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M I N E R A L O G I A

definición de mineral

Mineral: Se define como un sólido homogéneo de origen natural con una composición química definida (aunque estequiométricamente puede no ser fija ) y, generalmente, con una disposición atómica ordenada. Ejemplos son los minerales

Calcita: CaCO3 Cuarzo: SiO2

La cualidad de sólido excluye a los gases y a los líquidos. Excepciones la constituyen el mercurio nativo, que a pesar de ser líquido se considera mineral y el agua que aún en estado sólido se suele excluir de esta categoría.

Ejemplos de minerales sin fórmula estequiométricamente fija son los olivinos. Se trata de silicatos de hierro y magnesio SiO2 2(Mg Fe)O, donde el hierro y magnesio entre paréntesis significa que se puede encontrar cualquier variedad de la especie mineral olivino, desde el puro silicato de magnesio al puro silicato de hierro con todos los tránsitos intermedios.

En los lechos de carbón que por procesos geológicos han sido sujetos temperaturas relativamente elevadas se han eliminado los hidrocarburos volátiles dejando el carbono como residuo. Este carbono cristalizado es el mineral denominado grafito, mientras que los componentes del carbón no se consideran minerales sino macerales.

Naturaleza de la materia cristalizada

La naturaleza interna de la materia cristalizada ya fue sospechada por el abate Haüy, quien al observar que exfoliando un romboedro de calcita se obtenían en unidades cada vez más diminutas, dedujo que en último grado se llegaría a un romboedro elemental indivisible formado por la disposición geométrica de los átomos que componen la unidad molecular del carbonato cálcico, pero no fue sino hasta que el óptico alemán, el barón von Laue logró difractar los rayos X en los cristales, que se demostró la naturaleza de la materia cristalizada como periódica y ordenada, respondiendo a una disposición geométrica determinada en cuanto a la disposición espacial de los átomos e iones que forman los cristales.

Los cristalógrafos emplean hoy en día el término cristal para referirse a cualquier sólido homogéneo que posee una estructura tridimensional interna ordenada, que bajo condiciones favorables, puede expresarse externamente por la formación de superficies planas y pulidas. El estudio de los cristales y de las leyes que rigen su crecimiento, forma externa y estructura interna recibe el nombre de cristalografía, y se ha convertido en una

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poderosa herramienta en mineralogía, química, física, metalurgia...

En algunas sustancias, tanto naturales como artificiales, sin embargo, los átomos e iones no se encuentran ordenados, sino que guardan posiciones aleatorias como en un líquido, aunque sin la movilidad que caracteriza a este último. Son los vidrios y su estructura se denomina amorfa.

Existen transiciones entre la naturaleza amorfa y cristalizada. Del perfecto cristal de cuarzo, se pasa al agregado microcristalino que constituye el pedernal y de esta a las variedades criptocristalinas en donde las unidades no se pueden apreciar, ni aún con ayuda del microscopio.

Energéticamente el estado cristalino mantiene una menor entropía y una mínima energía potencial, por ello constituye la forma más estable, y la materia sólida evoluciona hacia este estado. Los vidrios volcánicos más antiguos prácticamente han desaparecido, siendo sustituidos por agregados cristalinos de mayor ó menor tamaño.

CRISTALOGRAFÍA

Cristal: sólido homogéneo que posee un orden interno tridimensional caracterizado por la periodicidad. El estudio de estos cuerpos sólidos cristalizados y las leyes que gobiernan su crecimiento, forma externa y estructura interna, se denomina cristalografía.

Cristalino: posesión de una distribución ordenada de átomos en la estructura.

Los cristales se forman a partir de disoluciones, fundidos y vapores. Los átomos en estos estados desordenados tienen una disposición al azar, pero al cambiar la temperatura, presión y concentración pueden agruparse en una disposición ordenada característica del estado cristalino:

NaCl en agua(H2O) es un ejemplo de cristalización a partir de disolución al evaporarse el agua.

Por descenso de presión: de una solución saturada, esta se sobresatura y se formaran cristales.

Por descenso de temperatura: Una disolución caliente admite una saturación con mayor contenido salino, al enfriarse, se sobresaturará y la sal cristalizará.

A partir de vapor: a medida que el vapor se enfría, los átomos o moléculas separadas se van aproximando entre sí, hasta formar un sólido cristalino(copos de nieve a partir del aire saturado de vapor de agua).

MORFOLOGÍA DE LOS CRISTALES

Estructura interna de los cristales.

La forma cristalina que presentan la mayoría de las sustancias sólidas, aunque en

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general no observable directamente, y las propiedades de los cristales, son debidas a una ordenación regular en el espacio de las moléculas, átomos o iones que constituyen la sustancia.

El medio cristalino es anisótropo, es decir, ciertas propiedades dependen de la dirección en que se observan, como la dilatación térmica, conductividad calorífica y eléctrica, velocidad de propagación de la luz, velocidad de ataque de un reactivo químico. Esta anisotropía se explica a partir de la estructura interna del cristal.

La estructura cristalina es determinada, repetitiva y periódica. Las unidades idénticas que se repiten representadas por un punto (nudos) se distribuyen en una red tridimensional de tal manera que todas ellas tienen idénticos alrededores. La red viene definida por las tres direcciones y las distancias según las cuales el motivo se repite. A. Bravais demostró en 1848 que sólo son posibles 14 formas de disponerse los nudos conocidas como redes espaciales o redes de Bravais (Fig. 1).

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Fig.1 - Redes de Bravais

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Leyes fundamentales de la cristalografía: Leyes de constancia de los ángulos diedros y de racionalidad de los parámetros

La evidencia de que los cristales tienen una estructura interna ordenada son sus diversas propiedades, especialmente la exfoliación, la forma externa y comportamiento ante la luz y rayos X.

La forma externa es el resultado de la estructura interna y de las condiciones en las que se ha formado el cristal (presión, temperatura, velocidad de cristalización, naturaleza de la disolución, masa fundida o gas, y su tensión superficial y dirección de difusión).

Es fácil encontrar cristales del mismo mineral con apariencia idéntica en un sitio determinado, pero los cristales de este mismo mineral pueden adoptar formas muy distintas en otros lugares. La celda unidad es la misma, pero se agrupan de distinta forma dependiendo del medio ambiente.

Las posiciones de las caras de un cristal vienen determinadas por las direcciones en las que la estructura interna presenta la mayor densidad de puntos o nudos reticulares. Los planos que incluyen el mayor número de nudos son los que con mayor frecuencia se encuentran como caras en los cristales. Esta regla se conoce como la ley de Bravais, y aunque tiene excepciones, como fue señalado por Donnay y Harker, es posible escoger las redes de tal forma que la regla se mantenga. (Fig.2).

Teniendo en cuenta que la estructura interna de las sustancias cristalinas es constante, es lógico pensar que las caras naturales de un cristal, los planos de exfoliación y los de reflexión de la luz y rayos X obedezcan una serie de leyes aritméticas:

Como consecuencia, se definen varias leyes para los cristales:

1-Ley de constancia de los ángulos diedros: (Steno)

“Para cada sustancia cristalina los ángulos que forman dos caras son siempre los mismos, independientemente de sus condiciones de cristalización y forma externa”.

Todos los cristales de la misma sustancia mantienen los mismos ángulos entre caras análogas, independientemente de su procedencia, origen ó yacimiento. Por ejemplo:

Como cualquier cristal de cuarzo, de cualquier lugar del mundo, tienen la misma estructura y las caras que externamente se desarrollan son las de menor energía (mayor densidad atómica) todos tendrán una forma externa donde caras cristalográficamente idénticas forman los mismos ángulos. En un primer estadio de la mineralogía, cuando aún no existían los rayos X, esta característica se utilizó para identificar sustancias, cuando aparecían con caras cristalinas y era posible medir el ángulo de las mismas con el goniómetro de reflexión.

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2-Ley de racionalidad de los parámetros (Haüy)

Si para referir un cristal, se elige, convenientemente, un sistema con tres ejes, de forma que cada eje manifiesta en su unidad y dirección la periodicidad de su estructura interna, los parámetros en que una cara del cristal corta a los tres ejes (parámetros de Weiss) son números racionales y enteros. Esto es una consecuencia de que las caras del cristal pasan por nudos de la red periódica y ordenada que representa la estructura del cristal, cortando a los ejes según un número entero de unidades.

Cuando una cara es paralela a un eje, aquella cortaría a éste en el infinito; para evitar

la incomoda notación incluyendo infinito, se ha convenido determinar la notación de las caras de los cristales como los parámetros inversos de la notación de Weiss. Estos nuevos parámetros inversos a los de Weiss para determinar la posición de una cara, se denominan notación de Miller, de esta forma los números infinitos de la notación de Weiss se transforman en 0.

Las comas se utilizan en los índices de Miller solo cuando aparecen números de dos dígitos como (2,14,3). En las caras que cortan los extremos negativos de los ejes cristalográficos, se sitúa una línea sobre un numero apropiado: (1 1) se lee “uno, menos uno, uno”.

Cuando se desconocen las intersecciones exactas de una cara con los ejes se emplea la notación genérica (h k l) para los índices de Miller (números enteros). Los símbolos ´h´, ´k´ y ´l´ son números enteros proporcionales a la inversa del número de nudos en que la cara corta a los tres ejes a, b y c.

En definitiva, en un cristal se pueden elegir tres (y a veces cuatro) ejes de coordenadas o ejes cristalográficos en relación íntima con su estructura, y a los que se refiere la posición de las caras. En cada eje cristalográfico se elige a su vez una distancia adecuada que se conoce como parámetro, segmentos a, b y c no necesariamente iguales y correspondientes al plano unidad o forma fundamental, en función de las cuales se establecen las distancias de intersección que las caras

a

b

Cara (4 2) = (2 1) de Weiss, corta el eje “a” en 4 unidades y en 2unidades el eje “b”. La notación de Miller sería (1/4 1/2) = (1 2)

La cara (0 1) sería la de mayor densidad atómica; la másfrecuente

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determinan sobre los ejes a contar desde su origen. La relación entre estas distancias para una cara cualquiera es ma: nb: pc (Fig.3).

Fig.3 – Índices de Miller

La ley de racionalidad de los parámetros dice: “Los parámetros m, n y p son números enteros, incluyendo infinito o fracciones de números enteros”.

La expresión de la posición de una cara de un cristal mediante los coeficientes de los parámetros se conoce como notación de Weiss, donde (mnp) son los índices de Weiss, pero esta notación ha sido

reemplazada por la notación de Miller , donde los índices son los inversos de los de Weiss (hkl). Cuando un parámetro consta de dos dígitos, se separan los índices por medio de comas, y si uno de los parámetros es negativo, se sitúa sobre él una línea. (Fig.3)

Ej.: Si una cara corta a los ejes OX y OY y es paralela al eje OZ, el índice de Weiss (2 1 ∞) y el de Miller (1/2 1 0) = (1 2 0).

Definiciones:

Nudo: Punto que representa a un grupo de átomos ó iones que se repite periódicamente en el espacio.

Red: diagrama hipotético de nudos, cada uno de los cuales posee un entorno idéntico al de cualquier otro punto del diagrama. Una red no tiene un origen especifico, ya que puede desplazarse paralelamente a sí misma.

Celdilla: conjunto del espacio definido por nudos en los vértices que repetido origina la red.

Celdilla fundamental: Celdilla constituida por el mínimo espacio que repetido origina la red. Puede haber varias celdillas fundamentales en una red.

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Una fila representa nudos igualmente espaciados a lo largo de una línea. Una red

plana es aquella que tiene una distribución regular de puntos en dos dimensiones; y una red espacial tridimensional representa la distribución de puntos equivalentes en tres dimensiones, es decir la de los cristales en la realidad:

Simetría

Son aquellas operaciones que repiten el espacio. La traslación de un número entero de períodos de red en la dirección de una fila de nudos es una operación de simetría que tienen todas las redes. Otras operaciones son el giro de un determinado ángulo. la reflexión en un plano, y la inversión en un punto que puede ó no tener una red determinada. Además de la periodicidad, la simetría es otra propiedad de las redes. Esta simetría interna se refleja en la morfología de los cristales que crecen en un medio libre pudiendo desarrollar las caras, proporcionando el bello aspecto geométrico que tienen los ejemplares minerales cristalizados.

El grupo de átomos representado por un nudo en la figura superior, admite una rotación de 90º, se denomina eje de simetría cuaternario porque cada 360º repite el grupo de átomos 4 veces.

En la materia cristalizada los ejes de rotación posibles son el binario (180º de giro), cuaternario, ternario (120º de giro), y senario (60º de giro)

Cada nudo representa un grupo de átomos óiones con una determinada simetría

BINARIOTERNARIO CUATERNARIO

SENARIOPLANO DESIMETRIA

CENTRO DESIMETRIA

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Ley de simetría (Haüy)

“ Todos los cristales de la misma sustancia poseen los mismos elementos de simetría”.

Entendemos por simetría a aquellas operaciones que repiten un espacio determinado. Las operaciones de simetría fundamentales son las siguientes: 1) rotación alrededor de un eje, 2) reflexión sobre un plano, 3) rotación alrededor de un eje combinado con la inversión, es la inversión rotatoria.

Los elementos de simetría son:

1) Centro de simetría: se dice que un cristal tiene un eje de simetría cuando al hacer pasar a través de él una recta imaginaria desde un punto A cualquiera de su superficie, sobre dicha línea y equidistante al centro, hay un punto A´ similar. Esta operación recibe el nombre de inversión. El centro implica la existencia de caras paralelas. (Si el cristal carece de centro de simetría posee al menos un eje polar, a excepción de una única clase cristalina, la giroédrica).

2) Plano de simetría: es el plano imaginario que divide al cristal en dos partes idénticas geométricamente, cada una de las cuales es la imagen especular de la otra.

3) Eje de simetría: es la línea imaginaria que atraviesa el cristal, alrededor de la cual se puede hacer girar el cristal y repetir éste su aspecto 2 (eje binario, 180º de giro), 3 (eje ternario, 120º de giro), 4 (eje cuaternario, 90º de giro) ó 6 (eje senario, 60º de giro) veces en una vuelta completa.

4) Eje de inversión rotatoria: este elemento de simetría combina rotación alrededor

de un eje con inversión sobre el centro. (Fig. 4) y (Fig. 5)

Fig.4. – Elementos de simetría libres de traslación expresados en función de la morfoligía de los cristales. Eje de rotación senario (a); eje cuaternario de rotoinversión (b); centro de simetría (c); plano especular (d).

Fig.5 – Elementos de simetría

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Grupos puntuales de simetría

En el espacio existen 32 grupos puntuales de elementos de simetría. Estos grupos aparecen al combinar los distintos elementos de simetría permitidos alrededor de un punto, por ejemplo, un eje binario y un plano. Todos los cristales pertenecen a uno de estos 32 grupos.

Las combinaciones posibles de elementos de simetría dan origen a 32 clases de simetría cristalinas distintas, ó 32 grupos de simetría puntuales que, junto con las 14 redes de Bravais, dan lugar a 230 grupos espaciales. Pero algunas de las 32 clases cristalinas tienen características simétricas comunes, y todas ellas derivan de 7 formas geométricas fundamentales ó 7 sistemas cristalinos, cuyas características se resumen más adelante.

Sistemas cristalinos

Los grupos puntuales de simetría se agrupan en 7 sistemas cristalinos. Estos sistemas se derivan de la manera de elegir el sistema de ejes de referencia de forma que los índices de las caras proporcionen números racionales. Cada sistema está dominado por un grupo de elementos de simetría que es común a todos los cristales que pertenecen al sistema.

En el espacio existen los siguientes sistemas de ejes: triclínico, monoclínico, ortorómbico, tetragonal, trigonal, hexagonal (algunos autores lo consideran una variedad del trigonal), y cúbico.

Por ejemplo: el sistema cúbico se caracteriza por varios ejes ternarios. el sistema trigonal por un solo eje ternario, el sistema hexagonal por un eje senario, el sistema tetragonal por un solo eje cuaternario, el sistema ortorrómbico por tres planos de reflexión perpendiculares o tres ejes binarios perpendiculares, el sistema monoclínico por un solo eje binario, ó un plano de reflexión y el sistema triclínico por un centro de simetría.

a

a2

ab

a

bcb

c

c

a1

c

a1

a2

a3

a1

a2

a3

Trigonalyhexagonal

monoclínicotriclínico

cúbico

tetragonal

rómbico

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Los sistemas de ejes se representan a continuación:

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SISTEMA

FORMA GEOMÉTRICA

FUNDAMENTAL CARACTERÍS

TICAS AXIALES SUSTANCIAS

TÍPICAS DEL SISTEMA

Regular o cúbico Cubo

α β γ= = == =

90ºa b c

Cloruro sódico

Diamante

Alumbre

Sulfuro cálcico

Plomo, plata y oro

Tetragonal

Prisma recto de base cuadrada o

prismas cuadráticos α β γ= = == ≠

90ºa b c

Estaño

Casiterita (dióxido de estaño)

Rutilo (dióxido de titanio)

Ferrocianuro potásico

Rómbico Prisma recto

cuya base es un rombo

α β γ= = =≠ ≠

90ºa b c

Azufre rómbico (azufreα )

Nitrato potásico

Sulfato potásico

Sulfato bárico

Monoclínico Prisma oblicuo

cuya base es un rombo

α γβ= =≠≠ ≠

9090

ºº

a b c

Azufre monoclínico

(azufre β )

Yeso (sulfato cálcico hidratado)

Bórax (borato sódico)

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Triclínico

Prisma oblicuo de base un

paralelogramo α β γγ≠ ≠≠≠ ≠

90ºa b c

Ácido bórico

Sulfato cúprico pentahidratado

Dicromato potásico

Albita (Feldespato sódico)

Hexagonal Prisma recto de

base hexagonal

3 ejes que se cortan formando 60º y un eje perpendicular desigual en longitud

a a a c1 2 3= = ≠

Grafito

Magnesio

Cinc

Cadmio

Hielo

Sulfuro mercúrico

Berilo

Trigonal o

romboédrico

Romboedro

(paralelepípedo cuyas caras son

rombos)

α β γ= = ≠= =

90ºa b c

Cuarzo

Calcita

Nitrato sódico

Arsénico, antimonio,bismuto

Algunos autores consideran el sistema hexagonal como una variante del trigonal.

MORFOLOGIA CRISTALINA

Forma cristalina: indica el aspecto externo general de un cristal ideal que haya desarrollado todas sus caras por igual. Por ejemplo en un cristal del sistema cúbico de cloruro sódico la forma sería el cubo.

En cristalografía, la forma incluye todas aquellas caras que tienen las misma relación con los elementos de simetría y exhiben las mismas propiedades físicas y químicas, aún en el caso en que sean de diferentes tamaños y aspectos debido a la deformación del cristal, así como estrías naturales, corrosiones y crecimientos.

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Existen unas formas fundamentales también denominadas generadoras. Estas son:

Pedion (una cara única sin relación de simetría con ninguna otra del cristal)

Pinacoide (dos caras relacionadas por un centro de simetría)

esfenoide, dos caras relacionadas por un eje binario

domo, dos caras relacionadas por un plano de reflexión.

Prisma: caras paralelas a un eje de rotación de orden n, con un plano de reflexión normal al eje.

Formas abiertas y cerradas

Las formas pueden ser abiertas como las anteriores ó cerradas, como por ejemplo el cubo. Cada sistema tiene una forma general que tiene la máxima simetría posible en el sistema y lo representa.

Si las caras limitan un espacio se denominan formas cerradas y si no limitan espacio se denominan formas abiertas. También pueden ser simples, o combinadas que se obtienen por superposición de las formas simples. Por ejemplo, un prisma es una forma simple abierta., si se le colocan dos pedions basales arriba y abajo, se obtiene una forma compuesta y cerrada. Teniendo en cuenta que las formas de los cristales dependen de la simetría, existen muchas clases de formas.

PEDIÓN

PINACOIDEESFENOIDE

DOMO

PRISMA

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Hábito cristalino: En función de anisotropías en el proceso de crecimiento de cristales, a veces unas caras se desarrollan más que otras cristalográficamente equivalentes. Por ejemplo un cristal de sal del sistema cúbico que en un medio de aporte de iones isótropo sería un cubo, si el aporte se verifica según una dirección determinada puede crecer como un prisma de base cuadrada. Su red interna es cúbica, su hábito externo es prismático tetragonal. Debido a que el hábito es controlado por el medio ambiente en el que crecen los cristales, puede variar con la localidad. En un sitio puede ser normal y en otros tabular o fibroso.

Pseudomorfismo

La existencia de un mineral con la forma cristalina externa de otra especie mineral se denomina pseudomorfismo. La estructura y composición química de un mineral pseudomorfo es de una especie mineral, aunque la forma del cristal corresponde a otra. Por ejemplo, la pirita (FeS 2 ) puede convertirse en limonita (FeO·OH·nH 2 O), pero conservar su aspecto externo. La pseudomorfosis puede originarse por:

1.Sustitución: consiste en una renovación gradual de los átomos primarios por otros nuevos y distintos, sin reacción química entre ellos. Ej. : La dolomita que pertenece al sistema rómbico al sustituir sus moléculas poco a poco con las de la magnetita, con forma octaédrica perteneciente al sistema cúbico, presentará un hábito cúbico, mientras que internamente está constituida por una red rómbica. Otro ejemplo podría ser la sustitución de las fibras de madera de los árboles por el sílice para formar la madera petrificada.

2. Incrustación: consiste en la deposición de una costra de mineral sobre los cristales de otro. Ej. : Cuarzo incrustado en cristales de fluorita.

PRISMA

PINACOIDE

FORMA COMPUESTA CERRADA

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3. Alteración: en este tipo de pseudomorfosis sólo ha habido una adición parcial de material nuevo. Ej. : La transformación de la anhidrita (CaSO 4 ), perteneciente al sistema ortorrómbico, a yeso (CaSO 4 ·2H 2 O), perteneciente al sistema monoclínico.

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AGREGADOS MINERALES

Agregados cristalinos desorientados:

Se denominan a la simple aparición conjunta, de cristales de uno o varios minerales sin ninguna relación geométrica entre ellos

Agregados orientados:

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Agregados paralelos

Es un fenómeno de crecimiento a partir de una superficie plana con la que los cristales mantienen una relación epitáxica (afinidad cristalográfica entre una cara cristalina de los cristales del agregado con la de la superficie) de forma que todos crecen con un eje cristalográfico perpendicular a la superficie.

Maclas

Bajo ciertas condiciones dos o más cristales de un mismo mineral crecen conjuntamente de forma racional y simétrica, denominándose también cristales simétricos. Se pueden relacionar por:

1-Reflexión de un plano especular (plano de macla).

2-Rotación alrededor de una dirección(eje de macla).

3-Inversión respecto de un punto (centro de la macla).

Fig.8 – Macla polisintética Fig.9 – Macla cíclica del rutilo y crisoberilo

Las superficies según la cual los cristales están unidos en macla se conoce como superficie de composición de la macla; si es un plano se le dirá plano de composición. Muchas veces el plano de composición, lo es también de macla, pero no siempre tiene que ser así. En el primer caso el plano es paralelo a una de las caras de los cristales, no siendo, lógicamente, un plano de simetría del cristal.

Maclas de contacto: tiene una superficie de unión definida que separa los dos cristales y hay un plano de macla.

Maclas de penetración: formada por distintos cristales interpenetración que tienen una superficie de unión irregular, y la ley de macla queda definida por un eje de macla.

Maclas repetidas o múltiples: se forman por tres o más partes macladas según la misma ley.

Maclas polisintéticas: todas las superficies de composición sucesivas son paralelas.

Maclas cíclicas: si los planos de composición sucesivas son paralelos.

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Mcacla de la

Macla de manebach y baveno d l

Maclas de casiterita

Maclas del

Maclas de la Maclas del cuarzo

Macla cíclica de la cerusita

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Origen de las maclas

Las maclas de crecimiento son el resultado de un emplazamiento de átomos o iones sobre la parte exterior de un cristal en crecimiento de tal forma que la distribución regular de la estructura del cristal original (y su red) se ve interrumpida.

La macla de crecimiento refleja por tanto “accidentes” durante el crecimiento libre considerándose macla primaria.

Las maclas de transformación se presentan en los cristales después de su formación y representan un maclado secundario. Puede tener lugar cuando una sustancia cristalina formada a una temperatura alta se enfría, adoptando una estructura de simetría distinta de la estable a temperaturas superiores.

Macla de deslizamiento: sustancia cristalina que se deforma por aplicación de una tensión mecánica (macla secundaria). Si la tensión produce deslizamiento de los átomos a pequeña escala, se producen cristales maclados. Si el desplazamiento es grande puede ocurrir la ruptura del cristal sin formación de maclas. Es corriente en los metales y en calizas transformada, como muestra la presencia de granos de calcita maclados polisinteticamente.

Ejemplos de maclas.

- Sistema triclinico: los feldespatos.

- Sistema monoclinico: yeso.

- Sistema ortorrombico: aragonito.

- Sistema tetragonal: casiterita, rutilo.

- Sistema trigonal: calcita.

- Sistema isométrico o cúbico. pirita

Leer solamente:

Otras formas de agregados

1.- Cuando el agregado consta de cristales aislados y distintos:

a ) Acicular: cristales delgados como agujas.

b ) Capilar y filiforme: cristales como cabellos o hebras.

c ) Hojoso: Cristales alargados, aplastados como hojas de cuchillo

d ) Divergente o radial: grupos de cristales radiales.

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E ) Drusa: superficie cubierta por una capa de pequeños cristales.

.2.- Cuando se trata de un único cristal:

a ) Dendrítico: arborescencia en ramas divergentes y delgadas.

b ) Reticulados: agrupación de cristales delgados en redes.

3.- Agregado que consta de grupos radiales o paralelos de cristales distintos:

a ) Columnar: individuos como columnas robustas.

b ) Hojoso: agregados de muchas hojas aplastadas.

c ) Fibroso: agregados fibrosos delgados, paralelos o radiales.

d ) Estrellado: individuos radiales que forman grupos concéntricos.

e ) Globular: individuos radiales que forman grupos esféricos o semiesféricos.

f ) Botroidal: las formas globulares se agrupan en racimos de uvas.

g ) Reniforme: individuos radiales terminados en masas redondas que parecen un riñón.

h ) Mamelonar: grandes masas redondas que parecen mamas, formadas por individuos radiales.

i ) Colomorfa: incluye todas las formas más o menos esféricas.

4.- Agregado formado por escamas o laminillas:

a ) Exfoliable: agregado que se separa fácilmente en placas u hojas.

b ) Micaceo: agregado que puede desintegrarse en hojas pequeñísimas (mica).

c ) Laminar o tubular: agregado que consta de individuos planos como placas superpuestos y adheridos unos a otros.

d ) Plumoso: formado por escamas finas, con una estructura divergente o plumosa.

5.- Agregado formado por granos grandes o pequeños. Granular

6.- Diversos términos:

a ) Estalactítico: en forma de conos o cilindros colgantes.

b ) Concéntricos: una o más capas superpuestas alrededor de un guisante.

c ) Oolítico: agregado mineral formado por pequeñas esferas parecidas a las huevas de pescado.

e ) En bandas: agregado con bandas estrechas de diferentes colores o textura.

f ) Macizo: agregado mineral formado por un mineral compacto de forma irregular.

g ) Amigdaloide: roca que contiene nódulos de forma de almendra.

h ) Geoda: cavidad rellena por la deposición de mineral sobre un núcleo.

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PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MINERALES.

Algunas propiedades como la densidad son escalares, otras como la dureza que depende de la dirección son vectoriales, finalmente algunas que no bastan tres magnitudes para definirlas como por ejemplo las propiedades elásticas son tensoriales.

Peso específico, Densidad.

• El peso específico (G) o densidad relativa de un mineral es un número que expresa la relación entre su peso y el peso de un volumen igual de agua a 4ºC.

El peso específico de un cristal depende de dos factores: 1) la clase de átomos de que está compuesto; y 2) al grado de empaquetamiento de estos átomos. Por ejemplo, en los compuestos isoestructurales, con el mismo grado de empaquetamiento, tienen mayor peso específico aquellos con elementos de mayor peso atómico. En los compuestos polimorfos, es decir, con misma composición química pero distinta estructura interna, tiene mayor peso específico el que tenga mayor grado de empaquetamiento, por este motivo el diamante tiene mayor peso específico que el grafito.

Exfoliación.

Ruptura de un mineral al aplicar la fuerza suficiente para que deje dos superficies planas. Las superficies de exfoliación son siempre paralelas a caras reales o posibles del cristal, teniéndose índices sencillos. Mica, berilo, apatito y el grafito.

Fig.11 – Exfoliación cúbica (a), octaédrica (b), dodecaédrica (c), romboédrica (d), prismática y pinacoidal (e), pinacoidal (f).

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La exfoliación es la ruptura de un cristal entre planos atómicos, es una propiedad direccional y cualquier plano paralelo que atraviese el cristal es un plano de exfoliación potencial. Al describir una exfoliación deben darse su calidad ( perfecta, buena, regular, etc).

La exfoliación siempre concuerda con la simetría; así, si se desarrolla una exfoliación octaédrica, ello implica que debe haber otras tres direcciones semejantes.

Si aplicamos a un mineral una fuerza suficiente para que se rompa y éste presenta unas direcciones preferentes a la ruptura, se dice que el mineral posee una exfoliación. Las superficies de exfoliación son siempre paralelas al las caras del cristal, suelen tener índices de Miller sencillos y reflejan la misma estructura cristalina.

La exfoliación depende de la estructura interna del cristal y tiene lugar sólo paralelamente a los planos atómicos, ya que la fuerza de unión entre ellos es más débil debido al tipo de enlace (ver propiedades químicas), a la separación de los planos, o bien por ambas razones.

Al describir una exfoliación debe darse su calidad y dirección cristalográfica. La calidad se expresa como perfecta, buena, regular, etc. La dirección se expresa por el nombre o por los índices de Miller de la forma a la que es paralela la exfoliación, de esta forma la exfoliación cúbica tiene como dirección de exfoliación {001}, la octaédrica {111}, romboédrica {101 1}, prismática {110}, o pinacoidal {011}(Fig.11).

No todos los minerales poseen exfoliación.

Partición.

Algunos minerales están sujetos a tensiones o presiones desarrollando planos de debilidad estructural paralelos a los ejes cristalográficos. Los cristales maclados, especialmente los polisintéticos, pueden separarse fácilmente a lo largo de planos de composición. Partición es la ruptura en superficies planas de un mineral a lo largo de estos planos. Piroxeno, magnetita, corindón,...

Ciertos minerales, cuando están sujetos a tensiones y presiones determinadas, desarrollan unos planos de debilidad paralelos a los cristalográficos de rotación. El fenómeno es parecido a la exfoliación, pero se distinguen en que la partición no la exhibirán todos los ejemplares de un mismo mineral, sino sólo aquellos que estén maclados o hayan sido sometidos a presiones adecuadas. En los cristales maclados la partición se produce por los planos de composición (Fig. 12)

Fig.12 – Partición basal del piroxeno y romboédrica del corindón

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Fractura.

Se dice que un mineral se fractura cuando ni se exfolia ni se parte. Los distintos tipos de fractura posibles son:

Concoidal : cuando la fractura tiene superficies suaves y lisas como en el vidrio o en el cuarzo (Fig.13).

Fibrosa o astillosa: cuando se fractura en forma de astillas y fibras. Fig.13 – Fractura concoidal de la obsidiana

Ganchuda : si se fractura según una superficie dentada, irregular y puntiaguda.

Desigual o irregular: si el mineral se fractura según superficies bastas e irregulares.

Dureza:

Resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral a ser rayada, (H). Depende de la estructura cristalina, cuanto más fuerte es la fuerza de enlace entre los átomos, más duro es el mineral. El mineralogista australiano F. Mohs, formó una escala relativa de durezas, la dureza de estos minerales pueden medirse con técnicas más cuantitativas, dando lugar a la escala de dureza absoluta (Fig. 14):

25

Fig.14 – Comparación de las escalas

relativa y absoluta de dureza

1 Talco laminar. Se raya con la uña

2 Yeso cristalizado. Se raya con la uña

3 Calcita. Se raya con la navaja

4 Fluorita.

5 Apatito.

6 Ortosa.

7 Cuarzo.

8 Topacio.

9 Corindón.

10 Diamante.

La escala no es proporcional; el intervalo de dureza aumenta a medida que avanzamos en la escala. Existe, por ejemplo, mucha mayor dureza entre el corindón y el diamante que entre el talco y el yeso.

La dureza de estos materiales, junto con la escala de Mohs, suelen ser útiles para la identificación de un mineral: la dureza de una uña es algo más de 2; la de una moneda de cobre, 3; la de un vidrio de ventana, 5,5 y el acero de una lima, 6,5.

La dureza es una propiedad vectorial, es decir, varía según la dirección en la que rayemos el mineral, normalmente esta diferencia de durezas es inapreciable, salvo en el caso de la calcita y la cianita.

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Tenacidad

Resistencia que un mineral opone a ser deformado, molido, doblado o desgarrado, o roto.

1.- Frágil: mineral que fácilmente se rompe o reduce a polvo.

2.- Maleable: mineral que puede ser laminado en hojas delgadas por percusión.

3.- Séctil: se pueden cortar en virutas delgadas con un cuchillo.

4.- Dúctil: se puede estirar en forma de hilo.

5.- Flexible: puede ser doblado, pero que no recupera su forma original una vez que termina la presión que lo ha deformado.

6.- Elástico: recobra su forma primitiva al cesar la fuerza que lo ha deformado.

PROPIEDADES ÓPTICAS DE LOS MINERALES

Propiedades ópticas

Una sustancia puede dejar pasar la luz (transparente), reflejarla (brillo metálico, espejos) ó absorberla (cuerpos negros, carbón).

* Brillo.

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

10 9 8 7 6 5 4 3 2 1

DIAMANTE

TOPACIO

CORINDON

CUARZO ORTOSAAPATITO

FLUORITA CALCITA YESOTALCO LAMINAR

27

Una sustancia es tanto más brillante cuanto mayor cantidad de luz refleje.

• Brillo metálico: son completamente opacos a la luz reflejándola en un alto porcentaje (oro nativo, galena, pirita y calcopirita). Color de raya negra o muy oscura

• Brillo submetálico:

• Brillo no metálico: de colores claros, transmiten la luz en secciones muy delgadas y la reflejan en secciones gruesas. La raya de un mineral no metálico es incolora o de color muy débil. Su brillo es:

• Vítreo: sustancias muy transparentes. Transmiten un gran porcentaje de la luz. Brillo de vidrio. Cuarzo.

• Resinoso: Reflejan algo de más luz que los anteriores aunque todavía transmiten mucha luz, brillo de la resina. Blenda, azufre.

• Nacarado: brillo irisado como el de las perlas, por reflexión de la luz en las superficies internas de los minerales paralelas a los planos de exfoliación. Ej. : Apofilita y talco

• Graso: si el mineral parece que está cubierto por una capa de aceite. Es el resultado del reflejo de la luz sobre una superficie microscópicamente rugosa. Ej. : Algunas especies de blenda y cuarzo masivo

• Sedoso: como seda. Resultado de reflexión de la luz sobre un agregado paralelo de fibras finas. Yeso fibroso, malaquita.

• Adamantino: Con un índice de refracción alto.brillo con un reflejo muy fuerte, parecido al del diamante, debido al elevado índice de refracción. Ej. : Cerusita o anglesita

Color.

Cuando la luz blanca incide el la superficie del mineral, parte de ella se refleja y parte se refracta. Si la luz no sufre absorción, el mineral es incoloro. Los minerales son coloreados porque absorben ciertas longitudes de onda de la luz, y el color es el resultado de la combinación de las longitudes de onda que llegan al ojo. Pueden exhibir diferentes colores cuando la luz es transmitida en direcciones cristalográficas diferentes (pleocroísmo) y también en dos direcciones (dicroísmo).

Idiocromáticos: cuando el color es un propiedad fundamental directamente relacionada a uno de sus elementos constituyentes principales.

Alocromáticos: puros no tendrían color, pero lo toman debido a impurezas. Por ejemplo, el berilo (silicato de berilio) es un mineral incoloro, pero debido a impurezas de cromo, toma el color verde en su variedad de esmeralda.

Hay también, ciertos iones que absorben la luz muy intensamente, dando al mineral

28

un color intenso, son los llamados cromóforos, como son el Fe, Mn, Cu, Cr, Co, Ni y V.

La mayoría de los minerales con brillo metálico, tienen un color constante

Huella de rayado.

El color del polvo fino de un mineral. El color de la huella es constante. Esta propiedad se determina frotando el mineral sobre un trozo de porcelana porosa, una placa de huella. La placa de porcelana tiene una dureza 7, por eso, este método no puede ser utilizado para minerales de dureza superior

Naturaleza de la luz

Para explicar algunas de las propiedades de la luz hay que recurrir a dos teorías, la ondulatoria y la crepuscular. La teoría ondulatoria es la que utilizaremos para explicar el comportamiento óptico de los cristales. Ésta supone que la luz visible, como parte del espectro electromagnético, se propaga en línea recta con un movimiento ondulatorio transversal; es decir, vibra en ángulo recto con la dirección de propagación. La longitud de onda (λ ) de tal movimiento es la distancia entre las crestas o valles ; la amplitud de onda es el desplazamiento a ambos lados de la posición de equilibrio ; la frecuencia es el número de ondas por segundo que pasan por un punto fijo y la velocidad es la frecuencia multiplicada por la longitud de onda (Fig. 15).

La luz visible ocupa una parte muy pequeña del espectro electromagnético (Fig. 16). La longitud de onda determina el color y varía desde algo más de 7·10 3 Å en el extremo rojo a cerca de 4·10 3 Å en el extremo violeta. La luz blanca se compone de todas las longitudes de onda entre estos límites, mientras que la luz de una sola longitud de onda se llama monocromática.

IRMOFMOCOMOL EVUVA

RAYOS X

RAYOS γ RAYOSCOSMICOS

FRECUENCIAS CRECIENTES

LONG. DE ONDA CRECIENTES

29

Fig.15 – Movimiento ondulatorio

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ν (Hz) ESPECTRO ELECROMAGNÉTICO

λ (m)

10 22 1910− Rayos δ 10 − −−14 1110

10 1019 17− Rayos X 10 1011 9− −−

10 1017 15− Ultravioleta 10 109 7− −−

10 1015 14− Visible 10 107 6− −−

10 1014 12− Infrarrojo 10 106 4− −−

10 1012 10− Microondas 10 104 2− −−

10 1010 10

10 7

8 7

−

−

Ondas de radio cortas

Ondas de TV y de radio FM

10 101 10

2− −−

10 107 5− Ondas de radio AM 10 103−

10 105 − Ondas de radio largas 10 103 7−

Fig.16 - Espectro electromagnético formado por el conjunto de todas las ondas electromagnéticas ordenadas por su frecuencia.

Reflexión y

refracción

Cuando un rayo de luz pasa desde un medio enrarecido, tal como aire, a un medio más denso, tal como el vidrio, parte de él es reflejado por la superficie hacia el

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aire y parte entra en el vidrio (Fig.17). El rayo reflejado obedece a las leyes de la reflexión, que establecen: a) que el ángulo de incidencia i es igual al ángulo de reflexión r´, medidos ambos desde la normal a la superficie, y b) que los rayos incidente y reflejado están en el mismo plano. La luz que entra en el medio más denso, el vidrio, ya no sigue la misma trayectoria del rayo incidente, sino que se dobla o se refracta. La desviación depende de la inclinación del rayo incidente y de las densidades relativas de los medios; cuanto mayor es el

ángulo de incidencia y la diferencia de densidades, mayor es la refracción.

La velocidad de la luz es igual a la frecuencia multiplicada por la longitud de onda, por tanto, con una frecuencia fija, a mayor longitud de onda, mayor velocidad y menor índice de refracción (Fig. 18).

Indice de refracción

Inversa de la velocidad de propagación de la luz en un cristal (multiplicada por un

coeficiente de forma que el índice de refracción del vacío sea la unidad).

Es la relación entre la velocidad de la luz en el aire (V=1) y su velocidad en el medio más denso (v), es decir, V/v =n → n= 1/v.

La relación precisa entre el ángulo de incidencia i y el ángulo de refracción r viene dado por la ley de Snell que establece que para los mismos dos medios la relación

32

sen / seni r =n es siempre constante, donde la constante n es el índice de refracción.

Dispersión.

Diferencia entre los índices de refracción de la luz para el rojo y para el violeta. A esta propiedad se deben los destellos de colores de los brillantes.

Los destellos de colores en los brillantes tienen su explicación en el índice de refracción y en la dispersión. A mayor índice de refracción mayores son los destellos (Ej.: Diamante).

Polarización

Propiedad que tienen los cristales anisótropos de permitir que la luz no polarizada (tren de ondas electromagnético vibrando en todas las direcciones), vibre en una sola dirección.

La luz es un movimiento ondulatorio cuyas vibraciones tienen lugar en todas las direcciones que forman un ángulo recto con la dirección de

propagación. (Fig. 19). Cuando el movimiento ondulatorio se reduce a vibraciones en un solo plano, se dice que la luz está polarizada en un plano. Las tres principales formas de polarizar la luz son por doble refracción, absorción o reflexión.

Birrefringencia

La sustancias transparentes isótropas (sustancias no cristalinas y cristales del sistema cúbico) tienen un único índice de refracción, ya que la luz se mueve en todas las direcciones con la misma velocidad. Pero en las sustancias transparentes anisótropas (todos los cristales, menos los que pertenecen al sistema cúbico) la velocidad de la luz varía con la dirección cristalográfica, por lo que poseen un intervalo de índices de refracción. Normalmente la luz se desdobla en dos rayos polarizados, que vibran en planos perpendiculares, lo que hace que el cristal, para una determinada orientación posea 2 índices de refracción.

A la diferencia entre al índice mínimo y máximo de se denomina birrefrigencia.

Fluorescencia

El mineral es irradiado con una fuente de una determinada frecuencia, por ejemplo en el ultravioleta, y devuelve una longitud de onda característica del mineral de menor frecuencia (por ejemplo en el espectro visible). Ejemplo la calcita, schelita, fluorita. Los fotones del haz incidente excitan los electrones de la sustancia que pasan a niveles energéticos más elevados. Al desexcitarse y volver a su nivel emiten la radiación energética

33

correspondiente que es característica para cada sustancia ya que depende de su estructura.

Fosforescencia

Igual que la fluorescencia pero tarda más en desexcitarse de forma que la sustancia emite luz después de que ceso la fuente de excitación (fuegos fatuos, relojes con manillas fosforescentes). Ejemplos uraninita.

Algunas propiedades eléctricas

Piezoelectricidad

Cristales que al ser comprimidos generan un campo eléctrico ya que se separa el centro de gravedad de las cargas positivas y negativas. Ejemplo el cuarzo. Los relojes piezoeléctricos están basados en un cristal de cuarzo con un periodo de vibración muy exacto que modula una corriente eléctrica.

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Piroelectricidad

Cristales que al ser calentados generan un campo eléctrico ya que se separa el centro de gravedad de las cargas positivas y negativas. Ejemplo la turmalina.

+

-

+ -

35

CRISTALOGRAFÍA DE RAYOS X

Gracias a los rayos X, descubiertos en 1895 por Roentgen, se puede medir la distancia entre planos sucesivos de un cristal, determinar la posición de cada átomo o ion y determinar la estructura cristalina.

Espectros de rayos X

Las ondas electromagnéticas constituyen una serie continua que varía en su longitud de onda (desde las ondas largas de radio del orden de miles de metros hasta los rayos cósmicos que son del orden de 1·10 −12 metros) pero tienen propiedades comunes como su velocidad de propagación en el vacío (c= 3·10 8 m.), la reflexión, la refracción según la ley de Snell (ver propiedades ópticas: reflexión y refracción) y la ecuación de Plank :

E h hc= =ν λ/

donde E es la energía, h la constante de Plank, c la velocidad de la luz, ν la frecuencia y λ la longitud de onda. De forma que cuanto más corta sea la onda, más energía posee y mayor poder de penetración.

Se generan en un tubo de descarga de rayos catódicos en el que, en una ampolla, en vació, existe un filamento incandescente que emite electrones. Estos son acelerados por un campo eléctrico hacia el polo positivo (anticátodo), con el que chocan cediendo parte de su energía cinética que se libera como Rayos X.

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Los rayos X ocupan una pequeña parte del espectro (ver Fig. 16), con longitudes de onda entre 100-0,2 Å. En la investigación de los cristales se emplean rayos X de longitudes de onda de 1 Å, lo que hace que sean más penetrantes que la luz visible (7·10 3 Å- 4·10 3 Å).

Cuando se aumenta por encima de un cierto límite el potencial del campo eléctrico, ocurre otro fenómeno emisor de rayos X. Algunos electrones alcanzan la energía suficiente para penetrar en las capas más internas de las envolturas de los átomos del anticátodo, chocando con los electrones de esas capas y desplazándolos a niveles superiores. Cuando estos electrones vuelven a su nivel la energía perdida la emiten como un fotón de rayos X, de una energía, justa la diferencia energética entre los niveles. Así que esta radiación es siempre de la misma longitud de onda, que depende de la naturaleza del anticátodo Mo, Cu o Fe y por ello se denomina, radiación característica

Fig.20 – Variación de la intensidad

(a) y curva de intensidad (b)

Metal λ (Å)

50.000 V100.000 V

200.000 V

λ

I -+

λº

Imax

Imax

Imax

λºλº

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Molibdeno (Mo) 0,7107

Cobre (Cu) 1,5418

Cobalto (Co) 1,7902

Hierro (Fe) 1,9373

Cromo (Cr) 2,2909

Fig. 21 - Longitudes de onda de la radiación X característica emitida por diversos metales.

Método de Max von Laue

Max von Laue fue un óptico alemán que diseño un experimento para demostrar la naturaleza electromagnética de los Rayos X y la naturaleza interna periódica de los cristales.

Concibió que igual que la luz se difracta en una rejilla, los cristales si fueran periódicos y ordenados constituirían rejillas con un intervalo entre nudos de un tamaño semejante a la longitud de onda de los rayos X y se podrían utilizar para difractar los mismos. Veamos el fenómeno de la difracción de las ondas electromagnéticas.

Cuando un haz de rayos X choca contra la estructura tridimensional de un cristal, hace que los electrones que se encuentran en su trayectoria vibren con una frecuencia de la radiación X incidente. Éstos absorben parte de la energía de los rayos X, y la dispersan como radiación X de la misma frecuencia y longitud de onda. En general las ondas dispersadas interfieren destructivamente (se anulan), pero en determinadas direcciones se refuerzan, dando lugar al fenómeno de la difracción.

Rayos x incidentes

Rayos x difractados por el cristal

38

En una fila de átomos regularmente espaciados que es bombardeada por rayos X, cada átomo puede considerarse como el centro de radiación de ondas esféricas, si las ondas dispersadas interfieren constructivamente (se suman sus efectos) se produce la difracción. (Fig. 22).

Fig.22 – Difracción de rayos X por una fila de átomos idénticos e igualmente espaciados

Fig.23 – Condiciones para la difracción de los rayos X por una fila de átomos

Según muestra la Fig.23 los rayos 1 y 2 estarán en fase sólo cuando la distancia AB represente un número entero de longitudes de onda. Es decir:

λθ

2λ

b cos θb = n λc cos θc = n λ

a cos θa = n λ

39

AB n c= =λ φcos

Se observa que solo se producirá difracción cuando la longitud de onda es inferior a la distancia entre nudos “c”, ya que en caso contrario, el cos serían superior a la unidad, lo que es imposible. Grafícamente también se aprecia que no puede trazarse una tangente a un círculo desde un punto interior.

Para un valor nλ ,φ es constante, y los rayos difractados forman un cono con la fila de átomos como eje del mismo. Puesto que los rayos difractados también estarán en fase para el mismo ángulo φ al otro lado del haz incidente, existirá otro cono, invertido respecto al primero. Pero todos tienen el mismo eje y vértice, que es la intersección del haz primario y la fila de átomos. (Fig. 24).

Fig.24 – Conos de difracción por una fila de átomos

En una red tridimensional existen otras 3 direcciones axiales, cada una de ellas capaz de generar su propio conjunto de conos. Sólo cuando los tres conos se corten según una recta aparecerá un haz difractado, y viene determinada por una flecha en la Fig. 25. La geometría

de los tres conos puede expresarse por medio de tres ecuaciones independientes (ecuaciones de Laue).

Fig.25 – Conos de difracción por tres filas

de átomos. Se cortan en una recta común

.

En el método de Laue se usa un monocristal estacionario. Una placa fotográfica, encerrada en un sobre a prueba de luz, se sitúa a unos 5 cm. del cristal. Una haz de rayos X blancos inciden sobre el cristal, hacia la placa fotográfica. El haz directo produce un ennegrecimiento en la placa, por lo que normalmente se pone un pequeño disco de plomo para interceptarlo. Alrededor de este punto central aparecen manchas de difracción, cada una de ellas resultado de la difracción de rayos X sobre una serie de planos atómicos (Fig. 27). El ángulo θ de incidencia entre el haz de rayos X y los planos atómicos d es fijo, entonces, la difracción tendrá lugar para longitudes de onda λ que cumplan la ecuación de Bragg:

En realidad las manchas corresponden a las

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intersecciones de las tres familias de conos que son las de máximo refuerzo. La simetría de la figura de manchas corresponde a la simetría de la proyección del cristal sobre ese plano.

Fig.27 – Fotografía Laue con cristal estacionario

El método de Laue se emplea principalmente para determinar las simetrías, ya que las manchas de la placa fotográfica revelan la simetría (Fig. 28).

Fig.28 - Fotografía Laue de la idocrasa

Desgraciadamente los rayos X introducen siempre un centro de simetría, aunque el cristal carezca de él, puesto que los rayos X no distinguen entre los extremos opuestos de un eje polar (ver elementos de simetría). Por ello, si se utiliza este método siempre se asignará el cristal a una de las 11 clases centrosimétricas de simetría, de las 32 existentes, independientemente de que el cristal tenga o no centro.

La importancia de este experimento fue enorme, ya que demostró definitivamente la sospecha existente acerca de la naturaleza periódica y ordenada de la materia cristalizada y la naturaleza ondulatoria electromagnética de los rayos X. Sin embargo, hoy día apenas se utiliza sino que se emplea el método de Bragg, mucho más sencillo que se describe seguidamente.

Método de Bragg

Los Bragg padre e hijo, diseñaron un método para asimilar el complejo fenómeno de la difracción a una reflexión aparente, no real.

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Se basa en que en una red alcanzada por rayos X para nudo se convierte en emisor en todas direcciones. En general, estas emisiones interferirán anulándose, pero existen direcciones en que las ondas van en fase y se refuerzan. Siempre existirá un plano reticular que forme en mismo ángulo con la dirección de incidencia y de refuerzo, de forma que es como si los rayos X se reflejaran en ese plano, aunque en realidad se trata de un fenómeno de difracción. Averigüemos esas direcciones de refuerzo:

Si θ es el ángulo del plano reticular con las direcciones de incidencia y refuerzo y d la distancia entre dos de esos planos, para que los rayos que ese reflejan en los diferentes planos paralelos vayan en fase la distancia suplementaria que recorre el rayo que se refleja en el plano inferior tiene que ser un número entero de longitudes de onda, de forma que a la salida, los dos rayos vayan también en fase, o mejor, desfasados un número entero de longitudes de onda. Como la distancia suplementaria es 2dsenθ entonces la condición será:

n dλ θ= 2 sen

conocida como fórmula de Bragg.

W. L. Bragg observó que los rayos X eran difractados por el medio cristalino, pero actuaban como si se reflejarán en los planos del cristal, y no de forma continua como la luz. Usando una longitud de onda λ dada, Bragg demostró que se produce una “reflexión” en una familia de planos paralelos sólo en ciertas condiciones. Estas condiciones deben satisfacer la ecuación de Bragg (que es una simplificación de las tres leyes de Laue):

n dλ θ= 2 sen

θ θ

2d sen θ = n λ

d

d sen θ d sen θ

42

donde n es un número entero, d la distancia entre los planos paralelos, λ la longitud de onda dada y θ el ángulo de incidencia y de reflexión de los rayos X sobre el plano considerado. (Fig. 26)

Fig.26 – Reflexión de rayos X.

Para un espacio dado d y una longitud de onda λ dada, las reflexiones sólo se producen para aquellos ángulos θ que satisfacen la ecuación. Ej. : Supongamos que un haz monocromático de rayos X es paralelo a una lámina de exfoliación de halita. Al girar la halita lentamente no hay reflexión hasta que el rayo incidente forme un ángulo θ que cumpla la ecuación de Bragg, con n=1. Si se sigue girando, sólo aparecen nuevas reflexiones cuando se satisface la ecuación para ciertos θ con n=2, 3, 4, 5,..., etc. Estas reflexiones son los efectos de la difracción cuando los tres conos antes mencionados se cortan en una dirección común.

Métodos de rotación, de Weissenberg y de precesión

En este método se emplea un monocristal que gira según uno de sus ejes cristalográficos principales. En este método se emplea una cámara que es un cilindro de diámetro conocido, cuyo eje coincide con el de rotación del cristal, que lleva arrollada en su interior una película fotográfica protegida de la luz. El haz monocromático de rayos X entra en la cámara a través de un colimador (instrumento óptico que permite obtener un haz luminosos paralelos) e incide sobre el cristal (Fig. 29).

Fig.29 – Intersección de conos

de difracción con película cilíndrica

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Si el cristal no girase, se obtendrían difracciones fortuitas, pero al estar girando, varias familias de planos reticulares formarán un ángulo θ con el haz de rayos X que cumplan la ecuación de Bragg ( n dλ θ= 2 sen ). Una familia de planos origina reflexiones separadas cuando n= 1, 2, 3, etc., que al desenrollar la película fotográfica quedan como líneas rectas paralelas. De forma que la línea que coincide con el rayo incidente se denomina capa cero, la primera línea es la que cumple n=1, la segunda n=2 y así sucesivamente (Fig. 30).

Fig.30 – Fotografía por rotación del cuarzo

Si se toman fotografías de rotación con el cristal girado alrededor de cada uno de los tres ejes (a veces cuatro) cristalográficos, podemos determinar las dimensiones de la celda unidad. Por ejemplo, para el sistema cúbico bastaría con una fotografía, dado que los ejes son perpendiculares y tienen los mismos parámetros; para el hexagonal y tetragonal, hacen falta dos, una según a y otra según c; y en el sistema ortorrómbico son necesarias tres, alrededor de los ejes a, b y c; en los sistemas monoclínico y triclínico deben conocerse los ángulos interaxiales y las longitudes de las aristas para definir la celda unidad (Ver Fig. 1).

Con frecuencia, es deseable identificar manchas específicas en el film y los planos atómicos, a esta acción se la denomina numeración, y no es posible con una fotografía de rotación, pues la orientación cristalina no es conocida completamente. Por ello se han creado unas modificaciones al método de rotación: 1) el método de Weissenberg y 2) el método de precesión.

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El método de Weissenberg

La cámara se acerca y aleja durante la rotación del cristal, y las manchas de una línea de capa se esparcen en forma de ondas o festones. Es un método muy laborioso.

El método de precesión

Este método creado por Buerger, da la misma información que el anterior, pero de forma más sencilla. En este método un cristal y una película plana se mueven con movimiento giratorio complejo, compensando mecánicamente las distorsiones producidas por el método anteriormente citado.

Método del polvo

La rareza de encontrar cristales bien formados y la dificultad de orientar el cristal en los métodos de Laue y del cristal giratorio llevaron al descubrimiento del método del polvo. Éste consiste en la pulverización, tan fina como sea posible, de la muestra. La muestra está formada idealmente por partículas en cualquier orientación, para lograr esto, se hace girar la muestra durante la exposición a los rayos X. Cuando el haz monocromático de dichos rayos inciden en la muestra, se producen todas las difracciones posibles siguiendo la ley de Bragg ( n dλ θ= 2 sen ), formándose el conjunto de conos de difracción por cada familia de planos.

Si los rayos que forman estos conos inciden sobre una placa fotográfica, se observan una serie de círculos concéntricos (Fig. 31). Pero de esta forma sólo se registran reflexiones con pequeños valores de 2θ .

Con el fin de registrar efectos de difracción de 2θ hasta 180º se usa la cámara de polvo (Fig.32). Ésta consiste en una caja plana en forma de disco en cuyo centro se coloca la muestra. En la caja hay dos perforaciones diametralmente opuestas donde se sitúan un colimador (instrumento óptico que permite obtener rayos luminosos monocromáticos paralelos) y un obturador (dispositivo que capta y absorbe la radiación que no se desvía, evitando el ennegrecimiento de la película). En la superficie del cilindro se sitúa una película en la que se recogerá el espectro de difracción de la

sustancia a estudiar.

Se hace pasar un haz de rayos X que incidan sobre la muestra situada en el centro del disco de la cámara, y se distinguirán dos tipos de rayos: 1) los que no han sido desviados y van del colimador al obturador y 2) los que son desviados por la muestra, que son los que verifican la ecuación de Bragg.

La película corta a los conos de difracción según unas curvas. Por cada cono habrá dos

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líneas curvas simétricas en la película dispuestas a cada lado del orificio. Cuando θ =90º, los conos se transforman en planos, cuya intersección con la placa fotográfica da líneas rectas. Cada sustancia produce su espectro de polvo.(Fig. 33)

Fig.33 - Difracción de rayos X producida por un preparado de polvo registrada en una película cilíndrica.

Difractómetro de polvo de rayos X

Se basa en el método de Bragg y es el más utilizado para identificar las sustancias al permitir determinar los espaciados entre sus planos reticulares.

Es un aparato derivado de la cámara de polvo, que mediante una plumilla, va escribiendo sobre un papel los picos característicos de una sustancia mineral. El procedimiento es similar al método del polvo, se pulveriza finamente la muestra y se extiende uniformemente sobre un portaobjetos, usando un aglomerante adhesivo. El instrumento está construido de tal forma que el portaobjetos, cuando se sitúa en una posición, gira según la trayectoria de un haz colimado de rayos X, mientras que un detector de estos rayos, gira a su alrededor para captar las señales difractadas de los rayos X. En el momento en que el rayo reflejado entra en el detector, lo convierte en un conductor. El impulso así generado se amplifica y se mueve la plumilla del registrador.

Los ángulos en los que se obtienen los picos determinan la sustancia a identificar al establecer sus espaciados reticulares, únicos para cada una de ellas y tabulados, mediante la

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fórmula de Bragg. La intensidad de los picos es función de la cantidad de sustancia, así que preparando una curva de calibrado, el método es cuantitativo.

Al igual que con los métodos anteriores los problemas comienzan cuando existen varias sustancias en la muestra problema, ya que los picos de todas ellas se superponen. Si no son muchas se comienza identificando la sustancia del pico mayor y eliminando todos los picos que le corresponden. Después se procede con el siguiente y así se continúa. Si existen muchas sustancias unos picos coinciden con los de otras y el diagrama se hace ilegible.

Como se ha afirmado este es el método más utilizado, su inconveniente es que requiere una cierta cantidad de muestra, mayor que el cristal giratorio ó el de las cámaras.

Fig. 34 – Comparación entre el registro del difractómetro y un diagrama de polvo de cuarzo

47

48

CRISTALOGRAFÍA QUÍMICA

CRISTALOQUÍMICA

Composición química de la corteza terrestre

La Tierra se divide en corteza, manto y núcleo. Nosotros haremos especial hincapié en la corteza.

La corteza

Tiene aproximadamente 36 km. de espesor bajo continentes y de 10 a 13 km. bajo los océanos. El límite entre la corteza y el manto superior se denomina discontinuidad de Mohorovicic. La parte superior de la corteza está compuesta principalmente por rocas sedimentarias y materiales no consolidados. Pero esta cubierta sedimentaria no es más que un fino revestimiento sobre las rocas ígneas y metamórficas subyacentes. Clarke y Washington (1924) estimaron que los 15 km. superiores consistían en un 95% de rocas ígneas, 4% de esquistos bituminosos, 0,75 % de areniscas y 0,25 de calizas. La composición media de la Tierra es intermedia entre el granito y el basalto.

Sólo 8 elementos constituyen el 99% de la corteza terrestre, son el O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na y K. Los minerales que contienen oxígeno son los más abundantes, silicatos, óxidos y carbonatos. Los minerales llamados “formadores de rocas” son, con pocas excepciones, miembros de estos grupos.

Fig.35 - Los ocho elementos más comunes en la corteza terrestre.

Átomos, iones y el sistema periódico

En la actualidad se conoces 112 elementos. De ellos, 92 aparecen de forma natural. Algunos minerales, como el oro o el azufre, están compuestos exclusivamente por un

% en peso

O47%

Si28%

Al8%

Fe5%

Ca4%

Na3%

K3%

Mg2% O

SiAlFeCaNaKMg

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elemento (minerales nativos). Pero la mayoría consta de una combinación de dos o más elementos, reunidos para formar un compuesto químicamente estable. Para entender como se combinan los elementos, debemos considerar primero el átomo.

El átomo es la parte más pequeña de la materia, que conserva las características del elemento. El átomo consiste en un núcleo macizo compuesto por protones y neutrones, alrededor del cual giran los electrones. La diferencia fundamental entre los átomos de los diversos elementos estriba en la carga eléctrica de sus núcleos. El número atómico Z es el número de protones presentes en el núcleo (que es igual al número de electrones para un átomo neutro). La suma de los protones y neutrones determinan el número másico A. Los átomos del mismo elemento, pero con distinto número másico (distinto número de neutrones en el núcleo) se llaman isótopos. Cuando el átomo el átomo no se haya en estado neutro se dice que es un ión, si el átomo ha perdido electrones de valencia se llama catión y si gana electrones anión (Fig. 36)

Radio iónico y radio atómico

Es el radio del átomo ó ión, asimilandolos a una esfera, lo que es bastante aproximado en sustancias con enlace iónico ó metálico. Es de fundamental importancia para comprender la arquitectura de los cristales iónicos.y metálicos

Fig.36.- Diferencia entre radios iónicos.

50

Propiedades de las sustancias cristalizadas

Son una consecuencia de la naturaleza de los átomos ó iones que contienen y del tipo de enlace entre ellos) ello condiciona su disposición en el espacio y de su estructura. relacionados.

En las estructuras metálicas los átomos se empaquetan tendiendo a ocupar el mínimo volumen, en consecuencia se dan estructuras muy densas y los metales suelen tener un alto peso específico. Los cristales con enlace metálico son conductores del calor y la electricidad, reflejan la luz por lo son opacos y brillantes. La ausencia de enlace dirigido permite el deslizamiento de unas capas de átomos sobre otras proporcionando a las sustancias metálicas maleabilidad y ductilidad. Ejemplo el oro.

Las estructuras iónicas mantienen iones de distinto tamaño. El enlace no es dirigido así que el tipo de estructura depende de la relación entre el radio del anión y del catión. La estructura se puede imaginar como poliedros agrupados en cuyos vértices aparecen los aniones y en el centro el catión. La ausencia de electrones libres en la estructura provoca que no sean conductoras del calor ni la electricidad y sean quebradizas, al menos a presión y temperatura ambiente. Por esa misma razón, no pueden absorber los fotones de luz, así que son transparentes. En general el enlace es más resistente cuanto mayor cantidad de carga entre anión y catión, así que cationes rodeados con pocos aniones con los que compartir la carga y más fuertemente cargados son más duras y resistentes. Ejemplo ClNa donde cada sodio se encuentra rodeado de seis cloros según los vértices de un octaedro. La carga del Na se comparte en 1/6 de la misma con cada Cl así que el cristal es blando.

Las estructuras covalentes tienen enlaces dirigidos. La ausencia de electrones libres en la estructura provoca que no sean conductoras del calor ni la electricidad y sean quebradizas, aún a altas temperaturas y presiones. Por esa misma razón, no pueden absorber los fotones de luz, así que son transparentes. En general son duras. Ejemplo el diamante donde cada átomo de carbono se encuentra unido con otros cuatro según los vértices de un tetraedro por enlaces fuertes y rígidos.

Examinemos estos enlacen con mayor detalle

Iónico

Este enlace se produce por atracción electrostática entre iones de distinto signo, suele ser un enlace fuerte. Si la fortaleza de este enlace no es muy fuerte, los cristales iónicos son solubles en líquidos polares, como la halita (NaCl) o la silvina (KCl). Por lo general son sólidos de dureza y peso específico moderado, tienen puntos de fusión normalmente altos, coeficiente de dilatación bajo, y son poco conductores de la electricidad y calor. Suelen ser cristales frágiles sin estructura direccional, forman estructuras de alta coordinación o empaquetamiento. Ej. : Calcita (CaCO 3 ) y fluorita (CaF 2 ).

51

Estructura del cloruro sódico

Covalente

Este enlace se da por compartición de electrones entre átomos de electronegatividades análogas. Es un enlace muy fuerte, lo que hace que los cristales covalentes sean aislantes, tengan un alto punto de fusión, bajo coeficiente de dilatación térmica y no sean solubles. Este enlace es muy direccional y la simetría de los cristales es menos perfecta que en el enlace iónico. Ej. : Diamante o grafito (C) y blenda (ZnS).

Metálico

Se podría decir que las unidades estructurales de los metales son núcleos atómicos unidos por la carga eléctrica de la nube electrónica (formada por los electrones de valencia del átomo) que los circunda. Estos electrones pueden moverse libremente por o incluso fuera de la estructura metálica sin alterar el enlace. A este fenómeno se debe la gran plasticidad, tenacidad, ductilidad y conductividad de los metales. Este enlace posee una fortaleza moderada, por lo que los cristales tienen una dureza baja, así como bajos puntos de fusión y ebullición, son insolubles en agua. Poseen una estructura no direccional, de muy alta coordinación y simetría. Entre los minerales, sólo los elementos nativos presentan este tipo de enlace.

Van der Waals

Este tipo de enlace se produce en moléculas no polares al inducirse en un momento dado una carga positiva en un extremo de la molécula y en el otro una carga negativa, que convierte la molécula apolar en un dipolo inducido. Éste es un enlace débil y poco corriente en los minerales. Cuando se halla

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IONICO

METALICO COVALENTE

METALES YALEACIONES

SULFUROS

OXIDOS

HALUROSCARBONATOS

SILICATOS

en ellos, define una zona de exfoliación fácil y poca. Ej. : Grafito : sus átomos de carbono están unidos por enlace covalente formando hojas, y éstas se unen entre sí por enlace de Van der Waals.

Muchos cristales, como los de mica, contienen dos o más tipos de enlace de carácter e

intensidades diferentes, se denominan cristales heterodésimos. Ej. : Cuarzo (SiO 2 ) presenta en casi igual proporción enlace iónico y covalente. Galena (PbS) presenta características del enlace metálico y el iónico. Cuando ocurre esto surgen propiedades diferentes debidas a los distintos tipos de enlace en determinadas direcciones. Por ejemplo, en el grafito, la cohesión de las hojas delgadas que lo constituyen, es el resultado de un fuerte enlace covalente, mientras que la exfoliación es el resultado del enlace de Van der Waals, entre las hojas. Las micas, formadas por hojas de tetraedros de sílice fuertemente unidos por enlace covalente, con un enlace iónico relativamente flojo, uniendo las hojas entre sí mediante cationes, reflejan en su bien conocida exfoliación, la diferencia de enlaces presentes.

Paso de enlace iónico a covalente por polarización del anióngrande y poco cargado por un catión pequeño y muy cargado

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En aniones grandes y muy cargado la nube electrónica es deformada por cationes y muy pequeños provocándose una polarización, es decir direccionalidad, en definitiva, covalencia. Este tipo de enlaces se denominan enlaces mixtos, con propiedades intermedias.

Disolución sólida

Ejemplos de minerales sin fórmula estequiométricamente fija son los olivinos. Se trata de silicatos de hierro y magnesio SiO2 2(Mg Fe)O, donde el hierro y magnesio entre paréntesis significa que se puede encontrar cualquier variedad de la especie mineral olivino, desde el puro silicato de magnesio al puro silicato de hierro con todos los tránsitos intermedios. De esta forma, la especie mineral responde siempre a una estructura interna definida, aunque puede admitir variaciones en la composición elemental de la fórmula. Estas oscilaciones en la composición elemental definen las variedades dentro de una especie. Se puede imaginar que la especie olivino es una disolución del silicato de magnesio y del hierro. Se trata de una disolución por sustitución del magnesio y el hierro, cuyos cationes tienen tamaños y características químicas parecidas. Los iones que por tener estas similares características se pueden sustituir se llaman diádocos ó vicariantes. Ejemplos son el Fe-Mg-Al, Ca.-Na, Si-Al,

Otro tipo de disolución sólida es aquel en el que átomos muy pequeños de un elemento se introducen en los huecos de la estructura de otro elemento. Por ejemplo, el hierro es capaz de disolver carbono. El hierro dulce es muy maleable. La introducción de carbono en los huecos va haciendo la estructura más rígida transformándose en un acero.

Variación en la composición de los minerales

Como se dijo, los minerales presentan una variación amplia en su composición química. Esta variación es el resultado de la sustitución de un ión o grupo iónico por otro ión o grupo iónico. A este fenómeno se le llama sustitución iónica o solución sólida.

Una solución sólida es una estructura mineral en la cual las posiciones atómicas específicas están ocupadas en proporciones variables por dos o más elementos químicos diferentes. Los factores que determinan esta proporción en la estructura cristalina son:

a) Los tamaños relativos de los iones, átomos y grupos iónicos que se sustituyen entre sí. Si la diferencia de tamaños es menor al 15%, la sustitución entre ellos es posible, si está comprendida entre un 15 y un 30%, la sustitución es limitada, y si la diferencia de radios supera el 30%, la sustitución es improbable.

b) Las cargas de los iones que intervienen en la sustitución. Si las cargas iónicas son iguales, la sustitución permanece eléctricamente neutra. Si no lo son, se deben dar a su vez otras sustituciones para mantener la neutralidad electrostática.

c) La temperatura a la cual tiene lugar la sustitución. En general, a mayor temperatura mejor se produce la sustitución iónica.

54

La solución sólida puede producirse por diversos mecanismos:

1) Solución sólida sustitucional.

Se debe a una sustitución iónica, las más simples son las sustituciones catiónicas y aniónicas simples

2) Solución sólida intersticial.

Se produce cuando átomos o iones se asientan en los huecos o intersticios de los átomos o grupos iónicos que forman un cristal.

3) Solución sólida con omisión.

Tiene lugar cuando un catión de mayor carga reemplaza a dos o más cationes, compensando su carga. Esta sustitución sólo se da en una posición, dejando otras vacantes u omitidas.

En la naturaleza, en los silicatos, entre los elementos mayoritarios son frecuentes las sustituciones entre Si-Al, Al-Mg-Fe, Ca-Na, y parcialmente de estos últimos con K. Ello se

44 y 6

6 12

CaSi Al Fe Mg Fe Na K4+ 3+ 3+ 2+ 2+ 2+ + +

8

O2-

55

debe a la similitud de radios iónicos. Los elementos que se sustituyen se llaman diádocos ó

vicariantes.

DISOLUCIONES SOLIDAS

TOTAL

PARCIAL

INTERSTICIAL

SUSTITUCION

SIMPLE

COPULADA

CAMBIOVACANTES

CFe

Fe MgOLIVINOS

(MgO)2 SiO2

Si Al

plagioclasasNa Ca

Fe2 Fe3

Polimorfismo

Es el fenómeno mediante el cual una misma sustancia química puede adoptar distintas estructuras según las características del medio en que encuentra (presión, temperatura, impurezas, pH, Rh). Por ejemplo, el carbono puede cristalizar como grafito a baja presión ó como diamante a muy altas presiones. El carbonato cálcico a baja presión cristaliza como calcita (trigonal) y a alta presión como aragonito (ortorómbico) . El bisulfuro de hierro puede cristalizar como pirita (cúbico) ó como marcasita (ortorómbico). La sílice en la superficie terrestre se encuentra normalmente como cuarzo por enlace de tetraedros de sílice. A muy alta presión, en el manto terrestre, seguramente aparece como cohesita donde cada silicio esta rodeado por 6 oxígenos en lugar de 4 como en el cuarzo. La sílice en algunos meteoritos aparece en esta forma.

56

T

P

CRITOBALITA

CUARZO ALFACUARZO BETA

TRIDIMITA

COESITA

LIQUIDO

T

P

T

P

GRAFITO

DIAMANTE

LIQUIDO

ARAGONITO

CALCITA

CUARZO BETACUARZO ALFA

Diagramas de estabilidad P-T de diversospolimorfos

57

MINERALOGÍA DESCRIPTIVA.

Los minerales se clasifican normalmente en función del principal componente químico (un anión o complejo aniónico) presente en el mineral en óxidos, sulfuros, carbonatos, fosfatos...

La clasificación de minerales se plantea a partir de los siguientes hechos:

• Los minerales que poseen el mismo anión o grupo aniónico poseen propiedades semejantes.

• Los minerales relacionados por tener el mismo catión tiende tienden a presentarse juntos en el mismo lugar o en yacimientos geológicos semejantes (son paragenéticos).

• Los minerales están de acuerdo con la práctica química corriente de nomenclatura y clasificación de los compuestos inorgánicos.

Las clasificaciones se suelen hacer según lo expresado en el apartado a) para que el mismo grupo tenga semejantes propiedades.

La química no basta para caracterizar un mineral (grafito y diamante son dos minerales muy distintos pero químicamente son iguales; carbono). El uso de los rayos X para la determinación de las estructuras internas nos da una apreciación completa.

La clasificación más aceptada se basa en los aniones y dentro de los que tienen el mismo anión en la estructura interna (se agrupan los que tienen estructuras internas similares). Hoy se va aceptando la clasificación de los sulfuros a partir de cationes siguiendo criterios paragenéticos.

PRINCIPALES CONSTITUYENTES DE LAS ROCAS

HALUROS

Son minerales evaporíticos, es decir se forman en un mar cerrado en clima muy seco de forma que la evaporación precipita primero el carbonato cálcico en forma de calcita, sobre ella el yeso, posteriormente la sal sódica (halita, cloruro sódico, sal de cocina) y finalmente las sales potásicas (silvinita cloruro potásico y carnalita cloruro potásico- magnésico).

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De los siguientes minerales hay que conocer la composición química y caracteres principales para su identificación Halita, silvinita y carnalita.

HALITA: ClNa

Cristalografía

Isométrico. Hábito cúbico. Cristales en forma de tolva. Cristales en masas cristalinas granulares con exfoliación cúbica conocida como sal gema. También en masa, granular o compacto.

Propiedades físicas

* Exfoliación perfecta.

* Dureza: 2.5

* G.: 2.16

* Brillo transparente a traslúcido.

* Incoloro o blanco aunque puede tener tonalidades amarillas, rojas, azuladas

y púrpuras en ejemplares impuros.

Diagnóstico

Exfoliación cúbica, sabor salado, llama amarilla, funde a 1.5

59

CARBONATOS

El más importante que es el carbonato cálcico que en forma de calcita forma una importante roca sedimentaria: la caliza. La dolomita forma otra roca similar pero menos frecuente: la dolomía.

CALCITA: CO3Ca

Cristalografía

Trigonal. Hábitos variados. Tres hábitos importantes:

a) Prismático: en prismas cortos o largos. En él las caras del prisma están bien desarrolladas y terminan con romboedro.

b) Romboédrico: predominan las formas romboédricas. La forma fundamental r no es corriente.

c) Escaloédrico: predominan los escaloedros con caras de prisma y truncaduras romboédricas.

La calcita se presenta en cristales o en agregados granulados finos o gruesos. También, en masas granuladas finas a compactas, terrosas y en forma estalactítica.

Propiedades físicas

60

* Exfoliación perfecta.

* Dureza: 3

* G.: 2.71

* Brillo vítreo, terroso.

* Color, generalmente, blanco a incoloro, pudiendo ser grisáceo, rojizo, verdoso, azulado y amarillento. Transparente a traslúcido.

Diagnóstico

Infusible. Fácil efervescencia en HCl diluído frío (debido a su dureza 3). Exfoliación romboédrica. Color claro y brillo vítreo.

DOLOMITA: CaMg(CO3)

2

Cristalografía

Trigonal. Los cristales están formados por el romboedro fundamental o agudo. En masas exfoliables granuladas gruesas o finas y compactas.

Propiedades físicas

* Exfoliación perfecta.

* Dureza: 3.5 - 4

* G.: 2.85

61

* Brillo vítreo, perlado.

* Puede ser incoloro, blanquecino, grisáceo, verdoso, pardo o negruzco.

Transparente a traslúcido.

Diagnóstico

Infusible. En frío, grandes fragmentos no son atacados por el HCl lentamente, pero son solubles con efervescencia por el HCl caliente. El mineral en polvo es fácilmente soluble en ácido frío.

SULFATOS

Es otro mineral evaporítico al que ya se ha hecho referencia más arriba

YESO: CaSO4·2H

2O

Cristalografía

Monoclínico. Hábito simple, tabular. Forma rómbica.

62

Propiedades físicas

* Exfoliación perfecta dando hojas delgadas y fractura fibrosa.

* Dureza: 2

* G.: 2.32

* Brillo vítreo, perlado o sedoso.

* Incoloro, blanco, gris, amarillento, rojizo, castaño. Transparente a traslúcido. Espato satinado, alabastro, selenita.

Diagnóstico

Blandas y con tres exfoliaciones distintas. Funde a 3. Soluble en HCl diluído caliente. La solución con BaCl da un precipitado blanco de BaSO

4.

SILICATOS

Están compuestos por tetraedros se sílice donde el silicio ocupa el centro del tetraedro y los cuatro oxígenos los vértices. El tetraedro tiene cuatro cargas negativas, una en cada vértice que le permite formar enlaces iónicos con los cationes de Al, Mg, Fe, Ca, Na y K (elementos mayoritarios).

La unión Si-O en los tetraedros tiene un carácter 50% iónico y 50% covalente y es muy fuerte, de forma que el tetraedro de sílice forma el ladrillo fundamental con que se arquitecturan los silicatos.

Debido a la particularidad de que cada oxígeno apical comparte la mitad de su carga con el silicio central, mantiene la otra mitad para unirse con otro silicio. De esta forma, un oxígeno puede ser apical de dos tetraedros que le comparten dando

63

lugar al fenómeno de la polimerización. En este caso, los tetraedros se unen por sus vértices que son compartidos: así pueden formar anillos de tetraedros (dos vértices compartidos), filas (dos vértices compartidos), hojas (tres vértices compartidos) y redes tridimensionales (todos los vértices compartidos).

Cuanto mayor es la polimerización, menor el punto de fusión. Por otro lado, la fusión es también más pastosa, como la de un vidrio, mientras que cuanto menor es el grado de polimerización la fusión es más franca, asemejándose a la del hielo, sin pasar por un estado pastoso. Este estado es consecuencia de la presencia de cadenas polimerizadas en mayor o menor grado en el líquido. La temperatura rompe las cadenas disminuyendo la viscosidad.

Se dividen en distintos grupos de acuerdo con el grado de polimerización

Grupos SiO4 independientes: Nesosilicatos (Islas).

Sorosilicatos: Dos grupos tetraédricos SiO4 conectados (Islas).

Ciclosilicatos: Silicatos anulares.

Inosilicatos: Silicatos en cadena.

Filosilicatos:Silicatos laminares (Hojas)

Tectosilicatos: Los 4 oxígenos del tetraedro son compartidos por tetraedros contiguos, obteniéndose una red tridimensional de composición unitaria SiO4.

2 . SOROSILICATOS

Se caracterizan por la presencia de grupos tetraédricos dobles independientes, formados por 2 tetraedros SiO4 que comparten un oxigeno en el vértice común.

Las especies más importantes son la epidota y la idocrasa.

3.CICLOSILICATOS

Formados por anillos de tetraedros SiO4 enlazados. El Berilo (silicato de berilio) forma anillos de tetraedros y entre ellos anillos de berilo alternativo.

64

Sus variedades coloreadas son la esmeralda y el agua marina; en las que impurezas alejadas en el centro de los anillos son las responsables de las tonalidades de color.

La turmalina es otro ciclosilicato importante

INOSILICATOS: (en cadena)

Piroxenos

Anfíboles

FILOSILICATOS (en hojas):

Arcilla

Mica: Moscovita., Biotita.

TECTOSILICATOS: (en redes tridimensionales

Cuarzo

Feldespato

Feldespatoides

1. NEOSILICATOS

Los tetraedros SiO4 son comunes a todas las estructuras de silicatos. En los nesosilicatos sólo están unidos entre sí con enlaces iónicos por medio de cationes intersticiales y sus estructuras dependen del tamaño y carga de estos cationes. El empaquetamiento atómico es denso.

OLIVINO: SiO4(MgFe)

2

65

La fórmula se obtiene sumando a una molécula de SiO2 dos moléculas de O Mg o de O Fe

SiO2 + 2 Mg O = SiO4(MgFe)

2

Son silicatos de hierro y magnesio deficitarios en sílice. Puede contener cualquier proporción de Fe/Mg. Se llaman economizadores de sílice porque se forma cuando un magma tiene mucho contenido en hierro y magnesio en proporción a sílice. Si el magma tiene sílice suficiente se formará piroxeno (SiO2 O Mg) En este sentido existe la reacción fundamental en petrología

Olivino + sílice = piroxeno.

Por ejemplo, con olivino y piroxeno magnesiano

SiO2 2MgO + SiO2 = 2SiO2 MgO

Olivino +silice = piroxeno

De esta forma, cuando un magma tiene suficiente sílice formará piroxeno, cuando es deficitario en sílice formará olivino. No pueden aparecer la sílice libre y el olivino en la misma roca.

Cristalografía

Ortorrómbico; en granos incrustados en masas granulares.

Propiedades físicas

* Dureza: 6.5 - 7

66

* G.: 3.27 - 4.37, incrementándose con el aumento del contenido de hierro.

* Brillo vítreo.

* Color verde, amarillo pálido a verde olivo. Al aumentar en Fe2+

el color es más oscuro, verde castaño. Transparente a traslúcido.

Yacimiento

El Olivino es un componente fundamental de la rocas ultrabásicas y se considera un componente fundamental del manto terrestre.

Diagnóstico

Se distingue por su brillo vítreo, color verde y naturaleza granular. Infusible. Soluble lentamente en HCl.

GRANATE

Típico de rocas metamórficas. Existen dos grandes grupos: los que tienen aluminio y los que no lo tienen. Dentro de los primeros el más importante es el granate almandino con Fe y Al en su composición. Es el granate color granate y el más común.

Cristalografía

Isométrico. Bien cristalizado. También, en granos redondos; macizo granular, grueso o fino.

67

Propiedades físicas

* Dureza: 6.5 - 7.5

* G.: 3.5 - 4.3

* Brillo vítreo a resinoso.

* Color según composición. Comúnmente es rojo, aunque también puede ser castaño, amarillo, blanco, verde, negro.

* Huella blanca.

* Transparente a traslúcido.

Composición

(SiO4)

3A

3B

2 , donde:

A: Ca, Mg, Fe ferroso a manganeso.

B: Al, Fe3+

, Cr3+

Es estable en las condiciones del manto terrestre.

Diagnóstico

Por los cristales cúbicos característicos, su dureza y color.

Se funden a 3 - 3.5 (son abrasivos).

Aparece abundantemente en algunas rocas metamórficas y como constituyente accesorio en algunas rocas ígneas.

68

Si tiene presencia de Al, Ca tiene colores claros y si posee Mg, Fe adquiere colores oscuros. Se altera pasando a formar talcos, serpentinas y cloritas.

GRUPO Al2SiO

5

Los tres polimorfos del silicato de alúmina son minerales típicos de rocas metamórficas y según la presión y temperatura de formación de la roca cristaliza una u otra forma. La silimanita indica alta temperatura, la distena alta presión y la andalucita baja presión.

a) ANDALUCITA: Al2SiO

5

Cristalografía

Ortorrómbico; en prismas casi cuadrados.

Propiedades físicas

* Dureza: 7.5

* G.: 3.16 - 3.20

* Brillo vítreo

* Color rojo de carne, castaño rojizo, verde oliva. Transparente a traslúcido.

Diagnóstico

69

Prisma casi cuadrado y muy duro. Infusible e insoluble.

b) SILIMANITA: Al2SiO

5

Cristalografía

Ortorrómbico. En cristales largos y delgados sin terminaciones claras; en grupos paralelos.

Propiedades físicas

* Exfoliación perfecta.

* Dureza: 6 - 7

* G.: 3.23

* Brillo vítreo.

* Color pardo, verde pálido, blanco. Transparente a traslúcido.

Diagnóstico

Cristales delgados con sólo una dirección de exfoliación. Infusible e insoluble.

Es un constituyente de rocas arcillosas metamórficas de alta temperatura.

70

c) CIANITA. DISTENA: Al2SiO

5

Cristalografía

Triclínico. Agregados hojosos.

Propiedades físicas

* Exfoliación perfecta.

* Dureza: 5, paralela a la dirección de los cristales, y 7, perpendicular a esa dirección.

* G.: 3.55 - 3.66

* Brillo vítreo a perlado.

* Color, generalmente, azul (aunque puede ser blanco, gris o verde).

Diagnóstico

Cristales hojosos, buena exfoliación, color azul. Infusible e insoluble. Típica del metamorfismo regional de rocas pelíticas.

2. SOROSILICATOS

Se caracterizan por la presencia de grupos tetraédricos dobles,

71

independientes, formados por dos tetraedros SiO4 que comparten un oxígeno en el vértice común.

3. CICLOSILICATOS

Formados por anillos de tetraedros SiO4 enlazados en anillo. El berilo (silicato de berilio) forma anillos de tetraedros y entre ellos anillos de berilio alternativos. Sus variedades coloreadas son la esmeralda y el agua marina, en las que impurezas alojadas en el centro de los anillos son las responsables de las tonalidades de color.

4. INOSILICATOS

Los tetraedros SiO4 puden estar enlazados formando cadenas al compartir oxígenos con los tetraedros adyancentes. Estas cadenas sencillas pueden unirse, después, lateralmente compartiendo más oxígenos, para formar bandas o cadenas dobles.

a) PIROXENOS. Tienen sus miembros en una única cadena.

Existen rómbicos SiO2 O(MgFe) ó monoclínicos 2SiO2 O(MgFe) OCa, la introducción de calcio hace bajar la simetría de rómbica a monoclínica al provocar deformación en la red.

72

Forman dos series con disolución total entre sus extremos: Los monoclínicos, calcoferromagnesianos serie diópsido-hedenbergita; los ortorrómbicos ferromagnesianos, serie de las hiperstenas (estatita-ferrosilita).

Cada piroxeno tiene su correspondiente anfíbol. Los más comunes en las rocas ígneas son los términos de la serie de los augitos cuya formula se obtiene sustituyendo parte del silicio por aluminio y parte de los ferromagnesianos también por aluminio. Además puede tener algo de titanio, vanadio, manganeso ó sodio. 2(SiAl)O2 O(MgFeAlTiMnV) O(CaNa)

Cristalografía

Monoclínicos con miembros rómbicos. Peso específico más alto que los anfíboles.

Mg Fe

Ca

Seriediopsido

serie tremolita

Serieaugita

Serie hornblenda

Seriehiperstenas

serieantofilita

Diópsido

tremolita

Ferrosilita

cunmigtonitaEstatita

antofilita

Hedenbergita

actinolita

Diagrama depiroxenosyanfíboles

En cursivamonoclínico. Normalortorrómbico

Subrayados piroxeno , sinsubrayar losanfíbolecorrespondient

73

Prismas gruesos. Cristalizan a temperaturas más elevadas, formándose, antes, con el magma en vías de enfriamiento y, también, en rocas metamórficas a altas temperaturas ricas en Mg y Fe.

b) ANFÍBOLES

Se corresponden con los piroxenos término a término. Tienen doble cadena, al revés que los piroxenos con cadena simple y continen grupos (OH), es decir al calentarlos desprenden agua.

Existe la reacción en petrología

Piroxeno + H2O = Anfíbol

Cristalografía

Tienden a tener cristales alargados, a veces aciculares. Se caracterizan por la presencia de (OH).

Bajo condiciones metamórficas de alto grado, los anfíboles reaccionan comúnmente formando piroxenos.

74

5. FILOSILICATOS

Son blandos, de peso específico relativamente bajo y las laminillas de exfoliación pueden ser flexibles e incluso, elásticas. Son fácilmente separadas. La mayor parte de los miembros de los filosilicatos son portadores de hidróxidos con los grupos (OH). El el grupo de minerales de mayor utilidad industrial

Estructuralmente estan formados por capas de tetraedros de silicio y capas de octaedros adosadas de hidróxido de aluminio ó hidróxido de magnesio. Algunos tienen dos capas de tetraedros y en el centro una capa de octaedros, otros solo tienen una capa de tetraedros adosada a una de octaedros.

TRIOCTAEDRICABRUCITA Mg(OH)2

DIOCTAEDRICAGIBBSITA Al(OH)3

75

Los cationes de la capa octaédrica pueden ser divalentes Mg o trivalentes Al. Entre las hojas solo existen enlaces de van der Wals, pudiendo introducirse varias capas de moléculas de agua mediante puentes de hidrógeno. A esta característica deben gran parte de sus propiedades.

a) ARCILLA

Debido a la alta superficie especifica de las arcillas, la carga negativa de la superficie, su alta temperatura de fusión se utilizan como absorbentes, desengrasantes, intercambiadores de iónes, material de moldéo, material tixotrópico, carga inerte (medicamentos, dinamita, etc.).

Con el agua forman una masa plástica que se puede moldear.

. Son silicatos alumínicos hidratados.

TALCOPIROFILITA

CAOLIN ANTIGORITACAPA T-O

CAPA T-O-T

DIOCTAEDRICA TRIOCTAHEDRICA

76

1. a) CAOLINITA: Al2Si2O5(OH)4

Es la base de las pastas cerámicas

Cristalografía

Triclínico. En láminas delgadas, pequeñas, rómbicas o hexagonales.

Propiedades físicas

* Exfoliación basal perfecta.

* Dureza: 2

* G.: 2.6

* Brillo terroso, mate con láminas de cristal perlado.

* Color blanco.

* Untoso y plástico.

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Diagnóstico.

Insoluble e infusible. Junto con otros minerales se llama caolín.

2. a) TALCO: (Si4O

10)Mg

3(OH)

2

Cristalografía

Monoclínico. Cristales raros. Tablas con forma rómbica o hexagonal. Masas exfoliables.

Propiedades físicas

* Exfoliación basal perfecta, delgada, flexible pero no elástica.

* Dureza: 1

* G.: 2.7 - 2.8

* Brillo perlado a graso.

* Color verde manzana, gris, blanco.

* Traslúcido con tacto graso.

Diagnóstico

78

Difícilmente fusible (5). Los ácidos no la atacan. Desprende agua al calentarse. Hábito micáceo y exfoliable. Blando de tacto graso.

3. a) PIROFILITA: (Si4O

10)Al

2(OH)

2

Cristalografía

Monoclínico, hojoso, de granular a compacto.

Propiedades físicas

* Exfoliación basal perfecta. Hojas algo flexibles pero no elásticas.

* Dureza: 1- 2

* G.: 2.8

* Brillo perlado a grasiento.

* Color blanco, verde manzana, gris, pardo.

* Traslúcido a transparente.

Diagnóstico

Hábito micáceo, blanco y tacto graso. Infusible. A altas temperaturas desprende agua en un tubo cerrado.

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b) MICAS

Son casi idénticas a las arcillas desde el punto de vista estructural, pero algunos de los silicios de los tetraedros aparecen sustituidos por aluminio y para compensar la carga, cationes alcalinos (Na y K) pueden introducirse entre las hojas. Estos cationes mantienen una unión más fuerte entre las hojas que en las arcillas y debilitan la facilidad con que el agua puede introducirse entre ellas.

1. b) MOSCOVITA: (AlSi3O10)KAl2(OH)2

Es la mica blanca más extendida

Cristalografía

Monoclínico. Los cristales tienen aspecto hexagonal. Exfoliación en hojas grandes a pequeñas; en escamas, juntándose agregados plumosos o globulares.

Propiedades físicas

Exfoliación perfecta. Extraemos del mineral hojas muy delgadas, flexibles y elásticas.

* Dureza: 2 - 2.5

* G.: 2.76 - 2.88

* Brillo vítreo a sedoso o perlado.

* Transparente e incoloro en hojas delgadas. Traslúcido con tonalidades claras de amarillo, pardo, verdoso y rojizo.

80

Diagnóstico

Exfoliación muy perfecta y color claro. Desprende agua a altas temperaturas.

2. b) BIOTITA: (AlSi3O10)K (Mg, Fe)3(OH)2

Es la mica negra más extendida. Desde el punto de vista químico y estructural se parece mucho a la moscovita, pero la introducción de hierro (con el magnesio) en lugar de aluminio de proporciona su color pardo-oscuro.

Cristalografía

Monoclínico. En cristales prismáticos cortos o tabulares. En masas de exfoliación irregular; a menudo en escamas diseminadas o agragados escamosos.

Propiedades físicas

* Exfoliación basal perfecta. Hojas flexibles y elásticas.

* Dureza: 2,5 - 3

* G.:2.8 - 3.2

* Brillo reluciente.

* Color verde oscuro, pardo a negro.

Diagnóstico

81

Difícilmente fusible a 5. Se descompone en H2SO

4 concentrado dando un

solución lechosa. Da agua en un tubo cerrado al elevar la temperatura.

6. TECTOSILICATOS.

Todos los iones oxígeno de cada tetraedro SiO4 están compartidos con los tetraedros vecinos dando lugar a una estructura formando un armazón tridimensional.

CUARZO: SiO2

Es la forma más común de presentarse la sílice cristalizada

Cristalografía

Cuarzo hexagonal. Los cristales son, comúnmente, prismásticos con las caras del prisma horizontalmente estriadas. Terminados en una combinación de romboedros positivos y negativos. En algunos cristales predomina un romboedro. Los cristales son alargados en formas puntiagudas y algunos aparecen retorcidos o doblados. Son característicos del cuarzo a alta temperatura, pero el mismo hábito se presenta en el cuarzo cristalizado a baja temperatura.

Propiedades físicas

* Dureza: 7

* G.: 2.65

* Brillo vítreo y, en algunas muestras, graso, espledente.

* Generalmente, incoloro o blanco, pero, frecuentemente, coloreada por

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diversas impurezas, pudiendo tomar, entonces, cualquier color.

* Transparente a tráslucido.

Diagnóstico

Brillo vítreo. Infusible. Insoluble excepto en HF

En función del color, se distingue: Variedades criptocristalinas:

- Transparente: cristal de roca. - Calcedonia: hábito fibroso.

- Morada: amatista, gema. - Ágatas: dispuesta en bandas.

- Roja: jacinto de Compostela. - Sílex: color oscuro.

- Marrón oscuro: cuarzo ahumado. - Ópalo: con agua en su interior.

- Amarillo: cuarzo citrino. - Jaspe: granular, rojo.

b) FELDESPATOS

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FELDESPATOS POTÁSICOS (ALCALINOS): KAlSi3O8 - NaAlSi3O8

ORTOSA, MICROCLINO, SANIDINO: 6 SiO2Al2O3K2O

FELDESPATOS PLAGIOCLASAS: NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8

Albita : 6 SiO2Al2O3Na2O extremo sódico

Anortita 2 SiO2Al2O3CaO extremo cálcico

Muestran buenas exfoliaciones en dos direcciones que forman un ángulo de 90º. Su dureza es 6 y G. varía entre 2.55 - 2.76.

Los feldespatos que se han enfriado rápidamente después de la cristalización a alta temperatura, muestran una distribución desordenada de Al - Si. Aquellos que se enfrían lentamente desde temperaturas elevadas o los que

K

Na CaSERIE DE LAS PLAGIOCLASAS O FELDESPATOS

CALCOSODICOS

FELDESPATOS POTASICOS: Ortosa,microclino, sanidino

AlbitaAnortita

Area de solubilidad

Area de insolubilidad

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cristalizan a bajas temperaturas, muestran, generalmente, una distribución Al - Si ordenada.

Composición

La serie de los alcalinos son estables a temperaturas elevadas, pero a temperaturas más bajas se hacen estables dos fases separadas. Está la ortosa entre los destacados de esta serie.

La serie de los feldespatos plagioclasas presentan pequeñas discontinuidades que son detectables sólo por rayos X.

Los dos tienen sistemas monoclínicos y forman maclas.

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A PARTIR DE AQUÍ SE SUSTITUYE POR LOS CAPÍTULOS CORRESPONDIENTE

PETROLOGÍA.

INTRODUCCION

Una roca es un agregado mono ó polimineral. Por ejemplo, el granito es una roca polimineral formada por mica, feldespato y cuarzo. La caliza es monomineral formada por calcita.

Además, una roca debe constituir un elemento arquitectonico significativo de la corteza terrestre. Una paragénesis mineral rara y esporádica no constituye una roca aunque se trate de un agregado polimineral.

A partir del descubrimiento del microscopio (siglo XVIII) es cuando se empieza a distinguir la roca del mineral. Surge así la Petrografía, descubriendo que muestras que pensaban que eran homogeneos, resultaban estar formados por minerales más pequeños.

En el siglo XX se estudia ya la composición química de las rocas y se comienza su clasificación química. Surge entonces la Petroquímica. Una parte de la Petrología se encarga ,por ejemplo del estudio de los elementos traza que sirven para informar sobre el tipo de materiales que hay en el interior de la Tierra y los procesos geológicos que han ido ocurriendo. Hoy en día hay una nueva rama que estudia el deterioro de las rocas que forman las fachadas de edificios y monumentos del patrimonio. Una revolución importante dentro de la Petrología es la Petrología lunar, que nos da información sobre acontecimientos que pasaron en la tierra.

CICLO DE LAS ROCAS

En un principio, los materiales de la Tierra estaban fundidos formando un magma, pero se solidificaron, conformándose como rocas ígneas. Estas rocas fueron erosionadas,

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desmenuzadas por agentes atmosféricos, que arrastraron las partículas erosionadas y los materiales disueltos a zonas de depresión, donde fueron depositados, formando sedimentos.

Los sedimentos, van a sufrir una serie de procesos: los situados en las capas inferiores van a ir perdiendo agua, compactándose y cementándose, mientras que van a seguir depositándose capas superiores de sedimentos. Mediante un proceso, que llamamos diagénesis, se van a formar rocas sedimentarias. Las rocas sedimentarias situadas a niveles profundos van a sufrir un aumento de presión y temperatura que las va a transformar en rocas metamórficas mediante un proceso de metamorfismo. Cuando la temperatura y la presión son extremas, los materiales se volverán a fundir formando de nuevo magmas, completándose el ciclo llegando al punto de partida.

ROCAS ÍGNEAS O MAGMÁTICAS.

Son aquellas que proceden de la consolidación de un magma. Comprenden aproximadamente el 95% de los 10 Km superiores de la corteza terrestre, pero su gran abundancia queda oculta a la superficie terrestre por una capa delgada, pero muy extensa de rocas sedimentarias.

El magma es una masa silicatada móvil ya que una gran mayoría de los materiales que lo componen se encuentran fundidos. Un magma está compuesto básicamente por silicatos fundidos. Químicamente por los siguientes elementos mayoritarios (en proporciones superiores al 1 %) Si, Al, Mg, Fe, Ca, Na, K.

En todo magma aparecen sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso. Se encuentran así cristales de ciertos minerales que debido a su elevado punto de fusión, han

MAGMA

ROCAS ROCAS

ROCAS

anate

consodi é

meta

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cristalizado ó no han llegado a fundir y se hallan en suspensión en el seno del magma; también hay otros silicatos que debido a su bajo punto de fusión permanecen en estado líquido; y gases que se hallan disueltos, como vapor de agua, Cl2 N2, SO2, SH2, CO2...

Al salir a la superficie terrestre, el magma sufre una descompresión que le hace perder sus gases, convirtiéndose en lava.

Solidificación de un magma: Durante el enfriamiento de un magma los silicatos van polimerizándose y el magma haciéndose más viscoso hasta solidificar. Si durante la solidificación se dan condiciones de reposo, espacio y tiempo, las moléculas de los silicatos se disponen ordenadamente en el espacio, originando una masa de cristales de tamaño milimétrico equidimensional y la textura a que dan origen se denomina granular ó granuda, típica de rocas plutónicas que han cristalizado en profundidad.. Si el enfriamiento es rápido se forman vidrios, como en las lavas que se solidifican en la superficie ó aparecen cristales muy pequeños dando lugar a la textura denominada microlítica. Cuando en la cámara magmática se forman cristales bien desarrollados (fenocristales) sobrenadando en el líquido y se produce la inyección de magma a una fractura, el líquido restante se enfría rápidamente originando una matriz microcristalina en la que aparecen empastados los fenocristales. A esta textura se la denomina porfídica.

REGIONES MAGMÁTICAS.

En los ambientes magmáticos se diferencian tres regiones:

1. Región plutónica o intrusiva. Situada a cierta profundidad, en el seno de la litosfera (2 a 20 Kms). Son grandes masas de magma que al solidificarse originan ingentes masas de rocas magmáticas intrusivas denominadas batolitos. Las condiciones de cristalización son las idóneas, ya que el enfriamiento se realiza lentamente y en reposo permitiendo que los silicatos cristalicen. Las rocas intrusivas poseen texturas granudas.

Dependiendo del tipo de magma, es decir, de la composición química de este, pueden formarse distintos tipos de rocas: de magmas básicos se originarán peridotitas, y gabros. De magmas intermedios, dioritas. Y de magmas ácidos, ricos en cuarzo, granitos.

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2. Región filoniana o hipoabisal. Se sitúa en las masas de magma que avanzan por las grietas de la litosfera hacia la superficie, o en manifestaciones finales de ambiente intrusivo. Al enfriarse el magma, forma estructuras geológicas de formas planas llamadas diques. Las condiciones de cristalización del magma, debido a su movilidad y a su mayor velocidad de enfriamiento no permiten la aparición de texturas granuladas, siendo en cambio frecuentes las textura porfídicas.

Las rocas filonianas suelen aparecer rellenando capas que atraviesan a las rocas encajantes y que reciben el nombre de diques. Dependiendo del tipo de magma que las origine tendremos distintos tipos de rocas filonianas: magmas básicos darán lugar a lamprófidos y diabasas; y magmas ácidos a pegmatitas y aplitas. Si son rocas formadas en las últimas etapas del enfriamiento de una bolsa de magma, darán lugar a diques de pegmatita, constituida por grandes cristales de cuarzo, feldespato alcalino y moscovita.

3. Región volcánica o efusiva. Se sitúa en la superficie de la corteza cuando el magma aflora dando lugar a procesos volcánicos. El enfriamiento súbito del magma impide la formación de cristales, por ello las rocas volcánicas presentan estructuras vítreas, carentes de cristales. Estas estructuras pueden ser a su vez: esponjosas, si presentan oquedades formadas por gases atrapados en el enfriamiento de la lava (pumitas) o compactas si la lava expulsó sus volátiles a la atmósfera (obsidianas), y por ello, la roca no presenta ningún tipo de oquedad.

Las rocas volcánicas formadas en el exterior de la corteza presentan una textura vítrea. Dependiendo del tipo de magma tenemos: basaltos, de magmas básicos; andesitas y traquitas de magmas intermedios y riolitas de magmas ácidos.

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COMPOSICIÓN QUÍMICA DE MAGMAS Y ROCAS ÍGNEAS.

Las rocas pueden tener diferente composición de minerales, texturas y quimismo. ¿Cómo las denominamos? ¿En base a que las clasificaremos, mineralogía, quimismo, textura, etc.?. Hubo una propuesta en una reunión internacional, y ésta es la que se tomó para la clasificación de rocas (clasificación de Strekeisen): Es una clasificación en base a la mineralogía y textura de las rocas.

El elemento mayoritario es el oxígeno, y está combinado con otros elementos. La composición de magmas y rocas ígneas se expresa en porcentaje de óxidos de los elementos constituyentes. El más abundante es el óxido de silicio, que constituye del 40 al 75% del total y su proporción se toma como referencia para clasificar los magmas y las rocas que derivan de su consolidación, según su composición.

Los siguientes elementos son mayoritarios, el resto de los elementos aparecen en cantidades inferiores al 1%:

SiO2 Fe2O3 MgO Na2O

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Al2O3 FeO CaO K2O

El concepto de ácido – básico en geología es distinto del químico. En Geología, se dice que una roca es ácida si tiene gran porcentaje de sílice. (Las rocas ácidas suelen ser pobres en Fe, Mg, por consiguiente tienen colores claros normalmente). una roca es alcalina o cuando tiene tal cantidad de álcalis que no permiten la existencia de sílice libre para formar cuarzo, encontrándose la sílice combinada con los álcalis para formar feldespatos. Mayor presencia de álcalis originan minerales economizadores de sílice como los feldespatoides dando lugar a las rocas denominadas hiperalcalinas. Cuando la roca es pobre en sílice suele ser rica en Fe y Mg predominando los minerales oscuros (rocas básicas)

Los álcalis: su curva crece con la sílice. El Ca, Fe, y Mg disminuyen.

Los minerales fundamentales son aquellos que forman el 90% de la muestra.

Los minerales accesorios son aquellos que se encuentran en pequeñas cantidades pero que aparecen en en forma constante asociados a determinados tipos de roca, como el apatito por ejemplo, que siempre aparece en pequeñas cantidades en los granitos.

Los minerales que definen las rocas son los fundamentales.

Teniendo esto en cuenta, la clasificación de los magmas y las rocas ígneas por su composición:

TIPOS %SiO2 CARACTERÍSTICAS MINERALÓGICAS ROCAS MÁS REPRESENT.

Ácidos >66% - cuarzo (sílice pura) granitos

- silicatos tales como:

•feldespato ortosa (slicato de Al y K)

•plagioclasas sódicas (silicatos de

Al y Na)

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•mica blanca o moscovita

(silicato de aluminio, y potasio hidratado)

- son minerales poco densos y de colores

claros

Intermedias alcalinos 66 – 52 Silicatos ricos en alcalis

(feldespato, pueden tener feldespatoide),

sin cuarzo o sienitas

poca cantidad del mismo

Intermedias 66 – 52 Plagioclasa intermedia, anfíbol

sin cuarzo o andesitas

poca cantidad del mismo

Básicos 52 – 45 •Plagioclasas cálcicas (Silicatos de Al y Ca) gabros y basaltos

•Silicatos ferromagnesianos:

piroxenos, anfíboles, mica.

Negra o biotita, olivino.

Son minerales densos y oscuros

Ultrabásicos < 45% - silicatos muy pobres en sílice: peridotitas

•Olivinos

•Piroxenos

Rocas filonianas:

Pegmatitas: Formadas en los últimos estadios de consolidación del granito. Roca ácida formada por cuarzo, albita, feldespato potásico y mica blanca, con textura de grandes cristales.

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93

Nota: las

rocas intrusivas aparecen

en negri

lla, las

efusivas en

normal.

Crecen álcalis K,Na

FAMILIA NORMAL FAMILIA ALCALINA FAMILIA HIPERALCAL.

CROQUIS DE ROCAS IGNEAS

HIPOABISALES, ACIDAS, SOBRESATURADAS

PEGMATITA: Qz, Fk,Pl(Ab),Mc, grandes cristales

Crecen SiO2 y álcalis

APLITA: Qz, Fk,Pl(Ab),Mc, textura sacaroidea finaGRANITORIOLITA

SOBRESATURADAS ACIDAS Qz, Fk, Pl, Mc, Bi, An fGRANODIORITADACITAQz, Pl, Fk, Mc, Anf, Bi

INTERMEDIAS DIORITA SIENITA SIENITAS CON FOIDESSATURADAS ANDESITA TRAQUITA FONOLITAS

Pl,Anf, Qz,Px,Bi Fk, Pl, Mc, Bi, An fFk, Pl, Mc, Bi, foide, An f,

BASICAS GABRO GABROS ALCALINOS GABROL HIPERALC.BASALTO BASALTOS ALCALINOS BASALTOS HIPEALC.

NO SATURADASPl (labrador, bitownita), CPx, Ol, Qz, Anf, Bi

Mismos min. que en rocas normales pero con piroxeno sódico

Mismos min. que en rocas alcalinas pero con foide

Gabros con Opx= Noritas, basaltos con Opx= Toleitas

ULTRABASICAS PERIDOTITACrece Ca Opx, Ol

DUNITAOl

Crecen Fe,Mg AbreviaturasQz: Cuarzo Anf: Anfíbol Rocas intrusivas texturas granulares letra normalPl: Plagioclasa Px: Piroxeno Roc. efusivas equivalentes texturas finas ó vitreas en cursivaAb: Albita Opx: Ortopiroxeno Cursiva subrayado minerales que puede ó no haberFk: Feldespato potásico Cpx: ClinopiroxenoMc: Mica blanca (normalmente moscovita) Ol: OlivinoBi: Biotita Foide: Feldespatoide

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ROCAS SEDIMENTARIAS.

Componen el 16% aproximadamente de la corteza. Se forman debido a la erosión, transporte y sedimentación. Los productos transportados son sedimentados en zonas deprimidas o “cuencas de sedimentación”. Los sedimentos se acumulan en capas o estratos y en ocasiones pueden contener fósiles.

Materiales sedimentarios

Los materiales sedimentarios son aquellos que proceden de la actividad de la gliptogénesis y que se acumulan en las cuencas de sedimentación generalmente formando estratos. Estos materiales se clasifican, según su origen, en detríticos, químicos y orgánicos.

• Los materiales detríticos o clásticos son fragmentos de roca ó minerales producidos por la meteorización física. Estos materiales se agrupan, según el tamaño, en cantos rodados, gravas, arenas, limos y arcillas. Un breve esquema que recoja la mecánica de sedimentación:

Conglomerados (cantos rodados)

Gravas ( hasta 16 cm)

ruditas

Trozos de roca

Psefitas

Arenas

Limos

Argillitas (arcillas)

1 mm

1

1/12

100

• Los materiales químicos son sales minerales, normalmente procedentes de la acción de la meteorización química.

• Los materiales orgánicos son restos de materia orgánica que proceden de seres vivos pluricelulares o de grandes masas de microorganismos planctónicos.

La diagénesis es el conjunto de procesos físico-químicos que sufre el material sedimentario en las cuencas de sedimentación y que suelen conducir a la litificación o formación de rocas sedimentarias.

Los procesos de la diagénesis son:

1. Compactación, que es la fase en la que se reduce el espacio entre los materiales sedimentarios (compresión) y se expulsa gran parte de su contenido de agua (desecación). La compactación está producida por la presión litostática que ejercen los sedimentos que se van depositando unos sobre otros. Los materiales de grano grueso y rígido, como la arena, experimentan una reducción pequeña de volumen, apenas un 20 por 100; los materiales finos, como la arcilla, pueden sufrir una reducción de volumen de hasta un 80 por 100.

2. Cementación, que es la fase en la que los espacios existentes entre los materiales mas grandes, denominados clastos, son rellenados por materiales más pequeños, transportados por el agua, que forman la matriz. Las diferentes sales minerales que hay en la matriz reaccionan químicamente actuando de cemento, que une los distintos materiales sedimentarios depositados. Los cementos más comunes son: carbonato cálcico, sílice, óxido de hierro, arcilla, sulfato cálcico y materia orgánica.

3. Autigénesis y recristalización. Los minerales que aparecen en las cuencas sedimentarias pueden ser alóctonos, si proceden del exterior, o autóctonos, si se formaron en el interior de la cuenca. Entre éstos hay que diferenciar los autigénicos o de nueva for-mación, formados por reacciones químicas producidas entre los sedimentos, y los minerales formados por recristalización, es decir, por disolución de un mineral que es transportado a otro lugar en donde vuelve a cristalizar.

4. Metasomatismo. En las condiciones suaves de presión y temperatura que se dan en el ambiente sedimentario se producen sustituciones de átomos; así, en la calcita, el calcio es sustituido por magnesio originando dolomita.

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Rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias se forman a partir de los materiales sedimentarios mediante la litificación. Durante la litificación, los materiales sedimentarios sufren los procesos de compactación y cementación, que producen una roca coherente.

Las rocas sedimentarias se caracterizan por aparecer formando estratos, es decir, capas paralelas, y por presentar en muchos casos fósiles o restos petrificados de seres vivos que quedaron depositados entre los sedimentos y que durante la litificación permanecieron in-corporados a la roca.

Las rocas sedimentarias se clasifican, según el tipo de materiales sedimentarios que las componen y el proceso que han seguido estos materiales, en los siguientes grupos: rocas detríticas, rocas químicas y rocas orgánicas.

Rocas detríticas

Las rocas detríticas o clásticas se hallan formadas por litificación a partir de materiales detríticos que han sedimentado mediante procesos físicos, como la pérdida de la capacidad de carga del agente geológico que los transporta, acción de la gravedad, etc.

Las rocas detríticas se dividen en tres grupos: conglomerados o ruditas, areniscas o arenitas y lutitas.

Los conglomerados o ruditas son rocas compuestas por todo tipo de materiales detríticos, siendo característica de ellas la presencia de grandes clastos.

La estructura de estas rocas presenta una matriz compuesta por materiales finos (arena, limos y arcillas) en cuyo seno aparecen grandes clastos: cantos y gravas. Si estos clastos no han sido erosionados durante el transporte y presentan cantos cortantes, el conglomerado recibe el nombre de brecha; si los clastos han sido desgastados y presentan

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cantos redondeados, el conglomerado se denomina pudinga.

• Las areniscas o arenitas están compuestas por materiales detríticos que no superan el mm de diámetro.

• Las lutitas, rocas arcillosas o rocas peliticas están constituidas por materiales detríticos de pequeño tamaño denominados limos y arcillas. Las rocas formadas por limos reciben el nombre de limolitas y las constituidas por arcillas, el de argillitas. Lutitas especiales son las lateritas o tierras rojas, ricas en bauxita y limonita, el loess o acumulaciones de polvo de origen desértico; las margas, rocas arcillosas muy ricas en carbonatos, etc.

Rocas químicas

Las rocas químicas están formadas por sustancias transportadas por disolución en agua.

Si la precipitación de estas sales es debida a procesos químicos, las rocas formadas reciben el nombre de rocas químicas; si en el proceso intervienen seres vivos, se denominan rocas bioquímicas.

Las principales rocas químicas son:

• Las rocas evaporíticas, que se forman al precipitar las sales que se hallan disueltas en el agua marina al evaporarse ésta. Las sales precipitan dependiendo de su grado de solubilidad; así se depositarán primero los sulfatos, originando yesos (CaSO4-2H2O), y posteriormente los cloruros: primero la sal gema o halita (NaCl) y después, por ser más solubles, la carnalita ClKCl2Mg y la silvina (KCl).

• Las rocas carbonatadas o calizas, formadas por carbonato cálcico (CaCO3). Pueden ser estrictamente químicas, como el travertino, toba, estalactitas y estalagmitas, calizas litográficas, etcétera, o de origen bioquímico, mucho más abundantes, que con-

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tienen caparazones, espículas, corales, estructuras algales, etc., formados por carbonato cálcico.

Algunos organismos marinos, como equinodermos, algas calcáreas, corales, moluscos bivalvos, etc., incorporan el bicarbonato cálcico que se halla disuelto en el agua y construyen con él sus estructuras calcáreas. Al morir dichos organismos, estas partes du-ras caen al fondo, en donde forman rocas calcáreas. Son ejemplos la caliza coralina, caliza nummulitica, lumaquela, creta, etc.

• Las rocas silíceas, formadas por sílice (SiO2), si su origen es estrictamente químico, dan lugar a sílex o pedernal, ágata, calcedonia, jaspe, etc. Si su origen es bioquímico, pueden dar lugar a radiolarita, si contienen caparazones de cuarzo de radiolarios; o diatomita, si están formadas por caparazones de diatomeas.

Rocas orgánicas u organógenas

Son rocas formadas por restos de materia orgánica de organismos pluricelulares o por grandes masas de seres unicelulares planctónicos.

Debido a que en ambientes ricos en oxigeno (oxidantes) la materia orgánica se descompondría, estas rocas sólo se forman en ambientes pobres en oxigeno (reductores), generalmente en lagos, pantanos o zonas litorales marinas.

Las principales rocas orgánicas son:

• Las rocas carbonosas o carbones, que proceden de acumulaciones de vegetales que han sufrido una carbonización (proceso en el que el porcentaje de carbono en los vegetales aumenta). La formación de carbón es muy lenta: inicialmente se produce la turba, con una riqueza en carbono del 55 por 100, que, sometida a compactación, prosigue el proceso de carbonización hasta producir el resto de carbones: lignito (70 por 100 de C), hulla (80 por 100) y antracita (90 por 100).

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Las masas de madera de los grandes helechos del Paleozoico, sobre todo del Carbonífero (hace más de 300 millones de años), han originado la antracita y la hulla que se explotan actualmente. Los bosques de coníferas del Mesozoico (hace 65 millones de años) han originado los lignitos. La turba es un carbón en vías de formación.

• El petróleo, que es una roca constituida por un liquido oleoso compuesto por hidrocarburos. Se forma a partir de ingentes masas de organismos planctónicos que, en un ambiente reductor, dan lugar a hidrocarburos y a gas natural. Al caer en el fondo, los or-ganismos planctónicos se recubren de sedimentos detríticos, en cuyo seno se inicia la transformación bacteriana de los principios inmediatos orgánicos de estos organismos en hidrocarburos. Esta mezcla se denomina fango sapropélico. Posteriormente los materiales detríticos sufren una litificación dando lugar a una roca empapada en petróleo que posteriormente sufrirá una serie de procesos como emigración y almacenamiento en rocas porosas y permeables, de donde se podrá extraer mediante pozos.

Por tanto, las zonas más favorables para la formación del petróleo suelen ser, generalmente, zonas marinas. Por ello es frecuente que los yacimientos petrolíferos estén situados cerca del litoral, con aguas tranquilas y de poca profundidad.

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ROCAS METAMÓRFICAS.

Metamorfismo es el conjunto de transformaciones que sufren las rocas en estado sólido cuando son sometidas a condiciones de presión y temperaturas sensiblemente mayores a las que existen en la superficie terrestre. A la roca inicial se le llama roca madre y a la roca transformada roca metamórfica.

El metamorfismo es normalmente un proceso isoquímico, la única transformación es mineralógica y textural. Cuando existe también cambio químico se habla de metamorfismo metasomático.

Los factores del metamorfismo

La temperatura. Este factor aumenta al incrementarse la profundidad en la tierra, lo que se denomina gradiente geotérmico. El valor medio que se calcula para este gradiente es de 3 0C de aumento por cada 100 metros de profundidad; sin embargo, en los bordes activos de las placas de la corteza terrestre (zonas de creación de corteza y zonas de arco insular y márgenes continentales activos) pueden alcanzarse valores muy superiores. En los ambientes sedimentarios, el depósito de nuevos sedimentos provoca el hundimiento de los más antiguos, los cuales progresivamente van adquiriendo mayor temperatura. El metamorfismo comienza a actuar a partir de los 100 0C (3.000-4.000 m de profundidad), y entre esta temperatura y los 800 0C los minerales y las rocas cambian profundamente. A partir de 800º C, comienza la fusión de los minerales de menor punto de fusión, cuando la presión de H2O es elevada. Este tipo de metamorfismo que afecta a zonas importantes de la corteza terrestre se denomina metamorfismo regional.

El aumento de temperatura puede producirse también cuando las rocas se ponen en contacto con magmas intrusivos que ascienden hacia la superficie (metamorfismo de contacto)

La presión. Es el esfuerzo mecánico que soporta la roca. Se distingue la presión hidrostática y la presión dirigida ó tangencial. La presión hidrostática, llamada también presión confinante o de carga, es debida al peso de todos los materiales que se encuentran encima de una roca. Se trata de una presión no dirigida. Su valor se calcula alrededor de 275 atmósferas por cada kilómetro de profundidad. La presión dirigida es provocada en general por fuerzas tectónicas que se generan donde hay movimientos de las placas litosféricas y colisión entre las mismas. Son fuerzas laterales, de modo que deforman

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desigualmente a los materiales terrestres, rompiéndolos o plegándolos.

• La circulación de fluidos. Se admite la necesidad de la presencia de fluidos hipogénicos para explicar fenómenos metamórficos. Estos fluidos migran hacia la superficie desde la base de la corteza, atravesando diferentes tipos de rocas. El paso de estos fluidos a presión alta puede provocar que se retiren algunos elementos que atraviesan y que se depositen otros sustituyéndolos. Este fenómeno se llama metasomatismo.

Según las condiciones de presión y temperatura que afectan a las rocas, y la extensión del fenómeno, se distinguen los siguientes tipos de metamorfismo.

1.- Metamorfismo térmico o de contacto.

Ocurre cuando hay rocas sometidas a fuertes temperaturas. El foco de calor suele ser un magma que asciende desde gran profundidad. Las rocas formadas en este tipo de metamorfismo no suelen estar sometidas a grandes presiones. Normalmente se produce en unas decenas de metros alrededor de las intrusiones ácidas formando lo que se denomina aureola de contacto.

Las rocas en contacto con los magmas intrusivos se transforman debido a la intrusión de volátiles a temperatura relativamente elevada emitidos por el magma intrusivo en los últimos estadios de la consolidación, generándose una aureola de contacto en la que el metamorfismo térmico ha actuado con menor intensidad conforme aumenta la distancia al magma. Las rocas de este tipo de metamorfismo suelen presentar metasomatismo, y se denominan corneanas ó cornubianitas.

2.- Metamorfismo dinámico.

Se produce debido a fuertes presiones dirigidas que se generan en zonas de fricción donde actúan fuerzas tectónicas, las cuales provocan fallas y mantos de corrimiento. La temperatura en estos ambientes metamórficos no suele ser

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muy elevada, al igual que las presiones de confinamiento.

Las presiones dirigidas originan inicialmente una rotura o cataclasis de los materiales, que pueden llegar a ser molidos por el movimiento de los bloques a través del plano de falla (milonitización). En algunos casos la recristalización del material molido da origen a rocas denominadas filonitas y blastomilonitas.

3.- Metamorfismo regional.

Es el tipo de metamorfismo más importante debido al volumen y a la extensión de las rocas a las que afecta. Se produce en zonas amplias de la corteza terrestre sometidas a altas presiones de confinamiento, fuerzas tectónicas, elevadas temperaturas y a veces procesos de metasomatismo. Zonas de estas características son las zonas de subducción o bordes destructivos de las placas tectónicas, donde los materiales son plegados, se hunden y se someten a temperaturas cada vez más altas.

En los ambientes de metamorfismo regional se observan diferentes grados de metamorfismo que dependen de las relaciones existentes entre la presión y la temperatura. Cada uno de estos grados recibe el nombre de facies metamórficas, englobándose en cada facies todas las rocas originadas bajo unas mismas condiciones de temperatura y presión. Cada facies metamórfica posee una asociación de minerales indicadora o significativa, que no se presenta en las otras facies. A grandes rasgos, se habla de metamorfismo regional de alta presión, de presión intermedia y de baja presión. En España son áreas de metamorfismo regional grandes zonas de las Cordilleras Béticas, Galicia, Pirineos, Extremadura y Sistema Central. En muchas de estas regiones, la erosión ha destruido la cobertera sedimentaria de las montañas, y las rocas metamórficas afloran a la superficie.

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Existen minerales que solo se forman cuando existen presiones dirigidas mineral stress (cloritoide, estaurolita), son indicadores de fuertes presiones dirigidas. Otros en cambio solo pueden formarse cuando no existen tales presiones (minerales antistress como la andalucita y cordierita).

Por encima de los 800º C comienza la fusión parcial de la roca metamórfica en condiciones de presión de vapor elevada. La roca parcialmente fundida y recristalizada y parcialmente metamórfica se denomina migmatita y el proceso de fusión diferencial, anatexis.

Las rocas metamórficas

Las rocas metamórficas son extraordinariamente variadas, debido a sus múltiples orígenes y a la variedad de los factores que las forman. También destaca su falta de homogeneidad, pues sus características van variando según la intensidad de los factores del metamorfismo, lo que da lugar a las series metamórficas. Para su clasificación se ha atendido a su textura, a su estructura, a su origen, a su composición química o según el ambiente metamórfico en el que se formaron. Las principales rocas metamórficas son:

Rocas del metamorfismo regional

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• Pizarras. Se originan por un metamorfismo regional poco intenso sobre las arcillas. Se parten en superficies planas muy fácilmente; algunas pizarras contienen hidrocarburos (pizarras bituminosas) y son de color negro. Las pizarras son muy utilizadas para cons-truir las tejas de las casas de alta montaña.

• Esquistos micaceos ó micacitas. Proceden del metamorfismo de las pizarras. Los mi-nerales (micas principalmente) son visibles a simple vista, por lo que la roca tiene un brillo satinado. Son rocas recristalizadas (micas y cuarzo principalmente), por lo que son brillantes. Las micas aparecen orientadas según el campo de presiones dominante proporcionando un crucero característico a la roca. A veces aparecen en su seno estaurolita y granate almandino.

• Gneis. Son rocas que aparecen en metamorfismo profundo de rocas arcillosas. Lo más característico es la alternancia de capas claras (feldespato alcalino y cuarzo) y oscuras (biotita). Si los cristales de feldespato son muy grandes y con aspecto elipsoidal, se habla de gneis glandular.

• Cuarcitas. Se forman del metamorfismo regional o de contacto de areniscas o conglomerados cuarzosos. La estructura cristalina sólo se puede ver al microscopio, ya que los minerales originales se han unido y recristalizado de nuevo. Son rocas muy resistentes, por lo que su presencia determina la existencia de relieves en el paisaje.

• Mármoles. Son rocas que se forman gracias al metamorfismo de contacto o regional de las calizas, proceso que produce una recristalización de los carbonatos (calcita) y un aumento del tamaño de los cristales de éstos (textura granoblástica). Pueden tener diferentes colores, lo que se debe a las sustancias que acompañan al carbonato cálcico. Muchos mármoles se utilizan como piedras ornamentales para la construcción.

• Serpentinitas. Son rocas de color verde oscuro ricas en serpentina (antigorita) y que proceden del metasomatismo de rocas magmáticas ultrabásicas como las peridotitas.

• Anfibolitas. Son rocas de color verde oscuro constituidas por anfíbol (homblenda) y en menor proporción plagioclasa. Se originan por el metamorfismo de rocas magmáticas básicas (gabros, dioritas, basaltos) o sedimentarias (margas, sedimentos magnesianos).

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Rocas del metamorfismo de contacto

Pizarras mosqueadas. Son pizarras en las proximidades de una intrusión granítica, en las que aparecen manchas negras de agregados de biotita, y cordierita ó claras de andalucita. Ya más cerca de la intrusión aparecen las corneanas pelíticas.

Corneanas pelíticas. Rocas oscuras debido a la abundante biotita, de aspecto corneo que aparecen entre las pizarras mosqueadas y la intrusión como transformación más extrema de las pizarras.

Rocas de silicatos cálcicos ó skarn:

Se producen por la reacción entre calizas y una intrusión granitica. Los fluidos silicatados del granito en consolidación reaccionan con el carbonato cálcico y producen silicatos cálcicos. Aparecen minerales tales como diópsido, granate, epidota, etc.

Ejemplos de series metamórficas:

PIZ

AR GRAR CA

CUMÁORT

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ES

GN

MIG

GRAPIZA

COR

ROCAS DE SILICATOS

SOBREADO LAS SERIES DE MET. DE

112

CUADRO RESUMEN DE ROCAS METAMORFICASSED. RICOS EN Fe,Mg CALIZAS ARENAS R.IGN.ACIDAS R.IGN.BASICAS

MET. CONTACTO

Distante intrusion

PIZARRAS MOSQUEADAS SKARN CUARCITAS ORTOANFIBOLITASMinerales neoformados Chiastolita, Biotita, Cordierita en manchas

Min. Comunes: cuarzo, albita, moscovita

epidota, talco, calcita lejos intrusion

Granos de cuarzo con textura en mosaico

Albita, anfibol por albitización de plagioclasa y uralitización del piroxeno

Próximo intrusión CORNEANAS

grosularia, wollastonita, idocrasa, mas cerca de intrusion

mismos que en p.mosqu. pero en masa

MET REGIONAL Epizona PIZARRAS PARAANFIBOLITAS MARMOLES CUARCITAS ORTOANFIBOLITAS

FILITAS Albita, anfibolNeoformados cloritoide

Min. Comunes: Cuarzo, moscovita

MesozonaMICAESQUISTOS

Neoformados biotita, gr. almandino, estaurolita

Granos de calcita con textura en mosaico

Granos de cuarzo con textura en mosaico

Albita, anfibol por albitización de plagioclasa y uralitización del piroxeno

Catazona PARANEISES ORTONEISES

Neoformados biotita, gr. almandino, estaurolita, sillimanita o distena. Minerales en bandas

Cuarzo, feldespato, micas. Minerales en bandas por deformación de granito

ANTEXIS MIGMATITAS Min.:Como neises GRANULITASComo neises pero sin micas. En su lugar piroxeno. Indican polimetamorfismo seco

PELITAS