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Capítulo 1:Introducción al Curso de Mineralogía y Petrología

Los minerales y las rocas ayudan a determinar las distintas partes del sistema terrestre en mucha mayor medida que el concreto, acero y plástico determinan la estructura, diseño y arquitectura de grandes edificios. Para poder describir la historia de la tierra de un modo preciso, los geólogos frecuentemente adoptan una perspectiva al estilo Sherlock Holmes, usando las evidencias a disposición, para deducir los procesos y eventos que ocurrieron en el pasado en alguna ubicación particular de la tierra. El tipo de minerales encontrados en algunas rocas volcánicas, por ejemplo, proporciona evidencias de las erupciones que transportaron hacia la superficie de la tierra rocas en estado de fusión a temperaturas tan altas como los 1000ºC. Los minerales de un granito pueden proporcionar evidencias de haber cristalizado, por ejemplo, en zonas profundas de la corteza de la tierra bajo condiciones que dieron lugar a la formación de montañas como en el caso de los Himalayas. Este tipo de condiciones, las cuales ocurren cuando dos placas continentales colisionan, producen temperaturas tan altas como los 700ºC y presiones 10,000 veces mayores que la presión en la superficie de la tierra. Este proceso de deducción es esencial cuando se intenta entender la geología de una región y lograr la información necesaria acerca de la ubicación de un depósito económicamente importante aún no descubierto como en el caso de yacimientos de menas metálicas. Una de las fuentes de información más rica en evidencias es precisamente la mineralogía, la cual se define como el campo de la geología que estudia la composición, estructura, apariencia, estabilidad, ocurrencia y asociaciones de los minerales. La mineralogía es por lo tanto una de las ciencias geológicas que estudian la corteza terrestre y que abarca todos los problemas referentes a los minerales, comprendidos desde el origen de los mismos.

Historia de los inicios de la Mineralogía y su evolución

El interés por los minerales como materiales útiles data de la prehistoria. El desarrollo de los conocimientos mineralógicos está estrechamente relacionado con el desarrollo de la cultura, durante el cual la minería jugó un papel muy importante, especialmente durante las edades de bronce y de hierro. Los pueblos practicantes de minería más antiguos fueron los chinos, babilonios, egipcios y griegos principalmente. El hombre prehistórico conoció, además de los minerales nativos –cobre, oro y plata- menas de cobre, estaño y hierro. Estas menas eran extraídas entonces con el fin de fundir metales para ornamentos, armas e instrumentos de trabajo. Además de los metales se recogían también diversas piedras de color muy utilizadas en ornamentos y rituales. Es indudable que el hombre prehistórico conoció de manera práctica algunas propiedades de minerales útiles, así como las leyes empíricas a las

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que obedecía la distribución de las menas, sin embargo, como es lógico, no existían las concepciones científicas del origen de los minerales y las menas. Filósofos, sabios y naturalistas de la antigüedad, como Aristóteles y Teofrasto (siglo 4 a.c.) o Plinio el viejo (Siglo 1) elaboraron los primeros escritos sobre los conocimientos que se tenían de los minerales incluyendo los intentos de clasificación de los mismos. En las épocas más tempranas del medioevo (siglos X y XI) se observa una cierta evolución de esta ciencia en los pueblos árabes y del Asia central, empezándose a utilizar las propiedades físicas, tales como dureza y peso específico relativos, para la descripción y clasificación de los minerales, sin embargo no se experimentó ningún tipo de avance posterior durante prácticamente todo el medioevo, entre otras cosas debido a que aún no existían los conceptos de elementos químicos ni se tenía idea de la propia ciencia de la química, por cuya razón no se podía concebir la naturaleza química de los minerales.A fines del medioevo surgió la alquimia, a la cual no se le puede denominar ciencia, por tratarse de concepciones absolutamente fantásticas basadas en el afán de transmutar metales sencillos en metales preciosos, sin embargo se la interpreta como la predecesora de la química, la cual surgió recién en el siglo XVIII.Transp. 2El siglo XVI es considerado como la época de inicio de la mineralogía como ciencia, durante la cual Biringuccio (Italia) y principalmente Agrícola (Alemania/República Checa), basados en conocimientos adquiridos en la práctica minera en Sajonia, Bohemia e Italia, elaboraron tratados, notables para la época, sobre conocimientos mineralógicos. Agrícola realizó cuantiosas observaciones exactas sobre las características de las acumulaciones de minerales (yacimientos), las cuales utilizó, además de basarse en los tratados árabes del siglo X, para proponer clasificaciones detalladas de los minerales. La clasificación básica de minerales propuesta por él incluye: 1. Minerales combustibles. 2. Tierras. 3. Sales. 4. Piedras preciosas. 5. Minerales y 6. Mezclas minerales. Otro avance importante derivado de sus estudios fueron las características diagnósticas de los minerales, como color, transparencia, brillo, gusto, olor, peso, dureza, etc., aunque adolecía aún de datos relativos a la composición química de los minerales. Otro avance importante de sus trabajos fueron los problemas relacionados a la génesis de los yacimientos minerales. Sus trabajos tuvieron gran influencia en las investigaciones mineralógicas de varias generaciones posteriores.El siglo XVIII significó finalmente el gran despegue de la mineralogía como ciencia, no solo gracias al desarrollo de la química sino también a la revolución industrial iniciada en Inglaterra y extendida luego por todo Europa, la cual demandó un crecimiento de la necesidad de materia prima mineral, teniendo como consecuencia que el conocimiento científico se convirtiese en un factor importante para una mejor productividad.Entre los siglos XVIII y XX existe una larga lista de afamados científicos quienes en conjunto han trabajado por el desarrollo de la ciencia de la mineralogía. Esta lista está conformada por científicos europeos (alemanes, rusos, franceses e ingleses) y recién desde fines del siglo XIX por estadounidenses.

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Un aspecto que es importante mencionar como gran apoyo para el desarrollo de la mineralogía como ciencia, es la evolución tecnológica importante que marca al siglo XX, como son por un lado el uso del microscopio con luz polarizada, la difractometría de rayos X, el microscopio electrónico, la microsonda, la sonda iónica, etc. y por otro lado de todos los métodos tecnificados de análisis químico, como son la absorción atómica, la fluorescencia de rayos X, la espectroscopia de luz, la espectroscopia de masa, el ion coppled plasma (ICP), etc., además, naturalmente, de la revolución que ha significado el uso de la informática.

Transp. 3Definición de MineralHaciendo hincapié en la comparación utilizada al principio, se puede decir que los minerales son los “ladrillos” que construyen una roca. Con las herramientas y el esfuerzo apropiados, la mayoría de las rocas pueden ser separadas en los minerales que las componen. Algunos pocos tipos de rocas, como el caso de las calizas, contienen un tipo único de mineral (en este caso, calcita). Otras rocas, como el granito están compuestas por distintos tipos de minerales. Para identificar y clasificar los muchos tipos de rocas que se encuentran en la tierra y entender cómo es que se forman, debemos estar informados acerca de los minerales.

El término mineral proviene del latín “minera”, lo cual prueba que el origen de esta ciencia se debe al desarrollo de la minería. Los geólogos definimos un mineral como una sustancia sólida cristalina, que ocurre naturalmente, es generalmente inorgánica y tiene una composición química específica. Los minerales son homogéneos, es decir no pueden ser divididos mecánicamente en componentes menores, sin pasar a ser otra sustancia.

Examinemos con algo más de detalle cada parte de nuestra definición de mineral.Transp. 4Sustancia sólida cristalina: Los minerales son sustancias sólidas, no son ni líquidos ni gases. Cuando decimos que un mineral es cristalino, señalamos que las partículas más pequeñas de la materia –los átomos- que los componen están distribuidas en un arreglo ordenado y repetido tridimensionalmente. Materiales sólidos que no tienen este tipo de distribución ordenada son conocidos como vítreos o amorfos (sin forma) y convencionalmente no son conocidos como minerales. El vidrio de una ventana es amorfo así como también lo son algunos vidrios naturales formados durante erupciones volcánicas. En las próximas clases veremos en detalle cómo son los posibles arreglos cristalinos presentes en los minerales.

Ocurrencia natural: Para ser calificada como mineral, una sustancia debe ser encontrada en la naturaleza. Los diamantes que son extraídos de la tierra en la región de Sudáfrica son minerales. Versiones sintéticas producidas en laboratorios industriales no son consideradas como verdaderos minerales, así

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como tampoco los miles de productos de laboratorio inventados por los químicos.

Generalmente inorgánico: El establecimiento de que los minerales son sustancias inorgánicas es consecuencia del uso histórico del término y excluye las sustancias orgánicas que constituyen las plantas y los animales. Estas sustancias orgánicas están compuestas por carbono orgánico, que es la forma de carbono que se encuentra en todos los materiales biológicos. Los vegetales que se degradan en un pantano pueden ser transformados geológicamente en carbón, el cual también está compuesto por carbono orgánico, por esto y a pesar de que se le encuentra en un depósito natural, el carbón tradicionalmente no es considerado como mineral. Muchos minerales son sin embargo segregados por organismos. Uno de estos minerales, la calcita, conforma los caparazones de muchos organismos y contiene carbono inorgánico. La calcita de estos caparazones, los cuales son componentes principales de muchas calizas, concuerda con la definición de mineral, porque básicamente es inorgánica y además cristalina.

Composición química específica: La clave para entender a los materiales y la composición de la tierra se ubica en entender cómo es que los elementos químicos se organizan dentro de los minerales. Lo que hace a un mineral único es la combinación de su composición química con el arreglo atómico en su estructura interna. Una composición química de un mineral es fija o varía dentro de límites definidos. El mineral cuarzo, por ejemplo, tiene una relación fija de dos átomos de oxígeno por uno de silíceo. Esta relación nunca varía, a pesar de que el cuarzo se encuentra en muchos tipos distintos de rocas. Los componentes del mineral olivino –hierro, magnesio y silíceo- siempre mantienen una relación fija. A pesar de que la relación Fe/Mg puede variar, la suma de estos dos átomos con respecto al número de átomos de silíceo siempre mantiene una relación fija.

Capítulo 2Cristalografía

Introducción sobre la estructura atómica de la materiaUn diccionario moderno contiene una lista de significados para la palabra átomo y sus derivados. Uno de los significados básicos es “cualquier material considerado como la unidad más pequeña posible de cualquier material”. En griego antiguo atomos significa “indivisible”. John Dalton, químico inglés que vivió entre los siglos XVIII y XIX, y es considerado como el padre de la teoría atómica moderna, definió a los átomos como partículas de materia de diversos tipos, tan pequeñas, que no pueden ser vistas haciendo uso de cualquier microscopio, y universales, ya que componen todas las sustancias. En 1805 Dalton desarrolló la hipótesis de que cada uno de los distintos elementos químicos está compuestos por un tipo diferente de átomo, que todos los átomos de un determinado elemento son idénticos y que los compuestos

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químicos se forman por varias combinaciones de elementos diferentes en proporciones definidas.Así a principios del siglo XX físicos, químicos y mineralogistas, formados en las teorías de Dalton, lograron finalmente el entendimiento de la estructura de la materia al nivel que se conoce hoy en día. Ahora sabemos que un átomo es la unidad más pequeña de un elemento que conserva las propiedades químicas del mismo. También sabemos que los átomos son las unidades pequeñas de materia, que se combinan en las reacciones químicas, pero que los átomos mismos son divisibles en unidades más pequeñas aún.

La Estructura de los ÁtomosEl entendimiento de la estructura de los átomos nos permite predecir cómo es que reaccionan entre ellos y cómo forman nuevas estructuras cristalinas.Transp. 5El Núcleo: Protones y Neutrones: En el centro de todo átomo se ubica un núcleo denso que contiene virtualmente toda la masa del átomo en dos tipos diferentes de partículas conocidas como protones y neutrones. Los protones tienen 1 carga eléctrica positiva, los neutrones no tiene carga eléctrica. Los átomos del mismo elemento químico pueden tener diferentes cantidades de neutrones, pero el número de sus protones no varía.

Electrones: Rodeando al núcleo existe una nube de electrones en movimiento y se asume que cada electrón tiene una carga eléctrica igual a –1. El número de protones en el núcleo de cualquier átomo se encuentra en balance con el mismo número de electrones en la nube externa, de este modo un átomo es eléctricamente neutro. Los electrones alrededor del núcleo se ubican en órbitas conocidas como orbitales.

Transp. 6Número y Masa AtómicasEl número de protones en el núcleo de un átomo es conocido como número atómico. Ya que todos los átomos del mismo elemento tienen el mismo número de protones, todos ellos tienen entonces el mismo número atómico. Todos los átomos con seis protones, por ejemplo, son átomos de carbono (número atómico 6). Ya que todos los protones se encuentran en balance con un número igual de electrones, cada elemento tiene entonces también un número distintivo de electrones. El número atómico de un elemento determina como éste reaccionará químicamente con otros elementos.La masa atómica de un elemento es la suma de las masas de sus protones y neutrones (los electrones no están incluidos en esta suma debido a que tiene una masa muy pequeña). A pesar de que el número de protones es constante, los átomos del mismo elemento químico pueden tener diferente número de neutrones y por lo tanto diferente masa atómica. Estos distintos tipos de átomos de un mismo elemento se conocen como isótopos. Los isótopos del elemento carbono, por ejemplo, todos con 6 protones, existen con 6, 7 y 8 neutrones, dando lugar a masas atómicas de 12, 13 y 14.En la naturaleza, los elementos químicos se presentan como una mezcla de sus isótopos, por lo cual sus masas atómicas nunca son números enteros. La

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masa atómica del carbono, por ejemplo, es 12.011, la cual es cercana a 12 porque el isótopo de carbono-12 es largamente el más abundante

Transp. 7Reacciones Químicas

La estructura de un átomo determina sus reacciones químicas con otros átomos. Las propiedades de un compuesto químico formado durante una reacción química pueden ser completamente diferentes de las de los elementos que la componen. Por ejemplo, cuando un átomo de sodio, que es un metal, se combina con un átomo de cloro, que es un gas, se forma el compuesto químico cloruro de sodio (NaCl), mejor conocido como sal de mesa y cuyo nombre mineralógico es halita.

Adquisición y pérdida de electronesCada una de los orbitales de un átomo puede contener un número específico máximo de electrones. En las reacciones químicas de la mayoría de elementos solo interactúan los orbitales más externos. En la reacción entre sodio (Na) y cloro (Cl) para formar el cloruro de sodio (NaCl), el átomo de sodio pierde un electrón de su orbital externo y el átomo de cloro adquiere un electrón en su orbital externo.

Iones: Después de adquirir o perder un electrón, los átomos en el nuevo compuesto químico no se encuentran eléctricamente neutros. Cuando el átomo de sodio pierde un electrón se convierte en el ion sodio con una carga eléctrica de +1(catión de sodio, Na+), porque tiene aún el mismo número de protones pero un electrón menos. El átomo de cloro al adquirir un electrón se convierte en el ion cloro con una carga eléctrica de –1 (anión de cloro Cl -). El compuesto NaCl permanece eléctricamente neutro.Los grupos de iones pueden unirse para formar iones complejos, también conocidos como radicales iónicos, como el caso del muy común ion sulfato (SO4

2-) que es un componente del mineral anhidrita (CaSO4) y un constituyente abundante del agua de mar.Muchas reacciones químicas demandan adquisición y pérdida de varios electrones cuando se combinan dos o más elementos. El elemento calcio (Ca), por ejemplo, se convierte en un catión con doble carga, Ca2+, cuando reacciona con dos átomos de cloro para formar cloruro de calcio (CaCl2).

Transp. 8Compartiendo ElectronesNo todos los elementos químicos reaccionan adquiriendo o perdiendo electrones. Algunos tienen una fuerte tendencia a combinarse químicamente acoplándose a través de compartir electrones con átomos del mismo elemento o de distintos elementos para alcanzar una configuración de electrones estable. Carbono y silíceo, dos de los elementos más abundantes en la corteza terrestre, son elementos que tienden a compartir electrones.El mineral diamante está compuesto únicamente por el elemento carbono. Cada átomo de carbono tiene cuatro electrones en su orbital externo, y

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adquiere cuatro más al compartir sus cuatro electrones con cuatro átomos de carbono adyacentes. Cuando estos electrones son compartidos, todos los átomos actúan como si el orbital externo de cada uno estuviese completo, es decir con ocho electrones. No se puede considerar que estos ocho electrones hayan sido adquiridos o perdidos, ya que los átomos mantienen su cantidad original de electrones, comúnmente no nos referimos a ellos como iones.

Transp. 9Tabla Periódica de los elementosLos químicos conocen desde hace mucho que algunos grupos de elementos tienen propiedades químicas similares, como el caso del punto de ebullición y de fusión y las tendencias a reaccionar químicamente con otros elementos. Estos grupos se diferencian claramente los unos de los otros. Cuando se llegó a conocer la estructura atómica de los elementos, se comprobó que estas propiedades están en relación con los patrones del orbital externo de electrones en los elementos.

Elementos que tienden a perder electrones: Los elementos en la primera columna de la izquierda de la tabla tienen un electrón único en su orbital externo y presentan una tendencia fuerte a perder ese electrón durante las reacciones químicas. En este grupo el hidrógeno (H), sodio (Na) y potasio(K) se encuentran en gran abundancia en la superficie y en la corteza de la tierra.La segunda columna del lado izquierdo incluye dos elementos también de gran abundancia, magnesio (Mg) y calcio (Ca). Los elementos en esta columna tienen dos electrones en su orbital externo y una fuerte tendencia a perder ambos a través de reacciones químicas.

Elementos que tienden a adquirir electrones: En la porción derecha de la tabla, las columnas encabezadas por oxígeno (O), el cual es el elemento más abundante de la tierra, y flúor (F), gas tóxico altamente reactivo, agrupan los elementos que tienden a adquirir electrones en su orbital externo. Los elementos en la columna encabezada por el oxígeno tienen seis electrones de los ocho posibles en su orbital externo y tienden a adquirir dos electrones. Los elementos en la columna encabezada por flúor presentan siete electrones en su orbital externo y tienden a ganar uno.

Otros Elementos: Las columnas entre las dos del lado izquierdo y las encabezadas por oxígeno y flúor presentan tendencias variables a adquirir, perder o compartir electrones. La columna de la porción derecha de la tabla, encabezada por carbono, incluye silíceo (Si), el cual es de gran abundancia en la tierra. Como ya vimos antes, tanto Silíceo como Carbono tienden a compartir electrones.Los elementos en la última columna de la derecha, encabezados por helio (He) presentan su orbital externo completo, de tal modo que no muestran tendencia ni a adquirir ni a perder electrones. Como resultado, estos elementos, en contraste con aquellos en las otras columnas, no reaccionan químicamente con otros elementos, excepto bajo condiciones muy especiales.

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Podemos predecir una gran cantidad de reacciones químicas a partir de la información proporcionada por las columnas y filas en la tabla periódica.Transp. 10

Enlaces QuímicosLos iones o átomos que conforman los compuestos se mantienen juntos por fuerzas eléctricas de atracción entre electrones y protones, llamadas enlaces químicos. Las atracciones eléctricas resultantes tanto del compartir electrones como por adquisición, o pérdida de electrones pueden ser fuertes o débiles, siendo los enlaces creados por estas atracciones también fuertes o débiles respectivamente. Los enlaces químicos fuertes protegen a las sustancias de la descomposición química en sus elementos o en otros compuestos. De la misma manera estos enlaces dan lugar a minerales duros y los protegen del rompimiento o fraccionamiento. En la mayoría de los minerales formadores de roca se encuentran dos tipos principales de enlaces: Enlaces iónicos y enlaces covalentes.

Enlaces IónicosEl enlace iónico es la forma más simple de enlace químico, Los enlaces de este tipo se forman por atracción eléctrica entre iones con carga opuesta, como en el caso de Na+ y Cl- en el cloruro de sodio. Esta atracción es exactamente de la misma naturaleza que la electricidad estática que puede causar que la ropa de nylon o seda se pegue al cuerpo. La potencia de un enlace iónico disminuye grandemente cuando la distancia entre los iones aumenta. La potencia del enlace aumenta cuando las cargas eléctricas de los iones aumentan. Los enlaces iónicos son los enlaces químicos predominantes en las estructuras minerales; alrededor del 90% de todos los minerales son esencialmente compuestos iónicos.

Enlaces CovalentesLos elementos que no adquieren o pierden electrones de manera espontánea para formar iones y en vez de ello forman compuestos compartiendo electrones se mantienen estables por enlaces covalentes, los cuales generalmente son más fuertes que los enlaces iónicos. Un mineral con una estructura cristalina que presenta exclusivamente enlaces covalentes es el diamante, que está compuesto simplemente por el elemento carbono. Transp. 11Como ya vimos, en relación al diamante, el carbono tiene cuatro electrones en su orbital externo y adquiere cuatro más al compartir electrones para lograr que el orbital externo esté completo con ocho electrones. En el diamante, cada átomo de carbono (no un ion) está rodeado por otros cuatro átomos conformando un tetraedro regular, que es una pirámide de cuatro lados triangulares. En esta configuración, cada átomo de carbono comparte un electrón con cada uno de sus cuatro vecinos y así se logra un conjunto estable de ocho electrones en su orbital externo.Los átomos de elementos metálicos, los cuales tienen una fuerte tendencia a perder electrones se unen como cationes, en donde se comparte electrones móviles libres que se dispersan entre los iones. Este compartir libre de

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electrones da lugar a una variedad de enlace covalente a la que llamamos enlace metálico. Esta variedad de enlace se encuentra en una cantidad pequeña de minerales entre los cuales se cuenta al Cobre metálico y a algunos sulfuros.Los enlaces químicos de algunos minerales son intermedios entre puramente iónico y puramente covalente, debido a que algunos electrones son intercambiados y otros son compartidos.También existe un enlace conocido como “Van der Waal” y cuya característica es ser débil y se le conoce o describe como un enlace residual entre átomos y moléculas con estructura electrónica estable.

Estructura y Forma de Los Minerales

Cuando observamos un mineral vemos frecuentemente que se encuentra limitado por superficies planas o que si lo golpeamos se rompe siguiendo también superficies planas. Como toda la materia está compuesta por átomos, concluimos entonces que estos no están distribuidos dentro de los minerales de un modo desordenado, sino que todo lo contrario. Esta distribución ordenada de los elementos que componen un mineral la denominamos “Estructura Interna”, cuyos parámetros están gobernados por el tipo y tamaño de sus átomos y el tipo y tamaño de sus enlaces. El ordenamiento mencionado, se refiere a que los átomos en el interior de los minerales se repiten periódicamente y a una distancia determinada.Transp. 12Si nos concentramos solo en el ordenamiento que ocurre en dos dimensiones veremos que tendremos como resultado una red planar , la cual se observa, por ejemplo, en las superficies planas que limitan muchas veces a un mineral.Si no se presenta ninguna disturbación, la estructura interna es ideal y desde el punto de vista eléctrico, se trata de un compuesto eléctricamente neutro.La cristalografía se encarga especialmente del estudio del ordenamiento del desarrollo espacial de la red cristalina. Uno de los principios básicos de este ordenamiento es la SIMETRÍA.

Sistemas CristalinosHaciendo uso de la simetría han sido determinados siete sistemas cristalinos, los cuales están integrados por 32 clases de cristales, y que representan todas las posibles formas o estructuras cristalinas en que los minerales se presentan en la naturaleza.Transp. 13El sistema axial de estos siete sistemas cristalinos es un sistema de coordenadas, el cual naturalmente es adecuado para describir la posición de cualquier átomo o elemento estructural en un espacio tridimensional.Transp. 14Seis de los siete sistemas cristalinos son tridimensionales y uno de ellos es tetradimensional.En esta figura se observa como se denomina a los ejes de estos sistemas y de qué tipo son los ángulos entre ellos:

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1. Sistema Cúbico aº=bº=cº ===90º2. Sistema Tetragonal aº=bºcº ===90º3. Sistema Rómbico aºbºcº ===90º4. Sistema Hexagonal a1=a2=a3cº =90º, =120º5. Sistema Trigonal a1=a2=a3 90º6. Sistema Monoclínico aºbºcº ==90º, >90º7. Sistema Triclínico aºbºcº 90º

__________________________________________________Transp. 15“Celda Elemental” o “Retículo de Translación” o “Retículo de Bravais”Si nos concentramos en la celda más pequeña posible en cualquier estructura cristalina, la cual tiene forma de un paralelepípedo y se repite periódicamente en cualquiera de las tres direcciones de estos sistemas, estaremos observando entonces lo que se conoce como “Celda Elemental” o “Retículo de Translación” o “Retículo de Bravais” (del cristalógrafo francés Bravais, 1850). De los siete sistemas se desprenden 14 retículos de Bravais, los cuales se muestran en la figura. Con estas 14 formas básicas se puede construir cualquier estructura cristalina.Obsérvese que algunos tipos presentan átomos solo en los vértices del paralelepípedo, lo que se conoce como retículo primitivo, otros presentan además un átomo centrado en el centro de solo dos caras opuestas al que se conoce como retículo de bases centradas, un siguiente grupo presentan también átomos centrados en todas las caras del retículo llamado retículo de caras centradas y por último ocurre el caso de que presenten un átomo en el centro del retículo, al que se conoce como retículo de cuerpo centrado.Lo que se tiene es que cada “punto” de estos retículos está ocupado por un átomo, ion o molécula particular para cada mineral y de esta manera cada mineral tiene una estructura interna única que lo identifica.

Contenido de la Celda ElementalDentro de la celda elemental se considera que existe una cantidad específica de átomos, es decir, como algunos átomos están compartidos por más celdas, solo una parte de los mismos es parte de cada celda. Así los átomos en los vértices están compartidos por ocho celdas mientras que los átomos en las caras están compartidos solo por dos celdas. Entonces, por ejemplo en un retículo de caras centradas el contenido de la celda, al que se conoce como “Z” será: Z = 8×1/8 + 6×1/2 = 4. Cuánto será “Z” en un retículo de cuerpo centrado?

Transp. 16CoordinaciónOtro aspecto relacionado a la distribución de los átomos en la estructura cristalina es el que se conoce como Coordinación, la cual es el número de átomos que rodean a otro a una distancia similar. La figura muestra las coordinaciones más comunes presentes entre los componentes químicos de los minerales, en donde se observan que estas coordinaciones son

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comparables con los vértices de poliedros simples en cuyo centro se ubicaría el elemento coordinado. Es por esto que se habla de coordinación triangular (3), tetraédrica (4), octaédrica (6), hexaédrica (8) y hexaoctaédrica (12). El tamaño y número de coordinación depende, por razones geométricas, del tamaño de los átomos en cuestión. Ejemplo en la figura: Es por esto que el átomo de oxígeno puede presentarse en distintas coordinaciones dependiendo del tamaño del átomo central o coordinado.Transp. 17Esta figura muestra como es que realmente ocurre esta coordinación y como estos poliedros imaginarios son construidos tomando como vértices el centro de cada uno de los átomos coordinados.Para entender concretamente cómo funcionan estas estructuras discutiremos algunos ejemplos de estructuras tipo.

Transp. 18Estructura tipo CobreComo se puede observar en la figura, se trata de un retículo cúbico de cara centrada compuesto por átomos de cobre que compone la estructura cristalina del elemento nativo cobre. El tamaño de ésta y cualquier otra celda elemental cúbica está definido por la distancia entre los centros de los dos átomos más próximos ubicados en un mismo eje de la celda. En el caso del Cobre Nativo el tamaño es de aº=3.61Å y se conoce como Constante de la Celda. Si se tratase de otros sistemas se tendría que mencionar también las constantes correspondientes a los otros ejes y el ángulo entre los distintos ejes (dependiendo del sistema).Otros elementos nativos también muestran estructura de este tipo (Au, Ag).Si observamos la figura de la derecha, la cual corresponde a la misma estructura pero de una manera más cercana a la realidad, vemos que en la diagonal de la celda ocurre una distribución compacta de átomos.Transp. 19Lo que ocurre es que la celda cúbica de caras centradas es una de las dos posibles celdas de empaque más compacto que existe (la otra es la celda hexagonal). En este tipo de celda se encuentra ocupado 70% del espacio de la misma y se observa el mayor número de coordinación posible: 12.

Transp. 20Estructura tipo GrafitoEsta estructura se basa en la construcción de redes planares, en las cuales el átomo de C está distribuido en forma de anillos hexagonales. El enlace entre los carbonos es covalente, mientras que entre dos redes planares distintas es débil es decir de tipo Van der Wall. Es por esto que el grafito tiene una estructura laminar o lamelar, típica cuando ocurre este tipo de combinación de enlaces.Como se vé en el gráfico de la derecha, el cuál representa una vista de planta perpendicular al eje c, los átomos de C están ordenados de tal manera que recién en cada segundo nivel se completan las relaciones simétricas. Por ello la celda elemental del grafito tiene una constante cº que incluye tres niveles planares de la estructura, como se observa en la figura de la izquierda.

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Transp. 21Estructura tipo Halita (NaCl)A diferencia de las dos estructuras anteriores ésta está compuesta por iones, de Na+ y Cl- y por ello presenta exclusivamente enlaces iónicos. Muchos halogenuros y sulfuros (como la galena, PbS) tienen una estructura similar. Se trata de una estructura cúbica de cara centrada. El número de coordinación, tanto del Na con respecto al Cl como del Cl con respecto al Na, es 6. La constante aº = 5.64Å y el contenido de la celda “Z” = 4NaCl.Transp. 22La estructura de la pirita (FeS2) se deriva de la de halita, en donde en la posición del ión de Na se ubica el ión de Fe y en vez del Cl se ubica la molécula de S2.

Transp. 23Estructura tipo Esfalerita (ZnS)Es una estructura cúbica de cara centrada particular, en el sentido de que dentro de la celda elemental y en disposición diagonal se encuentran 4 iones enteros del otro ión. Como se vé en la figura. La constante aº = 5.42Å, Z=4ZnS y la coordinación es teraédrica.

Transp. 24Estructura tipo Fluorita (CaF2)Esta es un tipo de estructura muy común. La celda elemental es un retículo de cara centrada en donde Ca se ubica en los vértices y las caras del mismo, mientras que 8 F se encuentran enteramente (en las diagonales) de él. aº = 5.45Å, Z=4CaFe2 y la coordinación es tetraédrica para el F (4) y hexaédrica para el Ca (8).

Forma de los MineralesPara clasificar las distintas formas en que se presentan los minerales se utilizan los principios de simetría, teniendo como resultado 32 clases de simetría. Es decir, los cristales de un mineral en cuestión, el cual, tal como se ve en la naturaleza está constituido por un número determinado de caras, cada una de las cuales con una forma geométrica definida, responden a los principios de simetría y pertenecen en base a esto a alguna de las 32 clases de simetría antes mencionadas. Para entender como funcionan estos parámetros explicaremos cuáles son las operaciones de simetría y los elementos de simetría que se pueden presentar en un cristal de cualquier mineral.

Operaciones de simetría y elementos de SimetríaEntre estos se considera como los más importantes a los siguientes:Transp. 25

a) Giro o repetición alrededor de un eje de giro llamado eje de simetría: Existen ejes de simetría de 1 (giro de 360º), de orden 2 ( , giro de 180º), de orden 3 (, giro de 120º), de orden 4 (, giro de 90º) y de orden 6 (, giro de 60º).

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Transp. 26b) Reflexión o repetición simétrica a ambos lados de una superficie plana

imaginaria, llamada plano de simetría.c) Centro de inversión o combinación de giro y reflexión, conocido como

centro de simetría. Transp. 27Transp. 28En la figura se observan los elementos de simetría de tres cristales distintos, a) cubo, b) prisma hexagonal y c) cristal monoclínico con combinación de formas. En cada uno de los sistemas cristalinos ya mencionados existen una clase con la mayor simetría posible dentro del sistema (poseen mayor cantidad de elementos de simetría), a las cuales se denomina clases holoédricas u holoedrías.Transps . tablasLos nombres de estas 32 clases de simetría (distribuidas por sistema cristalino) y los elementos de simetría que poseen, se encuentran en estas tablas.

Transp. 29Combinación de Elementos de SimetríaEn un cristal se puede identificar más de un eje de simetría. Los ejes pueden ser perpendiculares entre ellos o hacer un ángulo agudo. En una proyección bidimensional como las observadas en la figura, el eje central vertical es representado por su símbolo al centro de la proyección y los ejes perpendiculares, que coincidirían con el plano de proyección, son representados por sus símbolos ubicados al borde de la circunferencia externa de la proyección. Cada eje de simetría ejerce la rotación correspondiente sobre todos los elementos presentes en el cristal, es así que todos estos deben presentarse girados el número de veces que el eje en cuestión indica y de esta manera éste ejerce este mandato también sobre los otros ejes de simetría. Por este motivo en la figura de la izquierda es necesaria la presencia de dos ejes de simetría de orden 2, el cual al girar por efecto del eje de orden 4, se presenta el número de veces graficado en la proyección. La nomenclatura para este tipo de simetría sería entonces 422 y en el lado de la derecha 622.Transp. 30En este caso, la nomenclatura sería 32, porque solo es necesario un eje binario para que en base a su rotación cada 120º, por efecto del eje de orden 3 se obtenga la proyección tal como se tiene en la figura.Transp. 31Como regla general los planos de simetría son perpendiculares o paralelos a los ejes de simetría. Tal es el caso de los dos ejemplos de la figura, en los cuales además de un eje de rotación 4 ó 6 se tiene un plano de simetría perpendicular al eje que hace que los elementos de un cristal además de repetirse cada 45º o 60º se reflejen por debajo del plano. En la proyección bidimensional que se muestra en la figura, las caras del cristal que se encuentran por encima del plano de simetría son señaladas como puntos negros o “x” y las que están por debajo son señaladas como círculos o puntos

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blancos. La posición del eje está representada por su símbolo, o , al centro de la proyección, ya que se trata de un eje vertical. La presencia del plano perpendicular al eje queda señalada por la línea contínua en la circunferencia al borde de la proyección, si no hubiese este plano, la circunferencia sería una línea punteada. Estos dos ejemplos de simetría estarían representados por 4/m (significa eje de orden 4 con plano de simetría perpendicular a él) o 6/m (significa eje de orden 6 con plano de simetría perpendicular a él), en donde m representa al plano de simetría, de manera similar existe la combinación 3/m o 2/m.Transp. 32Si añadimos planos perpendiculares a todos los ejes de simetría presentes en la combinación 422 obtendremos una combinación 4/m 2/m 2/m y la representación en la proyección será una línea continúa, correspondiente a un plano de simetría perpendicular a cada eje de simetría. De lo que deducimos que en esta clase se tienen cuatro planos de simetría verticales y uno horizontal. Las caras del cristal al cual corresponde estos elementos de simetría están también representadas en la proyección. El ejemplo “c” de la figura señala más bien una combinación en la cual el eje central vertical de orden 4 está acompañado por 4 planos también verticales, sin la presencia de un plano de simetría perpendicular a él, por ello la nomenclatura es 4mm.Transp. 28En el sistema cúbico se produce la presencia de ejes de simetría que no son ni verticales, ni horizontales, si no más bien inclinados. Son ejes de orden 3 y de orden 2 que hacen 45º con la vertical y la horizontalTransp. 33En una proyección plana similar a la mostrada antes, estos ejes tendrían la ubicación que se muestra en la figura.Transp. 28Además de ello, existen en este sistema planos de simetría perpendiculares a los ejes de orden 2 antes mencionados.Transp. 33Estos planos tomarían en la proyección las posiciones que se muestran en la figura.

_____________________________________________Transp. 34CristalesLos cristales son poliedros cerrados y regulares en el caso ideal. Aunque los cristales en la naturaleza presenten imperfecciones, los consideramos ideales para su estudio.Los cristales como ya hemos mencionado están formados por caras, cuya distribución obedece a los principios de simetría antes discutidos. Con respecto a los ejes cristalográficos (a, b, c), las caras de los cristales los intersectan, de tal manera que al describirlas es necesario indicar si son paralelas a un eje y cortan a los otros dos, o si son paralelas a dos ejes y

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cortan al tercero, etc. Por otro lado debe determinarse a qué distancia relativa las caras cortan a los ejes.En el ejemplo de la figura vemos como el plano AB corta a una unidad al eje a, a una unidad al eje b y es paralelo al eje c, así podemos describir las intersecciones para los planos AA, A’A’ y BB. En el lado derecho de la figura se observa un cristal que consta de varias caras, las cuáles imaginariamente cortan a los ejes cristalográficos según las intersecciones indicadas en la figura. Estas intersecciones son valores totalmente relativos y no representan longitudes reales.Transp. 35Se debe señalar que si existen caras en un mismo cristal, que cortan a dos o tres ejes a distancias distintas, entonces se considera a la cara mayor con intersecciones 1a, 1b y 1c mientras que las intersecciones de la otra serán múltiplos o submúltiplos de las de la primera: 2a, 2b y 2c/3.

Índices de Miller

W.H. Miller es el creador de un sistema de representación de las intersecciones de las caras, utilizado mundialmente en cristalografía.Los índices de Miller se construyen utilizando el inverso de las intersecciones antes explicadas. Así en el ejemplo de la figura, para la cara con intersecciones 1a, 1b, 1c, hallamos sus valores inversos y omitimos los parámetros a, b y c, obteniendo 1/1 1/1 1/1, lo cuál proporciona un índice de Miller (111), el cuál se muestra entre paréntesis y sin incluir los parámetros a, b y c, ya que se asume que el primer índice corresponde a “a”, el segundo a “b” y el tercero a “c”. En la misma figura, para la cara con intersecciones 2a, 2b y 2c/3, se halla sus valores inversos y tenemos 1/2 1/2 3/2, los cuales, para obtener en números enteros, son multiplicados por 2, obteniéndose el índice de Miller (113).

Transp. 36Si una cara intersecta a un eje cristalográfico en su porción negativa, entonces el índice será marcado con una línea por encima y se lee “uno, menos uno, uno”.Cuando algunas o todas las caras de un cristal pueden ser consideradas como la repetición de una de ellas por efecto de los elementos de simetría, entonces se encierra a los índices de Miller entre llaves y no entre paréntesis para indicar este efecto, es decir esta repetición simétrica de las caras en base a una de ellas: {111}. Esta simbología representa además a una “forma” específica en cada sistema cristalino. En el ejemplo de la figura, decimos entonces que {111} representa al octaedro, ya que la repetición simétrica de la cara (111) da lugar a todas las caras del octaedro.

Transp. 37

Deformaciones o Defectos Estructurales de los Minerales

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Como se ha mencionado anteriormente en varias oportunidades, la mayoría de los minerales no presentan una estructura ideal sino más bien real, la cuál muchas veces se identifica a nivel macroscópico, a través de deformaciones o agrietamientos en los cristales. Estas deformaciones se producen debido a desarreglos en la estructura interna del mineral, los cuáles son causados durante el crecimiento de los cristales o posteriormente, producto de esfuerzos mecánicos sobre la estructura del mineral.Transp. 38La diadoquia o reemplazo de lugares en la celda cristalina por átomos o iones extraños a la composición básica del mineral, también puede deformar la estructura, sobre este fenómeno hablaremos después.En este gráfico se observa también las deformaciones que pueden presentarse en la estructura debido a la presencia de un elemento “extraño” en los intersticios de la misma o la falta de un elemento en algunas posiciones de la celda.Transp. 39En general los defectos pueden ser puntuales, como la ausencia de algunos iones o su reemplazo en la estructura; lineares como dislocaciones o deslizamientos de una fila de átomos en la estructura; planares, cuando zonas bidimensionales de la estructura se presentan como bloques desorientados en la misma, etc.Las deformaciones de la estructura de un mineral pueden influir además en las propiedades de los minerales, tales como la densidad, la dureza, el clivaje, color, etc.

Transp. 40

Diadoquia o SubstituciónComo se mencionó antes, diadoquia se define como la substitución de un elemento (átomo, ion o molécula) por otro, cuando el elemento a substituir es aproximadamente del mismo tamaño que el substituyente. Por regla se considera que la diferencia en el tamaño no excede en 15%, de manera que ocurra fácilmente una substitución. En la figura se puede observar a los elementos que normalmente se presentan substituyendo a otros.Las substituciones son más fáciles aún si se trata de elementos con la misma carga electrónica, es decir con la misma valencia, en cuyo caso se habla de diadoquia isovalente (ejemplo Fe2+ por Mg2+ en el olivino). Sin embargo la diadoquia heterovalente es también muy común. Es común que los elementos que substituyen a otros en un mineral sean representados en la fórmula entre paréntesis, ejemplo galena argentífera: (Pb,Ag)S.

Isomorfismo o isoestructuralismo y series isomórficas

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El isomorfismo o isoestructuralismo se presenta entre minerales con composición química distinta, como el caso de fluorita (CaF2) y uraninita (UO2), pero con estructura interna completamente análoga. Es así que en la fluorita el Ca coordina a 8 F y el F coordina a 4 Ca, de la misma manera que en la uraninita el U coordina a 8 O y el O a 4 U. Por otro lado sus grupos espaciales son idénticos, ambas presentan estructura cúbica de cara centrada y pertenecen a la clase de simetría 4/m 3 2/m. Es decir tienen estructura similar, aunque el tamaño de la celda es distinto, tienen composición química distinta y sus propiedades son totalmente distintas. Debido a esto se les conoce como minerales isoestructurales o isomorfos. Hay estructuras que son similares entre varios minerales como el caso de la halita (NaCl), silvita (KCl), periclasa (MgO), bunsenita (NiO), galena (PbS), alabandita (MnS), clorargirita (AgCl) y osbornita (TiN), a todos los cuales se les considera isomorfos entre sí.Transp. 41Podríamos entonces citar a muchos ejemplos de este tipo, como el caso de los carbonatos de la tabla.

Es lógico además que la substitución de elementos, como se discutió antes, además de cumplir con las exigencias en cuanto al tamaño similar de los átomos que se reemplazan y la isovalencia, ocurra más fácilmente entre minerales isomorfos.Transp. 42Es así que podemos hablar de mezcla isomorfa, como en el caso del Au nativo, cuya celda elemental tiene un aº=4.078Å y la Ag nativa, con aº=4.086 Å, los cuáles son isomorfos (ambos cúbicos de cara centrada) y conforman la aleación conocida como eléctrum, siendo la medida de la celda resultante intermedia entre las otras dos. A los cristales resultantes se les conoce además como cristal mezcla.Este reemplazamiento isomórfico puede llevar a que los elementos (por ejemplo los cationes) de dos minerales isomorfos se reemplacen en distintas cantidades dando lugar a una serie isomorfa. Ejemplo: Variedades del olivino:

Mg2(SiO4) -----------------(Fe,Mg)2(SiO4)----------------------Fe2(SiO4)Forsterita Fayalita

Transp. 43

Polimorfismo

Polimorfismo se define como la habilidad de una sustancia química para cristalizar en más de un tipo de estructura. Las diversas estructuras del compuesto en mención se denominan formas polimorfas o polimorfos. La estructura que un compuesto tome depende de la temperatura y/o presión a la que ha sido expuesto durante su cristalización. Es así que en la figura vemos cómo los polimorfos de la sílice y del hielo dependen de T y P.Transp. 44Otros ejemplos de polimorfismo se citan en esta tabla.

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Transp. 45

Materiales Amorfos o MineraloidesSe trata de sustancias que solidifican sin que sus átomos tomen una distribución estadísticamente ordenada. No son muchas las sustancias en la naturaleza que solidifican de esta manera y se sabe que muchas de ellas están condicionadas por la sustancia original a partir de la cual solidificaron, la cual muchas veces se trata de una sustancia coloidal, expuesta a condiciones de baja temperatura y presión. En algunos casos estas sustancias logran un orden interno de corto alcance, es decir se observan algunos individuos moleculares con estructuras y coordinaciones definidas pero que no repiten su coordinación más allá de unos pocos amstrongs por lo que se considera que no tienen un ordenamiento de largo alcance y por ello son parte de las sustancias amorfas.

PseudomorfismoSe define como la existencia de un mineral con la forma cristalina externa de otra especie mineral. Es decir si el cristal del mineral X se altera de forma que la estructura interna o la composición química cambien, pero la forma externa prevalezca, se dice que ha ocurrido pseudomorfismo y que el producto es el “mineral Y pseudomorfo según el mineral X”. Un ejemplo es el mineral rómbico anglesita (PbSO4), el cual se puede formar en base a la alteración del mineral cúbico galena (PbS) y presentar formas externas como cubo. En este caso, entonces, la anglesita será pseudomórfica según galena.

Transp. 46

MaclasMaclas son intercrecimientos controlados cristalográficamente entre dos cristales del mismo mineral. De esta manera dos cristales que se desarrollan paralelamente pueden interferir uno con el otro, como se muestra en la figura y dar lugar a una macla, la cuál estará comandada por ciertas reglas cristalográficas que permiten su existencia. Lo cual se deduce por la apariencia completamente regular de las maclas observadas en la figura.Algunos tipos de maclas son características para ciertos minerales y ayudan a su identificación.

Propiedades Físicas de los Minerales

Transp. 1Morfología: Hábitos y Agregados CristalinosLos minerales como ya sabemos solidifican o cristalizan en determinadas clases de simetría que pertenecen a determinados sistemas cristalinos. Este hecho está morfológicamente expresado en los distintos individuos o cristales en los que pueden presentarse, a veces incluso a nivel macroscópico, tal como ya hemos visto anteriormente.

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Además de esto es útil la semejanza que estos cristales o agregados de ellos muestran con determinados objetos. Es decir, por ejemplo, si un mineral cristaliza desarrollando prismas, los cuales presentan un desarrollo mucho mayor en dirección del eje cristalográfico c que en los ejes a y b, este cristal puede ser semejante a una aguja, por lo que se dice, entonces, que el mineral en cuestión tiene hábito “acicular”. Otro ejemplo: Si estos cristales aciculares, se presentan con una distribución radial, es decir, divergen a partir de un punto o más bien parecen haber crecido desde un mismo punto o núcleo, decimos entonces que el mineral en cuestión tiene hábito “acicular” en “agregados radiales”. Del mismo modo se pueden definir varios otros tipos de hábito y de agregado cristalino, de los cuales mencionaremos algunos importantes:- Hábito acicular y habito capilar: Como mencionamos antes se trata del

caso de individuos o cristales con un crecimiento mucho mayor paralelo a uno de los ejes cristalinos en comparación con el crecimiento paralelo a los dos otros ejes cristalinos. Esto ocurre debido a que la velocidad de crecimiento del cristal es bastante mayor en una dirección que en las otras. En el caso del hábito acicular, estos cristales semejan agujas y en el caso del hábito capilar, estos cristales semejan cabello o hebras.

- Hábito o agregado hojoso: En este caso los individuos se presentan en forma similar a las hojas de una planta, mostrando además una especie de superposición de hojas.

- Agregado dendrítico: Algunos minerales tienen un aspecto arborescente como en las dendritas de una hoja.

- Agregado reticular: En este caso son cristales alargados que se entrecruzan entre sí de manera semejante a un retículo o a una distribución reticular.

- Agregado radial: Como se mencionó antes se trata de cristales alargados que divergen radialmente.

- Agregado tipo drusa: Son cristales, a veces alargados, que cubren una superficie o las paredes de una cavidad.

- Agregado columnar: Cuando los cristales se presentan como prismas paralelos asemejando columnas.

- Agregado fibroso: Cuando los agregados tienen aspecto de una masa de superficie fibrosa, la cual en parte se separa en cristales fibrosos.

- Agregado coloforme/botroidal/estalactítico: En el caso botroidal la superficie presenta aspecto esférico, como burbujas y en corte se aprecia una laminación paralela a las superficies esféricas. En el caso estalactítico la forma externa es más bien como conos o cilindros colgantes, como lo que se observa en los techos de las cavernas producto de deposición de las sustancias que contiene el agua que gotea desde el mismo.

- Agregado laminar o tabular: Cuando se observa apariencia de placas o planos delgados (laminares) o algo más gruesos, como tablas (tabular).

- Agregado escamoso: Hay minerales cuyos individuos se separan como en las escamas de un pez.

- Agregado concéntrico u oolítico: Se trata de minerales que se disponen en bandas alrededor de un centro, a veces estos agregados se

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presentan como individuos esféricos, en cuyo caso se habla de textura oolítica.

- Agregado bandeado: Cuando un mineral aparece en bandas estrechas de diferentes colores o texturas.

- Agregado Masivo: Se trata de un agregado compacto de forma irregular, sin mostrar apariencia peculiar.

- Agregado granular. Cuando se observa apariencia de granos grandes o pequeños en la masa del mineral o diseminados en otro.

Clivaje (exfoliación) y FracturaCuando golpeamos un mineral con un martillo, el mineral puede mostrar superficies planas o incluso separarse en formas geométricas regulares. En este caso nos encontramos ante la propiedad de clivaje y los planos resultantes también se denominan clivaje.Transp. 2Por definición: El clivaje es la tendencia que poseen ciertos minerales a romperse paralelamente a planos atómicos. Minerales como la galena, la cual al romperse lo hace en pequeños cubos, o la calcita la cual lo hace en romboedros, son minerales que presentan clivaje. El clivaje puede presentarse en diversos grados, desde perfecto hasta pobre y naturalmente llegar a estar ausente.Un clivaje perfecto es el que se observa en los filosilicatos (micas, cloritas), en los cuales los cristales se dividen en delgadas hojuelas y es bastante difícil lograr una fractura distinta. Clivaje bueno es el que se presenta cuando, como mencionamos antes, los minerales se separan en pequeñas figuras geométricas regulares, esta separación es algo más difícil que en el caso anteriot, pero también es difícil lograr fracturas en otras direcciones, ejm.: Anfíboles. Clivaje mediano es cuando los minerales presentan superficies de clivaje y también fracturas. Clivaje imperfecto es aquel que se advierte con dificultad y hay que buscar intensamente en el mineral para advertirlo.El clivaje puede presentarse en diferentes direcciones dentro de un cristal y ser de distinta calidad entre ellas.La presencia de clivaje está en relación con el o los tipos de enlaces presentes en el mineral. Enlaces débiles, como el Van der Wall, ocasionan mayor distancia entre planos atómicos, ya que las fuerzas eléctricas atractivas son débiles. Entonces se produce un clivaje normalmente perfecto que corta estos enlaces. El caso exactamente contrario lo constituye el enlace covalente.Transp. 3En la mayoría de los casos es importante analizar el ángulo que hacen entre sí las diferentes superficies de clivaje, lo que se denomina ángulo de clivaje, y que ayuda en la identificación del mineral. De esta manera se sabe que los piroxenos presenta un ángulo de clivaje alrededor de 90º y se diferencia gracias a ello de los anfíboles, los cuales presentan un ángulo de clivaje de alrededor de 120º.Cuando se describe clivaje se debe indicar el número de direcciones en que se presenta, la calidad del mismo, el ángulo entre direcciones distintas de clivaje, si es posible medirlo y los índices de Miller de los planos de clivaje. Los cuales

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al tratarse de planos también pueden ser expresados con esta nomenclatura de manera similar a las caras de los cristales.Fractura indica más bien todas las superficies de separación que no son planas. Sin embargo las superficies de fractura pueden tener determinadas características que las hacen distintivas.

Transp. 4Por ejemplo se conoce la fractura concoidea o concoidal cuando las caras interiores de la fractura son lizas y con estriaciones concéntricas como en el interior de una concha de molusco, es el caso típico del cuarzo y el vidrio. Otro tipo se conoce como fibrosa o astillosa, similar a la superficie resultante cuando rompemos un pedazo de madera. También se conoce la fractura ganchuda, cuando un mineral se rompe según una superficie irregular, dentada o con filos puntiagudos. Finalmente se habla de fractura irregular, cuando ésta es absolutamente irregular, sin mostrar alguna forma peculiar.En general se trata de estructuras cristalinas en la cual la resistencia de los enlaces es aproximadamente similar en todas direcciones.

DurezaSe define como el grado de resistencia que puede ofrecer cualquier mineral a los efectos mecánicos externos, en particular al rayado. Los minerales pueden ser sustancias muy duras, como es el caso del diamante, el cual es utilizado para cortar vidrio. Por otro lado existen también minerales muy suaves, como el caso del talco, el cual puede ser rayado con la uña. Como herramienta para la identificación de los minerales se practica el rayado de los mismos, lo que se conoce como dureza de rayado, haciendo uso de objetos, de los cuales se conoce su dureza relativa.Para ello existe una escala relativa de dureza, la escala de Mohs, en donde talco y diamante se encuentran al inicio y al final de la misma y dentro de la cual pueden ser ordenados todos los minerales. A esta escala se le pueden añadir objetos comunes como la uña (raya al yeso pero no a la calcita) o el filo de una navaja de acero (raya al apatito pero no al feldespato) o el vidrio (raya también al apatito y no al feldespato).Transp. 5Esta escala puede ser también presentada como una escala absoluta, en donde vemos que la escala no indica una progresión lineal, ya que, por ejemplo, el corindón es 2 veces más duro que el topacio y cuatro veces más duro que el cuarzoVisto más al detalle la dureza de los cuerpos cristalinos no es la misma en todas las direcciones del cristal, es decir, así como estos presentan variaciones en otras características, la dureza es también distinta dependiendo de la dirección en que se la controla. Esta variación es normalmente imperceptible y se determina solo con equipos más sofisticados para determinar durezas exactas.Transp. 6Desde el punto de vista cristalquímico, la dureza depende del tipo de estructura y de la firmeza de los enlaces atómicos. Se sabe que cuando el mineral presenta una estructura más densa, es decir la distancia entre sus

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iones es menor, se presenta una dureza mayor. Se sabe también que una valencia mayor determina una dureza mayor, debido a que existe una fuerza atractiva mayor entre los iones. Cuando el número de coordinación es alto, también la dureza es mayor. La presencia de iones oxidrilos en la composición química más bien disminuye la dureza del mineral.La dureza absoluta, conocida también como dureza de Wickers, se obtiene con equipos especiales con los cuales se practica una incisión microscópica y controlada en la superficie del mineral.

Tenacidad (fragilidad, maleabilidad y elasticidad)Se define como la resistencia de un mineral a ser roto, molido, doblado o desgarrado. Los términos utilizados para describir la tenacidad son los siguientes:- Frágil: Mineral que fácilmente se rompe o reduce a polvo. Es

característico de minerales en los que predominan los enlaces iónicos.- Maleable: Es el mineral que puede ser convertido en hojas delgadas por

percusión.- Séctil: Mineral que puede ser cortado en hojas delgadas por efecto de un

cuchillo.- Dúctil: Mineral que puede ser estirado como si se intentase

transformarlo a la forma de un hilo.- Flexible o plástico: Mineral que puede ser doblado pero que no recupera

su forma original después de que el esfuerzo ha cesado. Es decir, la deformación se vuelve permanente.

- Elástico: Mineral que recobra su forma primitiva al cesar el esfuerzo deformante.

Todas estas propiedades dependen básicamente de los tipos de enlaces presentes en la estructura interna de los minerales. Los enlaces metálicos, por ejemplo, permiten la maleabilidad, sectibilidad y ductibilidad de los minerales.

Densidad y Peso EspecíficoPeso específico se define como el número que expresa la relación entre el peso de un mineral y el de un volumen similar de agua a 4ºC (temperatura a la cual la densidad del agua es la máxima). Si el valor es expresado en g/cm3

nos referimos a la densidad, es decir a la masa de un mineral por cada unidad de volumen. Si un mineral tiene peso específico 2 significa que una muestra determinada de dicho mineral pesa dos veces más que lo que pesaría un volumen igual de agua. El peso específico de casi todos los minerales es mayor a 1, es decir son más pesados que el agua (a 4ºC). Una de las excepciones es el hielo, el cual como se sabe flota en el agua porque es menos denso que ésta. El peso específico de la mayoría de los minerales se encuentra entre 2 y 3, siendo más pesados scheelita (CaWO4), barita (BaSO4), minerales de mena y metales nativos. Esta es una propiedad interesante, porque permite determinar al mineral sin necesidad de dañarlo, lo cual puede ser importante en el caso de por ejemplo piedras preciosas.Transp. 7

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El peso específico de un mineral depende del peso de los átomos que lo componen y del empaque entre los mismos. Si comparamos dos compuestos isomorfos o isoestructurales, en los cuales el empaquetamiento es similar, será más pesado aquel cuyos átomos tengan peso específico mayor. Este hecho es claro si comparamos el peso específico de los carbonatos que cristalizan en el sistema rómbico y que son isomorfos, como se observa en la tabla.En esta figura observamos como varía el peso específico en una serie isomorfa dentro del grupo de los anfíboles, siendo claro en este ejemplo que a mayor cantidad de Fe que Mg el peso específico aumenta.Transp. 8En esta figura se observa la distribución de la densidad de distintos grupos minerales, así vemos que la mayoría de los metales nativos tienen densidades entre 8 y 22, la mayoría de los sulfuros y los óxidos tienen densidades entre 4 y 8 y la mayoría de los minerales formadores de roca y de ganga tienen densidades entre 2 y 4.Transparencia vs opacidadUn mineral, al igual que cualquier otro material puede permitir el paso completo de la luz a través de él, lo llamamos mineral transparente, puede absorber parte del espectro de luz, lo llamamos mineral translúcido o puede absorberla por completo, el caso de los minerales opacos. En la realidad no existen cuerpos absolutamente opacos, muchos minerales, sobre todo los metales, dejan pasar los rayos visibles en tan pequeña cantidad que prácticamente parecen opacos. De la misma manera no existen sustancia absolutamente transparentes, es decir que no absorban en absoluto la luz que pasa a través de ellos. El agua, que es uno de los medios más transparentes, posee una coloración azul cuando se encuentra en capas espesas, lo que es prueba de una absorción considerable de los rayos del extremo rojo del espectro de luz visible.

Transp. 1Refracción de la luz y brilloLa refracción de la luz es una propiedad muy importante, ya que es la responsable de muchas propiedades ópticas, tales como el brillo. La refracción de la luz ocurre cuando ésta pasa de un medio a otro distinto y lo que ocurre es que la velocidad de la luz varía con este cambio. Este efecto es el que se esquematiza en la figura.Por otro lado, la luz además de poder ser transmitida, sufriendo refracción, o absorbida, como vimos antes, parte de ella es reflejada. En este sentido el brillo se define como el aspecto general de la superficie de un mineral cuando la luz se refleja en él. En general el brillo de los minerales puede ser metálico o no metálico. Existen además minerales que presentan brillo intermedio entre estos, a lo que se denomina brillo submetálico.Los minerales que tienen el aspecto brillante de un metal son aquellos que tienen brillo metálico. Estos minerales son todos opacos. La mayoría de los sulfuros (pirita, calcopirita, galena), entre ellos un número importante de menas pertenecen a este grupo.Transp. 2

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Los minerales con brillo no metálico lo presentan de diversos tipos, como por ejemplo:- Brillo vítreo, como el caso del hielo, el cuarzo, la fluorita, los carbonatos, etc.- Brillo adamantino, como el diamante, la esfalerita, el azufre nativo, etc.La relación entre estos brillos, la refracción (N) y la reflexión (R) se observa en la figura.Los tipos de brillos ante mencionados se observan en las superficies planas tales como las caras de los cristales o las superficies de clivaje. Para aquellos casos de minerales que comúnmente no presentan cristales macroscópicos y/o clivaje, el brillo que se presenta en la fractura es más bien graso, es decir como si el mineral estuviese cubierto con una delgada película de grasa.Cuando el mineral presenta superficies más ásperas tienen brillo de cera o ceroso. Cuando se trata de superficies microporosas la luz se difunde en distintas direcciones y a estas superficies se las describe como mate.Minerales con textura fibrosa muestran comúnmente brillo sedoso. Por otro lado existe también el brillo perlado o nacarado y el brillo resinoso, por la semejanza con el brillo de estos materiales.

Color y color de la RayaEl color es quizá la propiedad más fácilmente observada en los minerales. Para lograr una buena observación del mismo solo se necesita suficiente cantidad de luz. Para un cierto grupo de minerales el color es característico, es decir no varía aunque el mineral ocurra en medios muy distintos, y sirve por lo tanto como criterio distintivo. Para muchos otros minerales el color es una de las propiedades más variables y más inseguras en cuanto a su diagnóstico, ya que en estos casos el color no es característico del tipo de mineral, sino más bien producto de inclusiones, impurezas o deformaciones en la estructura del mineral. Como ejemplo podemos mencionar a la fluorita, la cual puede presentarse desde incolora a blanca, amarilla, marrón, azul, hasta violeta oscuro.Además de todo esto se debe señalar que la impresión del color puede ser distinta dependiendo del observador, ya que lo que a una persona puede parecerle verde a otra puede parecerle verde azulado.Transp. 3El color se define entonces como la respuesta al ojo del intervalo de luz visible del espectro electromagnético, representando la luz visible un intervalo de longitudes de onda entre 350 y 750 nm aproximadamente.Transp. 4Como ya vimos, cuando la luz incide sobre la superficie de un mineral, ésta puede ser transmitida, dispersada, reflejada, refractada o absorbida. Si la luz no se absorbe, el mineral es incoloro, entonces todos aquellos minerales que absorben en alguna medida a la luz o lo que es lo mismo transmiten solo algunas o ninguna longitud de onda de la luz, los denominados minerales translúcidos y opacos, presentarán color. Los minerales son coloreados porque absorben ciertas longitudes de onda de la luz y el color es el resultado de la combinación de las longitudes de onda que llegan al ojo.

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Transp. 5Las longitudes de onda que son absorbidas por los minerales pueden medirse cuantitativamente mediante un espectrómetro. El diagrama correspondiente se muestra en la figura, para el caso del berilo, en donde los picos representan la absorción de longitudes de onda específicas de la luz y son el resultado de la interacción de estas longitudes de onda con los iones, moléculas y enlaces de la estructura irradiada. En la figura: Cromóforo (griego): “causa del color”, es decir se trata de elementos que cuando se presentan en una red cristalina (incluso solo a nivel de impurezas), condicionan el color del mineral.Transp. 6Esta propiedad también se ve afectada dependiendo de las direcciones cristalográficas, de tal manera que en relación con estas, ocurre distinta absorción de la luz. Este efecto es conocido como pleocroismo, la poseen algunos minerales no cúbicos y macroscópicamente es difícil de ser observada. Normalmente se le logra observar al microscopio y con el uso de luz polarizada.El color de la raya no es otra cosa que el color del polvo fino de un mineral. Este color se emplea frecuentemente en la identificación de un mineral, porque, aunque el color del mismo puede variar entre límites amplios, el de la raya es normalmente constante. En la práctica se obtiene la raya frotando el mineral sobre un trozo de porcelana porosa (bizcocho de porcelana), la cual tiene una dureza de aproximadamente 6 y por lo tanto tiene la limitación de no poder utilizarse con minerales de dureza superior. Un ejemplo de la constancia de esta propiedad la presenta el mineral fluorita, el cual puede presentarse en todos los colores antes descritos, pero su raya es siempre blanca.

LuminiscenciaEs una propiedad presentada por algunos pocos minerales y consiste en la emisión espontánea de luz por un mineral. Este fenómeno puede ser producido en diferentes formas y se observa usualmente en minerales que contienen iones extraños llamados activadores. La luminiscencia es normalmente débil y es apreciable en la oscuridad.Las razones para la luminiscencia son distintas. En la mayoría de los casos se trata de una diadoquia o substitución por elementos traza en la estructura del mineral, pero también puede deberse a la presencia de elementos radioactivos o defectos en la estructura del mineral.Esta propiedad se utiliza para la identificación de minerales que la presentan, pero también para diferenciar gemas naturales de artificiales.

Fluorescencia y FosforescenciaFluorescentes son aquellos minerales que se hacen luminiscentes al ser expuestos a la acción de los rayos ultravioleta, rayos X o rayos catódicos. Si estos minerales continúan luminisciendo después de haber sido cortada la excitación, entonces se dice que son fosforescentes. Entre ambas propiedades no existe una diferencia definida, ya que muchos minerales que parecen ser solo fluorescentes son fosforescentes durante una fracción de segundo después de haber concluido la excitación.

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Propiedades MagnéticasExisten solo unos pocos minerales que se comportan como imanes. Estas propiedades son el resultado de propiedades atómicas de algunos pocos elementos, las cuales están en relación con la carga eléctrica y la rotación que experimentan los electrones.Transp. 7Dependiendo del grado de susceptibilidad magnética los minerales magnéticos pueden ser ferromgnéticos (como la magnetita y la pirrotita), paramagnéticos (ilmenita, almandino, piroxenos, anfíboles, biotita, epídota, muscovita y rutilo) o diamagnéticos (casiterita, fluorita, baritina, cuarzo, ortosa, calcita, apatito). Estos últimos en vez de presentar atracción magnética, son repelidos por un imán.

Propiedades RadioactivasLos minerales que contienen elementos o isótopos inestables son radioactivos, es decir emiten radiación. Además de los isótopos débilmente radioactivos como el 40K, 87Rb, 115In, 138La y 147Sm son importantes los frecuentes y fuertemente radioactivos isótopos de Uranio y Thorio (238U, 237U, 235U, 232Th). Esta propiedad es especialmente importante para minerales que contienen U en su composición, como es el caso de la uraninita.Los minerales radioactivos son naturalmente las principales materias primas de elementos radioactivos. Por otro lado, la presencia de elementos radioactivos ocasiona la destrucción total o parcial de la estructura del mineral en el que se presentan.

Propiedades EléctricasLa más común de la propiedades eléctricas es la conducción eléctrica, que es la característica que poseen algunos minerales de conducir la corriente eléctrica. La conducción eléctrica depende del tipo de enlace.- Aquellos minerales que presentan exclusivamente enlaces metálicos en

su estructura, tales como los elementos nativos, son conocidos como excelentes conductores.

- Aquellos minerales cuyos enlaces son parcialmente de tipo metálico, como los sulfuros, se les considera semiconductores.

- Aquellos minerales que presentan enlaces covalentes y/o iónicos son los no conductores.

Las propiedades eléctricas al igual que otras varían según las direcciones cristalográficas.

Sistemática de los Minerales

Como se discutió en la primera clase, los mayores avances en la ciencia de la mineralogía se dieron a partir del descubrimiento y desarrollo de la ciencia de la química. Naturalmente parte de estos avances incluyó el diseñar una

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sistemática o clasificación que permitiese ordenar todos los datos que se tenían y que se estaban descubriendo de los minerales.La sistemática de los minerales, desde sus inicios, se basa en primera línea en su composición química. El descubrimiento, a principios del siglo XX, de los rayos X, permitió, que los datos de composición química se uniesen a los de estructura interna, para lograr un mayor detalle en esta sistemática, lo que también se conoce como la Cristalquímica.Transp. 0La cristalquímica diferencia tipos, variedades, isotipos y otros de minerales. Según esta sistemática los minerales son separados o clasificados por sus relaciones o similitudes en cuanto a la composición química y estructura interna, diferenciándolos básicamente por los aniones o radicales aniónicos que integran su fórmula química, lo que determina 9 grandes grupos y en segunda línea por su estructura interna, lo que por ejemplo entre los silicatos determina 6 grupos.

Elementos Nativos

Se ha establecido que en la corteza terrestre existen más de 30 elementos químicos en estado nativo. Entre ellos figuran varios gases y elementos que se encuentran en estado líquido. Los elementos nativos que existen en mayor cantidad son H, Ar, He, C, S, Au, PGE, Cu y Bi. Aquellos elementos que en la naturaleza se encuentra exclusiva o casi exclusivamente en estado nativo se les denomina nobles.A los elementos nativos se les puede dividir en tres grandes grupos: Metales (Cu, Ag, Au, Hg, Fe, Ni, Pt), semimetales (As, Bi), no metales (C –grafito y diamante-, S).

Metales

Cobre (Cu)Composición química: Normalmente se presenta puro, en algunos casos presenta una cierta cantidad de Fe (máx. 2.5%) u Au (máx. 3%), además de impurezas de Ag, As, Bi, Sb y Ge.Características cristalográficas y agregados: Sistema Cúbico, clase 4/m 3 2/m, retículo de cara centrada.Transp. 1En algunos casos se observan cristales como estos. Transp. 2Siendo común la ocurrencia en láminas o el agregado dendrítico (slide).Propiedades Físicas: Color rojo de cobre, brillo metálico, raya color rojo de cobre, dureza 2.5 a 3, maleable, ausencia de clivaje, densidad 8.9, conductibilidad eléctrica alta y punto de fusión 1083ºC (slide).Características diagnósticas: Color y alteración común a minerales de cobre (azurita, malaquita y tenorita) en forma de costra.

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Ocurrencia: En rocas magmáticas máficas, en la zona de alteración supérgena de yacimientos de cobre, rellenando vesículas en lavas, etc.

Plata (Ag)Composición química: Normalmente se presenta pura o en aleación con Au formando eléctrum (serie isomorfa), en algunos casos presenta una cierta cantidad de Hg y Cu (máx. 13%) y más escasamente Sb, As y otros.Características cristalográficas y agregados: Sistema Cúbico, clase 4/m 3 2/m, retículo de cara centrada. Se presenta comúnmente en láminas, agregados granulares, dendríticos y capilares (slide).Transp. 3También se le observa en cristales de forma cúbica.Propiedades Físicas: Color blanco de plata, aunque comúnmente se altera a tonos marrón amarillentos hasta negro, brillo metálico, dureza 3, maleable, ausencia de clivaje, p.e. 10 a 12, conductibilidad eléctrica alta y punto de fusión 960ºC.Características diagnósticas: Color, maleabilidad, dureza, densidad y el tipo de ocurrencia lo distinguen del platino.Ocurrencia: En yacimientos de sulfuros ricos en plata, especialmente en los yacimientos de Pb-Ag; en la zona de alteración supérgena de yacimientos de plata, entre otros.

Oro (Au)Composición química: Casí exclusivamente puro, pero es bastante común su aleación con Ag formando eléctrum (15 – 50% de Ag, serie isomorfa), más escasamente presenta Cu, Pd, Rh, Bi y Fe.Características cristalográficas y agregados: Sistema Cúbico, clase 4/m 3 2/m, retículo de cara centrada. Se presenta comúnmente en agregados granulares, charpas en sedimentos, en láminas (slide), agregados dendríticos.Transp. 4Los cristales son muy escasos y comúnmente octaedros.Transp. 5Propiedades Físicas: Color amarillo oro, si el contenido de Ag es alto puede ser blanquecino, brillo metálico, dureza 2.5 a 3, p.e. 19.3, pudiendo reducirse hasta 14 debido al contenido de Ag, maleable, ausencia de clivaje, conductibilidad eléctrica y térmica alta y punto de fusión 1063ºC.Características diagnósticas: La dureza, maleabilidad y ausencia de signos de alteración lo distinguen de otros minerales dorados como la pirita, calcopirita y micas alteradas.Ocurrencia: En vetas dentro de regiones plutónicas o metamórficas, junto con pirita, arsenopirita, calcopirita, esfalerita, galena, etc. En diseminaciones en rocas piroclásticas (yacimientos epitermales). En zonas de alteración supérgena de yacimientos de sulfuros con oro y muy comúmmente en placeres, como acumulaciones sedimentarias de arenas y gravas al lado de otros minerales pesados como circón, granate, monacita, corindón y casiterita.

Mercurio (Hg)Composición química: Puro o en algunos casos con algo de Ag u oro.

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Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal. Ocurre en forma de gotas (slide).Propiedades Físicas: Color blanco de estaño, p.e. 13.55, solidifica a –38.9ºC.Características diagnósticas: Color y ocurrencia fluida a temperatura ambiental.Ocurrencia: En la zona de alteración de yacimientos de cinabrio (sulfuro de Hg), pero también como mineral primario junto con cinabrio en zonas volcánicas.

Platino (Pt)Composición química: Nunca puro, siempre contiene Fe (4 a 21%), frecuentemente Ir (hasta 7%), Pd (comúnmente <1% y a veces hasta 7%), Rh (comúnmente <1% y a veces hasta 5%), Ni, Cu (<1%), etc.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m, retículo de cara centrada. Ocurre en agregados granulares, masas y charpas. Transp. 6Escasamente ocurre en cristales en forma de cubos.Propiedades Físicas: Dependiendo del contenido de Fe el color varía entre blanco y gris oscuro, brillo metálico, dureza 4 a 4.5, maleable, clivaje ausente, p.e. puro 21.5, pero comúnmente 15 a 19, magnético, buen conductor eléctrico, punto de fusión 1755ºC.Características diagnósticas: La dureza y densidad lo diferencian de Ag. Su ocurrencia al lado de cromita y oro también es diagnóstica.Ocurrencia: En rocas ultramáficas junto con pirrotita, calcopirita y pentlandita; también en placeres.

No Metales

Grafito (C)Composición química: Debido a su tipo de formación es sumamente impuro (hasta en un 20%), incluyendo elementos formadores de roca como Si, Al, Mg y Ca.Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal, clase 6/m 2/m 2/m, retículo hexagonal.Transp. 7En esta figura se compara la estructura del diamante con la del grafito. En donde vemos que ésta última tiene una distribución en capas, lo cual le imprime una textura de agregado laminar a escamoso.Transp. 8 (slide)Propiedades Físicas: Color y color de la raya gris a negro, brillo metálico a mate. En láminas delgadas es translúcido. Dureza 1. Clivaje medio a bueno en planos basales es decir perpendiculares al eje c. P.e. 2.26 (cuando es puro). Buen conductor térmico y eléctrico.Características diagnósticas: Es similar a molibdenita pero ésta tiene una raya gris verdosa.Ocurrencia: La mayoría del grafito se forma por alteración de sustancias orgánicas dentro de sedimentos. El carbón que se forma de este manera pasa a grafito por procesos metamórficos.

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Diamante (C)Composición química: Como el diamante se presenta como producto de cristalización a partir de una masa fundida contiene comúnmente impurezas mineralógicas y químicas (grafito y compuestos de Si, Mg, Ca, Fe, Al, Ti, Ba, Sr, Cr, etc.), las cuales pueden alcanzar un cierto porcentaje y le pueden imprimir ciertas coloraciones al diamante.Características cristalográficas y agregados:regr. Transp. 7Sistema Cúbico, clase 4/m 3 2/m, enlaces puramente covalentes.Transp. 9Se presenta frecuentemente en cristales idiomórficos: Octaedros, rombododecaedros, cubos y tetraedros. Estos cristales se muestran normalmente redondeados. Es frecuente la combinación de formas y los maclados.Transp. 10 (slide)Diamantes famosos son el Cullinan de Sudáfrica con 3106 quilates (1 quilate = 0.2 gr), el Excelsior (995 quilates), Orlov (200 quilates), etc.Propiedades Físicas: Incoloro, coloreado hasta negro. Brillo adamantino, dureza 10, clivaje medio a bueno paralelo a las caras del octaedro. P.e. 3.5. Luminiscente (azulado a verdoso). Mal conductor de calor, por frotación puede conducir electricidad.Características diagnósticas: Es típica su dureza, las formas redondeadas de los cristales y su luminescencia.Ocurrencia: El diamante cristaliza a gran profundidad, como una fracción primaria de magmas ultramáficos (peridotitas, kimberlitas). Ocurre en chimeneas volcánicas de kimberlitas (Sudáfrica, Siberia, Africa central, India, etc. Las rocas en las que se encuentran se intemperizan fácilmente y por ello el diamante puede formar parte de sedimentos en los placeres, en donde se encuentra en relación con otros minerales pesados como granate, olivino, circón, espinela, cromita, oro, platino, etc.

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Sulfuros y Sulfosales

A esta clase pertenecen compuestos de metales y azufre, los llamados sulfuros, pero se trata también de compuestos de selenio, teluro, arsénico, antimonio y bismuto, que guardan similitudes con los sulfuros pero se denominan selenuros, telururos, arseniuros, antimoniuros y bismuturos.Las sulfosales pueden ser entendidas como combinaciones simples de sulfuros como PbS, Cu2S, Ag2S con las moléculas As2S3, Sb2S3 u Bi2S3 (por ejemplo 2CuSbS2 = Cu2S.Sb2S3=Wolsbergita).El S en los sulfuros puede ser substituido por Se y Te, pero no por As, Sb y Bi. La mayoría de los sulfuros se caracterizan por ser opacos y presentar brillo metálico intenso y conductibilidad eléctrica relatívamente buena.Estos minerales representan una parte importante de los minerales de mena, la mayoría de los cuales son depositados a partir de soluciones acuosas, bajo condiciones reductoras y solo en pocos casos diréctamente a partir del magma. En la superficie estos minerales son inestables y sufren el proceso de oxidación.

CalcositaComposición química: Cu2S, el contenido de cobre es de 79.8% y de S 20.2%, en la mayoría de los casos tiene pequeños contenidos de Fe y Ag entre otros.Características cristalográficas y agregados: Existen dos polimorfos de calcosita conocidos como la calcosita rómbica (sistema rómbico, clase 2mm, que se forma a <103ºC, comúnmente <52ºC)Transp. 1y calcosita hexagonal (sistema hexagonal, que se forma >103ºC). Los agregados son comúnmente de grano fino o masas pulverulenta y en casos raros se presentan en cristales tabulares gruesos (slide). También es común como inclusiones en otros minerales de Cobre así como en esfalerita, pirita y otros.Propiedades Físicas: Color gris oscuro, comúnmente alterado a negro, brillo metálico en superficie fresca, dureza 2.5 a 3, clivaje medio, p.e. 5.5 a 5.8, ligeramente maleable, buen conductor de la electricidad.Características diagnósticas: Se diferencia de los cobres grises por la presencia de maleabilidad. Es típico al lado de otros minerales de cobre.Ocurrencia: Ocurre de dos maneras: Un tipo es el que ocurre en yacimientos hidrotermales de sulfuros y sulfosales al lado de bornita, pirita, enargita, cobres grises, etc. Y el otro tipo es como parte del proceso de alteración supérgenea de yacimientos de sulfuros de cobre y otros, en donde la calcosita se deposita en base al Cu que ha sido lixiviado en la zona de oxidación.

CovelitaComposición química: CuS, el contenido de cobre es de 66.1% y de S 33.9%, en la mayoría de los casos tiene pequeños contenidos de Fe y trazas de Se, Pb y Ag.Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal. Su estructura interna es en capas y por ello se presenta en agregados laminares (slide), así

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como también pulverulentos y en muchos casos como una costra delgada alrededor de minerales de cobre como calcosita, calcopirita y bornita, entre otros.Propiedades Físicas: La característica más típica es el color azul añil, brillo metálico a mate, dureza 1.5 a 2, clivaje perfecto en una dirección, Densidad 4.68.Características diagnósticas: El color principalmente, la dureza y el clivaje son característicos.Ocurrencia: Es muy frecuente su formación relacionada al proceso de alteración supérgenea de yacimientos de sulfuros de cobre y otros, en donde la covelita se deposita en base al Cu que ha sido lixiviado en la zona de oxidación.

ArgentitaComposición química: Ag2S, contiene 87.1% de Ag y 12.9% de S. La Ag puede estar substituida en pequeñas cantidades por Cu, también se presentan otras impurezas.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m holoedría.Transp. 2Los cristales presentan principalmente formas de cubo. Con cierta frecuencia se observan pseudomorfos de argentita según plata nativa.Propiedades Físicas: El color es gris azulado hasta negro, la raya es gris. En superficie fresca tiene brillo metálico, pero rápidamente pasa a ser mate bajo el efecto de la luz natural (como en el caso de la plata nativa). Dureza 2 a 2.5, maleable y dúctil. Clivaje medio a imperfecto. P.e. 7.3.Características diagnósticas: Macroscópicamente es difícil su identificación, debido a que casi siempre presenta superficie alterada. La ocurrencia con otros minerales de plata, dureza baja y formas cúbicas son importantes.Ocurrencia: Su ocurrencia más frecuente es en vetas como único mineral de mena o acompañada de galena, otros minerales con los que se encuentra son esfalerita, plata nativa, platas rojas, etc.

GalenaComposición química: PbS, el contenido de plomo es de 86.6% y de S 13.4, presenta además una gran cantidad de elementos traza (Ag, Cu, Sb, Zn, As, Se, Bi y otros), la mayoría como intercrecimientos finos. Económicamente es importante el contenido de Ag de la galena, comúnmente entre 0.005 y 0.4%, a veces incluso más alto, denominándosele galena argentífera. La plata se encuentra como pequeñas inclusiones de minerales como la argentita.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m, retículo F tipo halita. Transp. 3Son comunes los cristales con formas de cubo, combinados a veces con octaedro y rombododecaedro. Formas puras de octaedro son más bien raras.Transp. 4Maclas son también presentes. Los agregados, cuando no se observan cristales son granulares y/o masivos.

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(slide)Propiedades Físicas: Color gris de plomo (a veces alterado), raya negra, brillo metálico intenso, dureza 2.5, clivaje perfecto, p.e. 7.4 a 7.6. Baja conductibilidad eléctrica.Características diagnósticas: Se le reconoce relativamente fácil por la forma, densidad alta, clivaje, color y brillo.Ocurrencia: Es un mineral común de los diversos tipos de yacimientos de sulfuros: En vetas (junto con esfalerita, calcopirita, pirita, barita, cuarzo, fluorita, cobres grises, calcita, arsenopirita, etc.) También en yacimientos de tipo skarn (junto con esfalerita, pirita, marcasita, etc.). En yacimientos de reemplazamiento en rocas carbonatadas (junto con esfalerita, dolomita, fluorita, etc.). Otros más.

CinabrioComposición química: HgS, el contenido de Hg es de 86.2% y de S 13.8%, en la mayoría de los casos presenta impurezas.Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 32.Transp. 5Los cristales son tabulares gruesos pero poco comunes y maclados (slide). Comúnmente se presenta en agregados masivos y granulares, también pulverulentos.Propiedades Físicas: Color y raya rojos, semitranslúcido, brillo adamantino, dureza 2 a 2.5, clivaje bueno. Densidad 8.1.Características diagnósticas: Son típicos el color rojo del mineral y de la raya, unidos a la densidad alta.Ocurrencia: El origen está relacionado a procesos hidrotermales en temperaturas relativamente bajas (<100ºC), frecuentemente en asociación con vulcanismo y fuentes termales.

Esfalerita (sinónimo blenda)Composición química: ZnS, el contenido de Zn es de 67.1% y de S 32.9%. En pocos casos se presenta pura, ya que es muy común la mezcla isomorfa con FeS (hasta 20%) en cuyo caso se le conoce con el nombre de marmatita. También se presenta substitución por Mn, Cd (hasta 0.5%, en algunos casos más), In, (alrededor de 0.005%), Ga, Hg (hasta 15%), Te y Ge. Los elementos trazas que también se presentan frecuentemente son Cu, Pb, As, Sb y Sn, los cuales en realidad representan pequeñas inclusiones de calcopirita, estannita, tetraedrita y otros.Características cristalográficas y agregados:Transp. 6Sistema cúbico, clase 43m, retículo F tipo esfalerita, el cual es similar al del diamante.Transp. 7Los cristales presentan formas de tetraedro principalmente, así como también octaedros, cubos y otras formas, siendo común la presencia de maclas.Transp. 8

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Los agregados son granulares finos y gruesos y diseminados en otros minerales. En algunos casos presenta textura bandeada y ondulada, a la que se le da el nombre de schalenblenda (dos slides).Propiedades Físicas: El color varía desde negro hasta casi blanco (dependiendo del contenido de Fe), pudiendo presentarse amarilla, roja, verde, beige y marrón. La raya es color crema a beige y siempre más clara que el color del mineral. Brillo adamantino, puede ser translúcida a opaca, clivaje bueno, dureza 3.5 a 4, p.e. 3.9 a 4.2.Características diagnósticas: El color de la raya es típico, así como también el brillo, clivaje y las formas de los cristales.Ocurrencia: Como la galena es un mineral común de los diversos tipos de yacimientos de sulfuros: En vetas (junto con galena, calcopirita, pirita, barita, cuarzo, fluorita, cobres grises, calcita, arsenopirita, etc.) También en yacimientos de tipo skarn (junto con galena, pirita, marcasita, etc.). En yacimientos de reemplazamiento en rocas carbonatadas (junto con galena, dolomita, fluorita, etc.). Otros más.

CalcopiritaComposición química: CuFeS2, presenta 34.6% de Cu, 30.5% de Fe y 34.9% de S, comúnmente pura con trazas de Ag y Au.Características cristalográficas y agregados: Transp. 9Sistema tetragonal, clase 42m, retículo similar a dos de esfalerita, en donde Fe y Cu ocupan alternadamente las posiciones del Zn.Transp. 10Los cristales son muy raros, ocurren casi exclusivamente como pequeñas drusas y tienen formas de diesfenoides. Se observan también maclas. Comúnmente se le observa masiva, diseminada o como sobrecrecimientos en esfalerita, tetraedrita y galena (slide).Propiedades Físicas: El color es amarillo de bronce con un cierto tono verdoso, opaco, brillo metálico intenso, raya gris a negro verdosa, comúnmente está algo alterada a tonos marrones o negruzcos, dureza 3.5 a 4, p.e. 4.71 a 4.3, clivaje imperfecto.Características diagnósticas: Son típicos el color y la forma. Otra diferencia con pirita, marcasita y oro es su dureza.Ocurrencia: Es también un mineral común de los diversos tipos de yacimientos de sulfuros: En vetas (junto con galena, esfalerita, pirita, cuarzo, etc.) y especialmente en los yacimientos de pórfidos de cobre. En yacimientos en rocas máficas a ultramáficas junto con pirrotita, pentlandita y magnetita. También se presentan en rocas sedimentarias clásticas, los yacimientos que se conocen como Kupferschiefer.

BornitaComposición química: Cu5FeS4, el contenido de Cu es de 60%, presenta además contenidos bajos de Ag.Características cristalográficas y agregados:Transp. 11

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Sistema cúbico, escasamente en cristales, comúnmente masiva, en diseminaciones o como láminas de alteración alrededor de calcopirita. Las maclas son escasas (slide).Propiedades Físicas: Color marrón rojizo pero se altera rápidamente a colores oscuros, raya marrón gris a negra. Dureza 3, p.e. 4.9 a 5.3, fractura concoidal, opaca, brillo metálico.Características diagnósticas: Color, alteración y raya.Ocurrencia: Es un mineral importante de cobre en yacimientos hidrotermales de sulfuros, principalmente los pórfidos de cobre.

PirrotitaComposición química: FeS, aunque se trata de una fórmula ideal, ya que comúnmente se encuentran vacíos en las posiciones del Fe en la estructura, por ello comúnmente se le denomina Fe1-xS o F11S12. Presenta inclusiones finas de calcopirita y pentlandita y pequeños contenidos de Ni, Co, Cu, Mn, Zn, etc.Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal, clase 6/m 2/m 2/m. Las formas de los cristales son tabulares o piramidales. Escasamente se observan maclas. Comúnmente en diseminaciones o masiva (slide).Propiedades Físicas: Color amarillo marrón, raya negra, brillo metálico, dureza 4, clivaje imperfecto, p.e. 4.58 a 4.7, buen conductor eléctrico y fuertemente magnético.Características diagnósticas: Son típicos el color y el magnetismo. Ocurrencia: Ocurre en yacimientos hidrotermales en forma de vetas y otros, también en rocas magmáticas máficas y ultramáficas, diseminado en rocas metamórficas (gneiss, esquistos micáceos), en yacimientos de tipo skarn, etc.

PiritaComposición química: FeS2, 46.6% Fe, 53.4%S, frecuentemente presenta poco a alto contenido de Co, Ni, As, Sb, Tl, Cu, Au, Ag y Zn.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 2/m 3,Transp. 12Su retículo es similar al de la halita pero la molécula S2 toma el lugar del anión.Transp. 13Se trata de un mineral idiomorfo po lo cual es común observar cristales grandes y bien desarrollados. La mayoría son cubos y piritoedros, frecuentemente combinados, así como también con octaedro. Es común la presencia de maclas. También es frecuente agregados granulares y/o masivos, también se presenta como diseminaciones en otras menas y en rocas (slide).Propiedades Físicas: Color amarillo claro, brillo metálico intenso, se observa tono verdoso de alteración. Raya negra verdosa. Dureza 6 a 6.5 (raya al vidrio), fractura concoidea, D 5 a 5.2.Características diagnósticas: Combinación de dureza, brillo, color y formas. Se la confunde con cpy, mc, Au y po.Ocurrencia: Es el sulfuro más abundante que existe y se le encuentra en casi todas las rocas y menas. El campo de formación más frecuente es el hidrotermal (vetas, diseminaciones, yacimientos tipo skarn) acompañando a

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otros sulfuros (cpy, gn, ef, etc.) y óxidos (mt, etc.). Se altera fácilmente y es responsable de la presencia de óxidos en la alteración supérgena, ya que la alteración de py produce ácido sulfúrico que ataca y lixivia a otros minerales. Importante contaminador!

MarcasitaComposición química: FeS2, 46.6% Fe, 53.4%S, frecuentemente presenta contenidos de Tl.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m,Transp. 14Su retículo es de cuerpo centrado. Los cristales son generalmente tabulares o prismas achatados. Es común la presencia de maclas. La marcasita pseudomorfiza a la pirita , así como a restos fósiles de plantas y animales (2 slides).Propiedades Físicas: Similar a la pirita, pero el color amarillo tiene una cierta tonalidad verdosa, comúnmente con una costra de oxidación limonítica. El p.e. es menor 4.8 a 4.9.Características diagnósticas: Para diferenciarla de la pirita es decisiva la forma de los cristales.Ocurrencia: Es frecuente pero menos común que la pirita, se forma a menor T que ésta. Su ocurrencia es debida también principalmente a procesos hidrotermales en vetas o en yacimientos de tipo skarn, en sedimentos ocurre también frecuentemente.

ArsenopiritaComposición química: FeAsS, 34.3% Fe, 46%S, 19.7As, Co y Ni pueden sustituir en cantidades importantes al Fe. Au se presenta en inclusiones microscópicas.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico clase 2/m,Transp. 15Los cristales se presentan en combinaciones de prismas bien desarrolladas. Los agregados se presentan radiales o masivos. Son también frecuentes las maclas (slide).Propiedades Físicas: Color blanco de estaño hasta gris claro, comúnmente con alteración amarillenta. Raya gris-negra. Dur. 5 a 6, clivaje imperfecto. P.e. 5.9 a 6.2Características diagnósticas: El color y la dureza son típicos. Cuando se le golpea o calienta despide olor a arsénico.Ocurrencia: Es un mineral también hidrotermal pero de alta temperatura, presente en yacimientos de estaño, en skarn en vetas, acompañando o no a otros sulfuros.

MolibdenitaComposición química: MoS2, 59.9% Mo, se presenta relativamente pura pero puede presentar cantidades importantes de Rhenio (<0.3%).Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal, clase 6/m 2/m 2/m

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Transp. 16Presenta estructura en capas, con fuerzas de enlace débiles entre las capas lo que da lugar a un clivaje perfecto. Solo ocasionalmente se observa cristales tabulares bien desarrollados, comúnmente se presenta en agregados laminares a escamosos (slide).Propiedades Físicas: Clor gris de plomo, opaco brillo metálico, raya gris oscura que cuando se la difunde adquiere un tono verdoso, dureza 1 a 1.5, clivaje perfecto perpendicular al eje c. Las láminas pueden ser dobladas pero no elásticamente. P.e. 4.7 a 4.8.Características diagnósticas: Solo se le confunde con grafito y se le diferencia con la raya.Ocurrencia: En vetas e impregnaciones asociadas a granitos, junto a wolframita, casiterita, arsenopirita, topacio, turmalina, cuarzo, etc. También en skarns y en yacimientos hidrotermales de tipo pórfido de cobre y molibdeno, acompañando a los minerales de Cu.

Antimonita o estibinaComposición química: Sb2S3, 71.4% Sb, 28.6% S. Frecuéntemente pura, pero también con cantidades pequeñas de Fe, Cu, Pb, Zn, Co, Ag y Au, comúnmente presentes como pequeñas inclusiones de otros mineralesCaracterísticas cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m.Transp. 17Los cristales son frecuentemente prismas y pirámides aciculares. Es común que se presenten curvados. Escaso maclado. Los agregados son comúmente radiados (slide).Propiedades Físicas: Color gris, brillo metálico a mate debido a alteración (negruzca a coloreada), raya gris, dureza 2, clivaje perfecto, p.e. 4.6.Características diagnósticas: Forma de los cristales, color, Bismutinita es más pesada y comúnmente amarillenta.Ocurrencia: Es típicamente hidrotermal, se presenta en vetas, a veces con Au, también en vetas de Pb y Ag, así como en skarn.

BismutinitaComposición química: Bi2S3, 81.2% Bi, 18.8% S. Frecuéntemente se presenta reemplazando a S. También puede contener pequeñas cantidades de Cu, Pb, Fe y Te.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m.Transp. 18Los cristales son frecuentemente prismas o combinaciones de prismas.Propiedades Físicas: Color blanco de estaño, opaco, brillo metálico, frecuéntemente tono amarillento y alteración de varios colores, raya gris, dureza 2, clivaje perfecto, p.e. 6.8 a 7.2. Pasa a estado de fusión al calor de la llama.Características diagnósticas: Se confunde con antimonita, pero la bismutinita es más clara y tiene brillo más intenso, coloración amarillenta y densidad mayor.

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Ocurrencia: Aunque tiene tantas similitudes con la antimonita, la ocurrencia es distinta. Ocurre en yacimientos de casiterita – wolframita, así como en vetas de oro en rocas graníticas. También por procesos hidrotermales junto a otras menas (ej. Cerro de Pasco).

Platas rojas: Proustita – PirargiritaComposición química: Ag3AsS3 – Ag3SbS3. En proustita 65.4% Ag, 15.2% As y 19.4% S, la cantidad de Sb es variable pudiendo llegar al extremo de la Pirargirita (sustitución isomorfa).Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 32m (ditrigonal bipiramidal). Forman una serie isomorfa.Transp. 19Frecuéntemente desarrollan cristales grandes prismáticos o piramidales o combinaciones de ambos (2 slides).Propiedades Físicas: Color rojo de cinabrio, en el caso de la pirargirita rojo oscuro, se oscurecen por efecto de la luz, raya roja, brillo adamantino, dureza 2.5, clivaje medio, p.e. 5.57 a 5.6 (5.8 en el caso de pirargirita).Características diagnósticas: Entre ellas solo las diferencia el tono oscuro de la pirargirita. Minerales con los que se les confunde: Cuprita, cinabrio, hematita. El olor a arsénico de la proustita es característico.Ocurrencia: Están también presentes en el ambiente hidrotermal, junto con galena, plata y otras.

Cobres Grises: Tetraedrita – TenantitaComposición química: Cu12Sb4S13 – Cu12As4S13. Se trata también de una serie isomorfa. El Cu puede estar substituido por Ag, Fe y Zn, mientras que las posiciones de Sb/As pueden estar reemplazadas por trazas de Sn, Ge y Bi.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, 43m hexaquistetraédrica, retículo F similar a esfalerita.Transp. 20Frecuentemente desarrollan cristales de hábito tetraédrico. Se presentan maclas. Los agregados son masivos o diseminados.Propiedades Físicas: Color gris a negro, con tono verde oliva. Raya negra a veces algo marrón. Brillo metálico, dureza 3.5 a 4.5, clivaje ausente, p.e. 4.6 a 5.2, en donde la tenantita es más liviana que la tetraedrita.Características diagnósticas: Forma, color y brillo son característicos..Ocurrencia: Están también presentes en el ambiente hidrotermal, junto con galena, esfalerita, pirita, arsenopirita, calcopirita, bournonita, enargita y otras. Es común en yacimientos de Cu con contenido de As-Sb.

EnargitaComposición química: Cu3AsS4. 48.4% Cu, 19% As y 32.6% S. Presenta substituciones por Sb y Fe; también se observan inclusiones de minerales de Zn, Pb y Ag.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, 2/m 2/m 2/m.Transp. 21Los cristales son combinaciones de prismas achatados. Están presentes maclas.

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Propiedades Físicas: Gris negruzco, raya gris oscuro con tono marrón, opaco, brillo metálico, dureza 3.5, clivaje bueno. P.e. 4.4.Características diagnósticas: Se confunde con esfalerita negra, pero la forma es característica.Ocurrencia: Presente en ambiente hidrotermal.

BournonitaComposición química: CuPbSbS3. 13% Cu, 42.6% Pb, 24.6% Sb y 19.8% S. Puede presentar cantidades importantes de substitución por Fe e impurezas de Zn, Mn y Ag.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2mm piramidal.Transp. 22Los cristales son escasos y tabulares gruesos. Se observa a veces maclado. Los agregados son granulares y diseminados en otros minerales.Propiedades Físicas: Color gris, brillo metálico, raya gris, dureza 3, fractura irregular, clivaje medio.Características diagnósticas: Se diferencia de la tetraedrita por el clivaje.Ocurrencia: Frecuente en yacimientos de Pb-Zn-Cu.

Halogenuros

Los cuatro elementos halógenos F, Cl, Br y I forman en la naturaleza numerosos compuestos a veces económicamente importantes, los compuestos que se forman son conocidos como fluoruros, cloruros, bromuros y yoduros, en general denominados halogenuros.Los fluoruros y cloruros de metales ligeros (Ca, Na, K, etc.) presentan principalmente enlace iónico, son incoloros, transparentes, tienen brillo vítreo y densidad baja. Mientras que los cloruros se disuelven fácilmente en agua, la mayoría de los fluoruros son muy poco solubles.Los fluoruros de metales pesados (Ag, Cu, etc.) presentan enlaces covalentes, son coloreados, tienen brillo más fuerte (hasta adamantino), densidad más alta y una solubilidad aún más baja.En cuanto a su génesis, los fluoruros ocurren en los últimos estadíos de cristalización del magma, estadíos que se conocen como postmagmáticos (hidrotermal y pegmatítico), en donde acompañan entonces a sulfuros. Los cloruros de metales ligeros se depositan principalmente a partir de la evaporación del agua en ambientes lagunares o marinos acompañando a sulfatos. Los cloruros de metales pesados se forman en la zona de oxidación supérgena de yacimientos de sulfuros, principalmente en climas áridos. Estos minerales incluyen en su estructura O, OH y H2O, por lo que se les considera como transición a los óxidos.

FluoritaComposición química: CaF2, 51.2% Ca, 48.8% F. El Ca presenta substitución por tierras raras (hasta décimas de porcentaje), cuando esto ocurre en

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cantidades mayores se forman las variedades Itriofluorita o Ceriofluorita. Debido a contenidos bajos de Uranio se desprende como producto de radiación F atómico, cuyo olor es típico cuando se golpea sobre todo las variedades oscuras. También se presentan impurezas de Fe, Cl, así como materia orgánica.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m.Transp. 1Se presenta frecuentemente en cristales con forma de cubo, a veces decimétricos, en agregados de tipo drusa, también en combinaciones con octaedro y rombododecaedro. También son frecuentes las maclas. Los agregados masivos y/o granulares, a veces bandeados son bastante comunes (2 slides).Propiedades Físicas: A veces ocurre incolora y transparente, pero más comúnmente se presenta coloreada en varios tonos, muchas veces esta coloración es zonada. Las razones para esta variedad de colores son distintas: Presencia de minerales traza, deformaciones de la estructura, diseminaciones de otros minerales, consecuencia de radioactividad, etc. La raya es blanca, brillo vítreo, p.e. 3.18, dureza 4, clivaje bueno, fluorescente (de allí proviene el nombre), calentada también es fosforescente. No es conductor eléctrico, punto de fusión 1392ºC.Características diagnósticas: Por la forma, clivaje, dureza y fluorescencia se la reconoce fácilmente.Ocurrencia: Origen principalmente hidrotermal en vetas, también en drusas dentro de rocas magmáticas. Se presenta muy comúnmente junto con barita y menas de sulfuros como galena, esfalerita, así como cuarzo, calcita, etc. También en yacimientos de remplazamiento de rocas carbonatadas.

HalitaComposición química: NaCl. 39.4% Na, 60.6% Cl. Cuando se forma como producto de evaporación de agua en medios sedimentarios no presenta ningún tipo de substitución. Cuando ocurre a temperatura alta, relacionada a fumarolas, se substituye isomórficamente con el compuesto KCl, dando lugar a una serie isomórfica. Frecuentemente presenta inclusiones e impurezas de MgCl2, KCl, además de inclusiones fluidas, y de materia orgániva, etc.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m. Presenta estructura tipo con coordinación 6 para cada uno de los dos elementos. La forma de los cristales son casi exclusivamente cubos, maclas son escasas. Los sedimentos sueltos son granulares finos y pasan a agregados masivos después de la diagénesis (2 slides).Propiedades Físicas: Incolora a blanca, a veces coloreada gris, rojo o marrón, negra (dependiendo de las inclusiones). La halita con manchas azules se produce por efecto radioactivo, brillo vítreo, dureza 2, p.e. 2.1, clivaje perfecto, también se deforma plásticamente, solubilidad alta, sabor salado, punto de fusión 800ºC.Características diagnósticas: El sabor salado es absolutamente diagnóstico.Ocurrencia: La mayor parte de la halita ocurre en condiciones sedimentarias como producto de evaporación del agua de mar, comúnmente en cuencas marinas de tipo lagunar en zonas de clima caliente. También se forma como

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afloramientos de halita desde el suelo en regiones áridas o como sublimación en cráteres volcánicos.

SilvitaComposición química: KCl, 52.44%K, 47.56 Cl. El cloro es substituido comúnmente por bromo, mientras que el K por trazas de Rb y Cs. Todos los demás elementos presentes ocurren como impurezas mecánicas (NaCl, Fe2O3), así como inclusiones fluidas (N2, CO2, H2, He).Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m, estructura tipo halita. Sus cristales, a diferencia de la halita son combinaciones de cubo y octaedro. Al igual que halita las maclas son escasas y los sedimentos sueltos son granulares finos y pasan a agregados masivos después de la diagénesis.Propiedades Físicas: Sus características son muy similares a las de la halita: Incolora a blanca, a veces coloreada, brillo vítreo, dureza 2, clivaje perfecto, también se deforma plásticamente, solubilidad algo más alta que la halita, se diferencia por su p.e. 1.99 y sabor salado picante. Punto de fusión 790ºC.Características diagnósticas: El sabor salado picante es diagnóstico.Ocurrencia: La mayor parte de la silvita ocurre en condiciones sedimentarias como producto de evaporación del agua de mar, comúnmente en cuencas marinas de tipo lagunar en zonas de clima caliente. Debido a que su solubilidad es ligeramente mayor que la de la halita, se deposita después de esta. Poco común como sublimación en cráteres volcánicos.

ClorargiritaComposición química: AgCl, 75.3% Ag, 24.7% Cl. En algunas ocasiones contiene algo de Hg y Br.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, clase 4/m 3 2/m, estructura tipo halita,Transp. 2la forma de sus cristales son cubos u octaedros pero ocurren muy escásamente.Propiedades Físicas: Incolora a tinte marrón a negro, dureza 1.5 a 2, séctil, p.e. 5.5.Características diagnósticas: La densidad y tipo de ocurrencia son diagnósticas.Ocurrencia: Es muy común en la zona de oxidación supérgena de yacimientos metálicos con contenidos de minerales de plata, especialmente en climas áridos.

AtacamitaComposición química: Cu2(OH)3Cl.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m. Los cristales tienen formas prismáticas delgadas, también se presentan en agregados tabulares. Son comunes los agregados granulares y de tamaño y forma de arena suelta.Propiedades Físicas: Color verde claro a oscuro, dureza 3 a 3.5, p.e. 3.76, brillo vítreo a adamantino, raya verde manzana.

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Características diagnósticas: El color de la raya es diagnóstico y ayuda a diferenciarla de otros minerales verdes que comúnmente la acompañan, como malaquita y calcantita.Ocurrencia: Es muy común en la zona de oxidación supérgena de yacimientos metálicos con contenidos de minerales de cobre, principalmente en climas secos, la acompañan malaquita, cuprita, brocantita, etc. Es un mineral frecuente en los yacimientos de tipo pórfido de cobre de Chile y el sur del Perú.

Óxidos e HidróxidosSe trata de los compuestos que contienen óxigeno en la naturaleza. Se puede diferenciar compuestos con composición simple y combinada. Compuestos simples son por ejemplo MgO, TiO2, Fe2O3, Mg(OH)2. Compuestos con composición combinada son magnetita Fe3O4 (=FeO.Fe2O3), perowskita CaTiO3

(=CaO.TiO2).Muchos elementos participan en la formación de óxidos. Los álcalis, los elementos preciosos Au, Ag, Pt, etc. y las tierras raras In, Tl, Ge, prácticamente no se presentan en otra forma combinada en la naturaleza. A pesar de todo ello, los minerales de óxidos e hidróxidos, solo representan alrededor del 5% de la masa de todas las fases minerales, en donde los compuestos de Fe son de lejos los más comunes.Oxidos e hidróxidos se pueden formar en cualquier lugar en donde oxígeno (e hidrógeno) se encuentra a disposición. Naturalmente se trata en primera línea de la superficie terrestre y de la parte superior de la corteza terrestre. Por ello encontramos a estos minerales principalmente en las zonas de intemperismo y de sedimentación, así como también entre sus productos de alteración y muy escasamente en ambientes magmáticos y postmagmáticos.La mayoría de los óxidos tienen una estructura cristalina simple y enlaces principalmente iónicos. La fuerte afinidad por el oxígeno da lugar a una estructura estable, la cual está caracterizada por dureza alta (entre 6 y 9) y una muy baja solubilidad, por ello se encuentra a muchos óxidos como minerales pesados estables en sedimentos. Los óxidos tienen comúnmente alta D así como alto punto de fusión y son opacos y de colores oscuros.Muy por el contrario los hidróxidos presentan enlaces de tipo van der Walls y estructura cristalina en capas, por lo cual presenta dureza baja, buen clivaje, D baja y frecuentemente colores claros.

CupritaComposición química: Cu2O. 88.8% Cu, 11.2% O. Frecuéntemente en pequeños intercrecimientos con hidróxidos de Fe, cobre, malaquita y azurita.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico,

Transp. 3frecuéntemente en cristales octaédricos, también rombododecaedros. En la mayoría de los casos ocurre en agregados granulares gruesos o pulverulentos (slide).Propiedades Físicas: Color rojo a gris, raya roja marrón, dureza 3.5 a 4, p.e. 6.

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Características diagnósticas: Por sus características externas se parece a platas rojas, hematita y cinabrio, de las cuales es difícil de diferenciar.Ocurrencia: Es muy común en el límite entre la zona de oxidación y de cementación supérgena de yacimientos metálicos con contenidos de minerales de cobre.

TenoritaComposición química: CuO, 79.9% Cu, 20.1% O.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, frecuentemente en agregados escamosos y terrosos sobre los minerales de mena de cobre.Propiedades Físicas: Color negro, raya negra, brillo semimetálico, dureza 3.5, p.e. 6, ligeramente soluble en ácido.Características diagnósticas: el color y la ocurrencia son característicos.Ocurrencia: Es un mineral típico de la zona de oxidación de muchos yacimientos de Cu, se presenta junto con calcosita, cuprita, crisocola, limonita, malaquita, etc.

CorindónComposición química: Al2O3, 53.44% Al, 46.56% O, inclusiones en pequeñas cantidades de Cr lo tiñe de rojo, pequeñas cantidades de Fe y Ti lo tiñen de azul.Características cristalográficas y agregados: Sistema ditrigonal, clase 32m.Transp. 1 La estructura interna se basa en grupos planares de tres oxígenos unidos a Al en sus intersticios.Transp. 2Las formas de los cristales son tabulares, bipiramidales, romboedros y en forma de barril. Maclas. También se presenta masivo y arenoso.Propiedades Físicas: Pocas veces incoloro, comúnmente gris, azul (zafiro), rojo (rubí), verde a negro, a veces presenta zonamiento en el color. Brillo vítreo, transparente a translúcido, dureza 9, p.e. 3.9, clivaje imperfecto, fractura concoidal, punto de fusión 1040ºC.Características diagnósticas: dureza, forma, ocurrencia en placeres.Ocurrencia: Se presenta como producto de cristalización magmática en rocas graníticas, pegmatitas y en menor proporción en rocas máficas. Producto de metamorfismo ocurre en esquistos y mármoles. Debido a su resistencia a la alteración química y física se acumula en placeres.

EspinelaComposición química: MgAl2O4, 28.2% MgO, 71.8% Al2O3, el MgO puede ser substituido por FeO (hasta 3.5%, color azul), MgO y Al2O3 juntos pueden ser substituidos por CuO y Fe2O3 (hasta 15%, color verde), Al2O3 puede ser sustituido por Cr2O3 (rojo claro a oscuro). También se presentan pequeños contenidos de ZnO y MnO y eventualmente contenidos mayores de FeO y Fe2O3 (colores marrones a negros).Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, 4/m 3 2/m.Transp. 3

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La estructura es como la de la figura.Transp. 4Los cristales son casi siempre octaedros, muchas veces milimétricos a centimétricos. Maclas frecuentes.Propiedades Físicas: Escasamente incoloro, brillo vítreo, dureza 7.5 a 8, clivaje imperfecto, p.e. 3.6, punto de fusión 2135ºC.Características diagnósticas: La forma de los cristales es distintiva con respecto al rubí.Ocurrencia: En skarns, en rocas magmáticas, en pegmatitas, en esquistos, en placeres (junto con oro, granate, circón, magnetita, epídota, corindón, etc.)

HematitaComposición química: Fe2O3, 70% Fe, 30% O, frecuentemente pequeñas cantidades de Mg y Ti, así como también trazas de Cr, Mn y Th, en algunos casos ocurre también Al, Si y H2O.Características cristalográficas y agregados: Trigonal, clase 32m.Transp. 5Los cristales pueden presentarse tabulares o en forma de romboedro o escalenoedro, así como también en combinaciones entre ellos. Los agregados pueden ser botroidales, escamosos, masivos, diseminados, radiales, pulverulentos, etc. Pseudomorfos de hematita según magnetita se conocen como Martita (3 slides).Propiedades Físicas: El color es gris negro a rojo, brillo metálico a mate, raya roja, opaco, en escamas muy finas translúcido, no tiene clivaje, dureza 6 a 6.5, fractura concoidea, D 5.2 a 5.3.Características diagnósticas: Raya roja, dureza relativamente alta, la forma, magnética cuando se está transformando a magnetita.Ocurrencia: Su ocurrencia es muy variada. (1) En la zona de meteorización u oxidación de yacimientos metálicos, como finas diseminaciones de color rojo en donde se forma por oxidación de minerales de hierro (incluida magnetita) o por deshidratación de hidróxidos de Fe (limonitas). (2) Como producto hidrotermal en vetas junto con barita, cuarzo, siderita o en cráteres especialmente en volcanes submarinos.

Transp. 6, (slide).No se dicta:IlmenitaComposición química: FeTiO3, 36.8% Fe, 31.6% Ti y 31.6 O. Comúnmente incluye cantidades importantes de Fe2O3, también MnTiO3, MgTiO3 y Fe3O4.Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 32m.Los cristales son tabulares o romboedros.Propiedades Físicas: Color negro con tonalidad marrón, raya similar, opaco, en escamas muy finas translúcido, brillo semimetálico a mate, dureza 5 a 6, fractura concoidea, ausencia de clivaje, p.e. 4.5 a 5, débilmente magnético.Características diagnósticas: Forma tabular romboédrica y raya negruzca.Ocurrencia: La mayor parte de la ilmenita se forma en rocas magmáticas máficas. También se acumula en placeres.

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MagnetitaComposición química: Fe3O4, 72.4% Fe, 27.6% O, comúnmente solo pequeños contenidos de Ti, Cr, V, Ni, Co y Al. Si la magnetita se forma a alta temperatura entonces los contenidos aumentan convirtiéndose por ejemplo en una titanomagnetita (máx. 30% TiO2).Características cristalográficas y agregados: sistema cúbico, 4/m 3 2/m,Transp. 7frecuentemente se presenta en octaedros o rombododecaedros, son comunes las maclas. Los pseudomorfos de hematita según magnetita se llaman martita. Lo más frecuente es que ocurra en agregados masivo. Es parte de los minerales pesados en arenas (slide).Propiedades Físicas: opaco, color negro, raya negra, brillo metálico a mate, dureza 5.5, clivaje imperfecto, p.e. 5.2, magnetismo elevado, buen conductor eléctrico.Características diagnósticas: Color, forma y magnetismo.Ocurrencia: Como parte de la cristalización magmática ocurre diseminado en casi todas las rocas intrusivas, cuando es titanomagnetita ocurre principalmente en rocas máficas.En los estadíos postmagmáticos ocurre en el área de volcanes junto con hematita y apatito, así como también como parte de las menas de los yacimientos de tipo skarn. También se acumula con los demás minerales pesados en los placeres.

(slide)No se dictaCromitaComposición química: (Fe, Mg)Cr2O4, se trata de una serie isomorfa entre FeCr2O4 y MgCr2O4, en el caso de FeCr2O4 32.1% FeO, 67.9% Cr2O3. Por otro lado el Cr2O3 puede estar substituido por Al2O3, Fe2O3, TiO2 y V2O3. El Fe y el Mg pueden estar substituidos por Mn, Zn, Ni, Co en pequeñas cantidades.Características cristalográficas y agregados: Sistema cúbico, 4/m 3 2/m, los cristales ocurren a veces en forma de octaedro aislados, pero comúnmente ocurren agregados granulares, en escarapela, masivos, etc.Propiedades Físicas: Negro, opaco, raya marrón, brillo semimetálico, brillo graso, fractura irregular, dureza 5.5, ausencia de clivaje, p.e. 4.5 a 4.8, comúnmente sin magnetismo.Características diagnósticas: Color raya, dureza y ocurrencia en rocas magmáticas máficas a ultramáficas.Ocurrencia: Principalmente como uno de los productos tempranos de cristalización magmática, dentro de rocas máficas y ultramáficas, acompañando a minerales de platino y osmio, rutilo, etc. Se trata también un mineral pesado y resistente por lo que se le encuentra también en acumulaciones de tipo placer.

RutiloComposición química: TiO2, 61% Ti, 39% O, con distintos contenidos de Fe2+, Fe3+, Sn4+, V3+, Cr3+, Nb5+, Ta5+.Características cristalográficas y agregados: Sistema tetragonal 4/m 2/m 2/m,Transp. 9

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La estructura es particular (estructura tipo) en la cual el Ti coordina a 6 O.

Transp. 10Los cristales presentan formas prismáticas aciculares y muy frecuentemente se observan maclas, algunas de las cuales imprimen un aspecto tabular a los cristales (slide).Propiedades Físicas: Incoloro en muy pocos casos, comúnmente amarillo, rojo, marrón, con alto contenido de Fe, también negra, clivaje 4, p.e. 4.2. Muy alto punto de fusión.Características diagnósticas: Forma y maclas.Ocurrencia: Se le encuentra en ambientes magmáticos asociado a rocas máficas junto a ilmenita, magnetita, hematita, corindón. En rocas metamórficas filitas, esquistos micáceos, gneises, amfibolitas, etc. También ocurre en ambientes hidrotermales intercrecido con cuarzo.

CasiteritaComposición química: SnO2, 78.6% Sn, 21.4% O, muy comúnmente el Sn se presenta reemplazado por Fe3+, Fe2+, Nb, Ta, Ti, Mn, Zr y W.Características cristalográficas y agregados: Sistema tetragonal, 4/m 2/m 2/m, es isoestructural con el rutilo y por ello presentan cristales muy similares.Transp. 11Los cristales son comunes, bien desarrollados y presentes en drusas y vetas, también diseminados, las formas son las que se observan en la figura. Maclas están también presentes (slide).Propiedades Físicas: Comúnmente marrón a negra, raya crema a beige, séctil, brillo adamantino a veces semimetálico, dureza 7, clivaje imperfecto, fractura concoidal, p.e. 6.8 a 7.1.Características diagnósticas: Se le puede confundir con circón y rutilo. Con los cuales se presenta juntos.Ocurrencia: Ocurre en estadíos postmagmáticos tanto hidrotermal como pegmatítico, comúnmente en vetas. Es también un mineral frecuente en los placeres.

PirolusitaComposición química: MnO2, 63.2% Mn, 36.8% O, comúnmente con pequeño contenido de H2O e imprezas de SiO2 y Fe2O3.Características cristalográficas y agregados: Sistema tetragonal, clase 4/m.Transp. 12Es muy raro observar cristales, los cuales comúnmente se presentan maclados. Los agregados son masivos, coloformes, radiales, pulverulentos, dendríticos u oolíticos. Es común que se presente en forma pseudomórfica según otros minerales de Mn (2 slides).Propiedades Físicas: Color gris, brillo metálico, raya negra, dureza 6, p.e. 4.5 a 5.Características diagnósticas: Color y ocurrencia (mineral de alteración)Ocurrencia: Se presenta como parte de los productos de oxidación supérgena de yacimientos que contienen minerales con Mn.

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GoethitaComposición química: FeHO2, 62% Fe, contiene además distintos contenidos de moléculas de agua y diferentes cantidades de P, V, Mn, Si, Ba, Ca, etc.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, cristales prismáticos delgados en masas radiales, también masivo, pulverulento, dendrítico y coloforme. Frecuentemente forma pseudomorfos según minerales de Fe como pirita y pirita (3 slides).Propiedades Físicas: Color negro, marrón hasta amarillo, translúcido, brillo variado, cuando es coloforme puede tener brillo sedoso, sino comúnmente mate. Raya marrón, dureza 5.5, clivaje medio, p.e. 5.3.Características diagnósticas: Su ocurrencia y color (marrón-amarillo) son típicos.Ocurrencia: Este mineral es el principal componente del grupo que se conoce como “limonitas”, los cuales son los materiales más importantes de la zona de intemperismo de acumulaciones de minerales con contenido de Fe. Lo que normalmente se conoce como óxido en el uso común, está compuesto por limonitas. Se la encuentra entonces en muchos lugares pudiéndose resaltar en suelos, principalmente en climas tropicales, y en la zona de oxidación de yacimientos de sulfuros (en donde conforma los conocidos “sombreros de Fe” o “gossan”).

SulfatosSe trata de compuestos con el radical aniónico bivalente (SO4)2-. Esta sulfatación se presenta en la naturaleza como producto de oxidación de S o de compuestos de azufre, especialmente sulfuros. La condición necesaria es por lo tanto una alto potencial de oxidación o una alta presión parcial de oxígeno, así como en muchos casos la acción de microrganismos. Estas condiciones ocurren casi exclusívamente en las cercanías de la superficie de la tierra, de tal manera que los minerales de sulfatos ocurren básicamente en medios sedimentarios así como en algunos procesos hidrotermales. Sedimentos salinos y zonas de oxidación de yacimientos metálicos son zonas preponderantes de formación de sulfatos.El complejo SO4, relatívamente grande, conforma compuestos puros estables solo en el caso de unirse a cationes grandes bivalentes, como Ba, Sr, Pb y a veces Ca. En cuanto más pequeños sean los cationes del compuesto más inestables serán los sulfatos y por ello es más probable que logren su estabilidad a través de la presencia de moléculas de agua en su composición. Por ello la mayoría de los sulfatos contienen moléculas de agua o contienen aniones OH, CO3, PO4 y Cl entre otros, obteniéndose minerales de composición relatívamente compleja.Los sulfatos tienen una serie de características comunes. Su dureza es baja y máximo 3.5. La mayoría son incoloros o coloreados pero transparentes y un gran grupo se disuelven fácilmente en agua.

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BaritinaComposición química: BaSO4, 65.7% BaO, 34.3% SO3. somórficamente contiene a veces reemplazamiento por Sr, Pb y/o Ca. También se presentan trazas de Ra, y de Fe2O3, en cuyo caso presenta coloración.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m.

Transp. 1Los cristales se presentan comúnmente grandes y bien desarrollados y a pezar de que se pueden presentar en distintas formas, ocurren comúnmente en formas tabulares. Las maclas son también comunes. Muy típicos son los agregados hojosos gruesos y en roseta, pero también se presenta pulverulenta y coloforme (2 slides).Propiedades Físicas: Los pequeños cristales son comúnmente incoloros y transparentes, los más grandes son más bien blancos, sin embargo se puede presentar también roja, marrón, gris o azulada. Brillo vítreo, raya blanca, dureza 3.5, clivaje medio a bueno, p.e. 4.48.Características diagnósticas: Alta D, buen clivaje, dureza, forma.Ocurrencia: En yacimientos hidrotermales como relleno de vetas, puede acompañar a sulfuros. También ocurre en medios sedimentarios, como cemento en los poros y hoquedades de rocas carbonatadas arenosas o arcillosas.

CelestinaTransp. 2SrSO4, rómbica, (slide).

AnhidritaComposición química: CaSO4, 41.2% CaO, 58.8% SO3. Comúnmente con contenidos bajos de Sr.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m.Transp. 3En la estructura se observa que las constantes cristalográficas de la celda elemental son semejantes entre ellas y por ello los cristales, que comúnmente son cristales tabulares gruesos y prismáticos, se observan además formas casi cúbicas. Maclas están también presentes (slide).Propiedades Físicas: Los cristales son comúnmente incoloros, transparentes y con brillo vítreo. Cuando se presenta masiva es blanca a gris, a veces azulada o rojiza. La raya es blanca, dureza 3.5, clivaje medio a bueno, p.e. 2.9 a 3.Características diagnósticas: De los carbonatos se diferencia porque estos reaccionan con el ácido. Del yeso se diferencia por la dureza.Ocurrencia: Se presenta en depósitos salinos, en los cuales acompaña a carbonatos, halita, silvita y yeso. Parte de esta anhidrita se produce por deshidratación del yeso después del soterramiento. También se producen en medios hidrotermales.

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YesoComposición química: CaSO4.2H2O, 32.6% CaO, 46.5% SO3, 20.9% H2O. Comúnmente presenta impurezas orgánicas o de otros materiales.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m.Transp. 4La estructura es relatívamente laminar, que da lugar a un clivaje perfecto. Los cristales son tabulares y en menor cantidad columnar. Es común la presencia de maclas, macla del tipo conocido como cola de golondrina. Es también frecuente el agregado masivo y granular fino en cuyo caso se conoce como alabastro (2 slides).Propiedades Físicas: Los cristales son comúnmente grandes y tranparentes pero a veces también coloreados. El brillo es vítreo y a veces nacarado, sobre todo en las superficies de clivaje. Dureza 1.5 a 2. Clivaje perfecto. P.e. 2.3. Soluble.Características diagnósticas: Dureza y clivaje.Ocurrencia: Se forma en lagos salinos y cuencas marinas restringidas, en donde se deposita por sobresaturación. En el suelo de regiones desérticas. La mayor cantidad ocurre por hidratación de anhidrita en la superficie de la tierra.

AlunitaTransp. 5Kal3((OH)6/(SO4)2), trigonal.

CalcantitaCuSO4.5H2O.

AnglesitaTransp. 6PbSO4, rómbica, (slide).

CarbonatosLos carbonatos componen una serie de minerales muy importantes económicamente.Transp. 7El elemento estructural más importante es el radical planar (CO3)2-.Los más importantes y más frecuentes son los carbonatos anhidros del tipo MCO3, en donde M=Mg, Ca, Zn, Fe, Mn, Sr, Ba, Pb, Cd y Co. Dependiendo del tamaño del catión cristaliza en tres series de isotipos:- Serie de la calcita (trigonal, 3 2/m):Calcita CaCO3

Otavita CdCO3

Rodocrosita MnCO3

Siderita FeCO3

Esferocobaltita CoCO3

Smithsonita ZnCO3

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Magnesita MgCO3

- Serie de la dolomita (trigonal, 3):Dolomita CaMg(CO3)2

Anquerita CaFe(CO3)2

Cutnahorita CaMn(CO3)2

- Serie del aragonito (rómbico, 2/m 2/m 2/m)Aragonito CaCO3

Estroncianita SrCO3

Witherita BaCO3

Cerusita PbCO3

La razón de las distintas formas de cristalización de los distintos carbonatos está en relación con el tamaño del catión, los más pequeños, Mg hasta Ca, presentan coordinación 6 para el radical aniónico CO3, mientras que los cationes más grandes, Ca hasta Pb, presentan coordinación 9.El resto de numerosos carbonatos presentan composición más compleja

CalcitaComposición química: CaCO3, 56.03% CaO, 43.97% CO2. Ca puede ser reemplazado por cantidades mayores de Mn y Fe y cantidades menores de Sr, Co, Zn, Ba, Pb y TR.Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 3 2/m. La estructura muestra una distribución en capas. Las formas de los cristales son principalmente escalenoedros, rombohedros y prismas, así como las combinaciones entre ellos.Transp. 8También se presentan maclas frecuentes. Los agregados pueden ser pulverulentos, masivos, granulares, concresionales, estalactíticos, etc (slide).Propiedades Físicas: Incoloro y transparente, pero frecuéntemente blanca o coloreada. Raya blanca. Alta birrefringencia, brillo vítreo, luminescente, dureza 3, clivaje perfecto, p.e. 2.72, soluble en ácido.Características diagnósticas: Clivaje, dureza y efervescencia ante el HCl.Ocurrencia: Es un mineral muy común, es el mineral principal de la roca sedimentaria caliza y de la roca metamórfica mármol, también ocurre en rocas volcánicas especiales, también por procesos hidrotermales, entre otros.

RodocrositaTransp. 9MnCO3, trigonal, (3 slides).

SideritaFeCO3, trigonal, (slide).

DolomitaComposición química: CaMg(CO3)2, 30.41% CaO, 21.86% MgO, 47.73% CO2. Puede presentar cantidades importantes de Fe y Mn, también puede contener cantidades menores de Pb y Zn.

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Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 3. La estructura es similar a la de calcita.Transp. 10Es común que se presenten cristales deformados. Las formas más comunes son romboedros. Las maclas son menos frecuentes que en la calcita. Los agregados son granulares, masivos, pulverulentos (slide).Propiedades Físicas: Incolora a gris claro, a veces amarilla y beige. Dureza 3.5 a 4, clivaje bueno, p.e. 3.85.Características diagnósticas: difícil de diferenciar de otros carbonatos, por lo que se recurre al análisis, siendo de ayuda su ocurrencia en rocas sedimentarias.Ocurrencia: Es un mineral producto de diagénesis de otros carbonatos depositados a medio ambiente. Ocurre también en ambientes hidrotermales y también como producto de metamorfismo de contacto.

AragonitoComposición química: CaCO3, 56.03% CaO, 43.97% CO2. Ca puede presentarse reemplazado por Pb, Zn, Sr y Ba.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, 2/m 2/m 2/m.Transp. 11La estructura es la que se muestra en la figura. Los cristales no maclados son aciculares y escasos, a veces tabulares.Transp. 12Las maclas son comunes. Los agregados son bandeados, oolíticos, pulverulentos, masivos, etc. (slide)Propiedades Físicas: Color blanco, frecuéntemente de diversos colores, raya blanca, brillo vítreo, transparente, dureza 3.5 a 4. Clivaje imperfecto, D 2.95.Características diagnósticas: pobre clivaje, formas, ayuda a diferenciarla de calcita.Ocurrencia: Es un mineral bastante más escaso que calcita. Ocurre comúnmente conformando los caparazones de organismos marinos, también en vetas o en depósitos relacionados con aguas termales.

CerusitaTransp. 13 y 14PbCO3, rómbico, (slide).

SmithsonitaTransp. 15ZnCO3, trigonal.

MalaquitaCu2((OH)2/CO3), monoclínico.

AzuritaCu3(OH/CO3) 2, monoclínico, (slide).

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SilicatosA este grupo pertenecen una gran cantidad de minerales, alrededor de un tercio de todos los minerales conocidos pertenecen a este grupo. Su significado cuantitativo adquiere mayor importancia si solo consideramos a la corteza terrestre en nuestros cálculos, la cual se compone en un 75% de silicatos. Los silicatos son no solo los minerales formadores de las rocas magmáticas y de metamorfismo de contacto, si no también son principales en sus productos de intemperismo, en muchas rocas sedimentarias (principalmente en lutitas o rocas arcillosas), así como también en los distintos tipos de esquistos. En casi todos los yacimientos los silicatos juegan un papel importante y no solo como mineral acompañante, si no también como portadores de metales valiosos (Ni, Zn, Be, Zr, Li, Cs, Rb, U, TR, etc.). También se conocen riquezas minerales no metálicas compuestas por silicatos. Entre ellas se cuenta al asbesto, caolín, bentonita, feldespatos (materia prima para la industria del vidrio y la cerámica), etc. Esto sin mencionar a los distintos materiales de construcción. Un cierto número de silicatos (esmeralda, aguamarina, turmalina, topacio, rodonita, nefrita, etc.) es utilizado desde la antigüedad como gemas o rocas ornamentales. Los elementos más importantes que participan en la composición de los silicatos son los siguientes: Na, K, Li, Ca, Mg, Fe2+, Mn2+, Be, Al, Fe3+, B, Si, Zr, Ti, O, F, H (como H+, OH- y H2O).Otros numerosos elementos (Rb, Cs, Ba, Sr, Pb, Zn, Co, Cu, Bi, Cr, V, Sc, Y, TR, Th, Sn, U, Nb, S, Cl, C) se presentan en silicatos raros.En casi todos los silicatos se presenta cada ion Si4+ rodeado por 4 O2-, los cuales se ordenan en los vértices de un tetraedro alrededor del ion Si4+. El enlace del los iones de oxígeno con el de silicio es mucho más fuerte que con otros elementos, los cuales se presentan como cationes en la estructura cristalina de los silicatos. El tamaño de este tetraedro de silicio y oxígeno es casi constante. La distancia Si – O es de 1.6 Å. El tetraedro de silicio y oxígeno es la unidad estructural fundamental de los silicatos.Los tetraedros SiO4 pueden presentarse en la red cristalina de los silicatos como unidades estructurales de SiO4 aislados o pueden unirse unas con otras de diversos modos y con otros complejos poliédricos y moléculas aniónicas compuestas. En este sentido ocurren estas conexiones solo a través de los vértices de los tetraedros y no a través de las aristas o las caras. Una conexión espacial en todas direcciones ocurre por ejemplo en la estructura cristalina del cuarzo, cuya fórmula es SiO2. Dependiendo entonces de las uniones entre tetraedros se presentan distintos arreglos espaciales o subgrupos de silicatos.

Transp. 1NesosilicatosEn este caso la molécula aniónica se compone de tetraedros de (SiO4)4-

aislados los cuales se conectan a través de la unión con cationes de otros elementos en la estructura. La carga total negativa de cada tetraedro es igual a 4. Este tipo de estructura incluye minerales como el circón (ZrSiO4), forsterita (Mg2SiO4), grosularia (Ca3Al2(SiO4)3), etc.

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OlivinoComposición química: (Mg,Fe)2SiO4. Transp. 2El olivino representa una serie isomorfa entre los extremos forsterita - fayalitaCaracterísticas cristalográficas y agregados: rómbico, clase 2/m 2/m 2/m.Los cristales ocurren normalmente intercrecidos con otros silicatos y presentan formas combinadas como las de la figura. También se presenta en agregados masivos.Propiedades Físicas: Verde oscuro, verde claro, verde amarillento, amarillo oscuro a incoloro, translúcido, brillo vítreo a graso, dureza 6 a 7. Clivaje imperfecto a medio, fractura concoidal, p.e. 3.22 (forsterita) a 4.35 (fayalita). (slide).Características diagnósticas: Dureza, brillo, fractura, color, transparencia, forma y densidad.Ocurrencia: Es un mineral típico de las rocas máficas a ultramáficas, existiendo rocas compuestas casi exclusivamente por olivino: peridotitas. También ocurre (forsterita) en zonas de metamorfismo de contacto.

GranatesComposición química: A2+

3B3+2(SiO4)3, en donde A2+=Mg, Fe2+, Mn2+, Ca y

B3+=Al, Fe3+ y Cr3+.Transp. 3En esta tabla se observan las composiciones químicas de cada uno de los principales representantes de este grupo.Características cristalográficas y agregados: Todos estos minerales son isoestructurales y pertenecen al sistema cúbico, clase 4/m 3 2/mTransp. 4Son idiomorfos y presentan las mismas formas: rombododecaedros y combinaciones de rombododeacedro con icositetraedro, como las más comunes.Propiedades Físicas: Color variado, piropo: rosado a rojo oscuro; grosularia (slide): amarillo miel, verde pálido, marrón o rojo; espesartino (slide): rojo oscuro, amarillo naranja, marrón; almandino (slide): rojo, rojo marrón; andradita (slide): amarillo, verde, rojo marrón y uvarovita (slide): verde esmeralda. Dureza 6.5 a 7.5, tienen clivaje pobre a ausente, fractura concoidal, p.e. 3.51 a 4.18, dependiendo de los cationes presentes.Características diagnósticas: Forma, dureza, ocurrencia.Ocurrencia:Transp. 5En la tabla se observa los medios geológicos en los que se encuentra a los granates, siendo el más común el de metamorfismo de contacto.

CircónComposición química: ZrSiO4, 67.1% ZrO2 y 32.9% SiO2. Se presenta reemplazamiento por Hf, Y, Ce, otras TR, P, Nb, Ta, Th, Al, U, Fe y Ca. Además circón presenta gran cantidad de inclusiones como impurezas.

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Características cristalográficas y agregados: Sistema tetragonal, 4/m 2/m 2/m.Transp. 6En la estructura el ion zirconio se presenta rodeado por 8 iones de O de los tetraedros de SiO4. Los cristales idiomórficos no son raros, se presenta en prismas y bipirámides. También se presentan maclas. Ocurre como parte de los sedimentos clásticos en donde los cristales sufren redondeamiento (slide).Propiedades Físicas: Incoloro, también amarillo, naranja, rojo, más escasamente verde y marrón oscuro, es transparente a translúcido. Brillo adamantino, a veces graso, dureza 7 a 8, clivaje imperfecto, fractuta concoidal, p.e. 4.4 a 4.8.Características diagnósticas: Forma, color, brillo e inclusiones son típicos.Ocurrencia: Es un mineral bastante difundido en la naturaleza como accesorio en granitos, sienitas y en las pegmatitas. Es también un mineral típico de los placeres junto a corindón, granate, espinela y a veces oro.

TopacioTransp. 11.58Al2(F2/SiO4), rómbico, (slide).

Transp. 1SorosilicatosEste subgrupo se caracteriza por el grupo aniónico (Si2O7)6-, el cual se forma en base a dos tetraedros compartiendo un vértice, por ello la valencia total de esta molécula es 6. La valencia del ion de oxígeno ubicado en el vértice compartido queda compensada dentro del tetraedro. La valencia negativa de los iones activos de oxígeno se compensa en la estructura por la presencia de cationes. No son muchos los casos de minerales de este subgrupo.

EpídotaComposición química: Ca2(Fe3+,Al)Al2(O/OH/SiO4/Si2O7), 23% CaO, 20.3% Al2O3, 17.8% Fe2O3, 37% SiO2 y 1.9%H2O. El contenido de Fe2O3 varía entre 6.5 y 17.9%, además epídota puede contener hasta 1.1% de SrO, Na, K, Mg, Fe2+, Mn, 0.1% de U y 0.1 a 5% de TR.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m.Transp. 9En esta figura se observa la complicada estructura monoclínica de la epídota, la cual incluye octaedros de Al-O, así como tetraeros aislados de SiO4 y dobles de Si2O7.Transp. 10Los cristales son prismáticos con elongación a lo largo del eje b. Son comunes la maclas. Los agregados más comunes son radiales, paralelos, pero trambién se presenta masiva (slide).Propiedades Físicas: Color verde pistacho, a veces amarilla, negra y gis. En cuanto el contenido de Fe2O3 aumenta, el color se hace más oscuro. Normalmente es translúcida, brillo vítreo, dureza 6 a 7, clivaje medio a bueno, D 3.5 a 3.38.Características diagnósticas: Forma y Color.

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Ocurrencia: Mineral de metamorfismo tanto regional como de contacto, también ocurre como parte de los minerales de alteración que se producen en los procesos hidrotermales, así como en sakrns.

Transp. 1CiclosilicatosEn este caso los tetraedros de SiO4 se unen en grupos de tres, cuatro o seis, formando anillos planares cerrados, dando lugar a las moléculas aniónicas (Si3O9)6-, (Si4O12)8- y (Si6O18)12- respectivamente. La valencia total de cada uno de estos radicales está dada por el número de iones de oxígeno externos, es decir por aquellos que no son compartidos por dos tetraedros.

BeriloComposición química: Al2Be3(Si6O18), 19% Al2O3, 14.1% BeO, 66.9% SiO2. También contiene hasta 7% de Rb2O y Cs2O y hasta 3% de H2O. Ar y He también pueden estar presentes.Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal, clase 6/m 2/m 2/m.Transp. 11En esta figura se observa su estructura, en donde vemos que entre los anillos de Si6O18 se ubican el Be y el Al.Transp. 12Los cristales son básicamente combinaciones de prismas y bipirámides (2 slides).Propiedades Físicas: Color Blanco verdoso, verde amarillento, amarillo, aazul, verde profundo, rosáceo e incoloro, variedad de colores que da lugar por ejemplo esmeralda (verde, por cantidad mínima de Cr) y aguamarina (celeste cielo). El brillo es vítreo, la dureza es 7.5 a 8, clivaje imperfecto, fractura concoidal.Características diagnósticas: Forma, dureza, color en el caso de las variedades.Ocurrencia: En pegmatitas, rocas intrusivas como granitos o rocas básicas. También en placeres.

TurmalinaComposición química: Composición compleja que incluye además de la molécula iónica Si6O18, la molécula de BO3, el radical OH y cationes como Na, Li, Al, Mg, Fe2+ y Ca, en distintas proporciones dando lugar a distintas variedades.Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 3/m 2 m.Transp. 13En esta figura se observa la complejidad de la distribución de todos los componentes de este mineral.Transp. 14Los cristales son normalmente columnares pudiendo llegar a ser muy desarrollados. Se han reconocido hasta 180 formas distintas pero muy raras para este mineral. La estriación paralela al largo del prisma y el corte basal

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triangular de caras curvas son muy comunes. Los agregados son radiales y menos común granulares (2 slides).Propiedades Físicas: El color depende mucho de la composición, puede ser roja (rubelita), rosada, verde, marrón, amarilla, negra (schorlo), azul e incolora. También se pueden presentar cristales con zonamiento de colores. Brillo vítreo, dureza 7 a 7.5, ausencia de clivaje, fractura irregular a concoidal, p.e. 2.9 a 3.25.Características diagnósticas: Corte basal triangular, estriación paralela al largo del prisma, dureza y fractura.Ocurrencia: En pegmatitas, también en yacimientos hidrotermales y en placeres

InosilicatosTransp. 1En este subgrupo de silicatos, los tetraedros de SiO4 se distribuyen en cadenas unidimensionales e infinitas. En la parte superior de la figura se observa una cadena simple en la cual cada tetraedro se comunica con los vecinos a través de dos de sus vértices, con lo cual se compensan las valencias de estos dos oxígenos, quedando activos los otros dos oxígenos de cada tetraedro, los cuales se compensan a través de enlazarse iónicamente con cationes. Este tipo de configuración es el que corresponde a los minerales del grupo de los piroxenos.En la parte inferior de la figura se observa una cadena doble infinita compuesta por tetraedros de SiO4 unidos. Se trata como si dos cadenas simples se uniesen paralelamente al eje de las cadenas. Esta configuración corresponde a la estructura de los anfíboles

PiroxenosSon inosilicatos de cadena simple y presentan la fórmula general AB(Si2O6), en donde A=Ca y Na principalmente, así como también Li, Mg y Fe2+, B=Mg, Fe2+

y Fe3+. Ti4+, V3+ y Cr3+ pueden también estar presentes en pequeñas cantidades. Dentro de los piroxenos se diferencia a dos subgrupos estructurales: Los monoclínicos o clinopiroxenos (Diópsido, Augita y Hedenbergita) y los rómbicos u ortopiroxenos (enstatita, hiperstena).Estos minerales forman series isomorfas, en el caso de los clinopiroxenos tenemos a la serie Diópsido (CaMgSi2O6) – Hedenbergita (CaFeSi2O6)En el caso de los ortopiroxenos se puede establecer un paralelismo con el olivino, ya que el término hiperstena también representa una serie isomorfa cuyos extremos son Enstatita (Mg2Si2O6) y Ortoferrosilita (Fe2Si2O6).

Enstatita (como ejemplo de la serie isomórfica de la hiperstena)Composición química: Mg2Si2O6, 40.1%MgO y 59.9%SiO2.Transp. 2El reemplazamiento isomorfo de Mg por Fe2+ puede dar lugar a la serie isomorfa antes descrita.Características cristalográficas y agregados: Sistema rómbico, clase 2/m 2/m 2/m. Las cadenas de tetraedros de silicatos se extienden paralelas al eje

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cristalográfico c y se unen entre ellas a través del Mg, el cual se compensa con la carga negativa de los oxígenos activos de cada tetraedro.Los cristales son prismáticos y tabulares, pero prácticamente nunca se desarrollan cristales de tamaño macroscópico, normalmente se le estudia al microscopio (slide).Propiedades Físicas: Incolora a ploma con tono verdoso, a veces verde con tinte marrón. Translúcido, brillo vítreo, dureza 5.5, clivaje medio a bueno, hace un ángulo cercano al de 90º.Características diagnósticas: La forma, el ángulo de clivaje y el color son diagnósticos en los pocos casos en que se observan cristales.Ocurrencia: Ocurren en rocas máficas a ultramáficas y en algunos casos en intermedias.

DiópsidoComposición química: CaMgSi2O6, 25.9% CaO, 18.5%MgO y 55.6%SiO2.Transp. 3El reemplazamiento isomorfo de Mg por Fe2+ da lugar a la serie isomorfa Diópsido-Hedenbergita. Además el Mg puede ser también reemplazado por Mn, Fe3+, V3+ y Ti4+. Por otro lado Ca puede ser reemplazado por Na y Si por Al.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m.Los cristales bien formados son raros. Maclas son frecuentes. Los agregados son granulares, columnares o radiales (slide).Propiedades Físicas: verde sucio a gris. Brillo vítreo. Dureza 5 a 6. Clivaje entre imperfecto y medio, hace ángulo de 87º, p.e. 3.27 a 3.38.Características diagnósticas: Forma, dureza y color.Ocurrencia: En rocas ígneas alcalinas, también en metamorfismo de contacto.

AugitaComposición química: (Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al)2 ((Si, Al)2O6). Se trata de una composición muy compleja debida a la alta posibilidad de reemplazamiento. Al2O3 etre 4 y 9%, TiO2 0.7%. Es importante señalar el reemplazo de Si por Al. Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al se ubican entre las cadenas simples de tetraedros SiO4 uniéndose a los O activos.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m. Los cationes Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al coordinan a 6 O activos de los tetraedros SiO4,Transp. 4Los cristales ocurren en prismas cortos o tabulares. También presenta maclas. Los agregados son granulares (slide).Propiedades Físicas: Negra, a veces verdosa o con tinte marrón. Brillo vítreo, dureza 5 a 6, clivaje imperfecto a medio, p.e. 3.2 a 3.6.Características diagnósticas: Forma, clivaje y color. Normalmente se la distingue al microscopio. Se la puede confundir con anfíboles oscuros o la variedad negra de la turmalinaOcurrencia: Es mineral típico de rocas máficas.

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Transp. 1AnfíbolesSon silicatos de cadena doble cuya fórmula general es AB1.5.....2.5C((OH, F)/Si4O11). A representa comúnmente a Ca o Na (también Mg y Li), B representa Mg y Fe2+ y C representa Al y Fe3+. Por otro lado Si está comúnmente reemplazado por Al u OH y a veces F. La mayoría de los anfíboles son monoclínicos, solo unos pocos son rómbicos. El campo de formación de los anfíboles es claramente mayor que el de los piroxenos. Los anfíboles ocurren por procesos directamente magmáticos, pero también por procesos hidrotermales y en algunos casos por metamorfismo de bajo grado. Entre ellos veremos a la actinolita y hornblenda, pero también es importante mencionar que a este grupo pertenecen los minerales conocidos como asbestos, como el caso del amianto.

ActinolitaComposición química: Ca2(Mg,Fe)5((OH,F)/Si4O11)2. También pertenece a una serie isomorfa en la cual los extremos están representados por tremolita (extremo de Mg) y ferroactinolita (extremo de Fe). Al también puede reemplazar al Si y Na al CaCaracterísticas cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m.Transp. 5Los cristales son prismas y combinaciones de prismas como los que se ven en la figura. Los agregados pueden ser granulares columnares y radiales (slide).Propiedades Físicas: El color es verde a verde botella, brillo vítreo, dureza 5.5 a 6, p.e. entre 3.1 y 3.3.Características diagnósticas: Color y forma, aunque muchas veces solo se le reconoce y diferencia al microscopio en base a sus propiedades ópticas.Ocurrencia: Ocurre en rocas magmáticas máficas alteradas hidrotermálmente, también en metamorfismo tanto de tipo regional como de contacto junto a tremolita, epídota, clorita y otros.

HornblendaComposición química: Ca2(Na, K)0.5-1(Mg, Fe)3-4(Fe3+, Al)2-1((O,OH,F)2/Al2Si6O22).

La fórmula muestra la comoplejidad de la composición química. Debido a diadoquia entre Ca-Na, Mg-Fe2+, Si-Al y OH-O-F,la composición puede variar consisténtemente.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico. Clase 2/m. La forma de los cristales es principalmente prismática, en agregados columnares principalmente. Es común la presencia de maclas (slide).Propiedades Físicas: Color verde, marrón oscuro y negro. Raya verdosa o gris marrón. Brillo vítreo, dureza 5.5 a 6. Clivaje bueno con un ángulo de 124º entre las dos direcciones de clivaje, p.e. 3.1 a 3.3Características diagnósticas: Clivaje, ángulo de clivaje, forma y color. Se le puede confundir con augita y turmalina-schorlo.Ocurrencia: Es un típico mineral formador de roca. Ocurre en rocas magmáticas intermedias a máficas, así como también en sus equivalentes metamórficos.

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Un tercer tipo de cadena intermedia entre las anteriores lo conforma laWollastonitaComposición química: Ca2Si3O9. 48.3% CaO, 51.7%SiO2. En algunos casos presenta altos contenidos de FeO (hasta 9%) y cantidades menores de Na, Mg y Al.Características cristalográficas y agregados: Se conoce una wollastonita monoclínica, la cual presenta comúnmente maclas y otra triclínica con ausencia de maclado. En ambos casos se trata de cristales prismáticos alargados paralelamente al eje cristalográfico b, pero ocurren también cristales tabulares. Los agregados son laminares, radiales o también columnares y por último masivos (slide).Propiedades Físicas: Color blanco, verde y rojizo, también puede ser incoloro y transparente. Brillo vítreo a nacarado, dureza 4.5 a 5. imperfecto, p.e. 2.78 a 2.91Características diagnósticas: La presentación en masas densas de colo blanco o blanco grisáceo, los agregados radiales, la ocurrencia con otros minerales de metasomatismo de contacto como granate y epídota.Ocurrencia: Es un mineral típicamente metamórfico de contacto, en donde acompaña a granate, diópsido, epídota, etc. También ocurre a presiones altas y temperaturas por encima de los 400ºC como producto de rocas que contienen calcita y minerales de sílice.

Filosilicatos

A este grupo pertenecen minerales de gran importancia económica como caolinita, montmorillonita, crisotilo y muscovita, además de ser también importantes formadores de rocas. Frecuéntemente su presencia es definitiva para establecer el origen de las rocas y los yacimientos.La estructura básica de los filosilicatos consiste de tetraedros de SiO4

compartiendo tres vértices entre ellos bidimensional e infinítamente.Transp. 1Como podemos observar existen filosilicatos de dos capas, de tres capas y de cuatro capas. Algunas de estas capas son el arreglo bidimensional básico de tetraedros de SiO4 antes mencionado, otras son capas de octaedros con Al3+, Mg2+, Li+, Fe2+,Fe3+,Ti3+,Mn3+,Cr3+, Cr3+ o V3+ en el centro y O2-, OH- o F- en los vértices. Esquemáticamente se muestra en la figura como se disponen las láminas de tetraedros con respecto a las de octaedros. Los cationes que compensan toda la estructura en cada caso, se ubican normalmente a continuación después de la lámina doble, triple o cuádruple según sea el caso.Como en el caso de otros silicatos las posiciones del Si en los tetraedros SiO4

puede ser tomada por Al, dando lugar a lo que se conoce como alumosilicatos

CaolinitaComposición química: Al2((OH)4/Si2O5), 39.5% Al2O3, 46.5% SiO2 y 14% H2O. Estos contenidos varían algo cuando se presentan impurezas en pequeñas cantidades de Ti, Fe3+, Mg, Ca, Na, K y Ba.

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Características cristalográficas y agregados: Se trata de un silicato de dos capas que puede cristalizar tanto en el sistema monoclínico como triclínico. Este mineral está compuesto por capas de tetraedros SiO4 intercaladas con capas de octaedros de Al(OH,O)6. Cada paquete de dos capas de este tipo se encuentra unido al siguiente por enlaces de tipo Van der Walls lo que imprime al mineral un clivaje perfecto. Es muy raro encontrar cristales bien desarrollados y normalmente no son mayores a 1 mm de tamaño.Transp. 2La forma es tabular y los agregados escamosos, laminares o granular fino.Propiedades Físicas: Las escamas y láminas aisladas son incoloras. Las masas compactas son blancas, a veces con tonalidad amarrilla, marrón, rojiza, verdosa. Las escamas aisladas tienen brillo nacarado, las masas compactas son mate. Las escamas aisladas aceptan deformación plástica. Clivaje perfecto y perpendicular al eje cristalográfico c, p.e.=2.50 a 2.60.Características diagnósticas: En masas compactas, terrosas y secas absorve gran cantidad de agua, cuando está húmeda se comporta como una masa plástica.Ocurrencia: Ocurre principalmente en el intemperismo de rocas magmáticas y metamórficas ricas en silicatos de aluminio, esto ocurre especialmente en climas húmedos bajo la influencia de H2O y CO2. También ocurre debido a procesos hidrotermales y reemplazando a otros minerales preexistentes, muchas veces pseudomórficamente.

MontmorillonitaComposición química: Al1.67Mg0.33(OH)2/Si4O10)Na0.33(H2O)4. Además de estos elementos este mineral puede contener Fe, Ca y K.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico. Este mineral corresponde al tipo de tres capas, los grupos de tres capas de tetraedros/octaedros/tetraedros se unen a través de niveles de moléculas de agua. Los cristales son también tabulares, sin embargo no se observan cristales bien desarrollados, ya que comúnmente ocurre en agregados terrosos, escamosos a masivos.Propiedades Físicas: El color es blanco, gris blanquecino, también ocurre con tinte rosado y a veces verde. Brillo mate, aspecto graso cuando es humedecida, clivaje perfecto, lo que condiciona el agregado escamoso, el p.e. es muy variable: entre 1.9 y 2.3.Características diagnósticas: La capacidad de convertirse en una pasta grasosa al ser humedecida es una característica diagnóstica, sin embargo como se presenta comúnmente mezclada con otros silicatos frecuéntemente es necesario el análisis de difractometría de rayos X.Ocurrencia: Montmorillonita se forma como producto de intemperismo de cenizas y lavas volcánicas, también como producto de alteración hidrotermal de este tipo de materiales.

TalcoComposición química: Mg3((OH)2/Si4O10). Fe y Ni pueden reemplazar en cierta cantidad a Mg, Al puede presentarse también como parte de la red.

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Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, filosilicato de tres capas, en donde entre dos capas de tetraedros SiO4 se ubica una capa de octaedros Mg(O,OH)6. Los cristales son tabulares pseudohexagonales, los agregados son escamosos y laminares. También se presentan agregados granulares y masivos (slide).Propiedades Físicas: Color verde pálido, blanco, amarillento, beige. En láminas delgadas es transparente o translúcido. Brillo vítreo y nacarado, dureza 1, grasoso al tacto. Las láminas pueden ser dobladas plásticamente, clivaje perfecto, p.e. 2.7 a 2.8, mal conductor de calor y electricidad.Características diagnósticas: Dureza, clivaje y color.Ocurrencia: Ocurre por alteración hidrotermal de rocas ultramáficas ricas en minerales de Mg, es decir ocurre por alteración hidrotermal de minerales como el olivino. También ocurre en skarns formados al contacto con dolomías.

MuscovitaComposición química: KAl2((OH,F)2/AlSi3O10). También puede presentar Cr, Ti, Fe2+, Fe3+, Mn, Mg, Ca y Na, que dan lugar a diversas variedades de muscovita. Al ocupa 25% de las posiciones de Si en las capas de tetraedros. Iones de K se ubican intersticialmente en las capas de tetraedros.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m, es un filosilicato de tres capas.Transp. 3Los cristales son comúnmente tabulares con corte pseudohexagonal.Transp. 4Presentan maclas. Los agregados son laminares, granulares o escamosos con brillo sedoso. La muscovita escamosa muy fina se denomina sericita (2 slides).Propiedades Físicas: En láminas muy finas es transparente e incolora, a veces presenta colores pálidos. El brillo es vítreo, en superficie de clivaje es nacarado. Dureza 2 a 3, clivaje perfecto, p.e. 2.76 a 3.10.Características diagnósticas: Clivaje, brillo, dureza y transparencia.Ocurrencia: Se trata de un mineral ubícuo, como mineral formador de roca se presenta en algunas rocas magmáticas, especialmente en algunos granitos, así como también en pegmatitas. Como parte de alteración hidrotermal es muy común la presencia, muchas veces cuantiosa, de la variedad sericita.

BiotitaComposición química: K(Mg,Fe)3((OH,F)2/AlSi3O10). Además de la sustitución entre Mg y Fe2+ se presenta Mn y Fe3+, Ti, Na, Li, Ba, Sr y Cs. Al reemplaza a Si en un 25% en las capas de tetraedros. Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m, mineral del grupo de tres capas. Los cristales son tamién tabulares psudohexagonales. Los agregados son laminares o granular escamosos.Propiedades Físicas: Color marrón oscuro a negro, verde oscuro, a veces con tonalidades naranja, rojo o de otro tipo, translúcido, brillo vítreo, en la superficie de clivaje es nacarado, dureza 2.5 a 3. Clivaje perfecto, p.e. 3.02 a 3.12, (slide).Características diagnósticas: Clivaje, dureza, brillo, transparencia.

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Ocurrencia: Ocurre como formador de roca en muchas rocas magmáticas en granitos, sienitas, dioritas, traquitas y otros, es menos común en rocas máficas, también en pegmatitas

CloritasTransp. 1Composición química: Se trata de un grupo de filosilicatos de Mg, Al, Fe y OH de cuatro capas en las cuales entre las capas correspondientes a los filosilicatos de tres capas se ubica una capa de octaedros de (Mg,Fe)(OH)6. Los minerales de este grupo son principalmente tres, marcados por los cationes de Mg, Fe2+ y Fe3+.Características cristalográficas y agregados: La mayoría de las cloritas son monoclínicas,Transp. 2se presentan en cristales tabulares y agregados laminares y escamosos (slide).Propiedades Físicas: La mayoría son de color verde o azulado, también se presentan en otros colores. Brillo vítreo pero nacarado en superficie de clivaje. Dureza 2 a 2.5, clivaje perfecto, densidad 2.5 a 2.6.Características diagnósticas: Color, agregados.Ocurrencia: Minerales típicos de alteración hidrotermal

TectosilicatosEn este grupo los tetraedros de silicatos conforman arreglos tridimensionales en los cuales cada oxígeno es compartido por dos tetraedros al mismo tiempo. De esta manera ningún vértice de tetraedro presenta un ion activo de oxígeno. El ejemplo más conspícuo de este grupo es el cuarzo y sus variedades con la composición SiO2. Sin embargo existen otros silicatos con este tipo de estructuraTransp. 1En estos casos parte de las posiciones del los iones Si4+ se encuentran ocupadas o reemplazadas por iones Al3+ con la misma coordinación, por ello el complejo aniónico general de estos silicatos puede ser expresado como ((Sin-

xAlx)O2n)x-. Como una cierta cantidad de iones Si4+ están reemplazados por iones Al3+, al mismo tiempo que se conserva la cantidad de oxígenos, este radical adquiere una cierta carga negativa. Un ejemplo son los feldespatos Na(AlSi3O8), Ca(Al2Si2O8) y muchos otros minerales. Los cationes de los elementos Na, Ca y otros , los cuales compensan la carga negativa antes expresada, se ubican dentro de la estructura en los espacios vacíos de la estructura.

CuarzoLos minerales de sílice conforman un grupo de variedades y polimorfos que incluyen especies como el cristal de roca, cuarzo rosado, cuarzo lechoso, cuarzo ahumado, ópalo, ágata, calcedonia, amatista, tridimita, cristobalita, coesita, estishovita, etc. De todos ellos el más común es cuarzo y sus variedades, y es el que vamos a tratar como principal representante de todos ellos.

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Composición química: SiO2.Características cristalográficas y agregados: Sistema trigonal, clase 32.Transp. 2Los tetraedros de SiO4 están distribuidos construyendo líneas helicoidales. En esta figura se observa además la distribución de los tetraedros en la celda elemental.Transp 3Las formas presentes son combinaciones de prismas, rombohedros, bipirámide y trapezoedros. Las maclas son frecuentes y de diversos tipos. Los agregados son también diversos, en espacios abiertos o en vetas se presentan como drusas, también ocurren en agregados granulares, masivos, en costras, etc. Variedades como calcedonia, ágata y ópalo ocurren en forma nodular y concéntrica.Propiedades Físicas: El color del cuarzo puede variar considerablemente, sin embargo la mayoría del cuarzo es incoloro, blanco o gris. Esta gran variedad de colores designa las siguientes variedades: cristal de roca (incoloro, 2 slides), amatista (violeta), cuarzo ahumado (color humo), citrino (amarillo dorado), cuarzo rosado (rosado claro), cuarzo zafiro (azul), entre otros. Brillo vítreo, dureza 7, ausencia de clivaje, fractura concoidal, p.e. 2.5 a 2.7 (4 slides: ágata, ópalo, cristobalita y tridimita).Características diagnósticas: Forma, dureza, fractura, ausencia de clivaje.Ocurrencia: Es de diverso tipo. Como formador de roca en rocas magmáticas félsicas, en pegmatitas, como producto de procesos hidrotermales acompañando a menas, en rocas sedimentarias clásticas (ortocuarcitas), en rocas metamórficas, como los principales tipos de ocurrencias.

FeldespatosRepresentan un grupo importante de minerales tanto formadores de roca como proveedores de materia prima. Se debe señalar que ellos representan alrededor del 60% de la corteza terrestre. Se les encuentra en rocas magmáticas félsicas y máficas, así como en rocas metamórficas. Ocurren también en rocas sedimentarias pero en proporciones menores, debido a que son relatívamente fáciles de ser intemperizados químicamente.Transp. 4Los tres representantes principales de este grupo son ortosa (KAlSi3O8), albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8).

Feldespatos Potásicos - OrtosaEste grupo incluye a polimorfos de la ortosa, que es el principal de ellos, como microclina y sanidina.Composición química: KAlSi3O8, 16.9% K2O, 18.4% Al2O3 y 64.7% SiO2. Frecuéntemente está presente Na2O hasta en porcentajes relatívamente altos, también se presenta BaO, FeO y Fe2O3.Características cristalográficas y agregados: Sistema monoclínico, clase 2/m. Al substituye al Si en los tetraedros y por ello es posible la presencia de K en la estructura. Los cristales son frecuentemente prismáticos (figura b).

Transp. 5

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Maclas son frecuentes (slide).Propiedades Físicas: Color rosado claro, amarillo pardo, rojo color carne. Brillo vítreo, nomalmente es poco translúcida, dureza 6, clivaje medio a bueno, p.e. 2.54 a 2.57.Características diagnósticas: Dureza, color, clivaje, poca translucidez, pero puede ser difícil de diferenciar de otros feldespatos.Ocurrencia: Se presenta como parte de las rocas félsicas, también en pegmatitas. En las rocas metamórficas es frecuente componente del gneiss.

Plagioclasas – AlbitaEste grupo está compuesto por una serie isomórfica cuyos extremos son albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8). La albita es común en rocas félsicas mientras que la anortita lo es más bienen rocas máficas. En esta serie varía no solo la composición química sino también otras propiedades como la densidad.Composición química: (NaAlSi3O8). 11.8% Na2O, 19.4% Al2O3 y 68.8% SiO2, debido a la diadoquia ente Ca y Na se encuentra siempre un cierto contenido de CaO. También se presentan impurezas de K2O, BaO, SrO, FeO y Fe2O3.Características cristalográficas y agregados: Sistema triclínico. En la estructura se presentan 25% de las posiciones del Si4+ ocupadas por Al3+. Gracias a esta substitución es posible el ingreso de Na.Regr. Transp. 4Los cristales son tabulares o tabular-prismático. Los cristales de la fig. G son los más comunes. Las maclas son muy comunes, siendo la de tipo polisintético la más común. Los agregados son principalmente granulares, tal como se presenta en las rocas magmáticas (slide).Propiedades Físicas:Color blanco, gris claro, en casos aislados verdosa, azulada o rojiza. Brillo vítreo, dureza 6 a 6.5, clivaje medio a bueno, p.e. 2.62.Características diagnósticas: Dureza, color, clivaje y maclado. Es difícil de diferenciar de las otras plagioclasas y también de otros feldespatos.Ocurrencia: En rocas ígneas félsicas junto a biotita, muscovita y cuarzo, también en pegmatitas y en rocas metamórficas.

Lapislázuli(Na,Ca)8((SO4,S,Cl)2/(AlSiO4)6), sistema cúbico, (2 slides).

FosfatosLa unidad básica de la estructura de este grupo es el tetraedro PO4, en donde el P ocupa una posición central y coordina a 4 oxígenos en los vértices de los tetraedros. No son minerales comunes en la corteza y tampoco conforman comunmente acumulaciones importantes en yacimientos. En este grupo se presenta comunmente isomorfismo entre varios minerales.ApatitoComposición química: Ca5(F/(PO4)3). 50% CaO, 4% Ca, 42.3% P2O5 y <3.8%F. Cada uno de los elementos de la fórmula antes mencionada puede sufrir substitución isomórfica, por lo cual la fórmula puede variar inténsamente, dando lugar a un número importante de variedades.

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Características cristalográficas y agregados: Sistema hexagonal, clase 6/m. Frecuéntemente forma cristales grandes.Transp. 6Los cristales son tabulares, prismáticos y combinaciones con bipirámides. Los agregados son granulares. En sedimentos se presenta masivo, nodular, oolítico, etc, (slide).Propiedades Físicas: Colores pálidos entre blanco y gris, marrón a verde y azul. Raya blanca, translúcido, brillo vítreo, dureza 5, fractura irregular, clivaje imperfecto, p.e. 3.2, fluorescencia azul, caliente es fosforescente.Características diagnósticas: Forma, dureza, se puede confundir con algunos silicatos.Ocurrencia: Se presenta en diversos campos. En rocas magmáticas, como mineral accesorio, en pegmatitas, como producto hidrotermal, en rocas metamórficas también como accesorio, en sedimentos.

TurquezaComposición química: CaAl6((OH)2/PO4)4.4H2O. Puede contener además Cu hasta en 9.78%.Características cristalográficas y agregados: Sistema triclínico.Transp. 7Formas prismáticas escasas. Comúnmente en agregados coloformes o masivos (2 slides).Propiedades Físicas: Color verde azulado, brillo ceroso, dureza 5 a 6, ausencia de clivaje, p.e. 2.6 a 2.9.Características diagnósticas: Color, dureza, brillo.Ocurrencia: En zonas de oxidación de yacimientos de minerales de Cu.

Petrología de Rocas Magmáticas Las rocas magmáticas poseen un arreglo textural y composicional que refleja una combinación diversa de procesos que actúan durante su formaciónLas rocas se clasifican comúnmente de acuerdo a una combinación de textura y composición, ya sea mineralógica, modal o química. Las subdivisiones fundamentales de textura son fanerítica, afanítica, vítrea y piroclástica. Casi todas las rocas magmáticas contienen feldespatos, junto con una cierta combinación de cuarzo, micas, anfíboles, piroxenos, olivinos, óxidos de Fe-Ti y otras especies minerales raras. Las clasificaciones modales están basadas en estos siete tipos principales de minerales formadores de rocas, siendo el tipo de feldespato de relevante importancia. Con excepción de algunas raras rocas magmáticas carbonatadas, la mayoría de las rocas ígneas están compuestas por Si y O y cantidades menores de Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Ti y otros más. Muchas clasificaciones químicas dependen del contenido de sílice (SiO2), tanto en concentración absoluta o relativa con respecto a otros constituyentes, especialmente los álcalis: Na2O y K2O, esta concentración relativa distingue dos categorías principales: alcalinas y subalcalinas, las cuales dan lugar a términos como toleítico y calcoalcalino.El espectro de composición química de rocas magmáticas refleja la intervención de un número de procesos secundarios de diversificación tales como mezcla, contaminación y diferenciación que actúan sobre magmas

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originales de composición variada que tienen origen en el manto superior y en la corteza inferior.Es estudio de los elementos traza y de ciertos tipos de isótopos han llegado a adquirir gran importancia como testigos petrogenéticos que evidencian las posibles fuentes de los sistemas magmáticos y que explican la composición de las rocas.

Petrografía de Rocas Magmáticas en Muestra de Mano

Trataremos resumidamente cómo es que se puede describir a las rocas magmáticas en términos generales y en muestra de mano, haciendo uso de una lupa de mano.

TexturaExisten cuatro tipos principales de textura en rocas magmáticas: Fanerítica, afanítica, vítrea y piroclástica. Los dos primeros se refieren al tamaño de grano predominante. Cada una de estas cuatro implican procesos específicos en el sistema magmático correspondiente.Transp. 1 (A, B, C)Textura fanerítica: Los granos de minerales son suficientemente grandes para ser identificados en muestra de mano. Las intrusiones y excepcionalmente las zonas internas de cuerpos extrusivos grandes pierden lentamente el calor hacia sus alrededores y permiten que los minerales crezcan hasta tamaños relativamente grandes.

Textura afanítica: Los granos de minerales son muy pequeños para ser identificados sin un microscopio. La textura afanítica usualmente se origina en pequeños cuerpos magmáticos emplazados cerca o en la superficie de la tierra, en donde la pérdida de calor y de gases es rápida.Transp. 2Textura vítrea: Una Cantidad conspícua de vidrio volcánico visible en muestra de mano define a esta textura. Los cristales pueden ser evidentes. Las texturas vítreas se originan en cuerpos magmáticos, tales como coladas de lava e intrusiones pequeñas muy someras, que pierden calor y gas tan rápido que los átomos en la masa silicatada fundida no tienen oportunidad de organizarse en un arreglo geométrico regular de cristales. En vez de ello, este material fundido solidifica como un vidrio amorfo y muy viscoso.

Textura piroclástica: Se trata de agregados de clastos o fragmentos rotos de vidrio, rocas o minerales que se mantienen unidos por algún tipo de material cementante. Ocurre en rocas magmáticas en depósitos volcánicos explosivos.

Las texturas faneríticas, afaníticas y piroclásticas se excluyen unas de otras, es decir no pueden ocurrir combinadas unas con otras. Sin embargo, una roca con textura piroclástica puede estar compuesta por fragmentos de roca afanítica o fanerítica y si la mayoría de los clastos son vítreos el término vitroclástico es apropiado.

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Muchas rocas faneríticas y afaníticas son equigranulares, es decir están compuestas por granos que presentan tamaño similar.regr. Transp. 1Otras rocas, sin embargo, son inequigranulares y están compuestas por granos grandes conspicuos llamados fenocristales en una matriz de tamaño de grano fino que da lugar al subtipo textural conocido como textura porfirítica. Esta textura generalmente se origina cuando un magma que está expuesto a enfriamiento lento, formando por lo tanto cristales grandes, experimenta de pronto un enfriamiento más rápido (por ejemplo debido a extrusión) formando la matriz de grano fino. Una roca puede ser pórfiroafanítica (E, F) o pórfirofanerítica (D) dependiendo del tamaño de grano de la matriz. Una roca vitrea con cristales diseminados es vitrofírica.Transp. 3Minerales formadores de rocaDe los varios cientos de familias y especies minerales reconocidas actualmente, las rocas magmáticas contienen virtualmente solo siete:FeldespatosCuarzoPiroxenosMicasÓxidos de Fe-TiOlivinosAnfíbolesLa mayoría de rocas magmáticas tienen más del 50% de feldespatos y aquellas que no los contienen en absoluto son muy raras. Los feldespatos son los constituyentes minerales principales de la mayoría de rocas magmáticas, en contraste con minerales como la esfena, los sulfuros y el apatito los cuales casi siempre se encuentran en cantidades menores al 5% de las rocas magmáticas y pueden ser designados por ello como accesorios o minerales menores. El límite de 5% es arbitrario. Un mineral especial, por ejemplo cuarzo, puede ser un componente principal de un tipo de roca (granito) y puede ser un componente accesorio en otro tipo de roca (diorita).Transp. 4ClasificaciónUna roca magmática puede ser clasificada de manera general dependiendo de aspectos mineralógicos fáciles de reconocer, lo cual da lugar a la clasificación clásica de rocas ígneas:

Roca félsica: Rica en feldespatos, feldespatoides o cuarzo (por ejemplo granito)

Subtipo Roca leucocrática: Minerales de colores pálidos (por ejemplo, la mayoría de las riolitas, granitos).Subtipo Roca silícea: Rica en sílice, lo cual se manifiesta por abundancia de feldespatos alcalinos, cuarzo o vidrio rico en SiO2 (por ejemplo riolita, granito). El término aproximadamente sinónimo siálico es usado para rocas ricas en Si y Al (es decir con abundante feldespato) y especialmente con referencia a la corteza continental.

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Roca intermedia: Composición intermedia entre félsica y máfica.

Roca máfica: Altas concentraciones de Mg y Fe (por ejemplo basaltos). Un término sinónimo es ferromagnesiano.

Roca ultramáfica: Especialmente rica en Mg y Fe sin feldespatos o cuarzo (por ejemplo dunita, peridotita).Muchos diagramas de clasificaciones han sido publicados en textos de geología subdividiendo el espectro composicional continuo de rocas magmáticas en compartimientos discretos con denominaciones específicas como granito, gabro y otros. Sin embargo, es imposible representar en un modo exacto y real este espectro completo en diagramas bidimensionales, ya que muchas variables se encuentran en realidad en juego. A pesar de ello, reorganizando una familia de varios tipos individuales de rocas que se relacionan por alguna característica composicional, se puede mostrar un diagrama de clasificación razonablemente exacto. En este sentido se reconocen cuatro familias principales, cada una de las cuales será clasificada y discutida con más detalle más adelante.Transp. 5En la literatura especializada se habla de clasificaciones basadas en más aspectos que solo el composicional, como es por ejemplo su ocurrencia en un medio geotectónico específico, esta clasificación es como sigue:

1 Rocas volcánicas calcoalcalinas: Son rocas afaníticas, vítreas, piroclásticas y porfiríticas con feldespato como mineral predominante y cantidades menores de cuarzo, mica, anfíbol, piroxeno y otros minerales.

2. Rocas plutónicas calcoalcalinas: Son rocas faneríticas y localmente porfiríticas con composiciones similares a las rocas volcánicas calcoalcalinas.

3. Rocas máficas y ultramáficas: Rocas de cualquier textura compuestas principalmente por alguna combinación de plagioclasa cálcica, piroxeno y olivino.

4. Rocas altamente alcalinas: Rocas de cualquier textura que contienen abundante Na y K en relación al Si; los minerales diagnósticos incluyen a los feldespatoides (nefelina, leucita), biotita, feldespato potásico; cuarzo está ausente.

Petroquímica descriptivaEl campo de la petrología que se dedica a la composición química de las rocas se denomina petroquímica. Obviamente bordea el campo de la química analítica, porque no se puede conocer la composición de una roca hasta que se han realizado análisis apropiados y este es un trabajo usualmente llevado a cabo por un químico analítico o por un petrólogo utilizando técnicas de análisis.La validez de cualquier información química depende de la calidad del análisis mismo así como también de la calidad del muestreo en el campo.

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MuestreoLa importancia de este paso es crucial pero comúnmente ignorada. Es necesario preguntarse: Cuál es la naturaleza de la muestra o cuán buena es ella? Para qué propósito será utilizada?Si un análisis químico debe ser un representante verás de la roca magmática, la muestra debe estar libre de rasgos de alteración e intemperismo. La composición química de la roca cambia durante estos procesos secundarios, y es muy difícil conocer de qué manera y cuán extensamente. La muestra debe ser fresca. Los minerales constituyentes deben tener brillo vítreo con bordes limpios de los granos y superficies de clivaje o fractura bien definidos. La roca debe estar libre de manchas de decoloración debido a películas de óxidos de Fe o Mn secundarios, o a costras blancas en los feldespatos causadas por alteración a minerales de arcillas. Con excepción de terrenos montañosos altos recientemente sujetos a glaciación pleistocénica los afloramientos están generalmente intemperizados, en elevaciones menores y especialmente en climas húmedos, las rocas tienden a estar profundamente intemperizadas. Un martillo sería insuficiente para romper la roca lo suficientemente profundo dentro de un afloramiento para obtener roca fresca por lo que se requeriría un taladro diamantino portátil.Si es posible obtener una muestra fresca, es necesario determinar el tamaño que debiera tener, precisando en qué parte del afloramiento del cuerpo rocoso debe ser tomada, etc. Un planeamiento diferente de muestreo debe ser adoptado para resolver problemas diferentes. Un problema común es recolectar una muestra representativa de una exposición de roca, ya que es posible que lo que sea representativo no sea fácil de recolectar. Cada muestra debe ser varias veces más grande que las dimensiones del grano más grande. Cuando toda o parte de la muestra es pulverizada para el análisis es necesario demostrar que el volumen o el peso de la muestra es suficientemente grande de manera que no existe influencia de la heterogeneidad del tamaño de grano. Una muestra compuesta por un único grano de feldespato es obviamente muy pequeña para representar la composición de todo el granito. Una porción pequeña y aleatoria de la roca pulverizada puede ser tomada para el análisis químico.

AnálisisHasta fines de 1950 los análisis químicos de rocas y minerales se realizaban por métodos clásicos de vía húmeda que incluyen precipitación, titración y técnicas de pesado llevadas a cabo por analistas químicos y que expresaban resultados en forma de óxidos. Hoy en día sin embargo, varios métodos instrumentales rápidos son usados ampliamente, tales como espectrometía de absorción atómica (AAS), espectrometría de fluorescencia de rayos-X (RFA) y análisis de activación neutrónica. Los análisis químicos de minerales han sido además revolucionados en las últimas décadas por la microsonda electrónica, la cual es esencialmente un espectrómetro de flurorescencia de rayos-X unido a un microscopio electrónico. Un haz delgado de electrones de solo unas pocos micras de diámetro dirigido a la superficie del grano de mineral causa que éste emita fluorescencia de rayos-X. Estos métodos instrumentales

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detectan el espectro de los elementos en la muestra y relacionan sus intensidades con las intensidades de un patrón, proporcionando finalmente la concentración de elementos en la muestra. Aún cuando se determina las concentraciones de los elementos, los constituyentes principales son reportados como óxidos de los elementos, siguiendo la manera tradicional de presentar los resultados de análisis por vía húmeda.Transp. 6El espectro composicional de la mayoría de rocas magmáticas (excluyendo las muy raras carbonatitas) puede ser definido por las especificaciones mencionadas en esta tabla. Se debe considerar que los límites de concentración entre constituyentes mayores y menores y elementos traza son de alguna manera arbitrarios y que un componente particular puede ser un componente menor en una roca y uno principal en otra

Transp. 7Esta tabla proporciona un ejemplo de un análisis completo y confiable de roca de un basalto de la meseta del río Columbia. El gran total del análisis de la muestra BCR-1, 100.14 wt%, obviamente incluye algún error analítico.

Transp. 8Correlación entre composición química, mineralógica y modal

Cualquier roca tiene tres aspectos composicionales:

1. Composición química completa: Concentración de elementos u óxidos.2. Composición mineralógica: Tipos de componentes minerales y sus

composiciones químicas.3. Composición Modal: Proporciones volumétricas de minerales en la roca.

Estas tres composiciones están obviamente interrelacionadas. Una alta concentración de K implica la presencia de minerales que contienen K tales como microclina o biotita; y por otro lado la presencia de abundante microclina o biotita en la roca implica que K es un componente químico mayor. Comparemos estas bases composicionales distintas en más detalle.Transp. 9Consideremos una peridotita hipotética cuya composición modal (base volumétrica) es olivino 70% y diópsido 30%. La composición química del olivino y del diópsido se muestra en la segunda y tercera columna de la tabla. Los porcentajes en peso de los componentes en forma de óxidos aportados a la roca total por el olivino (0.70 veces los valores enlistados en la segunda columna) están enlistados en la cuarta columna, y la contribución del diópsido se muestra en la quinta columna. La composición química de roca total de esta peridotita hipotética, la cual se observa en la sexta columna, se calcula sumando la cuarta y quinta columnas. Como habría sido de esperarse de la composición química de los minerales constituyentes la peridotita se compone esencialmente por 4 óxidos principales: SiO2, MgO, FeO y CaO.

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Clasificacines QuímicasLa disponibilidad incrementada grandemente de análisis químicos de rocas hecha posible debido a técnicas instrumentales relatívamente poco onerosas ha causado un énfasis mayor de las clasificaciones puramente químicas de rocas magmáticas. Las ventajas de las clasificaciones químicas son obvias para rocas de tamaño de grano my fino, cuyas composiciones mineralógicas son poco claras (excepto bajo difractometría de rayos-X) o para rocas vítreas. Rocas magmáticas cuyos minerales característicos han sido obliterados por metamorfismo pueden ser analizadas para revelar su naturaleza original, siempre y cuando los procesos de recristalización no han expuesto la roca sevéramente a intercambio de componentes químicos con sus alrededores.Transp. 10Concentración de síliceCon pocas excepciones la sílice (SiO2) es el óxido principal constituyente de rocas ígneas, por lo tanto es lógico el usarla como base para clasificaciones tanto directas como indirectas. Una clasificación relatívamente simple y usada ámpliamente utiliza la concentración de SiO2 tal como sigue:

Concentración de sílice Nombre66 o más wt.% ácida52 a 66 intermedia45 a 52 básica45 o menos ultrabásica

regr. Transp. 9En este esquema la peridotita de esta la tabla es ultrabásica. Estos términos fueron originados hace varias décadas cuando se creía que la sílice se encontraba combinada con otros óxidos en los minerales bajo la forma de ácidos o bases. Esta idea ha sido abandonada desde hace mucho pero los términos siguen siendo usados.Como se define aquí, ácido o básico no guarda relación con el contenido del ion hidrógeno o con el pH, como se usa en química. También, estas categorías no tienen correlación directa con cantidades modales de cuarzo en la roca, aunque como regla general, las rocas ácidas contienen cuarzo y las ultrabásicas no. Dos rocas que tienen concentraciones idénticas de sílice pueden tener cantidades totalmente distintas de cuarzo, y dos rocas de contenido similar de cuarzo pueden tener concentraciones distintas de sílice, dependiendo de la composición y cantidad de otros minerales en la roca.regr. Transp. 10El grado de saturación de sílice depende de la concentración de sílice en relación a la concentración de otros constituyentes químicos en la roca que se combinan con ella para formar silicatos. Ilustremos este asunto usando las concentraciones relativas de SiO2 y Na2O. El feldespatoide nefelina y cuarzo son inestables juntos de tal modo que la reacción

2NaAlSiO4 + 4SiO2 2NaAlSi3O8

Nefelina cuarzo albita

siempre ocurre hacia la derecha formando a la estable albita. En un magma en cristalización los dos constituyentes de la izquierda que son disueltos en el

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material fundido combinarán para formar albita y la roca resultante está composicionalmente saturada con respecto a la sílice. Como la fórmula de nefelina puede ser reescrita como Na2O.Al2O3.2SiO2 y la de albita como Na2O.Al2O3.6SiO2, notamos que el cociente SiO2/Na2O=6 en el magma desde el cual cristaliza albita. Si por otro lado el cociente SiO2/Na2O<6 en el magma, hay insuficiente sílice para combinarse con todo el Na2O y el material cristalino resultante estará compuesto de albita más nefelina; o si la deficiencia es tal que SiO2/Na2O<2, entonces no se formará albita. Cuando nefelina ocurre la roca (y el magma) se dice que está subsaturado en sílice. Si vamos en la dirección opuesta, si SiO2/Na2O>6, entonces habrá un exceso de sílice sobre lo que se necesita para formar albita y la roca resultante sobresaturada en sílice contiene albita y cuarzo. Estas relaciones se resumen en la figura 2.1.

Otra reacción mineral pertinente que ilustra el concepto de saturación de sílice esMg2SiO4 + SiO2 2MgSiO3

olivino piroxenoforsterita enstatitaOtras reacciones pueden ser escritas considerando Ca y K. Obviamente en sistemas naturales K, Na, Ca, Fe, Mg y otros más compiten por el Si a disposición, el grado de saturación de sílice es entonces más complicado.Transp. 11Formalmente se reconocen dos tipos de minerales.Minerales saturados en sílice: Compatibles o pueden existir en equilibrio con cuarzo o sus polimorfos; los minerales saturados incluyen feldesptaos, enstatita, hiperstena, anfíboles, micas, turmalina, olivino de Fe, óxidos de Fe-Ti, esfena y muchos otros.Minerales subsaturados en sílice: Incompatibles y que nunca se encuentran, excepto por accidente, con cuarzo; minerales subsaturados incluyen feldespatoides, olivino de Mg, corindón, melilita.Y reconocemos tres tipos de rocas:Rocas sobresaturadas en sílice: Contienen cuarzo o sus polimorfos; granito es una roca sobresaturada.Rocas saturadas en sílice: No contienen ni cuarzo ni minerales subsaturados; diorita es un ejemplo.Rocas subsaturadas en sílice: Contienen minerales subsaturados; la sienita nefelínica es una roca subsaturada.

Definición de tipos de rocas standard: Muchos esquemas para clasificaciones químicas detalladas de tipos rocas – andesita, riolita y otras – han sido publicados en la literatura petrológica. La mayoría de estos reflejan los prejuicios individuales de sus autores más que acuerdos amplios entre muchos petrólogos. En un esfuerzo para eliminar este obstáculo. LeMaitre (1976) compiló 26,373 análisis publicados. El promedió luego todos los análisis con un término particular, por ejemplo, “andesita” independiéntemente del esquema de clasificación usado. De esta manera este tipo de promedio

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representa un consenso de muchos petrólogos y sirve como una guía útil para la composicón química de una andesita. La clasificación química y mineralógica puede ser también obtenida usando datos en forma gráfica como en los siguientes ejemplos muy usados.Transp. 12y 13

El origen y la evolución de magmasLas rocas magmáticas tienen un rango amplio de composiciones químicas, que están en relación por supuesto con variaciones mineralógicas. Por qué existe este tipo de rango? Cómo se origina?La respuesta se encuentra en el hecho que los magmas evolucionan. En el mundo biológico, la evolución depende de cambios genéticos relacionados a los progenitores y a las influencias externas del medioambiente. Estos factores causan gran número de nuevas especies en desarrollo. Similarmente los magmas evolucionan desde un magma original (primitivo) debido a varios procesos de diversificación que son tanto de orden interno del sistema magmático como de orden externo, en el sentido de que el sistema está abierto a intercambios de materia con sus alrededores. Además el magma original puede ser ya bastante variado como veremos en esta clase.Transp. 14’El amplio rango composicional de las rocas ígneas refleja estos dos aspectos: Por un lado qué procesos de diversificación actúan en magmas primitivos y por otro lado que estos magmas primitivos son de composición variada desde sus inicios. La diversificación de sistemas magmáticos abiertos es un concepto fácil de entender. La producción de magmas híbridos puede ocurrir por interacción líquido-sólido entre el magma original y su roca caja, la cual puede ser de composición muy distinta al magma que alberga. Debido a que los magmas calientes se encuentran durante la mayor parte de su historia encajonados dentro de rocas más antiguas, es de esperarse que ocurra un cierto grado de contaminación por asimilación.Transp. 14Esta contaminación ocurre debido a la diferencia de temperatura presente a lo largo del contacto entre el magma y su roca caja, los cuales, además como se mencionó antes presentan generalmente diferencias composicionales significativas. De esta manera se promueve el intercambio de materia a lo largo del contacto, en un intento para alcanzar un estado más estable. Cuando este intercambio es facilitado por una superficie de contacto grande se puede producir la asimilación de pedazos de la roca caja, conocidos como xenolitos. En algunos casos la asimilación es meramente física, mientras que en otros casos los pedazos de roca caja son digeridos o fusionados dando lugar a una contaminación química definida. Otra posibilidad es que ocurra la mezcla de dos (o posíblemente más) magmas de composiciones distintas. La evidencia de mezclas de magmas se manifiesta en rocas que presentan una falta de equilibrio evidenciada por un ensamble complicado de fenocristales, por ejemplo de cuarzo y olivino. Cuando la homogenización es más completa y se alcanza el equilibrio se pueden borrar las huellas del origen mixto. Regr. transp. 14’

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Procesos internos de diversificación, en este caso nos referimos a los procesos que ocurren dentro del magma y que permiten que éste durante su historia presente cambios. Estos procesos pueden separar un cuerpo cerrado de magma homogéneo original en dos o más partes distintas, estos procesos son conocidos como diferenciación magmática y pueden ocurrir en cuerpos magmáticos totalmente líquidos compuestos solo por una masa silicatada a alta temperatura o en magmas parcialmente cristalizados que están compuestos por cristales en una masa fundida o en magmas que contienen burbujas de gas.En cuerpos totalmente líquidos, lo que sucede es que las temperaturas son demasiado altas para que algún cristal precipite y la presión es también tan alta que no se pueden formar burbujas. Un descubrimiento sorprendente a partir de estudios experimentales, el cual ha sido confirmado en algunos cuerpos magmáticos, es que ciertos tipos de masas silicatadas a temperatura alta pueden dividirse en dos porciones diferentes e inmiscibles, tal como ocurre con el aceite y el agua. Inmiscibilidad de líquidos es obviamente un mecanismo viable de diferenciación magmática.Regr. transp. 14Algunos cuerpos de magmas contienen burbujas de gas que se separan de la masa fundida y flotan hacia el techo del cuerpo magmático. El gas está compuesto aproximadamente por H2O y CO2 pero puede contener pequeñas cantidades de K, Na y otros componentes químicos disueltos que burbujean fuera de la masa a temperaturas altas. La eficacia de la transferencia de volátiles en la diferenciación magmática es incierta pero si fuese significativa enriquecería el techo del cuerpo magmático en K y Na en relación a las partes más bajas.Regr. transp. 14’Los cuerpos de magma que están compuestos tanto por cristales como por una masa fundida a alta temperatura, los cuales son magmas parcialmente cristalizados, son probablemente los más comunes. Ya que los cristales siempre tienen una composición química diferente del líquido con el que coexisten, en la separación de cristales y líquido ocurre un mecanismo efectivo de diferenciación magmática.Regr. transp. 14Transp. 9Veamos cómo este fraccionamiento líquido-cristales puede producir diversas rocas a partir de un magma original homogéneo. Un magma basáltico bajo condiciones particulares de P y T puede tener cristales de olivino y piroxeno coexistiendo en equilibrio estable con él. El ejemplo hipotético de esta tabla muestra que estos cristales tienen composición diferente al magma basáltico. Una mezcla de cristales de olivino y piroxeno con magma basáltico tendrá una composición química total diferente de los sólidos y líquidos individuales, más aún esta composición total dependerá de las proporciones relativas de los sólidos y los líquidos. Si la proporción entre cristales y líquidos es grande la composición química total será peridotítica, si es lo contrario entonces es basáltica.Regr. transp. 14´

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Si el magma que contiene cristales está en movimiento puede ocurrir diferenciación de cristales por flotación los cuales se concentran en la porción del cuerpo que se mueve más rápidamente, dejando menos cristales cerca de las paredes.Regr. transp. 14En cuerpos de magma basáltico sin movimiento, por ejemplo afincado en algún lugar por debajo de un volcán, los cristales de olivino y piroxeno se pueden decantar y acumular en el piso del cuerpo debido a que sus densidades son mayores que el material en estado de fusión en el cual se hayan suspendidos.Regr. transp. 14’La base del cuerpo rica en cristales formada por el decantamiento de cristales asume una composición peridotítica.El fraccionamiento solo de cristales de olivino dejaría al magma residual más enriquecido en Al, Ti, Ca, Na y K, ya que estos elementos no ingresan al olivino (o lo hacen solo en pequeñas proporciones).regr. Transp. 9Si el olivino es de la composición mostrada en esta tabla (segunda columna), entonces el magma residual estaría también enriquecido en SiO2 y FeO, ya que estos dos componentes también tienen concentraciones menores en los cristales que en el magma basáltico inicial. El magma residual estaría fuertemente empobrecido en MgO debido a que el olivino es muy rico en este óxido.Regr. transp 14´Es obvio que hay varios procesos de diversificación posibles en los sistemas magmáticos que pueden funcionar solos o combinados para crear un rango considerable en composición química de las rocas derivadas. Pero, por otro lado, existen procesos de fraccionamiento cristal-líquido que ocurren en la zona de origen en donde se genera el magma, que son más o menos inversos con respecto a los que acabamos de describir. Dichos procesos, que incluyen anatexis o fusión parcial y segregación de magma, dan lugar a magmas variados, los cuales pueden subsecuentemente ser más diversificados debido a los procesos antes mencionados (mezcla, contaminación y diferenciación magmática).Investigaciones geofísicas y petrológicas indican que la peridotita sólida del manto superior, compuesta por olivino más piroxeno, puede sufrir fusión parcial localmente, formando una pequeña porción de basalto líquido en equilibrio con ella. Durante esta fusión incompleta, los componentes químicos basálticos Si, Al, Fe, Na y otros son disueltos. La composición química exacta del líquido depende de la cantidad producida de magma (2%, 12% , etc.), así como también de la presión y de la composición de la fuente peridotítica. Por ejemplo, algunas peridotitas parecen contener pequeñas cantidades de flogopita que bajo fusión parcial da lugar a líquidos enriquecidos en K. De esta manera en la región del manto se pueden producir magmas de composición química variable. En resumen lo que puede ocurrir en estas regiones es 1. Segregación de magmas a partir de una peridotita, 2. recolección de pequeños volúmenes de magma en volúmenes mayores y 3. ascenso debido a densidad.

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En conclusión existe un magma inicial original o primario que puede ser relatívamente variado y sobre el cual actúan procesos de diversificación secundaria que producen magmas menos primitivos o más evolucionados.

Conjuntos de Rocas (“Rock Suites”)Normalmente cuando se estudia un grupo de rocas magmáticas de una región determinada, vemos que ellas comparten algunas propiedades químicas, en la literatura científica estos grupos han sido denominados de diversas formas tales como asociaciones, series, conjuntos e incluyen el concepto adicional de ubicación geográfica o provincia petrográfica. El reconocimiento de un conjunto de rocas implica que los miembros dentro de él están de algún modo relacionados genéticamente, pero no siempre es fácil averiguar cómo es que están relacionados. Estos conjuntos definen una clasificación que hemos mencionado anteriormente y que actualmente es muy usada por los petrólogos.Transp 14”Rocas alcalinas: Tienen concentraciones relativamente altas de álcalis (Na, K) con respecto a la sílice, de tal manera que comúnmente se encuentran subsaturadas en sílice y contienen nefelina. Estas propiedades químicas se manifiestan por la presencia de minerales como feldespato potásico, feldespatoides (a veces excluyendo al feldespato en tipos de rocas extremadamente subsaturadas), piroxenos ricos en álcalis y anfíboles ricos en álcalis. Piroxenos pobres en Ca (como la hiperstena) nunca se presenta en rocas alcalinas. Las rocas alcalinas más comunes pertenecen al conjunto del basalto alcalino de olivino el cual incluye tanto basaltos como otros tipos más félsicos.Rocas subalcalinas: Tienen mayor cantidad de sílice con respecto a los álcalis y consecuentemente tienen generalmente ortopiroxeno o cuarzo y nunca feldespatoides. Rocas subalcalinas pueden ser además subdivididas en conjunto toleítico y conjunto calcoalcalino. El conjunto toleítico comprende principalmente basaltos pero incluyen también rocas más félsicas y muestra un mayor grado de enriquecimiento en Fe y concentraciones bajas de aluminio. El conjunto calcoalcalino comprende las asociaciones volcánicas comunes basalto-andesita-dacita-riolita e intrusivas gabro-diorita-granodiorita-granito, los cuales contienen combinaciones de olivino, clinopiroxeno rico en calcio, ortopiroxeno pobre en Ca, hornblenda, biotita, feldespatos y cuarzo.En casos muy raros algunas rocas magmáticas tienen (Na2O+K2O)>Al2O3; el exceso de álcalis con respecto al aluminio que se necesita para hacer feldespatos o feldespatoides en estas rocas peralcalinas reside en minerales máficos ricos en álcalis.Transp. 15Esta figura es un ejemplo que muestra como podemos diferenciar algunos de estos conjuntos en base a la composición química, los cuales es importante identificar ya que se conocen correlaciones entre conjuntos de rocas y ambientes de placas tectónicas y aunque existen excepciones, existe un patrón general como el siguiente:regr. Transp 14”

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Ambiente de Placas Tectónicas Suite de rocas magmáticasRift oceánico Toleítico, allgunos marginalmente

alcalinosRift continental Toleítico, alcalino, peralcalinoZona de subducción Calcoalcalino, escaso alcalinoIntraplaca Todos los conjuntos excepto el

calcoalcalinoTransp. 16, 17 y 18regr. Transp 14”Distribución de ElementosLos átomos de elementos distintos prefieren distintos tipos de ambientes químicos en los cuales residen. Esto está demostrado por la distribución de elementos en los meteoritos en los cuales ellos se presenta en su forma elemental metálica, o formando sulfuros, o formando silicatos (u óxidos). Es claro que Fe, Ni y Co prefieren formar fases metálicas, Cu y Zn prefieren combinarse con S y Si, Al, Mg, Ca y K se combinan con O. Otros elementos, quizá Ti y Na son un poco más indiferentes. En vista de estas afinidades hace varias décadas el geoquímico V.M. Godschmidt, clasificó los elementos de la siguiente manera:

Siderófilos (afinidad por fase metálica)

Fe, Co, Ni, Pd, Pt, Mo

Calcófilos (afinidad por fase sulfurada)

S, Cu, Zn, As, Ag, Au, Hg, Bi, Pb

Litófilos (afinidad por fase silicatada)

Li, Be, O, Na, Mg, Al, Si, K, Ca, Ti, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Th, U y las tierras raras (REE) los cuales incluyen a La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb, Lu

En la tierra en conjunto, los elementos siderófilos se encuentran más concentrados en el núcleo, litófilos en el manto y la corteza y siderófilos en yacimientos de minerales metálicos.A pesar de que se hace un mayor énfasis en los elementos mayores, en las últimas décadas se ha hecho evidente que los elementos traza pueden ser muy significativos en la evolución de muchos sistemas magmáticos. Debido a sus bajas concentraciones (en el rango de ppm), ellos no gobiernan la presencia de los minerales principales tales como feldespatos, piroxeno y otros, ellos ocurren más bien como elementos dispersos en cualquier fase, en la que alcancen la estabilidad bajo las condiciones de P y T reinantes. En este sentido algunos elementos menores como el Mn y Ti pueden ser considerados como trazas siempre y cuando no se forme ningún mineral que contenga el elemento como componente estequiométrico principal, tal como ilmenita (FeTiO3).La importancia de los elementos traza en los modelos petrogenéticos se basa en que sus concentraciones relativas en minerales diferentes en una roca pueden variar significativamente; la composición de elementos traza de un magma puede por ello establecer las bases de la naturaleza del magma original, especialmente qué minerales estuvieron presentes y donde se

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disolvieron para dar lugar a una fusión parcial y qué minerales pueden haber estado envueltos en procesos de fraccionamiento subsequente. Cualquier variación en la concentración de elementos mayores debida a procesos de evolución del magma son generalmente menores en comparación con las variaciones que sufren los elementos traza.Modelos petrogenéticos basados en elementos traza pueden ser hechos cuantitativamente debido a la precisión de los análisis y debido a que en los últimos años existe un incremento grande de datos con respecto a su distribución o partición o coeficientes. Si un mineral particular está en equilibrio químico con un magma silicatado, el coeficiente de distribución, Kp, es el cociente entre los grados de concentración de un elemento traza específico en estas dos fases.

Kp = concentración en el mineral/concentración en el magma

Los elementos traza pueden ser clasificados como incompatibles si Kp<<1 y compatibles si Kp>1. Si consideramos un magma del cual ya se han diferenciado cristales de uno o más minerales, es decir un magma que coexiste con un sólido cristalino, los elementos incompatibles están preferencialmente concentrados en el magma y los compatibles en el sólido, es decir elementos compatibles están enriquecidos en las fases cristalinas y empobrecidos en un magma coexistente. Durante la fusión parcial en el magma del manto peridotítico (olivino + ortopiroxeno + clinopiroxeno ± granate), por ejemplo Rb, Sr, Ba y elementos de tierras raras (REE) están altamente concentrados en él por factores mayores que 1000. Durante el fraccionamiento cristal-líquido el magma residual separado de los cristales está enriquecido de manera similar en estos elementos los cuales serán entonces incompatibles. El fraccionamiento de olivino desde un magma basáltico dejaría al magma residual por ejemplo empobrecido en Ni, el cual es un elemento compatible del olivino. Se debe recordar que el hecho de que un elemento sea o no compatible depende completamente de qué mineral existe en el sistema. Por ejemplo, Sr está enriquecido como un elemento incompatible en el magma de un basalto que está cristalizando mientras olivino y piroxenos se están formando, pero cuando cristaliza la plagioclasa, ésta toma el Sr del magma como un elemento compatible.Transp. 19Los factores principales que cuentan para los diferentes coeficientes de partición y para que un elemento sea o no compatible son el radio y la carga del ion. En esta tabla se puede ver por qué, Rb, Sr, Ba, las tierras raras y otros son incompatibles con respecto a los minerales en la peridotita; sus radios son muy grandes para ser tolerados en las posiciones de Mg, Fe, Ca, Si y Al en los minerales de la peridotita. El tamaño y la carga de Ni sin embargo son cercanos a Mg y así Ni substituye a Mg en los minerales máficos y es un elemento compatible con respecto a ellos.Transp. 20

Transp. 1

Granito y Granodiorita

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Características generales mineralógicas y químicas

Granito y granodiorita son rocas masivas de grano principalmente grueso, cuyos minerales principales son cuarzo, feldespato alcalino, ± plagioclasas y máficos. Con respecto a la presencia volumétrica de minerales claros se definen los siguientes parámetros:- Cuarzo entre 20 y 60%- Feldespato alcalino entre 10 y 100% de todos los feldespatos- Plagioclasa entre 0 y 90% de todos los feldespatos

La cantidad de feldepato alcalino presente en el total de feldespato define si es- Granito (>35% de feldespato alcalino) o- Granodiorita (35-10% de feldespato alcalino)

Entre los feldespatos alcalinos se considera a todos los feldespatos potásicos y a los feldespatos potásicos/sódicos, así como a la plagioclasa albita con máximo 5% de contenido de anortita.Según la cantidad de minerales máficos presentes se diferencian variedades “leuco” o “mela” de las categorías principales de granitos. Estas pueden ser- Leucogranito (0-5% de máficos), melagranito (>20% de máficos)- Leucogranodiorita (0-5% de máficos), melagranodiorita (>25% máficos)

Estas nomenclaturas permiten identificar casi todas las ocurrencias de rocas graníticas en una primera observación general. Un gran número de otros nombres de rocas se pueden encontrar en la literatura, para señalar tipos especiales de estas rocas lo cual muchas veces incluye el contexto geográfico.Transp. 2

Transp. 3Minerales PrincipalesCuarzo, feldespato alcalino o potásico/sódico (ortosa, microclina), plagioclasa (albita o plagioclasa con máximo 35% de contenido de anortita), biotita, muscovita, anfíboles (hornblendas) y piroxenos (augita)

Minerales AccesoriosCircón, apatita, titanita, monacita, topacio, turmalina, epídota, magnetita, ilmenita, hematita, etc.Transp. 4

Regr. transp. 1

Diorita y TonalitaEn este grupo se incluye a la diorita, cuarzodiorita y tonalita principalmente.Transp. 5Diorita: Contiene plagioclasas, biotita o anfíboles o piroxenos o todos estos máficos como minerales principales. Como minerales accesorios contiene sulfuros, cuarzo (no más de 5% de los minerales félsicos), feldespatos alcalinos, titanita, apatito, circón, etc. Las plagioclasas presentan contenidos de anortita menores a 50%.

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Cuarzodiorita: Presenta una mineralogía similar a la diorita, pero el contenido de cuarzo varía entre 5 y 20% de los minerales félsicos.

Tonalita: En este caso cuarzo representa más del 20% de los minerales félsicos.

Regr. transp. 1Transp. 6

Gabro y NoritaLos gabros están compuestos por plagioclasas (contenido de anortita >50%), clinopiroxenos ± olivino, ortopiroxenos, sulfuros y accesorios. Norita es una roca con mayor cantidad de ortopiroxenos que clinopiroxenos. La principal diferencia con las rocas de la familia de la diorita es el contenido de anortita de las plagioclasas, ya que en las dioritas este es menor de 50% y en los gabros es mayor.Dependiendo de la cantidad de máficos se reconocen leucogabros y leuconoritas (10-35%) y melagabros y melanoritas (65-90%).Diabasas y doleritas son equivalentes subvolcánicos de estas rocas, las cuales se presentan como relleno de diques y sills

Regr. transp. 1Transp. 7

Sienita y MonzonitaEstas rocas presentan menos de 20% de cuarzo, plagioclasas entre 10 y 65% y feldespato alcalino entre 35 y 90%, habiendo comúnmente mayor cantidad de feldespatos alcalinos que plagioclasas. Dependiendo de la relación entre el feldespato alcalino y la plagioclasa presentes se distinguen: Sienita de feldespato alcalino (90:10 hasta 65:35), monzonita (65:35 hasta 35:65). En base al contenido de cuarzo se reconoce cuarzosienita (cuarzo entre 5 y 20%).

Transp. 7’

PeridotitaRoca ultramáfica con más de 40% en volumen de olivino. Una variedad común es la dunita la cual tiene más de 90% de olivino. Los minerales principales aparte de olivino son clinopiroxenos y ortopiroxenos. Como minerales accesorios se pueden presentar granates, espinela cromita y otros.

Transp. 8

Riolita y DacitaRiolita y dacita son los equivalentes volcánicos de granito y granodiorita, por lo cual se considera las mismas características mineralógicas que para estas rocas, siendo definitorio el contenido de cuarzo mayor a 20%. Sin embargo se pueden diferenciar los siguientes términos:- Riolita de feldespato alcalino: con más de 90% de feldespato alcalino del

contenido total de feldespato y hasta 15% de minerales máficos.

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- Riolita: con feldespato alcalino entre 90 y 65% del total de feldespatos y hasta 15% de minerales máficos.

- Riodacita: con feldespato alcalino entre 65 y 35% del total de feldespatos y hasta 20% de minerales máficos.

- Dacita: con feldespato alcalino entre 35 y 10% del total de feldespatos y hasta 25% de mnerales máficos.

También se aplican los términos “mela” y “leuco” en cada caso dependiendo de la cantidad de minerales máficos presentes.La obsidiana es el nombre del vidrio volcánico más común el cual tiene composición química como las rocas de este grupo.

Transp. 9

AndesitaRoca volcánica subvolcánica, de composición intermedia con plagioclasa como el feldespato más importante y minerales máficos hasta 40% del total del volumen de minerales presentes. Las plagioclasas tienen hasta 50% de contenido de anortita y los minerales máficos son principalmente piroxenos y anfíboles. Magnetita está casi siempre presente. Otros minerales principales pero en menor cantidad que los anteriores son feldespato alcalino, cuarzo, biotita y menos olivino.

Transp. 10

BasaltosSon rocas volcánicas con contenido de minerales máficos entre 40 y 70%, siendo plagioclasas los minerales claros principales y tienen más de 50% de contenido de anortita. Los minerales máficos predominantes son los piroxenos, olivino es además muy común.Las doleritas y diabasas mencionadas antes como variedades subvolcánicas de gabro pueden ser naturalmente consideradas variedades de basalto dependiendo de la textura.Transp.11

Transp.12

Rocas PiroclásticasSe forman por el rompimiento de roca o lava durante eventos volcánicos y la consecuente deposición de estos materiales. Los pedazos rotos de roca pueden ser de composición magmática volcánica o de cualquier tipo. Algunas rocas piroclásticas presentan contenidos altos de rocas de origen distinto al volcánico. El depósito de los materiales ocurre por:- Caida desde el aire sobre la superficie terrestre.- Caida desde el aire sobre el agua- A partir de una corriente piroclástica en la superficie terrestre o que llega al

agua- En erupciones subacuáticas explosivas.Las partículas o piroclastos son normalmente subdivididos por el tamaño:- Cenizas (hasta 2 mm)- Lapilli (entre 2 y 64 mm)

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Bombas y bloques (más de 64 mm). Las bombas y bloques se diferencias en que las primeras son pedazos de lava y las segundas más bien de roca preexistente.

Transp. 1

Petrología de Rocas Sedimentarias

Como ya sabemos en los ambientes sedimentarios dominan por un lado erosión y transporte y por el otro sedimentación. La mayoría de procesos de intemperismo y erosión a través de los cuales se disgrega material clástico o se ponen en solución iones y moléculas tienen lugar en ambientes continentales. Aspectos como el clima, las condiciones geológicas locales y la topografía comandan el tipo y la cantidad de los materiales liberados. En cuanto a los medios sedimentarios, aquellos que son continentales son principalmente de carácter fluvial, glaciar, lacustre y desértico. La mayoría de los ambientes sedimentarios costeros son deltas, lagunas, llanuras mareales, sabkhas, playas, y los de ambiente de mar abierto son la plataforma y la cuenca profunda en los cuales predomina sedimentación pelágica y turbidítica. Entre todas las rocas que provienen de estos ambientes se puede formar un espectro completo de distintas litologías sedimentarias. El reconocimiento de las características de muchos sedimentos permite el reconocimiento de rocas antiguas formadas de manera similar durante la historia geológica de la tierra.

Facies SedimentariasUna vez caracterizadas e identificadas las rocas sedimentarias, y establecida su posición estratigráfica, se recurre al concepto de facies. Bajo el término facies se entiende la apariencia y características de una determinada roca sedimentaria, las cuales la distinguen de otras. Características para la diferenciación de distintos tipos de facies son la composición mineralógica, el tamaño de grano, la textura, las estructuras sedimentarias, el contenido fosilífero y el color.Las litofacies se basan en las características petrográficas de los sedimentos, mientras que las biofacies se basan en el contenido fosilífero. En detalle pueden ser también diferenciadas subfacies. Se habla de microfacies cuando debido al estudio microscópico de rocas que en el campo son muy parecidas, bajo el microscopio revelan diferencias definidas. Esto ocurre especialmente en el caso de rocas carbonatadas. El término facies puede entonces ser definido en base al sedimento mismo (por ejemplo: facies de arenisca con laminación cruzada) o al proceso de sedimentación (por ejemplo: Facies de barra fluvial) o al medio de depósito (por ejemplo Facies perimareal). Solo el primer caso es una definición objetiva, en los otros dos casos se trata más bien de interpretaciones. Diferentes tipos de facies se presentan comúnmente relacionadas unas con otras. La repetición de series de secuencias de facies es muy común.Muchos factores controlan e influyen la sedimentación, así como también determinan el tipo de sedimento y la facies. Factores importantes son: 1. El

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agente de sedimentación, 2. el medio de sedimentación, 3. los procesos tectónicos y 4. el clima. Los sedimentos pueden ser depositados debido a la acción de distintos agentes, como por ejemplo viento, agua en movimiento, como en el caso de los ríos, corrientes mareales, tempestades y olas, crecimiento insitu de edificaciones biogénicas como en el caso de los arrecifes, deposición directa de minerales como en las evaporitas, entre otros. El mecanismo de sedimentación deja huellas en los sedimentos en forma de texturas y estructuras sedimentarias. Algunos procesos sedimentarios son típicos de un medio de sedimentación, mientras que otros pueden ocurrir en distintos medios sedimentarios. Medioambientes pueden ser caracterizados en base a parámetros físicos, químicos y biológicos y pueden representar tanto erosión como no deposición o sedimentación. La profundidad del agua, las características de la corriente y la salinidad son parámetros físicos importantes propios de medios sedimentarios subacuáticos e influyen y controlan a los organismos, los cuales viven sobre o en los sedimentos o producen sedimentos. Los factores químicos como los valores de Eh y pH de aguas superficiales y porales influyen en la vida de organismos y comandan la deposición de minerales. Las condiciones tectónicas tienen un significado muy especial, ya que determinan el medio de sedimentación, si es que por ejemplo se trata de un cratón estable, una cuenca intramontañosa o una zona de “rift”. El clima juega un papel de importancia en el intemperismo y la erosión. De ello depende también la composición mineralógica de los sedimentos clásticos terrígenos. También depende del clima la formación de algunos tipos particulares de rocas como por ejemplo calizas y evaporitas. Otros dos factores, también comandados por las condiciones climáticas y tectónicas, son el aporte de sedimento clástico y la productividad orgánica. El aporte de sedimento juega un papel importante, si es bajo, se fomenta la formación de caliza, evaporitas, fosfatos y menas de fierro sedimentario. Alta productividad orgánica es importante para la formación de calizas, fosfatos, cherts, carbón y lutitas hidrocarburíferas.Muchas características faciales dependen de los procesos de sedimentación y del medioambiente de sedimentación. Como existe un número limitado de medioambientes sedimentarios, en el pasado geológico se formaron según el medio de formación tipos de facies similares a las actuales. Las diferencias que caracterizan a la facies dependen de la composición del sedimento, la cual depende de la zona de aporte, y también del contenido fosilífero, el cual está condicionado por la edad, así como por las condiciones climáticas y tectónicas. En base a análisis hechos en medios sedimentarios recientes y antiguos se han elaborado modelos esquematizados de facies, los cuales pueden estar relacionados verticalmente. Estos modelos facilitan la interpretación de secuencias de rocas y permiten predicciones sobre el medio ambiente de sedimentación y sobre la geometría de las rocas en estudio. Existe un principio que comanda la distribución de una secuencia vertical de facies y las correlaciones entre ellas. Este se refiere a que solo pueden superponerse aquellas facies que se pueden presentar espacialmente una al lado de la otra, bajo la condición, de que la sedimentación no sufra interrupciones largas. Cambios verticales de facies se refieren a cambios en las condiciones de sedimentación y a cambios en los procesos

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externos que influencian en la sedimentación. Procesos externos que posibilitan un cambio de facies son principalmente movimientos tectónicos tanto menores como mayores, así como cambios climáticos. Ambos procesos influencian en la altura relativa del nivel del mar, el cual en el desarrollo de facies representa un factor importante así como el aporte de sedimentos tal como fue mencionado antes.

Transp. 2Minerales que conforman las Rocas SedimentariasEn esta tabla se observan los minerales que frecuéntemente ocurren en rocas sedimentarias. La identificación de muchos de estos minerales se realiza principalmente al microscopio, especialmente en el caso de areniscas y calizas. En estos estudios se calculan los contenidos porcentuales de cada una de las especies minerales presentes.También bajo el microscopio se identifican muchos de los procesos diagenéticos ocurridos en la roca.Otros estudios que se hacen en este sentido es utilizando la difractometría de rayos-X.

Transp. 3Sedimentos y Rocas Sedimentarias ClásticasLos sedimentos clásticos dan lugar a una variedad de rocas que van desde las lutitas de tamaño de grano muy fino hasta los conglomerados y brechas, pasando por areniscas de tamaño de grano grueso. Este tipo de sedimentos están principalmente compuestos por fragmentos que provienen de rocas magmáticas, metamórficas y sedimentarias preexistentes. Los granos clásticos son separados como producto de intemperismo tanto físico como químico y luego son transportados y sedimentados. Los medios de transporte pueden ser vientos, glaciares, ríos, olas, corrientes mareales, etc. Los granos detríticos pueden ser monominerales pero también puede tratarse de fragmentos de roca. La mayoría de los clastos en estas rocas están compuestos por cuarzo y feldespatos. Cuando el tamaño de grano es muy fino predominan las arcillas, las cuales provienen principalmente de los residuos dejados por el intemperismo químico. Las arcillas son los componentes principales de las lutitas y de la matriz de distintos tipos de areniscas y conglomerados. En general se puede afirmar que la mineralogía de las rocas clásticas depende esencialmente de los procesos de intemperismo, los cuales a su vez dependen de factores climáticos y del contexto geológico de la zona de aporte, la cual comúnmente es una zona montañosa, pero también puede tratarse de regiones con poco relieve o de la línea de costa. La composición de los sedimentos también depende de la distancia de transporte y de los procesos diagenéticos.Dos características importantes de estas rocas son la textura y las estructuras sedimentarias, las cuales pueden formarse durante la sedimentación, pero también después de ella, es decir durante la diagénesis.

Texturas de las Rocas ClásticasTransp. 4

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Tamaño de GranoAunque existen distintas sugerencias para clasificar a los sedimentos según el tamaño de grano, la aceptada y utilizada por todos los sedimentólogos es la presentada en esta tabla. De esta manera los sedimentos pueden ser clasificados dentro de cuatro clases principales: Arcilla, limo, arena y cantos. El tamaño limo puede estar a su vez subdividido en cuatro subclases, el tamaño arena en cinco y el tamaño canto en cuatro. Los términos correspondientes para material consolidado, es decir rocas, son lutita, limolita, arenisca y conglomerado o brecha. El parámetro ø se calcula como el –log2S, siendo S el tamaño de grano. Este parámetro es muy utilizado en el tratamiento estadístico de la distribución del tamaño de grano de un sedimento.El tamaño de grano se puede obtener en el campo de manera aproximada usando una lupa en el caso de arenas y areniscas o limos y limolitas, o un instrumento manual de medida en el caso de clastos y conglomerados, pero puede ser también medido de manera más exacta en laboratorio haciendo uso de cernidores y procesos de decantación, esto último en el caso del tamaño arcillas. En el caso de material consolidado como areniscas o limolitas se hace uso del análisis microscópico en sección delgada.Como se mencionó antes, lo más exacto es hacer un tratamiento estadístico de las mediciones y obtener parámetros como la media para identificar el tamaño de grano predominante, así como el tipo de distribución, es decir definir si esta es unimodal, tiene un tamaño predominante o polimodal, en el caso de más de un tamaño predominante, como puede ocurrir en un conglomerado con gran cantidad de matriz.El tamaño de grano se ve afectado por la distancia de transporte, ya que este disminuye conforme esta distancia es mayor.Transp. 5Esta distancia también influye en la clasificación de las partículas, la cual es también determinada estadísticamente y se distribuye según se observa en la figura.El tamaño de grano es importante para diferenciar sedimentos depositados en medios sedimentarios distintos, así como tipos distintos de facies. También aporta datos sobre los procesos y fuerzas predominantes en el medio de depósito. Sin embargo se debe tener en cuenta la combinación de estos datos con las estructuras sedimentarias para realizar una interpretación más plausible del medioambiente de sedimentación.

Transp. 6Morfología de los granosLa morfología de los granos se determina en base a la forma, esferecidad y rdondeamiento del grano. La forma de los granos normalmente es de cuatro tipos básicos: Tabular, isométrica, hojosa y columnar. La esfericidad señala la cercanía o lejanía de la partícula a una esfera. El redondeamiento se refiere a la apariencia de la superficie del grano, diferenciándose 6 grados distintos de redondez desde muy anguloso hasta muy redondeado. Estos parámetros son también muy útiles para determinar el tipo de ambiente sedimentario y depende de diferentes factores. La mineralogía, el tipo de roca madre y el

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grado intemperismo juegan un papel muy importante en este aspecto, así como también el grado de rodamiento durante el transporte y el grado de corrosión y disolución durante la diagénesis.En general se conoce por ejemplo que las arenas eólicas tienen un grado de redondeamiento mejor que las arenas de río, sin embargo se debe tener en cuenta que este grado de redondeamiento puede provenir de la roca madre y que durante el transporte y dependiendo de las condiciones de éste los granos pueden ser rotos y por ello presentar bordes angulosos.

Transp. 7Clasificación de arenas y areniscasLoa depósitos arenosos incluyen arenas no consolidadas, como las que se encuentran en las playas y ríos o sus equivalentes consolidados, es decir las areniscas. Comúnmente las arenas están compuestas por fragmentos de minerales individuales pero también se presentan fragmentos líticos derivados de rocas. En arenas no consolidadas los espacios porales entre los granos están ocupados por aire o agua pero en ambientes en donde los procesos de clasificación no son activos, los granos de arena pueden estar embebidos en una matriz de material limoso o arcilloso. Los granos pueden estar soldados entre ellos debido a presión por compactación, sin adición de ningún material externo y el espacio poral se reduce o desaparace en este proceso. Las arenas pueden también litificarse debido a deposición química subsecuente de alguna sustancia entre los granos, este material secundario que actúa de ligamento se denomina cemento. En el caso de arenas que presentan matriz entre los granos, el endurecimiento de este material puede también servir para litificar el sedimento sin la introducción de un cemento.Se han diseñado varios esquemas de clasificación de rocas arenaceas, algunos se basan en principios teóricos, otros enfatizan la composición mineralógica y otros han sido desarrollados experimentalmente según las necesidades descriptivas en el campo y en el laboratorio.Las tendencias actuales son el subdividir a las areniscas en base a su contenido mineralógico, considerando o no características texturales. Algunas de las características de las areniscas pueden ser fácilmente reconocidas en el campo, pero casi invariablemente requieren confirmación por medios petrográficos y otros. El cemento no es tomado en cuenta en clasificaciones modernas, mientras que la matriz, independientemente de que sea autígena o que sea introducida posteriormente, es considerada en todas las clasificaciones. La clasificación más utilizada es la que se observa en la figura. Esta clasificación comprende una primera diferenciación en base a la cantidad de matriz presente. Si esta representa entre 0 y 15% de la roca estamos ante una arenisca pura, entre 15 y 75% se trata de una grauvaca, más del 75% de sedimento fino se trata de una limolita o lutita, dependiendo del tamaño de grano. Si entre los granos tamaño arena más del 95% son de cuarzo, estamos ante una ortocuarcita, si lo que predomina son los granos de feldespatos se trata de una arcosa y si son fragmentos líticos los predominantes la denominación es arenisca lítica. Entre estas definiciones se presentan

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transiciones conocidas como subarcosa, arenisca sublítica, grauvaca cuarzosa, grauvaca feldespática y grauvaca lítica.Transp. 8

Transp. 9Estructuras SedimentariasLas estructuras sedimentarias son características de escala mayor de las rocas sedimentarias. Se trata de laminación oblicua, ridas, marcas de flujo y de carga, huellas de pisadas de dinosaurios y huellas de gusanos. La mayoría de las estructuras se forman a través de procesos físicos durante o después de la deposición del siguiente banco o estrato. Algunas son más bien el resultado de procesos orgánicos y químicos. Las estructuras sedimentarias que se forman durante los procesos de sedimentación, tienen un gran significado para la interpretación de las condiciones que imperan en el medioambiente sedimentario, como la profundidad del agua, la fuerza del viento, etc., así como también para el reconocimiento de la base y el techo en una secuencia volcada o invertida o para la identificación de direcciones de paleocorrientes. Muchas de estas estructuras varían en tamaño entre decímetros hasta decenas de metros. En el laboratorio se han llevado a cabo una serie de experimentos para identificar la formación de estructuras sedimentarias, obteniéndose datos muy valiosos sobre las condiciones de formación de los sedimentos y de rocas sedimentarias antiguas.Transp. 10, 11 y 12.

Rocas CarbonatadasLos procesos de orden biológico y bioquímico juegan un papel principal en la formación de rocas carbonatadas. La decantación inorgánica de CaCO3 a partir del agua de mar ocurre de manera muy escasa salvo algunas pocas pero importantes excepciones. Después de la sedimentación pueden ocurrir procesos químicos y físicos durante la diagénesis, los cuales transforman los sedimentos carbonatados a veces intensamente. Las rocas carbonatadas a nivel mundial se presentan prácticamente en cada formación geológica desde el Cámbrico. Estas rocas documentan la aparición y extinción de organismos invertebrados con esqueleto calcáreo. Los carbonatos del Precámbrico están compuestos comúnmente por dolomías. Muchas de estas rocas contienen estromatolitos (algas).El significado económico de las rocas carbonatadas se basa hoy en día en sus características de roca reservorio. Muchas de las reservas más grandes de petróleo a nivel mundial ocurren en carbonatos. En calizas se encuentran también yacimientos de Pb y Zn del tipo Mississippi Valley. Las rocas carbonatadas tienen además un espectro de uso químico e industrial muy amplio.Debido a los eventos geológicos recientes, especialmente las glaciaciones pleistocénicas, no son muy extensos los carbonatos que actualmente se forman en ambientes marinos someros.Transp. 0

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En el pasado por el contrario mares epicontinentales someros cubrieron periódicamente regiones continentales, de tal manera que se depositaron rocas carbonatadas sobre superficies de varios miles de Km2. Los organismos con esqueleto carbonatado se encuentran en todos los mares del planeta, es así que sedimentos carbonatados pueden formarse casi en cualquier lugar. Sin embargo existen varios factores que controlan la deposición de carbonatos. Los más importantes son la temperatura, la salinidad, la profundidad del agua y el aporte de sedimentos siliciclásticos. Muchos organismos con esqueleto carbonatado como en el caso de los corales que forman arrecifes, y muchas algas calcáreas, necesitan de agua relativamente caliente para poder desarrollarse.Transp. 0’La mayoría de todas las rocas carbonatadas se encuentran por ello en regiones climáticas tropicales a subtropicales, es decir entre 30º S y 30º N de la línea ecuatorial. Del mismo modo en regiones de latitudes bajas se formaron la mayoría de las rocas carbonatadas del Fanerozoico. Arenas carbonatadas sin embargo se encuentran excepcionalmente también en latitudes mayores, por ejemplo a lo largo de las costas de Irlanda y Noruega, en donde algas rojas (especialmente Lithothamnium) y moluscos conforman gran parte del sedimento, lo cual también ocurre en la costa de Australia. Prácticamente no se encuentra rocas carbonatadas antiguas en latitudes medias a altas. Una excepción es la ocurrencia del Oligoceno en Nueva Zelanda. Muchos organismos con esqueleto carbonatado dependen principalmente de la salinidad y la profundidad del agua. Estos organismos viven preferencialmente en zonas de agua marina somera con presencia de corrientes y salinidad normal. Lodos carbonatados se encuentran en la región de los fondos oceánicos profundos. Estos lodos se componen principalmente de organismos pelágicos que viven en la zona superior fótica.Transp. 0”Debido al alto grado de disolución de los carbonatos a profundidades de varios kilómetros, se encuentra en zonas muy profundas muy poco sedimento carbonatado. Un factor súmamente importante para la deposición de carbonato es la exclusión de sedimentación terrígena o siliciclástica. El aporte de grandes cantidades de materiales siliciclásticos evita la formación de roca carbonatada.Transp. 0”’

Mineralogía de las rocas carbonatadasEn sedimentos recientes y subrecientes se presentan principalmente dos minerales de CaCO3: Aragonito (rómbico) y calcita (trigonal). Dependiendo del contenido de Mg se diferencian dos tipos de calcita: Calcita pobre en Mg con menos de 4 mol% de MgCO3 (comúnmente denominada calcita) y calcita rica en Mg con más de 4 mol% de Mg, por lo general con MgCO3 entre 11 y 19 mol%. En comparación aragonito tiene un contenido de Mg muy bajo (<5000 ppm) pero puede llegar a tener hasta 10000 ppm (1%) de Sr substituyendo las posiciones de Ca en la estructura interna.Transp. 0iv

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La composición mineralógica de los sedimentos carbonatados recientes depende principalmente del tipo de componente granular (organismo u otros) presente, ya que los esqueletos carbonatados de organismos tienen una mineralogía específica (calcita rica en magnesio o aragonito) o se componen incluso de una mezcla de minerales diferentes (tabla 4.1).El aragonito es metaestable y la calcita rica en Mg tiende a perder el Mg con el tiempo, por ello todos los sedimentos carbonatados son transformados a calcita. Dolomita CaMg(CO3)2 se puede formar en sedimentos y en rocas carbonatadas. Cuarzo terrígeno y arcillas, así como pirita, hematita, chert y fosfato de procedencia diagenética se presentan en rocas carbonatadas como componentes no carbonatados. Minerales evaporíticos, en especial yeso y anhidrita pueden ocurrir junto con rocas carbonatadas.

Transp. 0v (arriba)Componentes de las rocas carbonatadasLas calizas son de composición muy variable. Sin embargo es posible agrupar a sus componentes en cuatro tipos: 1: Granos no biogénicos, 2: granos biogénicos (fragmentos esqueletales), 3: Micrita y 4: Cemento.

Componentes no biogénicosTransp. 1OolitosSon granos redondeados compuestos por una o más lamelas concéntricas alrededor de un núcleo. El núcleo está compuesto por una partícula carbonatada o un grano de cuarzo. A pesar de que el término oolito es aplicado a partículas de diámetro menor a 2 mm, la mayoría de los oolitos ocurren en tamaños entre 0.2 y 0.5 mm. Oolitos con diámetro mayor a 2 mm son conocidos como pisolitos. Los oolitos se forman en zonas acuáticas en movimiento, en donde frecuéntemente son depositados en forma de ondulaciones arenosas, dunas de arena y ridas debido a corrientes mareales y tempestades. En la plataforma de las Bahamas se forman elevaciones de oolitos en el borde externo de la plataforma. En el Golfo Pérsico se forman en deltas mareales en la desembocadura de canales que cortan islas barrera. La profundidad del agua en la que ocurren oolitos normalmente es menor a 5 m, sin embargo puede llegar a 10 o 15 m.Prácticamente todos los oolitos marinos recientes, como en las Bahamas y en el Golfo Pérsico, están compuestos por aragonito y presentan una superficie lisa. Los oolitos de calizas fósiles están compuestos por calcita, a no ser que hayan sido silicificados o dolomitizados. La microestructura característica de oolitos marinos recientes es de cristales de aragonito aciculares de 2 µ de largo ordenados tangencialmente al centro del oolito. Los oolitos pueden contener sustancias orgánicas, principalmente entre las lamelas.Se ha discutido el modo de formación de los oolitos. Actualmente se acepta que tanto procesos bioquímicos como procesos anorgánicos juegan un papel

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importante. El agua de mar de zonas costeras tropicales se encuentra sobresaturada en CaCO3 y se sabe que en relación a aguas a temperaturas relativamente elevadas y en contínuo movimiento esta sobresaturación es suficiente para que se produzca una deposición de carbonato de calcio alrededor de un núcleo. La formación bioquímica de los oolitos se basa en la presencia de sustancias orgánicas que se detectan tanto cubriendo como en el interior de los oolitos. A través de la identificación de un cierto contenido de proteinas en la matriz de los oolitos es que se considera que es posible otro proceso orgánico, en el cual los aminoácidos presentes posibilitan la deposición de carbonato de calcio. La generación de oolitos artificiales en laboratorio ha mostrado que los compuestos orgánicos presentes en el agua y que sirven para la formación de oolitos de aguas tranquilas son esenciales, mientras que por otro lado los oolitos formados en aguas en movimiento se producen a través de deposición anorgánica de carbonato de calcio.Transp. 2Pelets o peloidesSe trata de granos esféricos, cilíndricos o angulosos, compuestos por micrita y que no muestran estructura interna. Al igual que los oolitos los peloides pueden tener tamaños de varios milímetros, sin embargo la mayoría presentan diámetros en el orden de 0.1 a 0.5 mm. La mayoría de los peloides tienen origen fecal y a ellos se les denomina pelets. Organismos como los gasterópodos, crustáceos y otros producen este tipo de pelets. Los pelets tienen una forma regular y tienen alto contenido de materia orgánica. Frecuentemente se presentan en sedimentos en medioambientes protegidos como en lagunas costeras y llanuras mareales. Los peloides son componentes frecuentes de las calizas y muchas calizas micríticas que pareciera que no contienen partículas de tamaño arena están en realidad compuestas por pelets, los cuales por efecto de la diagénesis pueden ser deformados o “uniformizados”.

IntraclastosLos intraclastos son fragmentos de sedimentos consolidados o parcialmente consolidados. El tipo más común está representado por fragmentos tabulares compuestos por micrita, los cuales están compuestos por lodos formados en regiones perimareales.5 Slides sobre oolitos

Transp. 3Componentes biogénicosLos fragmentos biogénicos o esqueletales o bioclastos en las rocas carbonatadas reflejan la distribución de los organismos tanto en el tiempo como en el espacio. Es decir a través del tiempo geológico cada una de las diferentes especies presentes en las rocas carbonatadas ha tenido épocas de mayor o menor abundancia. La identificación de estos organismos se practica básicamente en sección delgada y bajo el microscopio, siendo importante su identificación ya que la mayoría de ellos aportan datos de primordial importancia para la identificación del medioambiente de sedimentación. Los más importantes entre ellos son:

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Transp. 4MoluscosEntre ellos se considera principalmente a bivalvos, gasterópodos y cefalópodos. Se encuentran en las rocas carbonatadas durante todo el Fanerozoico y son los más comunes entre todos los bioclastos. Originalmente se componen de aragonito y se presentan en aguas poco profundas. Los cefalópodos más importantes por su distribución en el Fanerozoico son los ammonites.Dos slidesBraquiópodosSon especialmente abundantes en el Paleozoico y Mesozoico en carbonatos de aguas someras. Originalmente sus caparazones se componen de calcita o calcita rica en Mg.Un slideEquinodermosSe componen de equinoideos y crinoideos, estos últimos se encuentran en carbonatos de plataforma abierta, es decir de aguas algo más profundas que los anteriores.Un slideTambién corales, foraminíferos, artrópodos, algas, etc.Transps. 5, 5’, dos slides

Transp. 7MicritaMuchas rocas carbonatadas poseen una matriz de tamaño de grano fino comumente oscuro o están compuestas entéramente por este material. Este material es conocido como micrita, en la cual los pequeños cristales de calcita no son mayores a 4µ.2º, 3er y 4º slides

Terminología de las Rocas CarbonatadasTransps. 8, 9, 10 y 11, slides, Transp. 11’

Diagénesis de las Rocas CarbonatadasCementaciónTransp. 12La cementación de sedimentos carbonatados ocurre o puede ocurrir durante prácticamente toda la historia disgnética del mismo, es decir incluso desde el momento mismo de la sedimentación. Es así que en la zona afectada por las mareas o en la zona por encima de ellas, en donde solo eventualmente llega la acción del mar conocida como supramareal o en la zona por debajo de la acción de las mareas conocida como submareal se registra cementación en sedimentos carbonatados recientes de los tipos que se observan en la figura.Transp. 13Cementación también se registra en rocas antiguas en las cuales se evidencia además que el cemento presente o final o avanzado muchas veces reemplaza

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al cemento temprano y en casos especiales se reconoce aún rasgos de este último.Slides 1, 7, 8, 9 y 10

Transp. 14CompactaciónEs un proceso que se presenta en distintas magnitudes y con distintos efectos como se puede apreciar en la figura, siendo los estilolitos los principales representantes de un estadío avanzado de estos procesos.

Transp. 15DolomitizaciónConsiste en la transformación de carbonatos de calcio en carbonato de calcio y magnesio, es decir dolomita. Esta transformación puede tener lugar tanto diréctamente después de la sedimentación en lo que se conoce como dolomitización de diagénesis temprana como durante estadíos más avanzados de la diagénesis.En la figura se observan los ambientes en los cuales ocurre dolomitización temprana. Lo básico es que el agua de los poros de los sedimentos está enriquecida en Mg con respecto al Ca debido a que éste ha sido utilizado para la formación de aragonito y yeso en el caso en que la evaporación sea intensa. También se puede producir debido a la mezcla con agua meteórica enriquecida en Mg.Transp. 16

Transp. 17Porosidad

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Rocas Metamórficas

Metamorfismo es el término que se ha dado al proceso o los procesos por medio de los cuales la mineralogía y/o textura de una roca pre existente (sedimentaria, ígnea o una previamente metamorfizada) han sido cambiados. Todos los cambios mineralógicos y texturales que se efectuan en una roca, esencialmente sin el desarrollo de una fase fundida de silicatos, constituyen el metamorfismo de una roca. Se asume que la composición química promedio de la roca no es cambiada salvo por la pérdida, u ocasionalmente por la introducción, de constituyentes volátiles; asi como agua o dióxido de carbono.

La presencia de numerosas texturas y estructuras en las rocas metamórficas sugieren que éstas han sido considerablemente deformadas, y/o la ocurrencia de minerales que se forman solamente a presiones elevadas indican que las rocas se encontraban a profundidades considerables de la corteza. Los principales agentes del metamorfismo son: temperatura, presión y tensión (stress), y metamorfismo es el resultado de la acción de uno o más de estos factores.

Transp. 1Clasificación Química-Mineralógica

Transp. 2FaciesLas rocas metamórficas se clasifican considerando principalmente las facies metamórficas (asociación de minerales). Todas aquellas rocas metamórficas, de la composición que sea, que han sido metamorfizadas dentro de ciertos límites amplios de temperatura y presión, se dice que constituyen colectivamente una facies metamórfica. Cada facies reconocida, ha sido nombrada de acuerdo con una roca metamórfica común que le pertenezca. La figura 146 (Mackenzie & Adams, 2000; página 155) muestra los campos de estabilidad de las diferentes facies metamórficas.

Facies de bajo grado

Facies de esquistos azules

Facies de esquistos verdes

Anfibolitas

Granulita

Eclogita

Facies de metamorfismo de contacto

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Transps. 3, 4 y 5Terminología

Foliación: Textura laminada de la roca a través se puede o no separarla en láminas

Esquistocidad: Alineamiento paralelo de los minerales.

Blasto: A los granos en rocas metamórficas se les denomina blastos.

Porfidoblasto: ….

Descripción de Rocas Importantes

Pizarra: Roca de grano fino, con clivaje planar perfecto desarrollado a lo largo de la roca, debido a la orientación de los minerales micáceos (filosilicatos). Producto del metamorfismo regional de lodolitas, limolitas y otras rocas clásticas de grano fino.

Filita: Roca de grano ligeramente más grueso que el de la pizarra, donde se reconoce macroscópicamente los granos de los minerales micáceos que le dan un brillo sedoso a las superfícies donde se muestra el clivaje. A menudo las superficies de clivaje son menos planares que en las pizarras. Estas rocas tienen el mismo origen que las pizarras, de grano algo más grueso y es el resultado de un metamorfismo más avanzado.

Esquisto: Roca de grano moderadamente grueso, esto permite la identificación macroscópica de sus componentes. Se caracterizan por un alineamiento paralelo de los minerales, lo que se denomina esquistocidad y está muy bien desarrollado en los minerales del grupo de los filosilicatos, pero también se observa en otros como en los anfíboles. Producto del metamorfismo regional.

Transp. 6, 7 y 8Gneiss: Roca de grano grueso, con granos minerales de varios milímetros de diámetro, y foliada (bandeamiento composicional paralelo a la foliación). Típicamente constituidos por bandas de cuarzo y feldespato, que se alternan con bandas de filosilicatos u otros minerales máficos. El término ortogneiss es usado para los gneisses emparentados con las rocas ígneas, mientras que paragneiss para las rocas sedimentarias. Producto del metamorfismo regional de alto grado.

Milonita: término empleado para las rocas de grano fino producidas en zonas con intensa deformación dúctil, donde los granos pre existentes fueron deformados (triturados) y recristalizados. Las rocas se muestran bandeadas, en forma de filones irregulares con lentes (ojos) de la roca original.

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Corneana (Hornfels): Rocas de grano muy fino, no presentan clivaje/esquistocidad, compuestas por un mosaico de granos aquidimensionales sin orientación preferente (textura granoblástica). Producido por metamorfismo de contacto y ante la ausencia de deformación da origen a una distribución aleatoria de sus componentes. Estas rocas muestran con frecuencia un bandeamiento composicional, heredado de las rocas pre existentes.

1 Introducción - Historia2 Cristalografía3 Estructura Interna de los Minerales4 Sistemas Cristalinos - Simetría5 Propiedades Físicas6 Propiedades Físicas7 Grupor Minerales - Elementos Nativos8 Sulfuros y Sulfosales9 Halogenuros10 Óxidos e Hidróxidos11 Sulfatos12 Carbonatos13 Silicatos, Nesosilicatos y Sorosilicatos14 Inosilicatos y Ciclosilicatos15 Filosilicatos16 tectosilicatos17 Fosfatos, Boratos y Nitratos18 Rocas - Rocas Ígneas19 Rocas Ígneas20 Rocas Ígneas21 Rocas Sedimentarias22 Rocas Sedimentarias23 Rocas Sedimentarias24 Rocas Metamórficas

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