Geologia - Rocas ígneas

Rocas Ígneas

CONSTITUCION Y COMPOSICION DE LOS MAGMAS

El magma es el material padre de las rocas ígneas. Definido muy simplemente, magma es material de roca en estado de fusión.

La solidificación del magma no tiene lugar a una temperatura definida, sino que generalmente es prolongada en el tiempo y en el lugar por la cristalización fraccionaria, un proceso por el cual progresa gradualmente la separación del líquido de los cristales.

Lava es un magma derramado por un respiradero volcánico sobre la superficie de la Tierra. El estudio de la lava fundida proporciona mucha información sobre la composición total del magma a profundidad. Sin embargo, gran parte del magma se solidifica debajo de la superficie y solo puede ser observado como producto final, o sea, como una roca ígnea, a partir de cuya observación debe inferirse la naturaleza original del magma.

El magma se define como un fluido natural, generalmente muy caliente, formado principalmente por una disolución mutua de silicatos, con algunos óxidos, sulfuros y agua, mantenidos en disolución por presión; el agua puede reducir la viscosidad del fluido, pero el calor es el factor principal para su fluidez. El termino magma puede abarcar con propiedad a los fluidos en los cuales los cristales pueden ser residuales de la fusión, o estar en proceso de crecimiento, mientras la cantidad de materia solida no dé al agregado una rigidez notable.

PETROGENESIS DE LAS ROCAS IGNEAS

DIFERENCIACION MAGMATICA

La diferenciación magmática abarca todos los procesos por medio de los cuales un magma decididamente homogéneo se descompone en fracciones desiguales que, en último término, forman rocas de composiciones diferentes.

El proceso más importante de la diferenciación magmática es el fraccionamiento del magma resultante de la cristalización.

Ciertos minerales de las rocas ígneas están por lo general asociados porque cristalizan en el mismo intervalo de temperatura. Los grupos olivino-labradorita, olivino-diopsida, oligoclasa-ortoclasa, ortoclasa-fayalita y cuarzo-fayalita son asociaciones típicas. Por otra parte, algunas parejas de minerales se asocian raras veces; entre estas están oligoclasa y el olivino, el olivino y la albita, la ortoclasa y la diopsida, y la muscovita y la labradorita. Estas relaciones implican cristalización fraccionada (fraccionamiento de cristales) de los magmas en enfriamiento.

La cristalización fraccionada es un proceso por medio del cual ceden los magmas fracciones contrastadas por separación de cristales del líquido en un magma en enfriamiento. En pequeña escala, el mecanismo funciona como resultado de ciertos cristales que no alcanzan su equilibrio con la composición variable del magma fluido. En grande escala, el asentamiento o la flotación de los cristales podrían ser eficaces, a modo de producir una separación marcada o gradual en porciones mineralógicamente contrastadas.

A medida que avanza la cristalización del magma prevalece una tendencia a que se mantenga una condición de equilibrio entre las fases sólidas y liquida. Para mantener este equilibrio, los cristales de formación temprana reaccionan con el líquido y tienen lugar ciertos cambios de composición.

En el caso de los feldespatos de plagioclasas, por ejemplo, los cristales primeramente formados son los más ricos en cal; a medida que avanza la reacción y desciende la temperatura, los cristales se vuelven progresivamente más sódicos. Esto implica que la reacción es normalmente progresiva y que se produce una serie continua de disoluciones solidas homogéneas. Los cambios de esta clase constituyen serie de reacciones continua. Ciertos minerales ferromagnesianos, por otra parte, reaccionan con la masa fundida para dar un nuevo mineral con diferente estructura cristalina y distinta composición. El olivino, por ejemplo, puede transformarse en piroxeno (hiperstena) o el piroxeno en anfíbol (hornblenda). Tales cambios bruscos constituyen lo que se conoce como una serie de reacciones discontinua.

ESTRUCTURA DE LOS MINERALES SILICATOS

Más del 90 % de la corteza terrestre está compuesta por silicatos. Estos comprenden especies tan bien conocidas como el cuarzo, los feldespatos, los piroxenos, los anfíboles y las micas. La investigación de los silicatos por medio de rayos X indica que los minerales pueden clasificarse en seis grupos bien definidos según las cadenas de tetraedros.

El tetraedro es una unidad fundamental de todas las estructuras de los silicatos, y está constituido por un ion silicio situado en el centro e iones oxígeno en las cuatro esquinas. Seis grupos principales de silicatos se establecen por los diversos modos de disposición de los tetraedros; pueden existir como unidades independientes, o estar encadenados juntos en cinco formas. Los seis grupos principales de silicatos, en orden de condensación o polimerización creciente son: nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos, filosilicatos y tectosilicatos.

- GRUPO DEL OLIVINO

El olivino común es un complejo de substitución cuya composición varía desde la forsterita, Mg2SiO4, hasta la fayalita, Fe2SiO4, y cristaliza en el sistema ortorrómbico. Estructuralmente, el olivino está formado por tetraedros independientes se SiO4, y los iones de Mg y de Fe se encuentran entre grupos irregulares de seis oxígenos y pertenecen a dos clases que no son estructuralmente idénticas. Esta estructura explica por qué los minerales de olivino no tienen crucero y se presentan generalmente como formas cristalinas de ejes iguales, o casi iguales, en todas direcciones.

Los únicos minerales de olivino formadores de roca comunes son los compuestos ricos en magnesio, aunque uno lleve cal, la moncelita, CaMgSiO4, se encuentra en las rocas ígneas maficas. Los compuestos de olivino ricos en hierro se encuentran en las rocas ígneas intrusivas.

- GRUPO DE LOS PIROXENOS

Los piroxenos forman un grupo de minerales de silicatos complejos íntimamente relacionados por sus estructuras cristalinas, sus propiedades físicas y su composición química, aunque cristalizan en dos sistemas: el ortorrómbico y el monoclínico. Estructuralmente, lo piroxenos constan de cadenas infinitas de tetraedros de SiO4 enlazados lateralmente entre sí por iones metálicos, tales como Mg y Ca, los cuales están unidos al oxígeno, pero no directamente al silicio. Como cada ion de silicio está unido a cuatro iones de oxígeno y cada oxígeno a otro de silicio o a un ion de metal, la relación de Si:O es de 1:3 dando una formula típica para los piroxenos como MgSiO3 o CaMg(SiO3)2.el diferente habito prismático de los piroxenos es una consecuencia de esta estructura interna, como lo es también el crucero típico.

Los piroxenos ortorrómbicos varían en composición desde la enstatita pura Mg SiO3, hasta alrededor de 90% de Fe SiO3. Los ortopiroxenos comunes de las rocas ígneas son todos ricos en magnesio.

El compuesto FeSiO3 rómbico puro es desconocido en el estado cristalino, pero a partir de una masa fundida de su composición cristalizaran SiO2 y Fe2SiO4 (fayalita). Tanto la enstatita como la hiperstena tienen una fase monoclínica correspondiente conocidas como clinoenstatita y clinohiperstena, respectivamente, las cuales son prácticamente desconocidas en las rocas terrestres, pero han sido reconocidas e algunos meteoritos.

- GRUPO DE LOS ANFIBOLES

Los anfíboles pueden ser considerados en función de cinco series: la antofilita, la cummingtonita-grunerita, la tremolita-actinolita, el anfíbol aluminoso y el anfíbol sódico. Todas están relacionadas por sus propiedades cristalográficas y físicas y por su composición química, y caen tanto en el sistema ortorrómbico como el monoclínico.

La estructura del anfíbol es típica de los tetraedros de SiO4 en la cadena doble; en realidad, son dos cadenas sencillas con tetraedros alternados, enlazados por un oxigeno que ambos comparten, dando una relación Si:O de 4:11, en vez de 1:3, como en las cadenas sencillas. En la estructura; las cadenas dobles corren paralelas al eje C y están unidas entre sí lateralmente por los iones metálicos. La fuerza de unión entre las cadenas no es tan fuerte como los enlaces de Si-O a lo largo de la cadena. Esto se refleja en la bien desarrollada naturaleza fibrosa o prismática de los anfíboles y en el crucero prismático.

En general, los anfíboles forman series isomorfas, y amplias substituciones de un ion por otros de tamaños semejantes pueden tener lugar, dando origen a composiciones químicas muy complejas.

- GRUPO DE LA MICA

El esquema estructural de las micas es típico de los tetraedros en hojas o laminas. Cada SiO4 tiene tres oxígenos compartidos y uno libre, por lo tanto, la composición y la valencia se representan por (Si4O10)

En la mica hay un total de doce oxígenos dos de los cuales pertenecen a los grupos de hidroxilos. El F es un elemento secundario, regularmente constante de las micas; substituye al (OH) y puede llegar a constituir hasta el 6% de algunas micas de litio. Los grupos hidroxilos están incorporados y enlazados al, al Mg o al Fe solo. La estructura entera es una sucesión de tales laminas dobles, con el ion K situado en medio. La estructura de láminas se refleja por el crucero basal perfecto de todos los miembros del grupo de las micas. Las hojuelas de mica son elásticas y fácilmente distinguibles de la clorita frágil.

La moscovita está presente en los granitos, pero la mica común de las rocas ígneas es la biotita.

- GRUPO DE LA SILICE

La sílice se representa en la naturaleza como seis minerales distintos: el cuarzo, la calcedonia, el ópalo, la tridimita, la cristobalita

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