INTRODUCCIÓN

La geología es la ciencia de la tierra: Especialmente los procesos del interior de la tierra y las transformaciones que afectan a los minerales y las rocas en la superficie de la tierra. La geología no solamente se refiere de la actualidad - es la ciencia de la historia de la tierra; los procesos de su formación, su desarrollo, los cambios, hasta la situación actual.

La geología nació por una parte del deseo del ser humano para entender su entorno - su mundo. El otro empuje era la necesidad de mejorar su entorno: La búsqueda de recursos naturales - aquí mineralógicos, geológicos - era mucho más eficiente con un buen conocimiento de los procesos de la tierra.

En los últimos años la definición geología se extendió también a los otros cuerpos del sistema solar: La geología forma también parte de la planetología. Los planetas muestran un ambiente diferente a la tierra, pero la pauta general de los procesos interiores y exteriores es la misma o comparable.

2. Especialidades de la geología

Geofísica: Estudio de la física de la tierra: anomalías de gravedad, discontinuidades en la prolongación de ondas sísmicas- sismología, campo magnético de la tierra.

Mineralogía: Estudio de los minerales: Estructuras internas de los minerales, composición química, clasificación.

Petrología: Estudio de las rocas, su origen, los procesos de su formación, su composición.

Petrografía: Es un ramo de la petrología, que se ocupa de la descripción de las rocas, de su contenido mineral y de su textura, de la clasificación de las rocas.

Geoquímica: Especialmente se estudia la distribución y la abundancia de los elementos en las distintas partes de la corteza terrestre y se trata de explicar la distribución de los elementos en las rocas por medio de procesos geológicos como por ejemplo la cristalización por diferenciación a partir de un magma, por procesos hidrotermales, que han influido la roca, por procesos metamórficos entre otros.

Geología estructural: Análisis e interpretación de las estructuras tectónicas en la corteza terrestre. Conocimiento de las fuerzas en la corteza que producen fracturamiento, plegamiento y podrían formar montañas. (Fallas-Pliegues-Orogénesis).

Geología Regional: Se estudia la geología de distintas regiones como de América de Sur, de Europa, de Chile, de la región de Atacama en detalle, es decir la historia geológica, la distribución de las rocas, de los yacimientos, el estilo de deformación de las rocas de la región en cuestión entre otros

Geología Histórica: Estudio de las épocas geológicas desde la formación de la tierra aproximadamente 4,6 Ga (=4600Ma) atrás hasta hoy día, de cada época se estudia los procesos

geológicos importantes, que han ocurrido en la tierra, la composición y estructura de la tierra y de la atmósfera, la posición de los polos y de los continentes, dónde se han formado montañas y cuencas sedimentarias, el desarrollo de la vida en cada época, cuando aparecieron las distintas formas de la vida. Una herramienta importante de la Geología Histórica es la Geocronología

Paleontología: Estudio de la vida de épocas geológicas pasadas; estudio de los fósiles: Clasificación, reconocimiento. Mejorar el conocimiento de la evolución.

Estratigrafía: Estudio de las rocas estratificadas, por su naturaleza, su existencia, sus relaciones entre si y su clasificación.

Sedimentología: Estudio de los sedimentos (arena, arenisca, grava, conglomerado) y su formación. Análisis del ambiente de deposición como las propiedades físicas en el agua de un río (velocidad de la corriente y otros).

Mecánica de suelos: Estudio de las propiedades de los suelos para encontrar terreno apto para la construcción, para calcular y evitar riesgos geológicos como por ejemplo deslizamiento de escombres de faldas.

Hidrogeología: Investigaciones de la cantidad y calidad del agua subterránea, cual es el agua presente debajo de la tierra. Se trata de la interacción entre roca, suelo y agua.

Geología Económica: Exploración de yacimientos metálicos o no-metálicos. Evaluación de la economía de un yacimiento o producto mineralico.

Exploración/Prospección: Búsqueda de yacimientos geológicos con valor económico. Por medio de la geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas y imágenes satelitales.

Geología Ambiental: Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de contaminación. Especialmente de agua, agua subterránea y suelos. Investigación de la calidad de agua y suelo.

3. Las -feras Las feras - Litosfera - Atmosfera - Hidrosfera En la tierra se presentan cuatro "-feras": Atmósfera, hidrosfera, bioesfera y litosfera. La geología es la ciencia de la litosfera y sus relaciones con las otras "-feras". La intersección de Litosfera-Atmósfera presenta todos los procesos como erosión y meteorización. La intersección de Hidrosfera-Litosfera trata del agua subterránea transporte en el agua, ambiente de río. El conjunto de biosfera-litosfera se trata de la vida en las épocas pasadas, la evolución, los fósiles y en general la paleontología.1.) La Atmósfera: Gases que envuelven la tierra. 2.) Hidrosfera: Todo el agua en, sobre o por encima de la superficie terrestre: océanos, ríos, lagos, agua subterránea, lluvia. 3.) Biosfera: Parte del mundo en la cual están presentes los seres vivos: La superficie de la tierra, el suelo, los mares, el aire. 4.) Litosfera: Parte sólida exterior de la tierra.

4. Historia de la geología como ciencia

XENOPHANES (600 años ante Cristo): Los fósiles eran animales, que vivieron antes.

HERODOTOS (450 años ante Cristo): Una inundación del río Nilo produce una capa muy delgada de sedimentos, concluyó que la formación del delta del Nilo debe haber pasado dentro de varios miles de años.

STRABO (63 a. Cristo -19 después Cristo): Movimiento de la tierra en la forma vertical: por eso hay fósiles del mar en las montañas altas. Explicación de las fuerzas tectónicas.

AVICENNA (980-1037): Clasificación de Minerales, descripción de las rocas sedimentarias, erosión. Los procesos geológicos son lento no como un diluvio en acción.

BIRUNI (973-1048): Medición del peso específico de los minerales.

LEONARDO DA VINCI (1452-1519): Describió la fosilización, el cambio de un animal a un fósil. Rechazó la idea de un diluvio mundial.

FRACASTORO (1517): ¿Por qué se murieron los animales qué vivieron en el mar a causa de un diluvio mundial? (La mayoría de los científicos de esta época indicaron los fósiles como un apoyo de la teoría de un diluvio global)

AGRICOLA (1494-1555): Los primeros libros científicos sobre la geología y metalurgia ( " De re metallica"). · Texto en el www: (Treatise on Gold).

STENO o STENSEN, Nils (1638-1687): La primera ley geológica: Los estratos superiores son más jóvenes que los estratos inferiores. (véase cap.10)

El siglo 18: Dos teorías en competencia:

a) Neptunistas: Todas las rocas tienen sus raíces en la deposición en los mares (WERNER) b) Plutonistas o Vulcanistas: Todas las rocas se forman por magma (vienen de una fundición) (HUTTON)

SMITH, William (1769-1839): Segunda ley geológica: Cada estrato tiene su contenido característico en fósiles.

LYELL (1797-1875): Principio de actualismo: Los procesos en el pasado fueron los mismos como hoy y viceversa. Algunos ejemplos del trabajo de Lyell en el módulo "historia de las geociencias"

DARWIN, Charles: Publicó 1859 "On the Origin of species by natural selection. La teoría de la evolución por selección natural. Charles Darwin en Copiapó (Museo virtual). Algunos ejemplos de las publicaciones de DARWIN en "historia de las geociencias"

DANA (1873): Teoría de los geosinclinales: explicación de la formación de montañas; rechazo de acciones catastróficos como formador de montañas

KELVIN (1897): Kelvin dedujo la edad de la tierra por su velocidad del enfriamiento: 20-40 millones años (no tomó en cuenta la radioactividad). Kelvin nombró ROENTGEN (descubridor de los rayos X) un estafador. (Kelvin: "Los rayos del señor Roentgen se van a descubrir como fraude".)

RUTHERFORD (1905): Primer medición de una edad absoluta (U/He): Edad de la tierra mayor de 2 ga. (2.000.000.000).

hasta 1906: Teorías geotectónicas: teoría de la expansión de la tierra, teoría de la contracción de la tierra y la teoría de geosinclinales (Todas las teorías usaban continentes fijos-estables) - véase el conocimiento en 1912 (antes de Wegener)

WEGENER (1912) Teoría de la deriva continental: Los continentes están flotando (se mueven!) algunos se separaron o se chocaron: Está teoría fue rechazada en está época, pero en los años ´60/´70 fue aceptada por la gran mayoría de los científicos. Véase el nivel de conocimiento en 1912 a respeto de un modelo geotectónico general.

NIER & MATTAUCH (1930): Primer espectrómetro de masas, para determinar diferentes isótopos de un elemento.

SCHUCHERT (1931): Datación radiométrica de la tierra con 4 ga. (4 giga años= 4.000.000.000 años).

LA TIERRA

1.Resumen: Datos generales de la tierra

● Radio ecuatorial : 6378 km ● Radio polo/polo: 6357 km La tierra no es un globo. A causa de la rotación de la tierra el radio ecuatorial es 21 km más largo como el radio polo N-polo S. La forma de la tierra entonces es un elipsoide de rotación.

● Volumen : 1,083 X 1012 km3 ● Masa : 6 X 1021 ton. ● Peso especifico promedio : 5,517 g/cm3 La tierra tiene una densidad (> véase) o peso especifico relativamente alta. (una roca común como cuarzo tiene solamente 2,65 g/cm3). La causa es la acumulación de minerales pesados en el núcleo y el manto a causa de la diferenciación. Es decir los minerales pesados durante y después de la formación de la tierra se movieron hacia abajo, los livianos se quedaron en la corteza.

● Edad : 4,65 mil millones de años ● Rocas mas antiguas : 3,75 mil millones de años La tierra se formó 4650 millones años atrás. Las rocas más antiguas de la tierra que se conoce marcan un edad de 3750 millones de años (>mayor información).

● Océanos/Continentes La tierra firme solo cubre 29% de la tierra, el resto son los océanos.

Superficie de los continentes

Superficie de los océanos (total)

Mar baja profundidad

Mar de alta profundidad

9 X 107 km2 27 X 107 km2

18 % 53 %

29%

15 X 107 km2

71%

● Altura promedia de la tierra firme : 623 m ● Profundidad promedia de los océanos : 3800m La presencia de dos tipos de corteza (corteza oceánica y corteza continental) con diferentes propiedades físicas provocan una bimodalidad del histograma de las alturas. Es decir la tierra tiene dos alturas comunes. Para los océanos el promedio es 3800 m de profundidad. El promedio para los continentes es 623m.

2. Edad de la tierraHistoria: Los científicos de los últimos siglos no tenían métodos para medir las edades absolutas en las rocas. Solo edades relativas (cronología) se detectaron. Estimaciones de edades absolutas por el espesor de capas y velocidad de sedimentación no llegaron a resultados satisfactorios.

1654 USHER: La tierra se formó 4004 antes Cristo. 1715 HALEY: Estimación de la edad por las sales qué contiene la tierra y el mar. 1862, 1897: LORD CELVIN: 100 millones de años - por el supuesto enfriamiento de la tierra a partir de una temperatura de 3900ºC 1899 JOLY: 90 millones de años, también por el contenido de las sales en los océanos.1910 STRUTT: Oxido de uranio se descompone a helio (Rutherford): Rocas arcaicas: 200 - 600 millones de años, devónico 200 millones de años.1931 SCHUCHERT: 4.000 millones de años

Solo el método por la medición de la descomposición radioactiva de algunos isótopos (U, Rb, C) llegó al fin a edades absolutas de la formación de rocas. Hoy sabemos qué la tierra tiene un edad de 4.750 millones de años. Se puede medir este edad por medio de isótopos radioactivos y su descomposición permanente.

3. Geología de la tierra (corte)

La tierra joven probablemente era una mezcla homogénea sin continentes ni océanos. Mediante el proceso de diferenciación el hierro y el níquel bajaron hacia al centro de la Tierra y los elementos más livianos subieron hacia la superficie y formaron la corteza. Hoy día la Tierra está construida por zonas.

Estructura interna de la Tierra 0-40km: corteza continental en parte está dividida por la discontinuidad de Conrad, que no está continua, en una zona superior y una zona inferior. La discontinuidad de Conrad no está desarrollada en todas las partes de la corteza terrestre. Normalmente la discontinuidad de Conrad se ubica en una profundidad de 15 - 25km. En montañas altas la corteza continental es más ancha. En los Alpes la corteza continental llega hasta una profundidad de 55km.

Generalmente la zona superior de la corteza se constituye de rocas metamórficas de grado medio y alto influidas por procesos anatécticos (=fundición) y magmáticos. Su composición media es probablemente granodiorítica. La zona inferior de la corteza continental tiene probablemente una composición similar a la de los gabros y basaltos, es decir los elementos Si, Al y Mg son los elementos principales.

Discontinuidad de Moho es la división entre corteza y manto. hasta 700km: manto superior de una litosfera sólida y rígida y de una astenosfera parcialmente fundida subyacente, plástica. 700 - 2900km: manto inferior

Discontinuidad de Gutenberg es la división entre manto y núcleo 2900 - 4980km: núcleo exterior líquido de hierro 4980 - 6370km: núcleo interior sólido y denso de hierro

4. La corteza de la tierra Composición de la corteza terrestre:

Elemento químico

% de átomos % por peso

O 62,1 46,5

Si 22,0 28,9

Al 6,5 8,3

Fe 1,8 4,8

Ca 2,2 4,1

Na 2,1 2,3

K 1,3 2,4

Mg 1,6 1,9

Ti - 0,5

Existen dos tipos de corteza: La corteza continental y la corteza oceánica. La corteza continental incluye los continentes y los sectores del mar de baja profundidad. La corteza oceánica se encuentra en los sectores oceánicos de alta profundidad.La Tierra muestra una distribución de las alturas bimodal. Es decir hay dos cotas más frecuentes en la tierra: 4700 m abajo del nivel del mar y 100 m sobre el nivel del mar

La corteza continental tiene una composición química diferente como la corteza oceánica. La Corteza oceánica tiene una mayor cantidad en aluminio, hierro, magnesio, calcio y potasio.

Elemento químicoCorteza

continental (en %)Corteza oceánica

(en %)

SiO2 60,2 48,7

Al2O3 15,2 16,5

Fe2O3 2,5 2,3

FeO 3,8 6,2

MgO 3,1 6,8

CaO 5,5 12,3

Na2O 3,0 2,6

K2O 2,9 0,4

Otras diferencias entre las diferentes cortezas:

Corteza continentalCorteza oceánica

Peso especifico menor (más liviano) mayor (más pesado)

Espesor grueso (30-70km) Delgado (6-8km)

Alturaentre -200 m hasta 8849

mFondo del mar

Edad tal vez antigua más joven (jurasico)

Rocas rico de Si pobre de Si

La corteza continental es más liviana como la corteza oceánica, por eso la corteza oceánica se encuentra principalmente en regiones más profundos.  

Corte de la corteza oceánica

0           

10 km

0

0,5 kmsedimentos del océano profundo (sedimentos pelágicos)

hasta 1,7 km lavas del tipo almohada (pillows)

hasta 1,8 km diques (sheeted complex)

hasta 3,0km: gabro: cámara de magma

debajo peridotita (de olivino y piroxeno) en forma de capas

debajo peridotita sin estructura de capas

5. Métodos de investigación

¿Cómo se puede encontrar informaciones del interior de la tierra?

1. Perforaciones: Por medio de sondajes se puede investigar solamente los primeros 12 kms. La perforación más profundo del mundo se realizaron en la ex-Unión Soviética con una profundidad de 12km. Significa de 6370 km del radio del globo terrestre se perforaron solamente 12 km. La ventaja de sondajes es la posibilidad de tomar muestras de distintas profundidades.

2. Métodos geofísicos:

a) Sismología: Por medio de ondas sísmicas se puede detectar discontinuidades, cambios petrográficos, diferenciar entre rocas sólidas y rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación de la geología del interior de la tierra.

b) Gravimetría: La Gravimetría detecta anomalías de la gravedad, cuales permiten una calculación de la densidad y/o del espesor de la corteza terrestre.

3. Volcanología: Algunos (pocos) volcanes tienen su camera de magma en altas profundidades (manto superior). La análisis de estas rocas volcánicas dan informaciones de estas profundidades. Especialmente los xenolitos (trozos de la roca de caja que se cayeron a la cámara magmática sin fundirse completamente).

4. Petrografía y geoquímica: Investigaciones detalladas en rocas que se formaban en altas profundidades y actualmente se encuentran en la superficie. Las fuerzas tectónicas y la erosión lo levantaron hacia la superficie terrestre. El problema de este rocas es que sufrieron probablemente cambios durante los últimos procesos y no siempre es fácil diferenciar entre propiedades originales y "contaminaciones" o "alteraciones" secundarios.

MINERALOGÍA1. Introducción1.1 ¿Qué información nos dan las rocas?Se quieren reconocer los minerales de los cuales las rocas están compuestas y el modo de construcción de las rocas por sus componentes principales.Se quieren reconocer el origen de las rocas: En el caso de las magmatitas: ¿Qué tipo de magma corresponde a la roca ígnea, por ejemplo qué composición tiene un magma, que forma las andesitas y dónde se produce este tipo de magma? En zonas de subducción en los cinturones orogénicos y arcos insulares por la fusión parcial de la placa de corteza oceánica descendente. En el caso de las rocas sedimentarias: ¿Cuál es la roca madre? De donde provienen los componentes, que constituyen la roca sedimentaria, por ejemplo de los clastos de un conglomerado? En el caso de las metamorfítas: ¿Cuál es la roca de partida? Por ejemplo la roca de partida de una eclogita es una plutonita básica o volcánica sobre todo gabro o basalto.

La composición y textura de la roca puede indicar la temperatura y la presión, que dominaron durante su formación, comparando estas propiedades con rocas y minerales hechos artificialmente en el laboratorio.

1.2 ¿Cuáles son las características del mineral y del cristal, cuáles son las diferencias entre ellos? Un mineral es un conjunto (natural formado) de elementos químicos. Generalmente los elementos Si, Al, K, Na, Fe, Ca, Mg, Cl, O, (entre otros) forman el mineral. Los nombres de los minerales dependen de su formula y de su estructura atómica. Un conjunto de minerales se llama roca. El nombre de la roca depende de su génesis y del contenido en minerales. Algunas rocas son monominerálicos, es decir principalmente contienen un mineral (como la caliza la calcita.)

1.2.1 Mineral (por ejemplo: granate, cuarzo, calcita) Colección virtual de minerales>>

Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza rígida. Definición de un mineral:

Son naturalmente formados.Inorgánicos.En general sólidos.Poseen una composición química definida.Materialmente homogéneos.Cristalinos (con estructura atómica ordenada) oamorfos (sin estructura cristalina, por ejemplo los vidrios naturales).La mayoría de los minerales son cristales.

Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la colaboración de organismos por ejemplo azufre elementar, pirita y otros sulfuros pueden ser formado por reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales forman parte de organismos como por ejemplo calcita, aragonita y ópalo, se pueden formarse esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados y apatita, que es un componente esencial de huesos y dientes de los vertebrados.

Una excepción es el Mercurio: Generalmente en condiciones atmosféricas es un liquido - pero igualmente se cuenta como mineralEl otro problema es el hielo (H2O): Muchos no lo cuentan como mineral a causa de su comportamiento diferente a otras sustancias (anomalías), pero aplicando las definiciones arriba (naturalmente formado, inorgánico, generalmente solido, homogéneo, cristalino) hielo cumple.En muchos listados oficiales actualmente hielo es incorporado como mineral (International Mineralogical Association: The official IMA-CNMNC List of Mineral Names o "mindat org" etc.)

1.2.2 Cristal Los cristales muchas veces se reconoce por su belleza y simetría. Cristales cumplen algunos propiedades:Los cristales son formado naturalmente o son cultivado artificialmente. Inorgánicos u orgánicos, por ejemplo Vitamina B12 En general sólidos. Materialmente homogéneos. Cristalinos, nunca amorfos. Los cristales tienen una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Los cristales naturales poseen grados de simetría característicos los que son consecuencia del arreglo interno de los átomos que los forman. Los cristales son isotrópicos o anisotrópicos.

Los cristales isotrópicos tienen las mismas propiedades físicas en todas las direcciones -los cristales los cuales pertenecen al sistema cúbico son los isotrópicos, por ejemplo halita, pirita. Los cristales anisotrópicos tienen propiedades físicas que son diferentes en distintas direcciones, por ejemplo cordierita, biotita, cuarzo. Cianita o distena respectivamente tiene en su extensión longitudinal una dureza de 4,5 a 5 según la escala de Mohs y una dureza más alta de 6,5 a 7 en su extensión lateral.

1.2.3 Relación entre la forma externa de los minerales/cristales y su red cristalinaEn algunas rocas, especialmente en las rocas cristalinas - como las plutonitas y las metamorfitas - los minerales presentan caras de cristales las cuales son superficies lisas limitadas por ángulos determinados. Estos planos lisos a menudo corresponden con planos de su red cristalina y por lo tanto reflejan la estructura cristalina del cristal. En una micacita de mica y granate por ejemplo los granates a menudo cristalizan en su forma propia, dice que todos los planos externos de los granates corresponden con planos de su red cristalina: los granates son idiomorfos. En un granito o una granodiorita por ejemplo se observan plagioclasas y feldespatos alcalinos limitados por algunos planos del cristal y por algunos planos de forma irregular: las plagioclasas y los feldespatos alcalinos de los granitos son 'hipidiomorfos'. En otras rocas por ejemplo en las areniscas los minerales no presentan caras de cristales pero sí formas de fragmentos o clastos.

1.2.4 Estructura atómica de los minerales/cristalesCada mineral y cada cristal tiene una composición constante de elementos en proporciones definidas. Por ejemplo el diamante se constituye solo de un único elemento: el carbono C La sal de mesa común, el mineral halita se compone de dos elementos: sodio y cloro, en cantidades iguales: NaCl. El símbolo de la halita 'NaCl' indica que cada ión de sodio está acompañado por un ión de cloro. El mineral pirita, también llamado oro de los tontos se compone de dos elementos: hierro y azufre, pero este mineral contiene dos iones de S por cada ión de Fe. Esta relación se expresa por el símbolo FeS2. El cristal tiene una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Cada cristal tiene una forma cristalina y característica producida por su estructura cristalina.

1.3 Definiciones

Homogéneo: Los minerales/cristales tienen las mismas propiedades físicas en paralelas direcciones y tienen una composición química definida y uniforme.

Cristalino: Los diferentes componentes químicos se encuentran en lugares definidos y se ordenan regularmente, formando un cristal con estructura atómica regular o con arreglo atómico ordenado.

Amorfo:Sin estructura cristalina; los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de gel (ópalo) son cuerpos amorfos.

Isotrópico: Tienen las mismas propiedades en todas sus direcciones; los cristales cúbicos y los vidrios volcánicos son isotrópicos, por ejemplo granate.

Anisotrópico: Los cristales tienen distintas propiedades físicas en diferentes direcciones; todos los cristales excepto los cristales cúbicos son anisotrópicos, por ejemplo cuarzo, calcita. por ejemplo la dureza de la distena es una característica física que difiere en distintas direcciones. Se puede rayarla en dirección longitudinal (dureza = 4,5 - 5) más fácilmente que en su dirección transversal (dureza = 6,5 - 7). Mineral: Un elemento químico, sólido, un compuesto sólido o una solución sólida, naturalmente formado, materialmente homogéneo, por ejemplo calcita. Cristal: Un cuerpo cristalino con un arreglo ordenado de sus átomos, por ejemplo cuarzo.

Roca: Roca es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural (obsidiana). Es formado por minerales o menos corrientemente de un solo mineral. Sea o no sólido. El agregado de los minerales de las rocas depende de su composición química y las condiciones distintas que dominaron durante su génesis. La roca es heterogénea. 1. Compuesta de un solo tipo de mineral: monominerálica, por ejemplo: la piedra caliza compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo. 2. Compuesta de varios tipos de minerales: Poliminerálica, por ejemplo el granito compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad como anfíbol, apatito y circón.

Suelo: Material producido por la meteorización y la acción de plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra.

Mena: Mineral del cual se puede obtener un metal que es valioso por un costo por el cual hace que el trabajo sea rentable. Una especie homogénea de un mineral lo cual sirve para extraer uno o varios metales; con valor económico, lo cual depende del tiempo y del lugar de su formación.

2. Propiedades físicas de los minerales

2.1 Morfología: Se distingue la combinación de las caras del mineral/cristal y el hábito del mineral/cristal.

2.1.1 Combinación de las caras: La combinación de las caras del cristal significa el conjunto de todas las caras del cristal o bien la forma cristalina, la cual depende de la simetría del cristal.

Por ejemplo la galena (PbS) y la halita (NaCl), que pertenecen al sistema cúbico pueden cristalizar como cubos, además la galena puede cristalizar en una combinación de cubo y octaedro, granate cristaliza en la forma romboédrica, en la forma isotetraédrica o en una combinación de dichas dos formas.

2.1.2 Las caras de un cristal (habito)

Cuando los cristales crecen sin interferencias, adoptan formas relacionadas con su estructura interna. El hábito se refiere a las proporciones de las caras de un cristal. Existen varias formas del hábito:

Columnar: alargado en una dirección y semejante a las columnas. Ejemplo: cristales de corindón. Prismático: alargado en una dirección. Ejemplo: cristales de andalucita. Tabular: alargado en dos direcciones. Ejemplo: cristales de baritina. Laminar: alargado en una dirección y con bordes finos. Ejemplo: cristales de hornblenda. Hojoso: similar a las hojas, que fácilmente se separa en hojas. Ejemplo: moscovita. Botroidal: grupo de masas globulares, por ejemplo grupo de masas esferoidales de malaquita. Reniforme: fibras radiadas, que terminan en superficies redondeadas. Ejemplo: hematita. Granular: formado por un agregado de granos. Masivo: compacta, irregular, sin ningún hábito sobresaliente.

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

Escala de MOHS:

Dureza Mineral Comparación

1 Talco La uña lo raya con facilidad

2 Yeso La uña lo raya

3 Calcita La punta de un cuchillo lo raya con facilidad

4 Fluorita La punta de un cuchillo lo raya

5 Apatito La punta de un cuchillo lo raya con dificultad

6Feldespato Potásico

Un trozo de vidrio lo raya con dificultad

7 CuarzoPuede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

8 TopacioPuede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

9 CorindónPuede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

10 DiamantePuede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas

La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la disposición de sus átomos. Cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será la dureza del mineral. Grafito y diamante por ejemplo son de la misma composición química, solamente se constituyen de átomos de carbono C. Grafito tiene una dureza según MOHS de 1, mientras que diamante tiene una dureza según MOHS de 10. En la estructura del diamante cada átomo de carbono - que tiene 4 electrones en su capa más exterior - puede alcanzar la configuración de ocho electrones compartiendo un par de los mismos con 4 átomos de carbono adyacentes, los cuales ocupan las esquinas de una unidad estructural de forma tetraédrica. El enlace covalente entre los átomos de carbono se repite formando una estructura continua, dentro de lo cual la energía de los enlaces covalentes se concentra en la proximidad de los electrones compartidos, lo que determina la dureza excepcional del diamante. En la estructura del grafito, los átomos de carbono se presentan en capas compuestas por anillos hexagonales de átomos, de modo que cada átomo tiene 3 que lo rodean. Las capas de átomos del grafito están separadas una distancia relativamente grande, 3.41Å, y quedan átomos dispuestos en forma alternada, exactamente por encima de los átomos de la capa adyacente. La causa de la poca dureza del grafito es que los enlaces entre las capas de átomos son muy débiles, mientras que los átomos en el interior de las capas están dispuestos mucho más próximos que en la estructura del diamante.

2.3 Exfoliación (crucero)Los cuerpos cristalinos pueden exfoliarse en superficies lisas a lo largo de determinadas direcciones, mediante la influencia de fuerzas mecánicas externas, por ejemplo mediante de la presión o de golpes de un martillo. Esta llamativa exfoliación (crucero) depende del orden interno existente en los cristales. Los planos de exfoliación o bien de clivaje son la consecuencia del arreglo interno de los átomos y representan las direcciones en que los enlaces que unen a los átomos son relativamente débiles. La superficie de exfoliación corresponde siempre a caras cristalinas sencillas. Mientras mayor es el contraste entre la fuerza de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones paralelas al plano de exfoliación (crucero) y la debilidad de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones perpendiculares a los planos de exfoliación (crucero), mayor será la tendencia del mineral a romperse a lo largo de este plano.

Las exfoliaciones se distinguen a grandes rasgos como sigue:

· Exfoliación completa en 2 direcciones: mica, clorita, talco. · Exfoliación buena en dos direcciones: feldespato potásico según dos superficies perpendiculares entre sí, hornblenda con exfoliación prismática. · Exfoliación buena en tres direcciones: Calcita según el romboedro - Generalmente en todas las formas cristalinas de calcita pueden reconocerse planos de crucero en tres diferentes orientaciones. Estos planos de crucero se intersecan formando ángulos de 75° y de 105° de cuales resulta la forma romboédrica típica de la calcita. Baritina BaSO4 ocurre en cristales tabulares que tienen con frecuencia dos caras perpendiculares a la cara mayor que convergen formando bordes agudos. · Exfoliación clara en dos direcciones: piroxeno. · Exfoliación poco clara: olivino · Exfoliación ausente: cuarzo con su fractura concoidea. En el cuarzo los átomos están dispuestos con tal regularidad que los enlaces entre los mismos son muy similares en todas direcciones. En consecuencia, no existe tendencia a que el mineral se rompa según un plano particular, y en los cristales de cuarzo se desarrollan fracturas concoidales.

Una medida para determinar la calidad de la exfoliación es, entre otras, el brillo existente sobre las superficies de exfoliado, que es el responsable de las superficies lisas reflejantes que se observan en los frentes de las aristas. 2.4 BrilloEl brillo es debido por la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente. Se distinguen minerales del brillo

Brillo Ejemplos / Descripción

Metálico pirita, magnetita, hematita, grafito

semimetálico uraninita (pechblenda, UO2), goethita

No-metálico

Vítreocuarzo, olivino, nefelina, en las caras cristalinas, siderita

Resinoso como la resina, p.ej. esfalerita.

Graso grasoso al tacto: cuarzo, nefelina de brillo gris graso.

Oleoso olivino.

Perlado como el brillo de las perlas, p.ej. talco, biotita, siderita

Sedosocomo el brillo de seda: yeso de estructura fibrosa, sericita, goethita

Mate como el brillo de la tiza

Adamantino brillante: diamante, rutilo

2.5 ColorRespecto al color se distinguen dos grupos de minerales: · los minerales idiocromáticos · los minerales alocromáticos. Se llama idiocromaticos a los minerales que tienen colores característicos relacionados con su composición. En este caso el color es útil como medio de identificación.

Minerales idiocromáticos con colores distintos son por ejemplo:

Mineral ColorMagnetita negro

Hematita rojo

Epidota verde

Clorita verde

Lapis lazuli azul oscuro

Turquesa azul característico

Malaquita verde brillante

Cobre nativo rojo cobrizo

Los minerales que presentan un rango de colores dependiendo de la presencia de impurezas o de inclusiones se llaman alocromáticos. A los minerales alocromáticos pertenecen por ejemplo: Feldespato potásico cuyo color varia de incoloro a blanco pasando por color carne hasta rojo intenso o incluso verde. Cuarzo: Cuarzo puro es incoloro. La presencia de varias inclusiones líquidas le da un color blanco lechoso. (véase: cuarzo) Amatista es de color púrpura característico que probablemente es debido a impurezas de Fe3+ y Ti3+ y la irradiación radioactiva. Corindón: Corindón puro es incoloro. Corindón portando cromo como elemento traza es de color rojo y se lo llama rubi. El safiro es una variedad transparente de corindón de varias colores.

Por la existencia de minerales alocromáticos el color es un medio problemático para identificar un mineral.El color de la raya es debido por trozos del cristal molidos muy finos, colocados sobre una base blanca, como p.ej. un trozo de porcelana facilita el que separamos si nos encontramos ante un mineral de color propio o ajeno. El color de la raya del feldespato potásico siempre será blanca igualmente si es producido por un feldespato potásico incoloro, de color carne o verde. El color de la raya tiene importancia en la identificación de las menas. El color de la raya de magnetita es negra, de hematita es rojo cereza, de goethita es de color café.

2.6 Otras propiedades de los minerales

2.6.1 Cristales maclados

Algunos cristales están formados por dos o más partes en las cuales la celosía (Kristallgitter) tiene orientaciones diferentes que están relacionadas en forma geométrica. Los cristales compuestos de este tipo se conocen como cristales maclados.

Hay varios tipos de maclas, por ejemplo maclas simples, maclados de contacto, maclas de interpenetración, maclas paralelas, maclado normal. Se llaman maclas simples a los cristales compuestos de dos partes individuales, que tienen una relación estructural definida. Si las dos partes de una macla simple están separados por una superficie definida, ésta se describe como maclado de contacto. Macla de interpenetración se refiere a los cristales unidos por un plano de composición - superficie a lo largo de la cual los dos individuos están unidos - irregular, por ejemplo. ortoclasa.

2.6.2 Solubilidad

La solubilidad depende de la composición del mineral. Sobre todo se usan una dilución frío de ácido clorhídrico HCl para distinguir Calcita de puro CaCO3 (carbonato de calcio) de otros minerales parecidos de una cantidad menor de CaCO3 o sin CaCO3. La reacción es la siguiente: CaCO3 + 2HCl --> H2CO3 (dióxido de carbono diluido en agua) + CaCl2 y H2CO3 se descompone en H2O y dióxido de carbono CO2 (gas). Burbujas de CO2 se producen por esta reacción. Se observa la efervescencia de la dilución de ácido clorhídrico cuando se libera el dióxido de carbono. La concentración de la dilución de HCl tiene que ser 5%. Para la aplicación de la dilución de HCl se necesitan un plano fresco de fractura de una roca.2.6.3 Densidad o peso específico

Cada mineral tiene un peso definido por centímetro cúbico; este peso característico se describe generalmente comparándolo con el peso de un volumen igual de agua; el número de masa resultante es lo que se llama 'peso especifico' o 'densidad' del mineral.

El peso especifico de un mineral aumenta con el número de masa de los elementos que la constituyen y con la proximidad o el apretamiento en que estén arreglados en la estructura cristalina. La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso especifico de alrededor de 2,7 g/cm3, aunque el peso especifico medio de los minerales metálicos es aproximadamente de 5 g/cm3. Los minerales pesados son los que tienen un peso especifico más grande que 2,9 g/cm3, por ejemplo circón, pirita, piroxeno, granate.

Algunos ejemplos:

Densidad en g/c

Mineral

m3

2,65Cuarzo

(>foto)

2,5Feldespato

(>foto)

2,6-2,8

Plagioclasa 

(>foto)

4,47Baritina

(>foto)

4,9Magnetita 

(>foto)

5,0-5,2

Pirita (>foto)

19,3 Oro (>foto)

2.6.4 Propiedades magnéticas y eléctricasTodos los minerales están afectados por un campo magnético. Los minerales que son atraídos ligeramente por un imán se llaman paramagnéticos, los minerales que son repelidos ligeramente por un imán se llaman diamagnéticos. Magnetita Fe3O4 y pirotita Fe1-nS son los únicos minerales magnéticos comunes.Los minerales tienen diferente capacidad para conducir la corriente eléctrica. Los cristales de metales nativos y muchos sulfuros son buenos conductores, minerales como micas son buenos aislantes dado que no conducen la electricidad. 2.6.5 Luminiscencia y fluorescencia Luminiscencia se denomina la emisión de luz por un mineral, que no es el resultado de incandescencia. Se la observa entre otros en minerales que contienen iones extraños llamados activadores. Fluorescencia Los minerales fluorescentes se hacen luminiscentes cuando están expuestos a la acción de los rayos ultravioleta, X o catódicos. Si la luminiscencia continua después de haber sido cortado la excitación se llama al fenómeno fosforescencia y al mineral con tal característica mineral fosforescente. Las fluoritas de color intenso son minerales fosforescentes, que muestran luminiscencia al ser expuestos a los rayos ultravioleta.

2.6.6 Piezoelectricidad

Se observa en minerales con ejes polares (sin centro de simetría) como en el cuarzo por ejemplo. Debido a la polaridad de la estructura cristalina al suministrar energía, como calor o presión, al mineral se genera una carga eléctrica en los dos extremos del eje polar de un mineral y dirigido en sentido opuesto. En la turmalina el eje polar es el c. En el cuarzo los ejes polares son los ejes a. El cuarzo piezoeléctrico se emplea por ejemplo en el geófono piezoeléctrico, donde un movimiento vertical de la Tierra ejerce una presión a un cristal de cuarzo y se produce una carga eléctrica. Un otro ejemplo es la "aguja" de un tocadiscos. Un zafiro piezoeléctrico genera una pequeña carga eléctrica a causa de su deformación (movimiento) sufrido arriba de la pista del disco. La información (la música) del disco es representada por un sin numero de cambios morfológicos adentro de la pista del disco. El cristal piezoeléctrico se deforma de acuerdo de estos cambios en la superficie y esto se puede amplificar como sonido

1.4 Los sistemas cristalinos

Los cristales se describen por los sistemas cristalinos. Se pueden observar el análisis de un cristal considerando un cubo (fig. 1.4.1). Existen 7 sistemas cristalinos y cada uno de ellos tiene sus propios elementos de simetría. Se describen los sistemas cristalinos por:- Sus ejes cristalográficos. - Los ángulos que respectivamente dos de los ejes cristalográficos rodean. - Las longitudes de los ejes cristalográficos.

1. Se fijarán el aspecto obvio que todas las caras están perpendiculares entre sí. 2. Hay tres planos de simetría, que están perpendiculares entre sí y los cuales se llaman 'planos axiales de simetría'. Cada cara a un lado de este plano de simetría se refleja a su otro lado. También se pueden coger dos caras opuestas del cubo entre pulgar y índice así incluyendo un eje de simetría y girar el cubo para encontrar un eje cuaternario de simetría. Es decir que por una rotación completa de 360° una cara se repite cuatro veces. Un otro eje de simetría entre las esquinas opuestas del cubo es un eje ternario de simetría. De los mismos hay cuatro en el cubo. Un eje de simetría perpendicular a un par de aristas opuestas es un eje binario de simetría, de los cuales existen seis en el cubo. 3. El aspecto esencial de la simetría es el siguiente: se pueden realizar una operación geométrica en tal manera que una cara se repite en una otra posición. Es decir que al realizar una operación geométrica como una rotación p. ej. una cara nueva ocupará la misma posición que fue ocupado por una otra cara antes de la rotación y con la consecuencia que no pueden distinguirse entre la apariencia después la rotación y la apariencia original.Simetría de un cubo según PHILLIPS & PHILLIPS (1986): Zona: Un grupo de caras que se interceptan formando aristas paralelas, se dice que constituyen una zona. Eje de zona: La dirección de las líneas de intersección entre las caras de una zona, se llama eje de zona. 1. El cubo exhibe tres conjuntos de aristas paralelas, por tanto se compone de tres zonas. Las tres ejes de zona son ortogonales. Las seis caras del cubo son idénticas, cada una de ellas es paralela a dos ejes de zona y perpendicular al tercer eje de zona. En consecuencia el cubo es una forma de seis lados, que encierre completamente a un espacio.. Por ello, a la forma cúbica de designe como una forma simple.

2. Cuando una misma cara del cubo de observa en cuatro posiciones diferentes durante la rotación, el eje paralelo de las aristas es un eje de simetría cuarternario, el cual se denomine eje cuarternario. En el cubo hay tres ejes cuarternarios. 3. Puesto que las caras del cubo tienen la misma orientación en tres posiciones durante una rotación completa, el eje que pasa por las esquinas de un cubo perfectamente simétrico puede describirse como un eje de simetría ternario o un eje ternario. Ya que los ejes ternarios unen esquinas opuestas del cubo deberán existir cuatro ejes ternarios. 4.Cuando se gira sobre un eje perpendicular a un par de aristas opuestas y la imagen del cubo se repite dos veces, el eje es de simetría binaria y se llama eje binario. En vista de que hay seis pares de aristas opuestas en el cubo éste debe tener seis ejes binarios 1.4.1 Sistema cúbicoExisten tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Las longitudes de los ejes son iguales: a = b = c Formas típicas del sistema cristalino y sus elementos de simetría : El cubo (p.ej. halita, fluorita), el rombododecaedro (p.ej. granate) y el octaedro son formas de 3 ejes cuaternario de simetría, 4 ejes ternarios de simetría y 6 ejes binarios de simetría. El Tetraedro es una forma de 4 ejes ternarios y de 3 ejes binarios. Minerales que pertenecen al sistema cúbico son: Halita NaCl, Pirita FeS2,Galena PbS, las cuales forman entre otros cubos. Diamante de forma octaédrica, Magnetita Fe3O4 forma entre otros octaedros. Granate, p. ej. Almandina Fe3Al2[SiO2]4 de forma rombododecaédrica, de forma icositetraédrica o de combinaciones de las formas icositetraédrica y rombododecaédrica. - El rombododecaedro es una forma simple compuesta de 12 caras de contorno rómbico. El icositetraedro es una forma compuesta de 24 caras de contorno trapezoidal. Esfalerita ZnS de forma tetraédrica.

1.4.2 Sistema tetragonal Existen 3 ejes cristalograficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros de los ejes horizontales son iguales, pero no son iguales al parámetro del eje vertical: a = b ≠ [es desigual de] c Formas típicas y sus elementos de simetría son :Circón (ZrSiO2) pertenece al sistema tetragonal y forma p. ej. prismas limitados por pirámides al extremo superior y inferior. Casiterita SnO2

1.4.3 Sistema hexagonal Existen 4 ejes cristalográficos, tres a 120° en el plano horizontal y uno vertical y perpendicular a ellos: Y1 = Y2 = Y3 = 90° - ángulos entre los ejes horizontales y el eje vertical. X1 = X2 = X3 = 120° - ángulos entre los ejes horizontales. a1 = a2 = a3 ≠ c con a1, a2, a3 = ejes horizontales y c = eje vertical.

Apatito Ca5[(F, OH, Cl)/(PO4)3] y grafito C pertenecen al sistema hexagonal. Formas típicas son el prisma hexagonal y el trapezoedro hexagonal de un eje sexternario y 6 ejes binarios.

1.4.4 Sistema trigonalExisten tres ejes cristalográficos con parámetros iguales, los ángulos X1, X2 y X3 entre ellos difieren a 90°: X1 = X2 = X3 = 90° a1 = a2 = a3 Calcita CaCO3 y Dolomita CaMg(CO3)2 pertenecen al sistema trigonal y forman a menudo romboedros. Otra forma es una combinación de pirámide trigonal y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría. 1.4.5 Sistema ortorómbicoExisten tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros son desiguales: a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual c] Ejemplo: Olivino (Mg,Fe)2(SiO4) Una forma típica es una combinación de paralelogramo y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría.

1.4.6 Sistema monoclínicoHay tres ejes cristalográficos, de los cuales dos ( uno de los dos siempre es el eje vertical = eje c) están a 90° entre sí: alfa = gama = 90° y beta es mayor de 90° Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Mica

1.4.7 Sistema triclínicoHay tres ejes cristalográficos, ninguno de ellos a 90° entre sí: alfa es desigual de beta es desigual de gama es desigual de 90°Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Albita: NaAlSi308 y Distena: Al2SiO5

Clasificación de los minerales formadores de rocasLos minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza terrestre rígida. Científicamente se les clasifica con base en su composición química y el tipo de estructura cristalina (tabla).

1. Elementos nativosElementos nativos son los elementos que aparecen sin combinarse con los átomos de otros elementos como por ejemplo oro (Au), plata (Ag), cobre (Cu), azufre (S), diamante (C).

Aparte de la clase de los elementos nativos los minerales se clasifican de acuerdo con el carácter del ion negativo (anión) o grupo de los aniones, los cuales están combinados con iones positivos. Fotos: Oro (Au) / Cobre (Cu) / Azufre (S)

2. Sulfuros incluido compuestos de selenio (Selenide), arsenurios (Arsenide), telururos (Telluride), antimoniuros (Antimonide) y compuestos de bismuto (Bismutide). Los sulfuros se distinguen con base en su proporción metal:azufre según el proposito de STRUNZ (1957, 1978). Ejemplos son galena PbS, esfalerita ZnS, pirita FeS2, calcopirita CuFeS2, argentita Ag2S, Löllingit FeAs2.Fotos: pirita FeS2 / Bornita Cu5FeS4 / Tetraedrita Cu3SbS3,25 / Cinabrio HgS / Molibdenita MoS2 / Realgar As4S4

3. Haluros Los aniones característicos son los halógenos F, Cl, Br, J, los cuales están combinados con cationes relativamente grandes de poca valencia, por ejemplo halita NaCl, silvinita KCl, fluorita CaF2. Fotos: halita NaCl, / Atacamita Cu2(OH)3Cl

4. Óxidos y Hidróxidos Los oxidos son compuestos de metales con oxígeno como anión. Por ejemplo cuprita Cu2O, corindón Al2O3, hematita Fe2O3, cuarzo SiO2, rutilo TiO2, magnetita Fe3O4. Los hidroxidos están caracterizados por iones de hidroxido (OH-) o moleculas de H2O-, p.ej. limonita FeOOH: goethita *-FeOOH, lepidocrocita *-FeOOH.Fotos: cuarzo / Amatista / Ágata / magnetita Fe3O4./ Pirolusita MnO2

5. Carbonatos El anión es el radical carbonato (CO3)2-, por ejemplo calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO3)2, malaquita Cu2[(OH)2/CO3]. Más de carbonatos Fotos: calcita CaCO3 / Aragonita / dolomita CaMg(CO3)2 / malaquita Cu2 [(OH)2/CO3] / Azurita Cu3[(OH/CO3]2

6. Sulfatos, Wolframatos, Molibdatos y Cromatos En los sulfatos el anión es el grupo (SO4)2- en el cual el azufre tiene una valencia 6+, p.ej. en la barita BaSO4, en el yeso CaSO4*2H2O. En los wolframatos el anión es el grupo wolframato (WO4)4-, p.ej. scheelita o bien esquilita CaWO4.Fotos: Yeso (CaSO4 x H2O) / Baritina (BaSO4) / Chalcantita / Antlerita Cu3 [(OH)4 │SO4

7. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos En los fosfatos el complejo aniónico (PO4)3- es el complejo principal, como en el apatito Ca5[(F, Cl, OH)/PO4)3]los arseniatos contienen (AsO4)3- y los vanadatos contienen (VO4)3- como complejo aniónico.

8. Silicatos (fotos>>)Es el grupo más abundante de los minerales formadores de rocas donde el anión está formado por grupos silicatos del tipo (SiO4)4-.

8.1 La estructura de los silicatos Más del 90% de los minerales que forman las rocas son silicatos, compuestos de silicio y oxígeno y uno o más iones metálicos. Los principios estructurales de los silicatos son los siguientes: a) Cada uno de los silicatos tiene como compuesto básico un ion complejo de forma tetraédrica. Este tetraedro consiste en una combinación de un ion de silicio con un radio de 0.42Å, rodeado por 4 iones de oxígeno con un radio de 1.32Å tan estrechamente como es posible geométricamente. Los iones de oxígeno se encuentran en las esquinas del tetraedro y aportan al tetraedro una carga eléctrica de -8 y el ion de silicio contribuye con +4. Así , el tetraedro puede considerarse como un anion complejo con una carga neta de -4. Su símbolo es [SiO4]4-. Se lo conoce como anión silicato.

b) La unidad básica de la estructura de los silicatos es el tetraedro de [SiO4]4-. Se distinguen algunos pocos tipos estructurales de los silicatos: los neso-, soro-, ciclo-, ino y tectosilicatos.

c) El catión Al3+ puede ser rodeado por 4 o 6 átomos de oxígeno (cifra de coordenación de 4 o 6) y tiene un diámetro iónico muy similar a Si4+ (Si4+: 0.42Å, Al3+: 0.51Å). Por esto reemplaza al Si4+ en el centro del tetraedro por ejemplo en la moscovita KAl[6]2[(OH)2/Si3Al[4]O11] o se ubica en el centro de un octaedro como los cationes Mg2+ o Fe2+ por ejemplo en el piroxeno de sodio Jadeita NaAl[6]Si2O6. 8.2 Tipos de estructuras de silicatos -Silicatos formados de tetraedros independientes, que alternan con iones metálicos positivos como p.ej. en el olivino. Además el oxígeno del anión silicato [SiO4]4- simultáneamente puede pertenecer a 2 diferentes tetraedros de [SiO4]4-. De tal manera se forman aparte de los tetraedros independientes otras unidades tetraédricas. - Sorosilicatos formados de paras de tetraedros: [Si2O7], por ejemplo epidota. - Ciclosilicatos formados por anillos de tetraedros de [SiO4]4-: [Si3O9]6-, [Si4O12]8-, [Si6O18]12-, p.ej. berilo Be3Al2[Si6O18]. - Inosilicatos formados por cadenas simples o cadenas dobles de tetraedros de [SiO4]4-: por cadenas simples por ejemplo piroxenos por cadenas dobles por ejemplo anfíboles. - Filosilicatos formados por placas de tetraedros de [SiO4]4- por ejemplo caolinita, talco. - Silicatos con estructuras tetraédricas tridimensionales, por ejemplo feldespatos y los feldespatoides.

Los minerales más importantes Cuarzo y otros de SiO2

1. Cuarzo SiO2 / (Fotos >>Museo virtual: Cuarzo, módulo "trabajos históricos retrato de cristales de cuarzo)

Después de los feldespatos el cuarzo es el mineral más abundante de la corteza terrestre. Cuarzo cristaliza en dos sistemas cristalinos dependiendo de la temperatura :

por encima de los 573°C en el sistema hexagonal - por ejemplo con la forma típica de bipiramides hexagonales. Por de bajo de los 573°C en el sistema trigonal - por ejemplo como cristal trigonal de habito columnar. Otras modificaciones de SiO2 son :

1.1 Modificaciónes de cuarzo Tridimita se forma a temperaturas encima de 870°C (P = 1 atm), monoclínica (formada a temperaturas relativamente bajas), tridimita, hexagonal (formada a temperaturas relativamente altas). Cristobalita, tetragonal (formada a temperaturas relativamente bajas), cristobalita, cúbica (formada a temperaturas. relativamente altas). Coesita, monoclínica, modificación de alta presión (20 - 40 kbar). Stishovita, tetragonal, modificación de presión más alta (p > 80 - 100 kbar). Formación durante un impacto de un meteorito y el metamorfismo por ondas de choque Lechatelierita, amorfa (vidrio silícico natural), puede formarse, cuando un relámpago cae en una arenisca pura de cuarzo (en fulgurita = Blitzroehre (alemán) ) o en cráteres de meteoritos. Ópalo, amorfo (SiO2 ´ H2O), producto de alteración de rocas volcánicas jóvenes, por precipitación en fuentes termales y géiseres (sinter de sílice), componente de organismos formadores de rocas (de diatomeas, de radiolarias p.ej.). Cuarzo se constituye de tetraedros de SiO2 (oxigeno forma las esquinas, silicio se ubica en el centro del tetraedro). Cada ion de silicio está rodeado por cuatro iones de oxígeno y cada ion de oxígeno está combinado con dos iones de silicio, por consiguiente a un ion de silicio corresponden 4/2 = 2 iones de oxígeno. De tal modo la formula estructural del cuarzo es SiO2. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y forman una estructura tridimensional espiral. Los espirales se constituyen de unidades de tres tetraedros torcidos, que se repiten o es decir un tetraedro es idéntico con el tercero tetraedro siguiente del espiral. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y forman una estructura tridimensional espiral. Los cuarzos de diferente simetría se debe a variaciones de los tetraedros torcidos (torcidos en forma espiral en el sentido de o en sentido contrario a las agujas del reloj).

Modificaciones de SiO2

Sistema cristalino

Densidad en g/cm3 Condiciones de formación

Cuarzo trigonal 2,65 T < 573ºC

Cuarzo hexagonal 2,53 T > 573ºC

Tridimita monoclínico 2,27

Tridimita hexagonal 2,26 T > 870ºC

Cristobalita tetragonal 2,32

Cristobalita cúbico 2,20 T > 1470ºC

Coesita monoclínico 3,01 P > 20kbar

Stishovita tetragonal 4,35 P > 80kbar

Lechatelierita vidrio natural de sílice

amorfo 2,20relámpagos incidentesen arena de puro cuarzo, impactos de meteoritos

Ópalo (SiO2 ´ aq) amorfo  2,1 - 2,2

1.2. Propiedades externas del cuarzo son:Morfología: cuarzo del sistema trigonal, por ejemplo combinación de romboedros, prisma, trapezoedro y bipirámide, habito columnar. (foto) Dureza: 7 según la escala de Mohs. Exfoliación: ausente, fractura concoidea. Brillo: graso y oleoso en los planos fracturados concoideamente, vítreo en los planos del prisma. Color:

a) cuarzo puro es incoloro transparente. b) De color café como humo. c) amarillo como limones y transparente: citrin. d) violeta-transparente: amatista e) cuarzo de color rosado f) cuarzo de color parecido a leche debido a inclusiones fluidas. g) ojo del tigre se constituye de asbesto de anfíbol silificado donde el anfíbol originariamente azul aparece bronceado a causa de la oxidación de Fe2+ a Fe3+.

Densidad: (cuarzo = 2.65g/cm³.)

Maclas: según la ley de Suiza o de Dauphinée: Dos cuarzos izquierdos o derechos están maclados y girados alrededor de 60°. según la ley Brasileña: maclas de penetración simétrica de un cuarzo izquierdo y un cuarzo derecho. según la ley Japonesa, relativamente raro: los ejes c de los dos cuarzo maclados aprox. están perpendiculares.

Variedades microcristalinas - cristales demasiado pequeños para identificarlos macroscopicamente - y criptocristalinas - cristales demasiado pequeños para identificarlos por el microscopio - son calcedonia y jaspe, ágata por ejemplo es calcedonia finamente laminada con bandas rítmicas finas. Calcedonia se forma de la manera siguiente: oxidodisilicio se disuelve por la alteración de silicatos. Cuando el valor de pH desciende se precipita cuarzo criptocristalino.

1.3 Formación de cuarzoFormación : Cuarzo es estable en un campo de temperatura y presión muy amplio, que incluye las condiciones de p y T de casi toda la corteza terrestre y de partes del manto superior. Se forma bajo condiciones magmáticas, sedimentarias, metamórficas. En la serie de BOWEN - de la diferenciación magmática por cristalización - se forma tarde a temperaturas relativamente bajas después de la cristalización de las plagioclasas y del feldespato potásico y antes de la cristalización de las zeolitas (silicatos con estructuras tetraedricas tridimensionales de malla ancha, con cavidades grandes o canales, en que se ubican los iones de radio grande como Na+, Ca2+, K+, Ba2+ y moléculas de H2O, uso como cambiador de cationes). En rocas sedimentarias clásticas puede presentar el cemento, que une los granos detríticos. Como componente de organismos formadores de rocas puede formar por ejemplo una radiolarita (>foto) (lidita >foto). Además es un componente común en rocas metamórficas, por ejemplo en gneises, en esquistos, en cuarcita.

Cuarzo químicamente puro es transparente y sin color (lambda = 145 nm - UV - a 2700 nm - IR - en espesores de mm a cm).

1.4 Variedades de cuarzo

Amatista de color púrpura o violeta causado por contenido en Fe3+. (véase colección de Minerales)Citrin varia en color de amarillo a anaranjado a anaranjado-café y se forma por el calentamiento de amatista o es decir de cuarzo con contenido en Fe3+. Algunos cuarzos coloridos se forman por radiación o en consecuencia de los dos efectos radiación y calentamiento y a estas variaciones también se llama citrin. Cuarzo ahumado : ‘smoky’ o ‘morión’, se forma exponiendo cuarzo natural con contenido en Al a radiación natural. Prasolita es una variedad verde de cuarzo menos común, que se forma por el calentamiento de amatista a Ts entre 300° y 600°C. El color se produce por la sustitución de Si por un otro ion, por ejemplo Fe3+, por la presencia de un otro componente en intersticios entre Si y O o por la exposición del cuarzo a radiación o a calor. Otras variedades de cuarzo son cuarzo rosado, azul, crysoprasa, jaspe y otras. Estas son mezclas de cuarzo y otras fases. Cuarzo rosado (Foto en la colección virtual) de pegmatitas con feldespato alcalinos grandes contiene cristalitos agujeros de longitud alrededor de 0,1 mm y de ancho entre 0,05 y 0,4 mm de dumortierita [Al3(BO3)(SiO4)3O3]. Cuarzo rosado mazico de diques contiene Mn y Ti, que podrían causar su color. Cuarzo rosado en cristales individuales contiene átomos de fósforo en cantidades apreciables, pero no esencialmente contiene Ti. Cuarzo azul o celeste debe su color a inclusiones diminutos. Crisoprasa de color verde debe su color al contenido en Ni, es de estructura fibrosa o microgranular. Jaspe de color café, café-amarillo o ocre-amarillo o de color rojo : Jaspe de color rojo debe su color a microcristales de hematita, jaspe de color amarillo o ocre-amarillo debe su color al contenido en goethita. Chert es jaspe con poco contenido en sustancias, que pigmentan el mineral, es de color gris-blanco, gris-amarillo, café, rojo-café a blanco. (foto)Otras variedades de cuarzo son plasma, prase, heliotrope, ágata (fibrosa) (>foto), calcedonia (fibrosa), ópalo de sílice amorfo.

Los minerales más importantes Los Feldespatos

2. Los Feldespatos

Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre y participan en ella con más de 60% de volumen, en detalle las plagioclasas ocupan 41% de volumen, los feldespatos alcalinos ocupan 21% de volumen. Los feldespatos forman un grupo de 3 componentes, las cuales son: feldespato potásico KAlSi3O8, albita NaAlSi3O8, anortita CaAl2Si2O8. Los minerales mixtos con una composición entre el feldespato potásico y la albita se denominan feldespatos alcalinos, los minerales mixtos de composición entre albita y anortita forman el grupo de las plagioclasas. Las relaciones entre ellos se presentan en el sistema ternario de los feldespatos. En los extremos de este triangulo están expresados las formulas cristaloquímicas de las tres componentes. Todas las mezclas entre estas tres componentes se encuentran en un punto determinado dentro del triángulo. Las plagioclasas tienen distintas denominaciones según su composición química o es decir según su contenido en la componente Albita (Ab) y en la componente Anortita (An):

2.1. Formación de los feldespatos Entre los tres componentes la capacidad de mezclarse no es completa. Entre la anortita y el feldespato potásico se ubica la llamativa zona de desmezcla. Una composición que se sitúe en este campo no forma ningún cristal feldespático homogéneo, sino que da lugar a dos cristales de composición diferente de los cuales uno es rico en feldespato potásico y el otro es rico en plagioclasa. De este modo es posible y en muchos tipos de rocas habitual que se presenten dos feldespatos diferentes el uno al lado del otro como en un granito un feldespato alcalino al lado de una oligoclasa. La zona de desmezcla cambia cuando varían las condiciones físicas y químicas y se amplia considerablemente al enfriar el magma. De este modo se modifica drásticamente el campo de los cristales mixtos. Con temperaturas altas (T>900ºC) típicas para un magma con cristalización inicial la zona de los cristales mixtos es grande (véase triángulo). Si durante la cristalización del magma la temperatura desciende poco a poco, la zona de desmezcla se aumenta cada vez más. Con una temperatura muy baja (T<600ºC) se forman solamente feldespatos de estas composiciones. Si el enfriamiento se ha producido tan lentamente que los átomos de potasio y sodio han podido ordenarse nuevamente en la red cristalina de los feldespatos, dos distintos tipos de cristales se formarían en el cristal originario: un cristal rico en feldespato potásico, cuya composición correspondería aproximadamente al punto K del diagrama triangular y un otro cristal rico en albita, cuya composición correspondería aproximadamente al punto A en el triángulo. El cristal mixto originariamente homogéneo se ha disgregado. Estas estructuras disgregadas son muy típicas por su apariencia, normalmente forman venas finas o husos. Pertita se llama un cristal rico en la componente albita, que lleva venas o husos ricos en feldespato potásico. Antipertita se denomina un cristal rico en feldespato potásico con venas y husos ricos en albita. Los procesos de exsolución se basan en la difusión de potasio, sodio y calcio en la red cristalina y requieren bastante tiempo. La serie de plagioclasas no está afectada gravemente por un descenso en la temperatura. Los cristales mixtos de la serie de plagioclasas se forman a temperaturas elevadas y bajas.

2.2 Propiedades de los feldespatos alcalinos (Fotos en el recorrido Mineralógico)

2.2.1 Los feldespatos potásicos (Feldespato potásico: KAlSi3O8)

Los feldespatos potásicos cristalizan en 2 sistemas cristalinos diferentes según el grado de orden de su estructura atómica. Sanidina es el cristal más desordenado y por esto más simétrico, es de simetría monoclínica y se forma a temperaturas relativamente altas. Los cristales de sanidina son delgados y tabulares. Sanidina a menudo se encuentra como fenocristales en rocas volcánicas y sus tobas. Microclina es el mineral de estructura atómica más ordenada, es de simetría triclínica y se forma a temperaturas más bajas. Con el micropolariscopio se puede identificar la microclina a través de su sistema laminar y enrejado o reticular. Ortoclasa se refiere a un estado intermedio entre ambos estados de orden, es de simetría monoclínica. Los cristales de ortoclasa son gruesos, tabulares o cortos prismáticos, a menudo son maclados según la ley de Karlsbad. La ortoclasa se encuentra a menudo en plutónicas ácidas. La densidad de los feldespatos alcalinos varía entre 2,5 y 2,6g/cm3.

2.2.2 Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10 Sistema triclínico. Morfología: habito tabular. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Dureza: 6 a 6,5 según Mohs. Brillo: vítreo. Densidad: 2,62g/cm3. Color: blanco, blanco gris, verde, azul, rojizo. Maclas polisintéticas, raramente maclas simples. En magmatitas ácidas a intermedias como granitos, riolitas, dioritas. En pegmatitas como cristales gruesos. En rocas magmáticas y sus pegmatitas. En rocas metamórficas de grado bajo. En areniscas la albita puede formarse después de la sedimentación (formación autígena).

2.3 Propiedades de las plagioclasas Tecto- y alumosilicatos Sistema cristalino: triclínico. Morfología: hábito tabular o tabular prismático. Exfoliación: ángulos de exfoliación entre 85º50' y 86º24' con respecto a los planos (001) y (010). Densidad: albita 2,62g/cm3, anortita 2,76g/cm3. Frecuentemente forman maclas polisintéticas (según las leyes de albita y/o de periclina).

>>Foto Plagioclasa véase: Recorrido Mineralógico

Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10 (véase Feldespatos alcalinos)

Oligoclasa Ab90-70An10-30 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,64g/cm3. Color: blanco, gris. Una variedad roja se debe a impurezas finas de hematita.

En magmatitas claras. En rocas metamórficas de grado bajo hasta medio.

Andesina Ab70-50An30-50 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,67g/cm3. Color: blanco, gris. En rocas magmáticas ácidas e intermedias. En rocas metamórficas de grado medio.

Labradorita Ab50-30An50-70 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,70g/cm3. Color: blanco a oscuro. En planos de exfoliación frecuentemente tonos brillantes en azul y verde. En magmatitas básicas e intermedias.

Bytownita Ab30-10An70-90 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'. Brillo: vítreo. Densidad: 2,73g/cm3. Color: blanco, gris. En rocas magmáticas básicas.

Anortita Ab10-0An90-100 Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita. Exfoliación: buena entre (001) y (010). Brillo: vítreo Densidad: 2,76g/cm3. Color: blanco, gris. Maclas de albita. En rocas magmáticas básicas como gabros, asociada con piroxeno y/o anfíbol. Rara vez en rocas metamórficas.

3. Feldespatoides Los feldespatoides son substitutivos de los feldespatos, que cristalizan, cuando un magma no posee suficiente silicio para formar en conjunto con potasio, sodio y aluminio los feldespatos. Esto ocurre a partir de magmas de composición básica a ultrabásica. Las sientitas nefelinas (campo 11 del diagrama de Streckeisen) son rocas plutónicas derivadas de magmas pobres en SiO2. Los constituyentes claros de las sienitas nefelinas son feldespato alcalino (90% de todos los feldespatos), de plagioclasa (0 a 10% de los feldespatos) y de nefelina (10 a 60% del volumen total de feldespato y feldespatoide) que es un feldespatoide de sodio. Las sienitas nefelinas aparecen principalmente en zonas de fosas continentales, casi siempre exteriores a las montañas plegadas. Los yacimientos de las sienitas nefelinas se sitúan en la provincia magmática del este de Groenlandia, en la peninsula de Kola, Rusia. El equivalente volcánico de la sienita nefelina es la fonolita.

La essexita es una roca plutónica con feldespatoides (campo 13 del diagrama de Streckeisen), en que el feldespato más abundante es la plagioclasa. Se compone de plagioclasa (50 a 90% de los feldespatos), feldespato alcalino (10 a 50% de los feldespatos) y feldespatoides (a menudo nefelina, 10 a 60% del volumen total de feldespato y feldespatoide). El equivalente volcánico de la essexita es la theralita.

4. Moscovita KAl2[(OH)2/AlSi3O10]Moscovita es un filosilicato constituido por placas de tetraedros de [SiO4]4-. Sistema monoclínico, de contornos hexagonales, con hábito hojoso. Posee una exfoliación completa en dos direcciones. Dureza según Mohs es 2 - 2,5, es decir es un mineral blando y es elásticamente flexible. Densidad (peso específico) de moscovita = 2,8 - 2,9g/cm3. La moscovita es un componente principal de la micacita, además la moscovita aparece en cantidades apreciables en las magmatitas ácidas. Sericita es la denominación para las variedades de placas finas o microcristalinas de la moscovita con un tamaño de grano <2mm. El brillo sedoso característico para las filitas se debe a su alto contenido en sericita.