Feldespatos

Ortosa

C OLOR: INCOLORO A PARDO. PLEOCROISMO: NO. RELIEVE: NEGATIVO

BAJO. HABITO: PRISMATICO. EXFOLACION: DOS SISTEMAS A 90°.

BIRREFRINGENCIA: BAJA. ANGULO DE EXTINCION: OBLICUO.

ELONGACION: NEGATIVA. MACLAS: SIMPLES. GRUPO OPTICO : BIAX

ICO NEGATIVO, ANGULOS 2V VARIABLE.

Microclina

C OLOR: INCOLORO. PLEOCROISMO: NO. RELIEVE: NEGATIVO BAJO.

HABITO: PRISMATICO. EXFOLIACION: D0S SISTEMAS A 90°.

BIRREFRINGENCIA: BAJA. ANGULO DE EXTINCION: OBLICUA.

ELONGACION: NEGATIVA. MACLAS: MULTIPLES EN ENREJADO. GRUPO

OPTICO: BIAXICO NEGATIVO, ANGULO DE LOS EJES OPTICOS > 80°.

Plagioclasa

C OLOR: INCOLORO. PLEOCROISMO: NO. RELIEVE : POSITIVO O

NEGATIVO, BAJO. HABITO: PRISMATICO O TABULAR. EXFOLIACION:

DOS SISTEMAS A 90°. BIRREFRINGENCIA: BAJA. ANGULO DE

EXTINCION: OBLICUA. ELONGACION: VARIABLE. MACLAS: MULTIPLES

POLISINTETICAS. GRUPO OPTICO: BIAXICO POSITIVO O NEGATIVO,

ANGULO 2V > 70°.

Feldespatos

Solo polarizador: incoloros, sucios (por las alteraciones), con exfoliaciones

perpendiculares poco manifiestas, relieve bajo, a veces con hábitos

prismáticos.

Polarizador y analizador: colores de interferencia grises.

Feldespatos potásicos. Ortosa: similar al cuarzo pero de aspecto sucio (o

grisaseo), a veces con maclas de dos individuos. Microclina: con maclas en

enrejado.

Felsespatos calcosódicos. Plagioclasas: con maclas polisintéticas laminares.

Minerales III

Los Silicatos

por Anne E. Egger

El mineral cuarzo (SiO2) se encuentra en todos los tipos de roca y en todas las partes del

mundo. Se desarrolla como granos de arena en las rocas sedimentarias, como cristales

en rocas ígneas y metamórficas, y como venas que corren a través de todo tipo de rocas,

a veces como oro u otros metales preciosos. Es tan común en la superficie terrestre que,

hasta fines de los años 1700, se lo llamaba simplemente “cristal de roca.” Hoy en día, el

cuarzo sigue siendo lo que la gente imagina cuando piensan en la palabra “cristal.”

El cuarzo está dentro de un grupo de minerales llamados silicatos. En ellos, todos los

minerales contienen, en alguna proporción, elementos de silicio y oxígeno. Los silicatos

son, de lejos, los minerales más comunes en la costra y el manto terrestres y, según la

mayoría de las estimaciones, componen el 95% de la costra y el 97% del manto. Los

silicatos también tienen una gran variedad de propiedades físicas, a pesar de que

comúnmente tienen fórmulas químicas similares. A primera vista, por ejemplo, las

fórmulas del cuarzo (SiO2) y la olivina ((Fe,Mg)2SiO4) parecen ser bastante similares,

con diferencias aparentemente menores; sin embargo, reflejan que las subyacentes

estructuras de cristal son muy diferentes y, por lo tanto, que las propiedades físicas son

distintas. Entre otras diferencias, el cuarzo se derrite a 600° C, mientras que la olivina

permanece sólida a temperaturas casi el doble de ésta; el cuarzo es generalmente claro y

sin color, mientras que la olivina recibió su nombre gracias a su color verde oliva.

La variedad y la abundancia de los minerales silicatos es el producto de la naturaleza del

átomo silicio y, más específicamente, de la versatilidad y estabilidad del silicio cuando

se une al oxígeno. Es más, el silicio puro no fue aislado hasta 1822, cuando el químico

suizo Jöns Berzelius (ver el enlace Biografía a la derecha) finalmente pudo separar el

silicio de su compuesto más común, el anión de silicato (SiO4)4-

. Este anión toma la

forma de un tetraedro, con un ión Si4+

en el centro y cuatro iones O2-

en las esquinas

(ver la Figura 1 debajo); por consiguiente, el anión molecular tiene un recargo neto de -

4. Los enlaces Si-O dentro de la estructura tetraedral son parcialmente iónicos,

parcialmente covalentes, y son muy fuertes. Los silicios tetraédricos se enlazan entre

ellos y con una variedad de cationes de muchas maneras diferentes para formar los

minerales de silicato. A pesar de que hay cientos de minerales de silicato,

aproximadamente sólo 25 son verdaramente comunes. Por lo tanto, entendiendo cómo

estos silicios tetraédricos forman minerales, es posible nombrar e identificar el 95% de

las rocas que se encuentran en la superficie terrestre.

Figura 1. Tres maneras de dibujar el silicio tetraédrico: a) a la

izquierda, un modelo compuesto de bola y palo, muestra el catión

silicio en color anarajando, rodeado de 4 aniones de oxígeno en

azul; b) al centro, un modelo que llena el espacio; c) a la derecha,

un esbozo geométrico.

Observando la estructura de los silicatos

Los primeros científicos minerologistas agruparon los minerales de acuerdo a sus

propieades físicas, lo cual esparció a los silicatos a través de muchos grupos, ya que

éstos tienen propiedades muy diferentes. Sin embargo, al principio de los años 1800,

Berzelius empezó a clasificar los minerales basádonse en sus composiciones químicas,

en vez de en sus propiedades físicas, y así definió a grupos como los oxídos y súlfidos,

además, por supuesto, de los silicatos. En ese entonces, Berzelius pudo determinar las

proporciones absolutas de los elementos dentro de un mineral, pero no pudo ver los

arreglos internos de los átomos de estos elementos en su estructura cristalina.

Hubo que esperar unos 100 años para obtener una visión detallada de los arreglos

internos de los átomos dentro de los minerales. En ese momento, Max von Laue

desarrolló la difracción de rayos X (XRD), que fue usada años mas tarde por el equipo

formado por el padre e hijo, W.H. and W.L. Bragg (ver el enlace Biografía a la

derecha). En los proceso de XRD, los rayos X se dirigen hacia el cristal. Los electrones

en el átomo dentro del cristal interactúan con los rayos X y provocan difracción en estos

electrones. De la misma manera que la luz puede ser difraccionada con una tarjeta o una

pantalla (ver nuestro módulo Luz I: Ola o Partícula? para más información sobre este

tema), los rayos X se difraccionan por el cristal y se produce un patrón bidimensional de

bandas de interferencias constructivas y destructivas. Este patrón puede ser usado para

determinar la distancia entre los átomos dentro de la estructura de cristal según la Ley

de Bragg (ver el enlace Experimento! a la derecha, para apreciar cómo ésto se produce).

El trabajo de los Bragg abrió un nuevo mundo en la mineralogía. En 1915, les fue

concedido el Premio Nobel por su trabajo en la determinación de las estructuras de

cristal NaCl, ZnS y de los diamantes. Los XRD revelaron que hasta los minerales con

fórmulas químicas similares podrían tener estructuras muy distintas, influenciando en

gran medida las propiedades químicas y físicas de esos minerales.

A medida que los científicos creaban imagenes XRD de la estructura atómica de los

minerales, podían comprender mejor la naturaleza de los enlaces entre los átomos de

silicato y otros cristales. Dentro del silicio tetraédrico, cualquier enlace sencillo Si-O

requiere la mitad de los electrones del ión O2-

disponible para el enlace, lo cual quiere

decir que cada O2-

puede unirse a un segundo ión, incluído el otro ión Si4+

. El resultado

de este potencial enlace es que el silicio tetraédrico puede causar polímeros, o formar

unos compuestos parecidos a cadenas, al compartir un átomo de oxígeno con un silicio

tetraédrico vecino. La subdivisión de los silicatos se basa en la forma y en el patrón de

enlace de estos polímeros, ya que esa forma influye sobre la forma externa del cristal, la

dureza y clivaje del mineral, la temperatura de su derretimiento y la resistencia al

desgaste. Dado que estas diferentes estructuras atómicas producen propiedades físicas

reconocibles y consistentes, es útil entender las estructuras a nivel atómico para poder

identificar y clasificar los minerales silicatos. La identificación de minerales en una roca

puede parecer un ejercicio arcaico, pero es sólo al identificar los minerales que

empezamos a entender la historia de una roca en particular.

Los minerales silicatos más comunes pueden ser de cuatro tipos de estructuras, descritas

a continuación: tetraédrico aislado, cadenas tetraédricas de silicio, láminas tetraédricas y

un marco de tetraédros interconectados. El enlace siguiente abre una nueva página que

contiene versiones tridimensionales de estas diferentes estructuras. Puede manipular y

comparar estas estructuras a medida que lee sobre ellas.

Estructuras de Silicato

animaciones con imágenes bimensionales e imágenes tridimensionales de los minerales de silicato.

Tetraédros Aislados: Olivina

La estructura atómica más sencilla contiene aniones de silicato individuales y cationes

de metal, generalmente hierro (Fe) y magnesio (Mg) y ambos existen más comúnmente

como iones con carga de +2. Por consiguiente, se necesitan dos atómos de Fe2+

o Mg2+

(

o uno de cada uno) para equilibrar la carga de -4 del anión de silicato. La olivina (ver

las Figuras 2a y 2b debajo) es el más común de los silicatos de este tipo y conforma la

mayoría del manto. Debido a que estos minerales contienen una proporción

relativamente alta de hierro y magnesio, tienden a ser densos y oscuros. Ya que los

tetraédros no están polimerizados, no hay planos consistentes de debilidades atómicas

internas, así que tampoco tienen clivaje. El granate es otro mineral común con esta

estructura.

Figura 2a. Dibujo de un tetraédro de silicato sencillo.

©Creative Commons

Figura 2b. Un dibujo de la olivina (los cristales

verdes), un ejemplo de una estructura de

silicato compuesta por tetraédros aislados, con

una vena de basalto (el material gris).

Cadenas de tetraédros: Piroxenos y amfíboles

Cuando los aniones silicato se polimerizan, comparten un átomo de oxígeno con un

tetraédro vecino. Comúnmente, cada tetraédro comparte dos de sus átomos de oxígeno,

formando largas estructuras encadenadas. Sin embargo, estas cadenas siguen teniendo

una carga neta negativa, y las cadenas se unen a los cationes de metal como el Fe2+

,

Mg2+

, y Ca2+

para equilibrar esa carga negativa. Estos cationes de metal se unen

comúnmente para formar cadenas múltiples, tendiendo puentes entre las cadenas. Las

cadenas sencillas de silicatos incluyen un grupo común llamado piroxenos, que es

generalmente oscuro (ver las Figuras 3a y 3b debajo). Debido a que los enlaces dentro

del tetraédro son fuertes, los planos de debilidad atómica no cruzan estas cadenas; al

contrario, los piroxenos tienen dos planos de clivaje paralelos a las cadenas y casi en

ángulos derechos.

Figura 3a. Un diagrama esquemático de la

estructura de silicato de la cadena sencilla.

Cuándo dos tetraédros se tocan,

comparten un ión de oxígeno.

©Clay Hamilton

Figura 3b. El piroxeno es uno de los

minerales dominantes en este ejemplo de

gabro. Es un mineral oscuro y puede ser

difícil de reconocer.

Las cadenas dobles se forman cuando un tetraédro por medio en una cadena sencilla

comparte el tercer ión de oxígeno con una cadena vecina (ver la Figura 4a debajo).

Como las cadenas sencillas, las cadenas dobles todavía mantienen una carga neta

negativa y se unen a los cationes que a su vez pueden formar puentes entre múltiples

cadenas dobles. Las cadenas dobles de silicato, llamadas amfíboles, alojan una mayor

variedad de cationes, incluídos Fe2+

, Mg2+

, Ca2+

, Al3+

, y Na+ y, además, tienen una gran

variedad de colores. El amfibol es la hornblenda, un mineral negro que se encuentra en

rocas ígneas como la granita y la andesita (ver las Figuras 4b y 4c debajo). Los

amfíboles tienden a formar cristales prismáticos con dos clivajes planos separados a 120

grados.

Figura 4a. Un diagrama esquemático de

la estructura de la cadena doble de

silicato.

©National Park Service

Figura 4b. (izquierda) Los cristales individuales de hornblenda,

donde se puede ver el clivaje característico ; Figura 4c. (derecha) La

hornblenda es el mineral oscuro en esta roca.

Los piroxenos y amfíboles pueden ser difícil de distinguir entre sí, ya que ambos son

minerales oscuros y densos. Para identificarlos, se necesita un examen cuidadoso del

ángulo entre los planos de clivaje, descrito anteriormente.

Láminas: Micas y barros

Cuando cada tetraédro comparte tres de sus iones de oxígeno con sus tetraédros vecinos,

se forman láminas (ver Figura 5a debajo). Las micas como la muscovita y la biotita (ver

Figura 5b debajo) son silicatos en láminas comunes, además de ser notables por su

clivaje perfecto. Este clivaje perfecto produce un tipo de enlace que ocurre entre las

láminas - los enlaces van der Waals. Debido a que los enlaces van der Waals son

débiles, el clivaje ocurre entre las láminas, nunca a través de las láminas. Los barros son

otro silicato en lámina muy importante que incorpora agua en su estructura atómica. La

presencia del agua lubrica las láminas y es lo que hace que los barros sean fáciles de

trabajar para crear cerámica: el contacto con fuego calienta los minerales a tal punto que

el agua desaparece, lo que produce una estructura rígida y durable como la de una

vasija.

Figura 5a. Diagrama esquemático de la

estructura de silicato en lámina.

©National Park Service

Figura 5b. La biotita es el mineral a la izquierda, la

muscovita está a la derecha; ambos son micas, que

es un tipo de silicato en lámina.

Estructura: Quarzo y feldespato

Cuando cada tetraédro comparte todo sus átomos de oxígeno con sus tetraédros

contiguos, se forma una estructura tridimensional muy fuerte de enlaces Si-O (ver

Figura 6a). El cuarzo es puro SiO2; observe que la carga está ahora exactamente

equilibrada y no se necesita otros iones de enlace. En los feldespatos, uno o dos de cada

cuatro iones Si4+

está reemplazado por un ión Al3+

, produciendo una carga

desequilibrada que debe ser resuelta con la presencia de cationes adicionales K+, Na

+ y

Ca2+

. Hay dos tipos de feldespatos que permiten la incorporación de cationes en la

estructura. Los feldespatos que contienen el catión K+ llamado feldespatos K, o

feldespatos álcali, mientras que aquellos que contienen Na+ y Ca

2+ son llamados

feldespatos de plagioclase (ver Figura 6b debajo). Esta separación ocurre debido a que

K+ es un catión mucho mayor que Ca

2+ o Na

+ y su presencia produce una estructura

ligeramente expandida.

Figura 6a. Un ejemplo de una

estructura tridimensional

formada por una estructura de

silicato.

©Clay Hamilton

Figura 6b. Los minerales blancos y densos en las rocas de la izquierda

son feldespatos de plagioclase; los minerales rosados en la roca a la

derecha (granito) son feldespatos K.

Como la olivina, el cuarzo no tiene clivaje ya que carece de una debilidad natural dentro

de su estructura tridimensional. Al contrario, los feldespatos, tienen dos buenos planos

de clivaje a 90 grados de cada uno debido, en parte, a la manera en la que el ión de

aluminio cambia ligeramente la estructura, lo que abre los planos de debilidad. De igual

manera, los cuarzos y los feldespatos son generalemente claros, lo que los hace más

fácilmente distinguibles de minerales más oscuros como la olivina y el piroxeno.

El cuarzo y el feldespato componen la mayoría de las rocas que vemos en la superficie.

El feldespato plagioclase es el mineral más común en la costra terrestre y conforma,

aproximadamente, 39% de la costra oceánica y continental. El cuarzo sólo conforma

cerca de 12% de toda la costra pero es, de lejos, el mineral más común que vemos en la

superficie debido a su resistencia a desgastarse.

La familiaridad con estos cuantos minerales - olivina, granate, piroxeno, hornblenda,

muscovita, biotita, feldespato K, plagioclase, y cuarzo, nos prepara para identificar e

interpretar la gran mayoría de rocas que vemos en la superficie de la tierra.

Los silicatos como un recurso natural

A pesar de que generalmente pensamos en el carbón o el petróleo, cuando discutimos

sobre los recursos naturales, los minerales de silicato son unos recursos naturales sin los

cuales no podemos vivir y no sólamente debido a que cada vez necesitamos más los

ordenadores personales o computadoras. Sin el cuarzo, no existiría el vidrio. Sin los

minerales de barro, no tendríamos cerámicas o alfarería. Usamos los minerales de

silicato en la manufactura de muchos materiales de construcción, incluídos ladrillos y

cemento. El desgaste de los minerales de silicato en la superficie de la tierra produce los

suelos dónde plantamos nuestros alimentos y la arena de nuestras playas. Las

propiedades de los minerales que nos son importantes se basan en la versatilidad de los

aniones de silicato combinados con otros elementos.

Atlas de rocas

Carlos Dorronsoro

Rocas ígneas

Plutónicas

sólo

feldespatos

potásicos

con feldespatos sin

feldespatos

% de plagioclasa frente al total de

feldespatos

10-40 40-

60 60-90 >90

con cuarzo

>10%

GRANITO

ALCALINO GRANITO GRANODIORITA TONALITA

sin cuarzo

<10%

SIENITA

ALCALINA SIENITA MONZONITA

DIORITA

(Na)

GABRO

(Ca)

DUNITA

con

felsespatoides

>10%

SIENITA

FELDESPATOIDICA

IJOLITA

Volcánicas

con feldespatos sin

feldespatos

sólo

feldespatos

potásicos

% de plagioclasa frente al total de feldespatos

10-40 40-60 60-90 >90

con cuarzo

>10%

RIOLITA DACITA

sin cuarzo

<10%

TRAQUITA LATITA

ANDESITA

(Na)

BASALTO (Ca)

con

felsespatoides

>10%

FONOLITA

PIROCLASTICAS: tobas

Filonianas (o hipoabisales o subvolcánicas)

Diabasa, lamprófidos

Rocas sedimentarias

Detríticas: arcillitas, limolitas, areniscas y conglomerados.

Químicas: calizas, dolomias, silex y bauxitas.

Rocas metamórficas

Pizarras, filitas, esquistos, micasquistos, gneis, cuarcitas, mármoles,

corneanas, serpentinitas, skarns, eclogitas.

La gran mayoría de las fotografías mostradas en esta selección han sido tomadas de

muestras pertenecientes a una colección de ejemplares de visu de rocas de la casa

Ward´s Natural Science Establishement Inc. P O Box 1712. Rochester. New York

14603. USA ( y de las preparaciones microscópicas, o láminas delgdas obtenidas en

nuestros laboratorios).

Andesita Fenocristales de piroxenos y plagioclasas

Riolita

Riolita

Riolita con nicoles cruzados Textura porfídica, fenocristales de biotita y plagioclasas

Gabro

Gabro Cristales aciculares de plagioclasas y piroxenos

Basalto

Basalto

Láminas delgadas de Basalto Fenocristales de piroxenos en una matriz microcristalina ver perfil de Pico de Cebolla (Cartagena)

Andesita piroxenica con nicoles cruzados

Andesita

Láminas delgadas de Andesita Fenocristales de piroxenos y plagioclasas Ver perfil y panorámica de El Carmolí (Cartagena)

Traquita

Lámina de traquita Fenocristales de plagioclasas zonadas y macladas.

Andesitas

Roca volcánica de composición similar a la diorita. Las plagioclasas son muy

abundantes (>90% del total de los feldespatos) y son de tipo sódico

(oligoclasa/andesina).

Dioritas

Plagioclasas (oligoclasa o andesina) 55-70%

Máficos (hornblenda, biotita...) 40-25%

Diorita. Esenciales: plagioclasa (oligiclasa) y hornblenda. Accesorios: esfena,

epidota, allanita y magnetita.

Tonalitas

Cuarzo 35-10%

Feldespato potásico 20-40%

Plagioclasas sódicas (oligoclasa o andesina) 50-80%

Otros (biotita, hornblenda, ...) 35-10%

Tonalita. Esenciales: cuarzo, plagioclasa sódica, ortoclasa, hornblenda y

biotita. Accesorios: clorita, apatito y magnetita.

Monzonitas

Feldespato potásico (ortosa) 45-20%

Plagioclasas sódicas (andesina u oligoclasa) 50-30%

Otros (biotita, hornblenda, augita...) 15-60%

Monzonita porfirica con cuarzo. Esenciales: plagioclasa, ortosa, cuarzo,

biotita y hornblenda. Accesorios: magnetita, apatito, esfena y circón.

Tonalitas

Cuarzo 35-10%

Feldespato potásico 20-40%

Plagioclasas sódicas (oligoclasa o andesina) 50-80%

Otros (biotita, hornblenda, ...) 35-10%

Tonalita. Esenciales: cuarzo, plagioclasa sódica, ortoclasa, hornblenda y

biotita. Accesorios: clorita, apatito y magnetita.

Granodioritas

Cuarzo 35-10%

Feldespato potásico 20-40%

Plagioclasas sódicas 25-45%

Otros (moscovita, biotita, piroxenos, anfíboles, ...) 30-10%

Granodiorita. Esenciales: cuarzo, feldespato potásico (microclina y ortosa),

plagioclasa, hornblenda y biotita. Accesorios: clorita, apatito, circón, esfena y

magnetita.

Granitos

Cuarzo 10-40%

Feldespato potásico 30-60%

Plagioclasas sódicas 0-35%

Otros (moscovita, biotita, piroxenos, anfíboles, ...) 35-10%

Granito biotítico. Esenciales: cuarzo, feldespato potásico (ortoclasa),

plagioclasa sódica (albita), biotita y moscovita. Accesorios: circón (en la

biotita), apatito, epidota y magnetita

Granito moscovítico-biotítico. Esenciales: cuarzo, feldespato potásico

(ortoclasa y microclina), plagioclasa sódica (albita), moscovita y biotita. Con

carácter accesorio: circón (en la biotita), apatito y magnetita.

Granito biotítico-hornblendico, con caracter porfídico. Esenciales: cuarzo,

feldespato potásico (ortoclasa y microclina), plagioclasa sódica (oligoclasa),

biotita y hornblenda. Con carácter accesorio: esfena, circón (en la biotita),

turmalina, apatito y magnetita.

Sienitas

Feldespato potásico 30-80%

Plagioclasas sódicas 5-25%

Otros (biotita, hornblenda, piroxenos...) 40-10%

Sienita horbléndica. Esenciales: plagioclasa sódica, ortoclasa y hornblenda.

Accesorios: cuarzo, biotita, apatito, magnetita y esfena.

Granito alcalino

Roca plutónica con cuarzo (>10%) y feldespatos potásicos (ortosa y

microclina). Las plagioclasas si están presentes su porcentaje ha de ser inferior

al 10%. además contienen micas, piroxenos y anfíboles.

Granito alcalino. Esenciales: cuarzo, feldespato potásico, aegirina, riebeckita.

Accesorios: albita, magnetita y fluorita.

Sienita alcalina

Roca plutónica con feldespatos potásicos y sin, o poco cuarzo (<10%).

Sienita alcalina. Esenciales: ortoclasa, plagioclasa (albita), nefelina y aegirina.

Accesorios: sodalita, magnetita, esfena y apatito.