Minerales

Categoria:

Geología

1.Mineralogía. 2. Minerales magmáticos. 3. Minerales sedimentarios. 4. Minerales metamórficos. 5. Minerales radiactivos.

1. Mineralogía. La Mineralogía es la ciencia que estudia los m., es decir, los compuestos inorgánicos que se presentan de un modo natural en la parte sólida del Universo. Es una parte de la Geología, ya que ésta trata sobre los materiales que forman la corteza terrestre; sin embargo, de la definición se desprende que puede abarcar el estudio de materiales extraterrestres, como son los meteoritos (v.) o las muestras de rocas lunares

Introducción histórica. Los orígenes de la práctica de la Mineralogía son casi tan viejos como los orígenes del hombre. Numerosas pruebas demuestran que el hombre empezó muy pronto a diferenciar distintos m. y a utilizarlos para variados menesteres. Durante la Edad de Piedra, el hombre hizo sus primeros instrumentos de caza y las primeras herramientas de sílex y pedernal, que son los únicos materiales duros y resistentes abundantes en la Naturaleza y que no necesitan elaboración previa

Más tarde el hombre empezó a descubrir el tratamiento que permite arrancar de ciertos m. hierro, cobre, plomo, plata, etc. Las pinturas de las tumbas del Nilo, realizadas hace aproximadamente unos 5.000 años, muestran ya instrumentos para pesar y fundir m. La técnica de mezcla de metales para la obtención de materiales con ciertas propiedades físicas adecuadas a menesteres específicos supone el origen de la ciencia denominada actualmente Metalurgia. El descubrimiento de los m. y el desarrollo de las técnicas para su aprovechamiento han sido factores tan fundamentales en la historia de las civilizaciones, que los historiadores se han basado en ellos para subdividir la prehistoria en diversas Edades

Uno de los documentos más antiguos que tratan sobrelos m. se debe al filósofo griego Teofrasto (327-287), que escribió el libro Sobre las piedras. En el primer milenio de nuestra era la Mineralogía tuvo escaso desarrollo, pero con el Renacimiento, que trajo consigo nueva curiosidad hacia la Naturaleza, aparecen algunas obras sobre la minería y los m., como la del alemán Agricola De Re Metallica. Más tarde, en 1669, Niels Stensen (v.) demostró la ley cristalográfica que lleva su nombre, atrayendo la atención de los estudiosos sóbre la forma cristalina que presentan los m.; a partir de este momento y casi hasta nuestros días, la ciencia de los cristales y la Mineralogía han tenido un desarrollo paralelo. Durante el s. xvlii se realizan progresivos avances en el descubrimiento, descripción y clasificación de nuevos m. Debido a la estrecha relación entre la Química y la Mineralogía en aquella época, el hallazgo de nuevos m. supuso el descubrimiento de elementos químicos desconocidos hasta la fecha. A principios del siglo pasado, con el enunciado de la teoría atómica, y los avances realizados en Cristalografía gracias al invento del goniómetro de reflexión, se puede determinar la naturaleza de los m. como cuerpos de composición química definida y estructura cristalina característica. La construcción de los primeros microscopios de polarización, hacia 1870, puso en manos de los investigadores un instrumento para estudiar las propiedades ópticas de los m. y su determinación

Sin embargo, el desarrollo de técnicas de análisis químico más perfeccionadas puso en evidencia que la mayoría de los m. no correspondían estrictamente a una especie química, sino que su composición presentaba unos márgenes de variación, en algunas ocasiones muy amplios. Esto llevó al enunciado de la teoría del isomorfismo. Además, algunos m. como los silicatos no permitían una clasificación química satisfactoria. Todos estos problemas no fueron resueltos hasta principios del siglo actual, con la demostración debida a Laue, en 1912, de que los cristales difractan los rayos X, y que a partir del diagrama fotográfico de los rayos difractados (v. DIFRACCIÓN) se puede deducir la ordenación de los átomos dentro del cristal. Después de este descubrimiento, se empezó a determinar la estructura de los m. conocidos, siendo esta rama de la Mineralogía una de las más importantes en el momento actual

La Mineralogía es una ciencia básica en Geología, pero sus métodos de estudio pertenecen principalmente al dominio de la Física y la Química. Desde un punto de vista práctico, podemos considerarla dividida en diferentes secciones que trataremos separadamente: Cristalografía (v.), Mineralogía física, Mineralogía química, Mineralogía descriptiva y Mineralogía determinativa

Mineralogía física. Las propiedades físicas de los m. son muy importantes, pues permiten su determinación rápida

Exfoliación. Ocurre cuando un m. se rompe de manera que deja dos superficies planas que son siempre caras reales o posibles del cristal. Algunos m. presentan exfoliación perfecta, como la mica (v.); otros más o menos definida, como en el caso del apatito. La exfoliación está relacionada con la estructura del cristal y se produce en general perpendicularmente a los enlaces más débiles

Partición. Son exfoliaciones que se realizan a lo largo de planos de debilidad que se han formado al estar sometido el cristal a una tensión previa o por la formación de maclas

Fractura. Cuando un m. no se exfolia, se rompe adoptando las superficies de rotura diversos aspectos. Se habla de fractura concoidal cuando las superficies son lisas, pero no planas; ganchuda, cuando presenta un dentado irregular; fibrosa o astillosa, irregular, etc

Dureza. Es la resistencia que ofrece la superficie de un m. a ser rayada. El grado de dureza se puede observar por la dificultad con que un m. es rayado por otro, o por una punta de acero. Mediante este criterio, Mohs estableció una escala de diez m. dispuestos en orden de durezas crecientes, de modo que cada m. puede rayar al que le precede en la escala, y es rayado por el que le sigue. Esta escala está formada por los siguientes m.: talco, yeso, calcita, fluorita, apatito, ortosa, cuarzo, topacio, corindón y diamante. El grado de dureza se indica normalmente mediante el número de orden de los m. citados. La dureza es una propiedad denominada vectorial, pues depende de la dirección en que se realice el rayado

Tenacidad. Es la resistencia que un m. opone a ser roto, triturado, molido, etc. Se suelen usar los siguientes términos para referirse a esta propiedad: frágil, se rompe con facilidad; maleable, se puede deformar sin romperse; dúctil, se le puede dar forma de hilo; flexible, se puede doblar, pero no recupera la forma; elástico, recobra la forma primitiva cuando cesa la fuerza que lo ha deformado

Peso específico. Es la relación que existe entre el peso en gramos del m. y su volumen. El peso específico de una sustancia cristalina depende de dos factores que son la clase de elementos que forman el cristal y el modo en que se hallan dispuestos, es decir, su estructura cristalina. Los pesos específicos se miden con diversos tipos de balanzas adaptadas a dicho fin

Las propiedades físicas de los m. que dependen de la luz son principalmente:Brillo. Es el aspecto que presenta un m. cuando en la superficie del mismo se refleja la luz. Normalmente se distinguen dos tipos de brillo: el metálico, que presentan los m. brillantes y opacos como muchos sulfuros, y el no metálico. Dentro de éste se distinguen a su vez el brillo vítreo, resinoso, adamantino, nacarado, cte., que por comparación nos dan el aspecto exterior del m

Color. Para observar el verdadero color de un m. es necesario examinar una superficie fresca. Algunos m. presentan distintos colores según los ejemplares. A menudo esto se debe a fenómenos de sustitución progresiva de unos iones por otros, cambiando la composición química del m. En otros casos es debido a la existencia de impurezas, pero, sin embargo, existen m., como la fluorita, que sin cambiar su composición química pueden presentar diversos colores

Fluorescencia y fosforescencia. Es la propiedad que tienen algunos m. de hacerse luminiscentes al ser expuestos a alguna radiación -ultravioleta, rayos X. ctc.-. Si después de la exposición a la influencia de la radiación el m. sigue emitiendo luz, se dice que es fosforescente. Son fluorescentes la fluorita, la calcita, el diamante, etc

Doble refracción. Es la propiedad que presentan los m. que no son del sistema regular (v. CKISTALOCUAFíA) de dividir el rayo incidente en dos rayos refractados según distinto ángulo. Esta propiedad es muy importante, pues en ella se basa la técnica de determinación óptica de los cristales mediante el microscopio polarizante

Las principales propiedades eléctricas y magnéticas que presentan los m. son:Piezoelectricidad. Consiste en la aparición de cargas eléctricas sobre la superficie de un m. cuando es sometidoa una presión según un eje de simetría. Lo presentan los m. que no poseen centro de simetría, como el cuarzo. Piroelectricidad. Es la aparición de cargas positivas y negativas en los extremos opuestos de un eje cristalográfico de un m., debido a cambios de temperatura

Magnetismo. Son magnéticos los m. que en su estado primitivo pueden ser atraídos por un imán, como la magnetita

Mineralogía química. El estudio de la composición química de los m. es muy importante, pues de ella dependen muchas de sus propiedades; también interesa desde un punto de vista económico, ya que de los m. se extraen la mayoría -de los metales y elementos químicos

Existe otro factor, que es la disposición geométrica de los átomos constituyentes y la naturaleza de las fuerzas eléctricas que los unen dentro del m. La parte de la Cristalografía denominada Cristaloquímica estudia las características de los átomos y de los iones que determinan la estructura cristalina de una sustancia. Se consideran principalmente el tamaño de los átomos o iones que intervienen en la formación del cristal, su valencia química y su modo de enlace. La relación de tamaños entre los distintos átomos o iones que forman un cristal determinan los índices de coordinación, es decir, el número de átomos que rodean a un átomo dado. P. ej., en el caso de la sal gema, de fórmula química CINa (cloruro sódico), cada ión sodio está rodeado por seis iones cloro, debido a que su relación de tamaños permite esta disposición. La valencia de los elementos componentes de un m. es importante, pues para que éste sea estable, su carga eléctrica total debe ser nula. Los enlaces que unen los átomos que forman un cristal pueden ser de tipo iónico, covalente, metálico, o de Van der Waals (v. ENLACES Químicos). En la mayoría de los m. coexisten dos o más tipos de enlace, y como resultado de ello aparecen muchas de las propiedades físicas descritas en el apartado anterior. Así, en el caso de las micas, los enlaces que unen dos hojuelas son de tipo iónico, mientras que dentro de cada hoja el enlace es covalente. En estos casos, la exfoliación se produce en el sentido de romper los enlaces más débiles

En algunos casos, a una especie química pueden corresponder varias ordenaciones estructurales distintas, y viceversa, estructuras cristalinas iguales pueden estar constituidas por distintos elementos químicos. El primero de estos fenómenos recibe el nombre de polimorfismo (v.) y el segundo isomorfismo

Polimorfismo. Es la propiedad que poseen ciertos compuestos químicos de cristalizar según formas distintas. Se dice que una sustancia polimorfa es dimorfa, trimorfa, cte., según el número de formas cristalinas en que se presente. Existen numerosos ejemplos de polimorfismo en los m.: el carbonato cálcico (Co3Ca) se presenta en forma de calcita (romboédrica) y aragonito (rómbico); la sílice (Si02) en forma de cuarzo, tridimita, cristobalita y otros; el diamante y el grafito son m. distintos, pero ambos están formados por carbono puro. Los distintos polimorfos de una sustancia se originan bajo condiciones de presión y temperatura distintos y característicos, por lo que el hallazgo de un polimorfo en un roca nos dice algo acerca de las condiciones de su formación

Al cambiar las condiciones en que se halla un m., éste puede transformarse en uno de sus polimorfos, si los tiene. La transformación de un polimorfo en otro puede ser irreversible como el caso del pasomarcasita -> pirita, o reversible y a una temperatura determinada como la transformación cuarzo z-- tridimita, a 8670C y presión normal

Isomorfismo. Se dice que dos o más m. de composición química distinta o parecida son isomorfos, cuando presentan la misma estructura. El caso más frecuente de isomorfismo consiste en el cambio de composición que sufre un m. al ser sustituidos total o parcialmente algunos de sus iones por otros de igual carga y tamaño muy parecido. En el caso del olivino, el magnesio puede sustituirse por hierro ferroso (Fe2+), de modo que existe una gama de m. que representan todos los grados de sustitución. En algunos casos, la sustitución sólo es parcial, como en la calcita (Co3Ca), en donde el calcio se puede sustituir en pequeña proporción por hierro, magnesio, manganeso, etc

Los m. isomorfos forman las denominadas series isomorfas. Las más importantes son las de los carbonatos (v.), granates (v.), plagioclasas (v. FELDESPATOS), etc

Mineralogía descriptiva. Debido al crecido número de m. conocidos, es necesario encontrar un criterio para su clasificación. Se han ensayado diversos tipos de clasificación, basados en el modo de yacimiento de los m., sus propiedades físicas, su composición, etc., pero finalmente se ha impuesto un criterio que tiene en cuenta la composición química y la estructura. Los m. se dividen en doce clases según la naturaleza de su grupo aniónico (carbonatos, sulfuros, haluros, etc.). Cada clase se subdivide en grupos con una gran afinidad cristalográfica, y cada grupo está formado por especies. La especie m. es la unidad fundamental en la clasificación y se ha definido como: "una sustancia natural homogénea de origen inorgánico, cuya composición química está definida dentro de ciertos límites, que posee propiedades físicas características y tiene usualmente estructura cristalina". Un especie m. puede ser una serie isomorfa como en el caso del olivino, y puede tener diversas variedades. P. ej., el cuarzo ahumado, la amatista y los jacintos son variedades del cuarzo

Las doce clases son:Elementos. En la Naturaleza se hallan unos 20 elementos en forma pura, no combinados, que forman m. De ellos se dice que se hallan en estado nativo. A esta clase pertenecen los metales preciosos como el oro, la plata, etc. (v. METALES ii), y también el diamante, el azufre, etc

Sulfuros (v.). M. compuestos por azufre, selenio o teluro unidos a metales. La mayoría de las menas metálicas pertenecen a esta clase, son ejemplos la galena (v.), pirita (v.), blenda (v.), etc

Sulfosales. M. compuestos por metales en combinación con azufre y antimonio, arsénico o bismuto; p. ej., la enargita (S4ASCU3)

óxidos (v.). Los m. de esta clase son óxidos de uno o más metales, como la ilmenita, oligisto (v.), casiterita, etc. En esta clase también se incluyen los hidróxidos (v.) y algunos m. hidratados

Haluros. Incluyen las sales haloideas, es decir, cloruros, fluoruros y yoduros naturales. Pertenecen a esta clase la halita o sal gema (CINa), la silvina (CIK), la fluorita (F2Ca), etc

Carbonatos (v.). En esta clase existen dos grupos estructurales, el de la calcita (v.), cuyos m. son romboédricos, y el del aragonito (v.) formado por m. rómbicos

La clase incluye los m. cuya fórmula química lleva el radical carbonato C032-

Nitratos (v. NITRATOS Y NITRATOS). Son sales del ácido nítrico y, por tanto, incluyen el radical N03. Los más conocidos son la nitratina y el salitre, que tienen respectivamente el mismo tipo estructural que la calcita y el aragonito

Boratos. M. que contienen el grupo B033-;p. ej., el bórax (Na2B407.1OH20)

Fosfatos (v.). Esta clase incluye los m. en cuya fórmula química figura el radical fosfató P043-. Los más importantes de esta clase son el apatito y la piromorfita

Sulfatos (v. SULFITOS Y SULFATOS). M. que contienen el radical sulfato 5042-. Pueden ser hidratados como el yeso (v.) y la epsomita, o anhidros como la anhidrita y la baritina (v.)

Tungstatos. Esta clase está formada por los pocos m. que poseen el radical W042-, como la scheelita (W04Ca). Silicatos. Constituyen la clase más importante por la variedad y abundancia de m. La unidad fundamental es un átomo de silicio unido a cuatro átomos de oxígeno dispuestos según los vértices de un tetraedro. Las diferentes formas de unión originan los diversos grupos de silicatos (v.)

Mineralogía determinativa. Es la ciencia y el arte o técnica de identificar los m. por sus propiedades físicas y químicas. La dificultad en la determinación depende de la especie m. de que se trate, y del ejemplar sobre el que realizamos la determinación: si es característico o no lo es, si está bien cristalizado, etc. El reconocimiento de un m. puede ser inmediato o exigir varios ensayos más o menos complicados. Para determinar un m. se parte de sus propiedades más aparentes como son forma cristalina, color, dureza, peso, etc.; si esto no basta es necesario recurrir a análisis más complicados y que necesitan un instrumental adecuado, como son el microscopio polarizante, el difractómetro de rayos X, etc

2. Minerales magmáticos. El magma (v.) es una masa fundida y caliente de silicatos que origina al solidificarse las rocas ígneas. Estos magmas se pueden observar en las regiones volcánicas, donde originan, p. ej., las coladas de basaltos (v.). Existen también muchos magmas que solidifican en el interior de la corteza terrestre y las rocas resultantes son distintas. Las rocas magmáticas se clasifican, según este criterio, en volcánicas o extrusivas y plutónicas o intrusivas

Composición del magma. Los elementos químicos que forman un magma son, por orden de importancia, oxígeno, silicio, aluminio, calcio, magnesio, hierro, sodio, potasio y titanio. En un magma fundido no existen aún m. Éstos se forman al solidificarse el líquido magmático, y en su formación influyen tanto la composición química del líquido como las circunstancias de la solidificación. Clarke y Washington calcularon la composición media de las rocas eruptivas, expresada en óxidos, y obtuvieron los siguientes resultados: sílice (Si02), 59,14%; alúmina (A1203), 15,34%; óxido férrico (Fe203), 3,80%; óxido ferroso (Fe0), 3,08%; óxido de magnesio (Mg0) 3,490,%; óxido de calcio (Ca0) 5,08%; óxido de sodio (Na20) 3,84%; óxido de potasio (K20) 3,13%; agua (H20) 1,15% y óxido de titanio (Ti02) 1,05%. Estas cifras no representan la composición de ninguna roca en particular sino que son cifras promediadas. Sin embargo, son interesantes porque los distintos componentes de una roca no varían al azar, sino que son interdependientes, ya que cada óxido entra en la composición de un m. en una proporción definida. Las relaciones de frecuencia de los óxidos que más comúnmente entran a formar parte de las rocas han sido investigadas y se ha llegado a resultados interesantes. En el caso de la sílice se halló que la curva de frecuencia presentaba dos puntos máximos que correspondían a una proporción de sílice de 52,5% y 73% respectivamente. Estas dos proporciones son precisamente las que presentan las rocas más abundantes, que son el basalto y el granito

Cristalización del magma. Otro factor importante en la formación de los m. que se originan por solidificación de magmas es el proceso de cristalización (v.) de los distintos componentes con la disminución de la temperatura

En la mezcla de silicatos fundidos, los átomos o iones tienen un grado de orden no muy diferente del que poseen al estado sólido, conservándose parte de la ordenación estructural en el líquido, debido a que los enlaces siliciooxígeno son mucho más fuertes que otros enlaces en la estructura de los silicatos; los aniones en la fusión son predominantemente tetraedros polimerizados silicio-oxígeno, en redes mono, bi o tridimensionales, similares a las de los m. silicatados pero más irregulares. La viscosidad elevada de la fusión de los silicatos se debe a este hecho, y permite relacionar una propiedad física de los líquidos magmáticos con su composición, ya que cuanto mayor es la proporción de sílice mayor es la viscosidad. La presencia de ciertos iones es importante, pues algunos de ellos son capaces de romper el enlace silicio-oxígeno, disminuyendo la viscosidad del líquido

La cristalización de los m. a partir del magma fundido viene regida por los principios de equilibrio heterogéneo, que expresan las condiciones bajo las cuales solamente se puede forman cierto m. o cierta asociación de m. La relación básica es la regla de las fases, que establece que en un sistema el número de fases más los grados de libertad es igual al número de componentes más dos. En este caso el número de fases es el número de m. que se han separado más el líquido, y los grados de libertad son la presión y la temperatura, que en general pueden variar ampliamente. En estas circunstancias, la regla de las fases se reduce a la regla mineralógica de las fases, debida a Goldschmidt, que expresa que el número máximo de m. procedentes de un magma es igual al número de componentes de éste. A partir de estos principios, se han realizado numerosos experimentos con mezclas artificiales de silicatos fundidos y se han contrastado los resultados con los obtenidos del estudio de las rocas y de los magmas naturales, y se ha visto que en la marcha de cristalización de un magma se han de tener en cuenta otros factores. Uno de ellos es que la separación de m. se realiza en una amplia variedad de composición, debido a que la mayoría de éstos no tienen composición fija, sino variable en un amplio intervalo. Bowen llegó a la conclusión de que la cristalización de un magma se caracteriza por reacciones de dos tipos: continua, en la cual los m. primeramente formados cambian ininterrumpidamente de composición por reacción con la masa fundida; y discontinua, por la cual la fase primeramente formada reacciona con la masa fundida para dar una nueva fase con estructura cristalina y composición diferentes. Según este criterio, clasificó los m. más frecuentes en las rocas eruptivas en dos series de reacción: la continua consta de los términos plagioclasa cálcica-plagioclasa sódica-feldespato potásico (v. FELDESPATos); y la discontinua consta de olivino-enstatita-hiperstena-augita-anfíboles-biotita-moscovita-feldespato potásicocuarzo. En estas series, los primeros términos son los quecristalizan primero y, por tanto, a temperatura más elevada. Con el enfriamiento del magma aparecen los otros términos de la serie

Composición mineralógica de las rocas ígneas. Es relativamente sencilla, pues existe un número reducido de grupos m. que se hallan presentes en cantidad. Los m. más abundantes se denominan esenciales y son siempre silicatos: cuarzo, feldespatos, feldespatoides, piroxenos, anfíboles, micas y olivino. Los m. menos comunes que aparecen con mayor frecuencia son la ilmenita, la magnetita (ambos son óxidos de hierro) y el apatito; se denominan m. accesorios. Desde un punto de vista descriptivo, los m. pueden clasificarse en leucocratos, de colores claros; y melanocratos, de colores oscuros. Esta clasificación es en realidad de carácter químico, ya que los m. de colores claros son los más ricos en sílice (cuarzo, feldespatos, feldespatoides, micas); y los oscuros, más ricos en hierro y magnesio (piroxenos, hornblenda, biotita y olivino)

No todos los m. de las rocas ígneas pueden aparecer simultáneamente en una misma roca, pues existen ciertas incompatibilidades entre m. P. ej., el cuarzo no aparece nunca con olivino o con feldespatoides, debido a que reacciona espontáneamente con ellos para dar nuevos m. según la ecuación:cuarzo+olivino --> piroxeno cuarzo +feldespatoide ---> feldespato Descripción de los grupos minerales más importantes. Formas minerales de la sílice. La sílice se presenta en la Naturaleza bajo cinco formas m. distintas: cuarzo, tridimita, cristobalita, ópalo y lechatelierita. De todas ellas el cuarzo (v.) es la más abundante; la tridimita y la cristobalita se hallan ampliamente distribuidas en las rocas volcánicas. La lechatelierita es vidrio de sílice y es muy rara. A la presión atmosférica, el cuarzo es la forma cristalina más estable, hasta los 867°, la tridimita entre 867° y 1.470°, y la cristobalita entre 1.470° y el punto de fusión

Grupo de los feldespatos (v.). Deben su importancia al hecho de ser los más comunes de todos los m. Su forma y propiedades guardan relación entre sí, pero se distinguen dos grupos: feldespatos de potasio y bario, monoclínicos, y feldespatos de sodio y calcio, triclínicos, que constituyen la serie de las plagioclasas

Feldespatoides. Aparecen en lugar de los feldespatos cuando el magma es pobre en silicio, siendo la proporción aluminio/silicio mayor que en aquéllos. Los m. más importantes del grupo son: leucita, nefelina y sodalita. Abundan en las rocas volcánicas

Grupo de los piroxenos. Tienen propiedades cristalográficas y físicas muy afines, aunque cristalizan en dos sistemas diferentes: rómbico y monoclínico. La composición de estos m. es muy variable debido a la posibilidad de sustitución iónica; existen dentro del grupo diversas series isomorfas

Grupo de los anfíboles. Como en el caso anterior, los m. de este grupo están estrechamente relacionados por sus propiedades físicas y cristalográficas, formando series isomorfas (v. 1) en las que puede efectuarse una amplia sustitución iónica. Se diferencian de los piroxenos porque la estructura básica está formada por dobles cadenas de tetraedros de sílice, mientras en el caso anterior estas cadenas son sencillas (v. SILICATOS)

Grupo del olivino. Son silicatos de metales bivalentes que cristalizan en el sistema rómbico. En las rocas sólo se hallan los de magnesio y hierro, que forman una serie isomorfa con sustitución completa, de modo que el hierro y el magnesio se sustituyen en todas proporciones; existe una variación continua de ciertas propiedades físicas, como la densidad

Grupo de las micas (v.). Presentan una exfoliación basal característica que responde a la estructura en hojas de estos m. Se distinguen dos tipos de micas diferentes: micas blancas, al que pertenece la moscovita; y micas negras, más abundantes, al que pertenece la biotita

3. Minerales sedimentarios. La mineralogía de las rocas sedimentarias se caracteriza por tres tipos distintos de materiales: m. detríticos, procedentes de la descomposición de otras rocas, ígneas, metamórficas o sedimentarias. Son mecánicamente transportados y depositados en el área de sedimentación. Los m. detríticos son generalmente los más resistentes a la descomposición química y mecánica. M. de neoformación, aquellos que se han formado al mismo tiempo que el sedimento, por precipitación de compuestos químicos en disolución. Estos m. indican las propiedades químicas del medio acuoso en que se realizó la sedimentación, pues la existencia en disolución de sales formadoras de m. depende de ciertas condiciones de acidez, oxidación y concentración del medio, características para cada m. que se deposita. Los m. arcillosos forman un grupo aparte, ya que se transforman fácilmente unos en otros, y aunque generalmente son de origen detrítico, se alteran durante el transporte, de modo que el m. que se sedimenta no es en general el mismo que ha sido arrancado de la roca por la erosión

Minerales detríticos. El más importante es el cuarzo (v.). componente principal de las areniscas y raro en las rocas formadas por carbonatos. El tamaño de los granos de cuarzo en la roca sedimentaria está determinado principalmente por el tamaño de los granos de cuarzo de la roca madre. En su interior pueden presentar inclusiones de otros m. que pueden servir de guía para determinar su origen

Feldespato (v.). A pesar de ser el m. más abundante en las rocas ígneas, en los sedimentos desempeña un papel subordinado al cuarzo, ya que éste resiste mejor la alteración química y mecánica durante el transporte. Deriva principalmente de rocas plutónicas de grano grueso. En menor grado deriva de rocas volcánicas. Los feldespatos ígneos incluyen las especies potásica y las calcosódicas. El feldespato de origen volcánico se caracteriza por su fina estructura zonal y en los sedimentos más recientes por su asociación con vidrio volcánico. El de origen metamórfico es más propenso a mostrar finas inclusiones, como epidota. La presencia de feldespato en un sedimento informa sobre la intensidad del proceso de descomposición que se regula por el clima (v. EROSIÓN v), y sobre el tiempo a través del cual tiene lugar la descomposición. Las regiones de fuerte relieve están sometidas a erosión rápida, de manera que el feldespato escapa a la descomposición y es llevado a la cuenca sedimentaria. Si el relieve es suave, la velocidad de transporte es lenta, y si además el clima resulta favorable (húmedo) el feldespato se descompone totalmente. La presencia o la ausencia de feldespato en un sedimento resulta, por tanto, del equilibrio entre la velocidad de descomposición y la de erosión (transporte)

Micas (v.). Forman parte de los sedimentos tanto como componentes detríticos como de neoformación. La biotita, por ser menos estable que la moscovita, abunda menos que ésta en los sedimentos, y se altera en clorita o glauconita. El hábito varía desde placas a hojuelas o tiras. La orientación de las hojuelas de mica, paralelamentea los planos de estratificación, puede realzar la fisibilidad de la roca

El grupo de los minerales pesados está formado por todos aquellos cuya densidad es mayor que la del bromoformo. Son útiles en la denominada correlación petrográfica, que se basa en el hecho de que la asociación de m. pesados es, en general, distinta a las asociaciones de los estratos subyacentes y suprayacentes. También pueden servir de guía para hallar el área fuente de un determinado sedimento. Son entre otros: turmalina, rutilo, ilmenita y circón

Entre los m. detríticos se cuentan además los óxidos de hierro y aluminio

Minerales de neoformación o de origen químico. Son principalmente los carbonatos m., sulfatos, cloruros, m. de sílice y silicatos. Los más importantes en cantidad son los carbonatos, pero los sulfatos y cloruros son muy importantes porque cuando se hallan en gran cantidad forman un grupo de rocas denominadas evaporitas. Estas rocas se forman a partir de aguas que contienen en disolución dichas sales que, al evaporarse el agua, se van concentrando y precipitando por orden creciente de solubilidad

Entre los carbonatos se cuentan:Calcita (v.), que se presenta bien cristalizada o en forma de agregado cristalino o microcristalino. La calcita, en ciertas areniscas, se presenta en forma detrítica o como cemento. Sin embargo, el detrito en su origen puede ser también de génesis química

Aragonito (v.). Es el componente principal de la concha de los moluscos y, por ser inestable, es sustituido por calcita. Es, por tanto, poco frecuente

Dolomita (v.). Está asociada íntimamente a la calcita en ciertas rocas calizas. En general es difícil distinguir entre estos dos m. El origen de la dolomita en los sedimentos no se conoce totalmente, pero se cree que se puede formar tanto por precipitación química como por sustitución, volumen a volumen, de la calcita

Siderita. No es frecuente entre los sedimentos y suele estar asociada a ciertos m. de hierro, especialmente silicatos. Debido a la facilidad con que se oxida el hierro que contiene, se destruye fácilmente en los afloramientos

Los sulfatos principales son el yeso (v.) y la anhidrita; ambas son sulfatos de calcio, pero el yeso contiene dos moléculas de agua en su fórmula química. Se presenta formando maclas, con aspecto sacaroideo, fibroso, etc. Cuando está muy compactado se denomina alabastro. Se halla en casi todos los yacimientos de sales (cloruros), ya que, por ser menos solubles que éstas, precipita en la fase inicial de concentración

Los cloruros son m. de composición química sencilla, incoloros o teñidos accidentalmente, de poca dureza. Se denominan también sales haloideas; las más importantes son la sal gema o halita, cloruro de sodio; la silvina, cloruro potásico; y la carnalita, cloruro de magnesio y potasio hidratado (v. SALES II)

La sílice que se halla en disolución en el agua, en pequeñísimas proporciones, puede originar al precipitar los m. cuarzo, calcedonia y ópalo. La calcedonia es una sílice fibrosa microscópica con algunas disposiciones atómicas del cuarzo. El ópalo se encuentra en muchas rocas calizas ricas en sílice

Los silicatos más importantes son algunos m. ferríferos de la arcilla, la glauconita y la chamoisita

Minerales arcillosos. Los m. de la arcilla son químicamente silicatos alumínicos hidratados, que contienen alcalinos, alcalinotérreos y hierro como metales principales

En cuanto a su estructura son filosilicatos (v. SILICATOS). Este tipo estructural es de gran importancia, por ser el más estable en las condiciones de la superficie terrestre. Los m. arcillosos se dividen en dos grupos principales: trioctaédricos y dioctaédricos. Los primeros están formados por la unidad denoininada "hoja de brucita" de composición Mg3(OH)6, en la cual el magnesio está rodeado de ocho grupos OH. La hoja de brucita puede superponerse a la unidad denominada "hoja de siloxano", de fórmula química Si205. Los distintos m. trioctaédricos derivan de diversas combinaciones entre estas dos unidades. Los m. dioctaédricos están formados por la unidad denominada "hoja de gibbsita" de fórmula química A12(OH)6, en la cual el aluminio está rodeado de seis grupos OH. Como en el caso de los trioctaédricos, la unidad de gibbsita se superpone con las "hojas de siloxano" dando lugar a varios m. En este esquema estructural es posible una amplia sustitución de unos iones por otros, la absorción de agua entre las capas de los m., etc

La característica más importante de los m. arcillosos es su gran capacidad de cambio y de adaptación a las exigencias del medio ambiente. Pueden ser de origen detrítico o de neoformación. Los de origen detrítico llegan a la cuenca sedimentaria más o menos alterados o transformados. Los de neoformación más importantes son: Caolinita, principal constituyente de los caolines. Se forma a partir de soluciones ácidas que contienen sílice en disolución. Illitas y cloritas indican sedimentación en un medio alcalino. Glauconita. Se forma a partir de m. preexistentes por crecimiento epitáxico o bien por transformación de micas. Actualmente se admite que la glauconita se forma únicamente en un medio marino

Attapulgita, sepiolita y montmorillonita. Son m. típicamente neoformados y característicos de los medios sedimentarios de carácter alcalino, en donde se desarrollan los carbonatos, fosfatos, etc

4. Minerales metamórficos. Metamorfismo. Es un conjunto de procesos que actúan por debajo de la zona de meteorización originando la cristalización de los componentes de las rocas. Este proceso se produce en las rocas como resultado de cambios en las condiciones de presión, temperatura y medio químico a que se hallan sometidas. Estos cambios afectan a la estabilidad de los m. que constituyen la roca, que tienden a transformarse y adoptar formas estables en las nuevas condiciones, hasta hallar un nuevo equilibrio. Las transformaciones en los m. pueden ser de muchos tipos y dependen fundamentalmente de tres factores: el calor, la presión y los fluidos químicamente activos que circulan por la roca. El calor es debido al aumento general de temperatura con la profundidad, y actúa en el sentido de favorecer la formación de m. estables a altas temperaturas. La presión puede ser de dos tipos: uniforme y orientada. La primera conduce a una disminución de volumen y, por tanto, favorece la formación de m. densos, según la ley de Becke: "los minerales reaccionan entre sí, bajo los efectos de la presión, para formar combinaciones de densidad mayor". Así, bajo presión suficiente se produce la reacción:

olivino+anortita -> granate;

siendo las densidades del olivino y la anortita 3,22 y 2,76 respectivamente, y la del granate 3,6-4,3. La presión dirigida produce estructuras paralelas o en bandas. Según que los m. sean o no estables frente a una presión dirigida, se clasifican en tensionales y antitensionales. La compatibilidad de un m. con la tensión está relacionada con el tipo de estructura y con la densidad de empaquetamiento iónico en el interior de la red. Los m. tensionales más importantes son: albita, epidota, anfíboles, piroxenos, cianita, clorita y estaurolita. La acción de los fluidos químicamente activos es un factor muy importante, pues permite una gran movilidad a los componentes de la roca que se hallan en disolución. Cuando se produce adición o sustracción de materia, el proceso se llama metasomatismo. Los principales fluidos químicamente activos son el agua y ciertos gases como el dióxido de carbono (COZ)

Composición química de los minerales metamórficos. Es muy variable, ya que por representar las rocas metamórficas el paso entre las rocas sedimentarias y las ígneas pueden contener elementos de cualquier tipo de roca. Sin embargo, a esta amplia diversidad de especies químicas no corresponde en general una mineralogía muy variada. Esto se debe a la estabilidad de algunos m. frente a amplias variaciones de las condiciones de presión, temperatura y composición química

Principales minerales metamórficos. Los caracteres de los silicatos más importantes en las rocas metamórficas se pueden tratar teniendo en cuenta su disposición estructural:Tectosilicatos. Los m. de este grupo más frecuentes en las rocas metamórficas son: cuarzo, albita, microclina y anortita. El cuarzo (v.) se encuentra en una gran variedad de condiciones, pudiéndose hallar a elevada y escasa presión los polimorfos de alta temperatura tridimita y cristobalita, más característicos de rocas volcánicas. La albita también se halla en una amplia gama de condiciones, pero con el aumento del grado de metamorfismo aumentan los términos más cálcicos de la serie de las plagioclasas (v. FELDESPATOS), más densos. La anortita puede encontrarse en las calizas metamórficas

Piroxenos y anfíboles. Son constituyentes frecuentes de las rocas metamórficas de grado avanzado. Su estabilidad se debe a la capacidad de sustitución iónica que presentan sus redes, adaptándose a condiciones químicas diferentes, y a su estructura densa favorecida por el incremento de presión. En general, los anfíboles se forman en unas condiciones más moderadas. Los piroxenos metamórficos más importantes son: enstatita, hiperstena, diópsido, hedembergita, augita y wollastonita; entre los anfíboles destacan la tremolita, la actinolita y la hornblenda

Filosilicatos. Son característicos m. metamórficos. Los m. arcillosos de las rocas sedimentarias tienen estructura en hojas y son susceptibles de cambio, pudiendo indicar de un modo preciso el grado de metamorfismo alcanzado. En las primeras etapas del metamorfismo la estructura es hojosa con un apilamiento desordenado. Con el aumento de la presión y la temperatura, aparecen m. de composición química y estructura más definidas. Los filosilicatos metamórficos más comunes son: talco, serpentina, cloritas, moscovita y biotita

Sorosilicatos. El más importante en las rocas metamórficas es la epidota. Este término engloba en realidad varios m. de fórmula general X2Y3Si30,2(OH), donde X representa calcio, e Y aluminio, hierro trivalente, magnesio o manganeso. La estructura de estos m. es de tipo mixto, conteniendo grupos Si207 y Si04. La zoisita y la clinozoisita se parecen por su composición a la anortita, pero tienen una mayor densidad. La epidota se presenta asociada en grandes masas de calizas y con minerales de hierro

Nesosilicatos. Son muy comunes en las rocas metamórficas. Poseen en general estructuras compactas y, por tanto, es de esperar que sean estables frente a presiones elevadas. Existen dos series de m. muy importantes: la de los granates y la de los silicatos alumínicos. La composición de los granates (v.) está influenciada por la de la roca. En los grados de metamorfismo más débiles sólo se halla la espessartita, y con el aumento de la presión y temperatura aparecen la almandina y el piropo. La grossularia aparece a menudo asociada a la calcita y wollastonita, y se origina por metamorfismo de calizas impuras. La andradita se origina por alteración de calizas en contacto con soluciones ferruginosas

Los silicatos alumínicos tienen fórmula Si05A12, y constan de tres polimorfos: cianita, sillimanita y andalucita. En la cianita los aluminios están rodeados de seis oxígenos, lo cual es un índice de presiones elevadas. La andalucita tiene los aluminios rodeados de cinco oxígenos, siendo el único caso en que se da esta circunstancia; es característica de rocas de metamorfismo térmico. La sillimanita es el silicato alumínico más difundido, pues es estable en un amplio intervalo de condiciones físicas

Carbonatos. La calcita y la dolomita forman la mayor parte de algunas rocas metamórficas. Cuando estos m. se hallan en presencia de sílice, y el metamorfismo adquiere cierto grado, se producen las siguientes reacciones: calcita+sílice -> wollastonita+dióxido de carbono

En el caso de la dolomita existen más posibilidades de reacción debido a la mayor complejidad de su fórmula química: en una primera etapa,dolomita+sílice --> talco+calcita+agua;en una segunda etapa, se obtiene tremolita en lugar de talco

Las asociaciones de minerales metamórficos. La asociación de m. que constituyen una roca refleja las condiciones físicas y químicas en que ésta se ha formado. Basándose en este criterio, es posible atribuir a cada asociación m. unas condiciones de formación características. El primero en estudiar estas cuestiones fue Eskola, y dio el nombre de facies mineral a cada una de estas asociaciones. Muchos m. se forman en condiciones tan variables que pueden aparecer en muchas facies distintas; otros, por el contrario, permiten averiguar con relativa exactitud las condiciones de formación, denominándose minerales críticos

Eskola reconoció ocho facies metamórficas: a) Facies de metamorfismo regional:Facies ceolítica. Representa un metamorfismo de muy bajo grado. Las ceolitas se hallan asociadas a varios m. Facies de pizarras verdes. Característica de presión elevada y temperatura moderada. Abundan los m. de color verde: clorita, epidota, actinolita. La asociación característica es: cuarzo-albita-epidota

Facies de pizarras glaucofánicas. Está limitada a los geosinclinales pospaleozoicos y representa presión y temperatura bastante elevadas

Facies anfibólica. Según el grado creciente de metamorfismo, se hallan las siguientes asociaciones m.: estaurolita-almandino; cianita-almandino-moscovita; sillimanitaalmandino-moscovita y sillimanita-almandino-ortosa

Facies granulita. Comprende rocas sometidas a un alto grado de metamorfismo regional. En ella no aparecen las micas. La asociación característica es cuarzo-cianitasillimanita-ortosa-piroxenos-granates

Facies eclogita. Se caracteriza por un tipo especial de piroxeno denominado onfacita, granate del tipo piropo y algunas veces cianita. La alta densidad de los componentes de la eclogita sugiere presiones de formación muy altas

b) En el metamorfismo de contacto tenemos:Facies de corneanas. Su desarrollo está favorecido por profundidades pequeñas y altas temperaturas. La asociación característica es cuarzo-andalucita-ortosa-cordierita

Facies de sanidinita. Característica de lavas basálticas que han alcanzado elevada temperatura, conduciendo al desarrollo de la mullita (silicato alumínico de alta temperatura) y sanidina (ortosa de los volcanes)

5. Minerales radiactivos. La principal fuente de m. radiactivos, económicamente beneficiables, son los óxidos y sales de uranio (v.). En los últimos años se han descrito una serie de m. de elementos radiactivos, pero su cantidad y las condiciones de yacimiento hacen que se deban considerar como etapas de transición, o bien como formaciones muy raras que se presentan extraordinariamente localizadas. A pesar de que el uranio no es un elemento raro de la corteza terrestre, al hallarse muy diseminado en rocas intrusivas, principalmente pegmatitas, son poquísimos los yacimientos explotables que de él se encuentran. Los m. de uranio más importantes son los óxidos anhidros o hidratados, que pueden reunirse en el grupo de la uraninita, y los fosfatos dobles del radical uranilo y de un catión divalente, que se reúnen en los grupos de la torbernita y de la metatorbernita

Minerales del grupo de la uraninita. Comprenden los óxidos de circonio, uranio y torio: baddeleyita (Zr02), uraninita (U02), y torianita (Th02), y una serie de productos de alteración de la uraninita, algunos de ellos no cristalinos, con un contenido de agua variable, brillantemente coloreados de naranja y amarillo, y con exfoliación perfecta según el plano basal, cuyos principales representantes son la gummita (U03.nH20) y la curita (2Pb0’5UO3-4H20). Estas últimas fórmulas son aproximadas, ya que la cantidad de plomo existente en estos m., en el supuesto de que todo él es radiogénico, da la edad de su formación con bastante aproximación. Por este método se calcula que los yacimientos de Joachimstal tienen 207 millones de años, los de Katanga 665, y los de Dakota del Sur 1.667

Uraninita. Cristales cúbicos en los yacimientos enclavados en pegmatitas; en los filones, presenta un aspecto informe y compacto, casi siempre fuertemente alterado por descomposición radiactiva. La estructura es de tipo fluorita (v. CRISTALOGRAFíA), al igual que la torianita, con el uranio o el torio en posición del calcio, y los oxígenos en la del flúor. La baddeleyita tiene el mismo tipo estructural ligeramente distorsionado. La uraninita presenta un color negro de pez a pardo o verde, y un brillo pardo en fracturas recientes, mate en general; ópticamente es isótropo y opaco. Se hallan ricos depósitos de uraninita en Zaire, en Canadá y en Checoslovaquia. Actualmente se han descubierto yacimientos uraníferos cerca de Ciudad Rodrigo, en Salamanca y en Cáceres

Minerales del grupo de la torbernita y de la metatorbernita. Responden aproximadamente a la fórmula siguiente:(P04)2(U02)2A - nH20 ; siendo A cobre, calcio, bario o magnesio. Ambos grupos poseen estructuras estrechamente relacionadas; contienen capas de tetraedros P04 junto con octaedros distorsionados en los que el uranio está en el centro, y en los vértices hay oxígenos pero de manera que dos de ellos están a distancia menor, independizando el grupo uranilo, U02. Estas capas están unidas por los cationes divalentes y por moléculas de agua, que poseen bastante movilidad, presentando analogías con las ceolitas hojosas. La diferencia entre los dos grupos estriba en la posición relativa de las capas, desplazadas una mitad de la arista fundamental en un grupo con respecto del otro

Torbernita,(P04)2(U02)2Cu - 8-121120Presenta un hábito formado por cristales tabulares gruesos o bien piramidal; los cristales son holoédricos tetragonales (v. CRISTALOGRAFÍA) con pocas facetas, pudiéndose presentar en agregados súbparalelos, foliados, micáceos o escamosos. La exfoliación es perfecta según el pinacoide básico, siendo las láminas muy frágiles. Presenta un color verde esmeralda a verde hierba; el brillo es diamantino, transparente o translúcido, presentando un hermoso aspecto. No produce fluorescencia a la luz ultravioleta. El color y el contenido en cobre es el principal carácter para diferenciar la torbernita de la autunita y de otros m. secundarios de uranio, con excepción de la metatorbernita y de la zeunerita, de fórmulaCu2(U02)2(AS04)2 - 8-121-120Es un m. secundario formado por la oxidación de la uraninita, especialmente en las venas que contienen también súlfidos de cobre. Se le halla abundantemente en Kaloso, Chinkolobwe y en todo el distrito de Katanga. Autunita,(P04)2(U02)2Ca - 10-121120

De propiedades morfológicas y físicas muy semejantes a las de la torbernita; presenta un color amarillo limón a verde amarillento o verde pálido. A la luz ultravioleta, es extraordinariamente fluorescente con color amarillo verdoso. Es difícil distinguir la autunita de muchos otros m. secundarios de uranio de color amarillo, a menos que se realicen ensayos químicos o se acuda a la difracción de los rayos X

V. t.:CRISTALOGRAFíA;ROCAS;MINERÍA;SEDIMENTOS.

M. FONT ALTABA

BIBL.: E. S. RANA-HURLBURT, manual de Mineralogía, 4 ed. Barcelona 1969; M. FONT ALTABA, Atlas de Mineralogía, Barcelona 1963; F. KLOCICMANN y P. RAMDORH, Tratado de Mineralogía, 2 ed. Barcelona 1961; Enciclopedia Salvat de las Ciencias, 7, Pamplona 1968; BERRY-MASON, Mineralogía, Madrid 1966; M. SAN MIGUEL DE LA CÁMARA y P. MARTÍNEZ STRONG, Estudio de los minerales petrográficos, Madrid 1945; F. A. WADE y R. B. MATTox, Elementos de Cristalografía y Mineralogía, Barcelona 1964; W. A. DEER, R. A. HOWIE y 1. ZUSSMAN, Rock forming minerals, Londres 1962