana, • pumita o piedra pómez • traquitas, • andesitas, • riolitas, • limburgitas, i. Basalto Son rocas volcánicas que se presentan en forma de extensos mantos o capas que cubren grandes extensiones de terreno, en vista que proceden de lavas basálticas muy fluidas. Es famosa la capa o manto del Dekán, en la India, de 300,000 km2. Es una roca oscura, compacta, pesada, y compuesta esencialmente de olivino, augita y plagiaclasas. Tiene generalmente estructura hipocristalina, destacando los fenocristales de olivino. La pasta está compuesta de microlitos de plagiaclasas, augita y olivino, con masa vítrea, aunque algunas veces ésta falta. Los mantos de basalto al disminuir de volumen por enfriamiento se escinden en columnas verticales de forma hexagonal, que facilita su explotación. Se utiliza en adoquinado de carreteras y también en la construcción. Se descompone por el agua que contiene CO2, dando lugar a terrenos arcillosos calizos muy ricos en fósforo y muy fértiles. ii. Obsidiana Es de estructura vítrea, frágil y de composición ácida, color negro brillante y fractura concoidea. Se conoce también con el nombre de “espejo de los Incas”. Por su estructura totalmente vítrea, se les denomina vidrios volcánicos. iii. Pumita o piedra pómez De estructura vítrea. Contiene gran cantidad de vacuolas de tamaños muy pequeños. Debido a esto, es una roca muy ligera, flota en el agua. De color blanco o grisáceo y brillo sedoso. Su composición es igual que la de la obsidiana. Por su estructura totalmente vítrea, también se le denomina vidrios volcánicos.


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iv. Traquitas Son de estructura hipocristalina con fenocristales de plagiasa y sanidina, sobre una pasta de microlitos de la misma composición, con predominio de la sanidina. Son de color gris ceniza o amarillentas, ásperas al tacto. Aparecen siempre asociadas a los basaltos por lo que se supone que se formaron por diferenciación magmática de los mismos. En las regiones volcánicas, forman agujas que sobresalen sobre el terreno por ser más resistentes a la erosión que las otras rocas. v. Andesitas Son de estructura hipocristalina, compuesta de fenocristales de plagioclasa, piroxenos y anfíboles, sobre una pasta de microlitos de los mismos elementos; pueden tener vidrio o no. Son de colores grises, ásperos al tacto. Se denominan andesitas por ser las rocas más abundantes de la Cordillera de los Andes. En general se encuentran en todos los plegamientos de la Era Terciaria. Son las lavas más abundantes en la superficie terrestre, después de los basaltos. vi. Riolitas Son andesitas con cuarzo, con el que aparecen generalmente asociadas. vii. Limburgitas Son textura vítreo-porfídica de olivino y augita, sobre pasta vítrea pardo amarillenta, alcalina, muy abundante. Su color es pardo rojizo y tienen aspecto basáltico. No son muy abundantes.


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Mineralogía descriptiva

CLASE (subclase)

MINERAL FORMULA QUÍMICA

ARSENIATOS, ARSENIUROS, VANADATOS

Arseniatos

Mimetita Pb5(AsO4)Cl Legrandita Zn2(AsO4)(OH).H2O Adamita Zn2(AsO4)(OH) Conicalcita CaCu2+(AsO4)(OH) Escorodita Fe2+AsO4� 2H2O

Arseniuros Niquelina NiAs Skuterudita CoAs2-3

Vanadatos Descloizita PbZn(VO4)(OH) Vanadinita Pb5(VO4)Cl

BORATOS

Boratos Borax Na2B4O5(OH)4�8H2O Colemanita Ca2B6O11.5H2O Ulexita NaCaB5O6(OH)6� 5H2O

CARBONATOS

Carbonatos

Ankerita Ca(Fe2+,Mg,Mn)(CO3)2 Aragonito CaCO3 Auricalcita (Zn,Cu2+)5(CO3)2(OH)6 Azurita Cu2+

3(CO3)2(OH)2 Calcita CaCO3 Cerusita PbCO3 Dialoguita MnCO3 ver Rodocrosita Dolomita CaMg(CO3)2 Esferocobaltita CoCO3 Giobertita MgCO3 ver Magnesita Magnesita MgCO3 Malaquita Cu2+

2(CO3)(OH)2 Rosasita (Cu2+,Zn)2(CO3)(OH)2 Rodocrosita MnCO3 Siderita Fe2+CO3 Smithsonita ZnCO3 Trona Na3(CO3)(HCO3).2H2O

ELEMENTOS NATIVOS

No metales Azufre S Diamante C Grafito C

Semimetales Antimonio Sb Arsénico As Bismuto Bi

Metales

Cobre Cu Mercurio Hg Oro Au Plata Ag Platino Pt Teluro Te


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CLASE (subclase)


FOSFATOS

Fosfatos

Ambligonita (Li,Na)Al(PO4)(F,OH) Apatito Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) Autunita Ca(UO2)2(PO4)2�10-12H2O Brasilianita NaAl3(PO4)2(OH)4 Childrenita Fe2+Al(PO4)(OH)2�H2O Eritrina Co3(AsO4)2� 8H2O Monacita (Ce,La,Nd,Th,Y)PO4 Ludlamita (Fe2+,Mg,Mn2+)(PO4)2.4H2O Paravauxita Fe2+Al2(PO4)2(OH)2.8H2O Torbernita Cu2+(UO2)2(PO4)2� 8-12H2O Piromorfita Pb5Cl(PO4)3 Turquesa Cu2+Al6(PO4)4(OH)8� 4H2O Vivianita Fe2+

3(PO4)2� 8H2O Wavelita Al2(PO4)2(OH,F)� 5H2O Variscita AlPO4� 2H2O

HALUROS

Haluros

Atacamita Cu2+2Cl(OH)3

Bromargirita AgBr Carnalita KMgCl3� 6H2O Fluorita CaF2 Halita NaCl Silvina KCl

ÖXIDOS E HIDRÓXIDOS

Óxidos

Columbita (Fe,Mn)Nb2O6 Corindón Al2O3 Crisoberilo BeAl2O4 Cromita Cr2FeO4 Cuprita Cu+

2O Casiterita SnO2 Espinela MgAl2O4 Estibiconita Sb3+Sb5+

2O6(OH) Franklinita (Zn,Mn2+,Fe2+)(Fe3+,Mn3+)2O4 Hematites Fe2O3 Ilmenita Fe2+TiO3 Oligisto ver Hematites (Fe2O3) Pirolusita Mn4+O2 Pechblenda ver Uraninita (UO2) Rutilo TiO2 Tantalita (Fe,Mn)Ta2O6 Uraninita UO2

Hidróxidos Goethita Fe3+O(OH) Lepidocrocita - Fe3+O(OH) Manganita Mn3+O(OH)


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CLASE (subclase)


SILICATOS

Tectosilicatos

Albita NaAlSi3O8 Anortita CaAl2Si2O8 Cuarzo SiO2 Damburita CaB2(SiO4)2 Escapolita (grupo) Na4(AlSi3O8)3(Cl2,CO3,SO4) Marialita

Feldespato (grupo) XZ4O8 Con: X: Ba, Ca, K, Na, NH4, Sr Z: Al, B, Si

Feldespato Potásico (subgrupo)

KAlSi3O8 Ortoclasa

Feldespatoide (grupo) KAlSi2O6 Leucita Lazurita (Na,Ca)7-8(Al,Si)12(O,S)24[(SO4),Cl2,(OH)2] Leucita KAlSi2O6 Microclina KAlSi3O8 Nefelina (Na,K)AlSiO4 Ópalo SiO2� nH2O Ortoclasa KAlSi3O8 Ortosa ver Ortoclasa

Plagioclasa (subgrupo) NaAlSi3O8 Albita CaAl2Si2O8 Anortita

Wernerita Ca4Al6Si6O24CO3 Sanidina (K,Na)AlSi3O8

Sílice (grupo) SiO2 Cuarzo, Tridimita, Cristobalita SiO2.nH2O Ópalo

Sodalita Na8(AlSiO4)6Cl2 Zeolita (grupo) Na2Al2Si3O10.2H2O Natrolita

Sorosilicatos

Allanita (Ce,Ca,Y)2(Al,Fe2+,Fe3+)(SiO4)3(OH) Clinozoisita Ca2Al3(SiO4)3(OH) Epidota Ca2(Fe3+,Al)(SiO4)3(OH)

Epidota (grupo) A2B3(SiO4)3(OH) o A2B3Si3O11(OH,F)2 Con A = Ca, Ce, Pb, Sr, Y B = Al, Fe3+, Mg, Mn3+, V3+

Hemimorfita Zn4(Si2O7)(OH)2�H2O Idocrasa Ca10Mg2Al4 (SiO4)5(Si2O7)2(OH)4 Ortita ver Allanita Vesubiana (ver Idocrasa)

Nesosilicatos

Almandino Fe3Al2(SiO4)3 Andalucita Al2SiO5 Andradita Ca3Fe2(SiO4)3 Cianita Al2SiO5 Circón Zr(SiO4) Datolita CaB(SiO4)(OH) Distena ver Cianita Esfena CaTiSiO5 Espesartina Mn3Al2(SiO4)3 Estaurolita (Fe2+)2 Al9O6(SiO4)4(O,OH)2 Euclasa BeAlSiO4(OH) Fayalita Fe2SiO4 Fenaquita - willemita (grupo)

Be2SiO4 Fenaquita Zn2SiO4 Willeinita

Fibrolita (ver Sillimanita) Forsterita Mg2SiO4 Granate (grupo) A3B2(SiO4)3 o A3B2(SiO4)3 - x(OH)4X


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Con A = Ca, Fe2+, Mg, Mn2+ B = Al, Cr3+, Fe3+, Mn3+, Si, Ti, V3+, Zr El Si es parcialmente reemplazado por Al y Fe3+

Grosularia Ca3Al2(SiO4)3

Humita (grupo) A2(SiO4) ó nA2(SiO4).A(OH)2 Con A = Fe2+, Mg, Mn2+ n = 2, 3 o 4 (OH) puede estar parcialmente reemplazado por F.

Olivino (grupo) A2+2SiO4

donde A= Mg, Fe, Mn, Ni, Co, Zn, Ca, Pb.

Sillimanita Al2SiO5 Piropo Mg3Al2(SiO4)3 Titanita ver Esfena Topacio Al2SiO4(F,OH)2 Uvarovita Ca3Cr2(SiO4)3

Inosilicatos

Anfíbol (grupo) A0-1B2Y5Z8O22(OH,F,Cl)2 Cummingtonita Mg7Si8O22(OH)2 Diópsido CaMgSi2O6 Enstatita Mg2Si2O6 Espodumena Si2O6AlLi Ferroactinolita Ca2(Fe2+,Mg)5Si8O22(OH)2 Ferrohornblenda Ca2(Fe2+,Mg)4Al(Si7Al)O22(OH,F)2 Glaucofana Na2(Mg,Fe2+)3Al2Si8O22(OH)2 Grunerita (Fe2+,Mg)7Si8O22(OH)2 Hedembergita CaFeSi2O6 Hiperstena (Fe2+,Mg)2Si2O6 Jadeita NaAlSi2O6

Piroxeno (grupo) ABZ2O6 Con A = Ca, Fe2+, Li, Mg, Mn2+, Na, Zn B = Al, Cr3+,Fe2+, Fe3+, Mg, Mn2+, Sc, Ti, V3+ Z = Al, Si

Piroxenoides (grupo) CaSiO3 Wollastonita

MnSiO3 Rodonita

Ca2NaH(SiO3)3 Pectolita Rodonita MnSiO3 Trifana ver Espodumena Tremolita Ca2Mg5Si8O22(OH)2 Wollastonita CaSiO3

Ciclosilicatos

Axinita (Ca,Fe2+,Mn)3Al2BSi4O16H Berilo Be3Al2(Si6O18) Chorlo NaFe2+

3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Cordierita (Mg,Fe)2Al4Si5O18� nH2O Dioptasa Cu2+SiO2(OH)2 Dravita NaMg3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Elbaita Na(Li,Al)3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Iolita ver Cordierita

Turmalina (grupo)

WX3Y6(BO3)3Si6O18(O,OH,F)4 Con W = Ca, K, Na X = Al, Fe2+, Fe3+, Li, Mg, Mn2+ Y = Al, Cr3+, Fe3+, V3+

Filosilicatos

Biotita K(Mg,Fe2+)(Al,Fe3+) Si3O10(OH,F)2 Caolín (subgrupo) Al2Si2O5(OH)4 Caolinita Al2Si2O5(OH)4 Chamosita (Fe2+,Mg,Fe3+)5Al(Si3Al)O10(OH,O)8 Clinocloro (Mg,Fe2+)5Al(Si3Al)O10(OH)8 Clinocrisotilo Mg3Si2O5(OH)4

Clorita (grupo) A4-6Z4O10(OH,O)2 Con A = Al, Fe2+, Fe3+, Li, Mg, Mn2+, Ni, Zn Z = Al, B, Fe3+, Si

Crisocola (Cu2+,Al)2H2Si2O5(OH)� nH2O


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Esmectitas (grupo) Flogopita KMg3Si3AlO10(F,OH)2 Fluorapofilita KCa4Si8O20(F,OH)� 8H2O Lepidolita K(Li,Al)3(Si,Al)4O10(F,OH)2 Margarita CaAl2(Al2Si2)O10(OH)2

Mica (grupo) XY2-3Z4O10(OH,F)2 o XY3Si4O12 Con X = Ba, Ca, Cs, (H3O), K, Na, (NH4) Y = Al, Cr3+, Fe2+, Fe3+, Li, Mg, Mn2+, Mn3+, V3+, Zn Z = Al, Be, Fe3+, Si

Minerales arcillosos (grupo)

Mg3Si4O10(OH)2 Talco Al2Si4O10(OH)2 Pirofilita

Moscovita KAl2(Si3Al)O10(OH,F)2 Pirofilita Al2Si4O10(OH)2 Prehnita Ca2Al2Si3O10(OH)2 Sepiolita Mg4Si6O15(OH)2� 6H2O

Serpentina - caolin (grupo)

M2-3Z2O5(OH)4.nH2O Con M = Al, Fe3+, Fe2+, Mg, Mn2+, Ni, Zn Z = Al, Fe2+, Si

Talco Mg3Si4O10(OH)2

CLASE (subclase)


SULFATOS

Sulfatos

Anglesita PbSO4 Anhidrita CaSO4 Antlerita Cu3SO4(OH)4 Barita ver Baritina BaSO4 Baritina BaSO4 Calcantita Cu2+SO4�5H2O Celestina SrSO4 Creedita Ca3Al2(SO4)(F,OH)10� 2H2O Epsomita MgSO4.7H2O Glauberita Na2Ca(SO4)2 Linarita PbCu2+(SO4)(OH)2 Thenardita Na2SO4 Yeso CaSO4� 2H2O

SULFOSALES

Sulfosales

Boulangerita Pb5Sb4S11 Bournonita PbCuSbS3 Cilindrita Pb4Fe2+Sn4+

4Sb3+2S16

Enargita Cu3AsS4 Freieslebenita AgPbSbS3 Jamesonita Pb4FeSb6S14 Polibasita (Ag,Cu)16Sb2S11 Proustita Ag3AsS3 Pirargirita Ag3SbS3 Stefanita Ag5SbS4 Tetraedrita Cu12Sb4S13 Tennantita (Cu,Ag,Fe,Zn)12As4S13


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CLASE (subclase)


SULFUROS

Sulfuros

Acantita Ag2S Antimonita Sb2S3 Argentita Ag2S Arsenopirita FeAsS Blenda (Zn,Fe)S Bornita Cu5FeS4 Bismutina Bi2S3 Calcopirita CuFeS2 Calcosina Cu2S Cinabrio HgS Cobaltocalcita CoCO3 Cobaltita CoAsS Covellina CuS Erubescita Cu5FeS4 Esfalerita (Zn,Fe)S Estannita Cu2FeSnS4 Estibina Sb2S3 Franckeita (Pb,Sn2+)6Fe2+Sn4+

2Sb3+2S14

Galena PbS Greenockita CdS Marcasita FeS2 Millerita NiS Mispiquel FeAsS Molibdenita MoS2 Oropimente As2S3 Panabasa Cu12Sb4S13 Pentlandita (Fe,Ni)9S8 Pirita FeS2 Pirrotina Fe1 - xS Rejalgar AsS

WOLFRAMATOS, CROMATOS, MOLIBDATOS

Wolframatos Scheelita CaWO4 Wolframita (Fe,Mn)WO4

Cromatos Crocoita PbCrO4 Molibdato Wulfenita PbMoO4

magmatismo actualizado al 24-03-2010

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