Minerales y Rocas

Minerales y Rocas

Minerales

Un mineral es un sólido natural que posee una determinada composición química, o una escala definida de composiciones químicas, y propiedades físicas igualmente determinadas.

El número de minerales conocidos sobrepasa los 2.000, citando algunos autores cifras superiores a los 4.000, debiéndose esta diferencia a que estas últimos aplican con menor rigor las características anteriormente aludidas.

Los minerales poseen generalmente una estructura interna organizada como consecuencia de un ordenamiento sistemático de sus átomos constitutivos, es decir, son cristalinos. Algunos sólidos naturales carecen de esta propiedad de ordenación y son amorfas (vidrios volcánicos, ámbar, geles, carbones, asfaltos). Muchas de estas substancias amorfas, que algunos autores denominan mineraloides, no constituyen en realidad especies estables definitivas, sino fases intermedias de reestructuración, cuyo estado final son minerales perfectamente cristalinos.

Rocas

Las rocas son agregados naturales formados por uno a más minerales y/o mineraloides. No se trata en cada roca de una agrupación casual de minerales, sino que tales agrupaciones responden a unas condiciones de formación que se manifiestan con frecuencia y en extensiones importantes en la estructura de la corteza terrestre.

Dentro del conjunto de minerales que forman una roca determinada se distinguen los minerales esenciales y accidentales. Los primeros son los que se presentan de una manera constante en la composición de la roca y la ausencia de uno de ellos hace que la combinación de minerales se clasifique como una roca diferente a la anterior. Un mineral petrogénico es accidental cuando su presencia en una roca no es precisa para la existencia de la mísma.

Las rocas no constituyen por sí mismas asiento de vida, es necesario que se produzca una alteración en ellas para que den origen a un suelo que sea soporte de seres vivos.

Estructura interna de los Minerales

El estado cristalino de los minerales se traduce por la anisotropía de la mayor parte de sus características; es decir, no se mantienen constantes sus propiedades físicas en todas las direcciones. Existen seis tipos de mallas o redes tridimensionales a la que se ajustan todas las posibles estructuras internas de los minerales cristalinos, dando origen a los conocidos sistemas de cristalización: regular, hexagonal, tetragonal, rómbico, monoclínico y triclínico.

La formación de los cristales es, pues, una ordenación de átomos o radicales que, sabemos por química, se mantienen unidos por una fuerza que, según su naturaleza, nos define cuatro tipos de enlace:

1. Iónico. Resultante de la atracción electrostática entre iones de cargas opuestas. Los cationes adquieren la configuración de un gas noble por medio de la pérdida de electrones, y los aniones por ganancia de éstos.
2. Covalente. Caracterizado por la integración de los orbitales de valencia compartiendo electrones.
3. Metálico. Asociaciones de iones positivos empaquetados estrechamente y penetrados por un continuo de electrones cargados negativamente.
4. De Van der Waals o enlace residual, muy débil y nacido de una distribución no uniforme de cargas.

Por conveniencia, en mineralogía se consideran iónicos a la mayoría de las estructuras internas, pero en realidad la unión es generalmente de carácter intermedio o mixto entre los varios tipos de enlace. Así, en sentido estricto, la sal común es iónica; el diamante, covalente; el cobre nativo, metálico; el grafito, en fin, dentro de cada hoja presenta enlaces covalentes mientras que entre hojas el enlace es de Van der Waals.

La formación de los cristales a partir de iones simples o de radicales más complejos se basa, entre otras, en las siguientes consideraciones descritas por Pauling:

• Alrededor de cada catión están dispuestos aniones que ocupan los vértices de un poliedro. Este poliedro se llama de coordinación y su naturaleza está determinada por la relación de radios iónicos. Cuando iones de cargas opuestas constituyen un cristal, los iones tienden, en efecto, a colocarse de la forma más compacta posible. Si imaginamos a estos iones como esferas de radio ra (radio del anión) y rc (radio del catión), se puede considerar que cada catión cae en el centro de un poliedro regular cuyas vértices están ocupados por un anión, de manera que la esfera del catión esté en contacto con las de todos los aniones situados en los vértices. El número de aniones, en el poliedro, es el número de coordinación del catión con relación a los aniones
• Naturalmente, la geometría del poliedro de coordinación depende de los tamaños relativos de los iones. Así, por ejemplo, para que el poliedro sea un cubo es preciso que rc/ra sea mayor de 0,732 porque, si el radio del catión fuera menor, esta esfera catiónica no podría ser tangente a todas las aniónicas. Poliedro de coordinación de forma cúbica

ln² = lm² + mn²
(1 + x)² = 1² +(2½)²
1 + x = 3½ = 1,732
x = 0,732

Por consideraciones geométricas similares podemos llegar al siguiente cuadro, no exhaustivo:

rc/ra	Coordinación Catiónica	Número de Coordinación
mayor de 0,155	3 aniones en los vértices de un triángulo	3
mayor de 0,225	4 aniones en los vértices de un tetraedro	4
mayor de 0,414	6 aniones en los vértices de un octaedro	6
mayor de 0,732	8 aniones en los vértices de un cubo	8
mayor de 1,0	12 aniones en los puntos medios de las aristas de un cubo	12

El oxígeno es el elemento más común en la corteza terrestre y su radio iónico es de 1,40 Å. El radical oxhidrilo, también muy abundante en los minerales, tiene radio iónico similar. Comparando este valor con los radios iónicos de los cationes más frecuentes en los minerales, aun teniendo en cuenta que el radio iónico de los elementos varía ligeramente con su coordinación, por deformación o polarización de la red de electrones al acoplarse a una cavidad mayor a menor, podemos deducir las posibles coordinaciones de los siguientes cationes:

Catión	Coordinación	Catión	Coordinación
Si+4	4	Fe+3	6
Al+3	4 a 6	Mn+2	6
Na+	6 a 8	Mn+4	4
K+	8 a 12	Zn+2	4 a 6
Mg+2	6	Ag+	6
Ca+2	6 a 8	Ag+2	6
Ba+2	8 a 12	Pb+2	6 a 10
Fe+2	6

Recordar estas posibles coordinaciones es fundamental para comprender la estructura de los minerales petrogénicos y, de manera precisa, los más abundantes de la corteza terrestre: los silicatos.

Terminamos este apartado con cuatro conceptos relacionados, también, con la estructura interna de los minerales:

1. Polimorfismo. Muchos cuerpos pueden tener una composición química idéntica y presentarse bajo formas cristalinas diferentes. De acuerdo con lo dicho anteriormente, su anisotropía será distinta en un caso que en otro, y, por tanto, forman minerales diferentes. Entre los ejemplos más corrientes tenemos:
2. Isomorfismo. Recíprocamente, muchos cuerpos son mineralógicamente próximos entre sí porque: cristalizan en el mismo sistema cristalizan simultáneamente tienen similares propiedades físicas y químicas. Estos cuerpos se denominan isomorfos y pueden tener todas las composiciones intermedias entre las de dos constituyentes puros, A y B, presentando propiedades que varían de una manera continua de un compuesto a otro. Los olivinos y las plagioclasas son ejemplos de lo anterior, según se verá en apartados posteriores.
3. Cristalización y criptocristalización. La estructura interna organizada de los minerales puede, en muchos casos y bajo circunstancias favorables, manifestarse por la adopción de una forma poliédrica apreciable a simple vista. En otros casos, nunca se manifiesta la estructura interna en forma macroscópica. Cuando esto último ocurre se dice que el mineral es criptocristalino o microcristalino. Algunos autores consideran minerales diferentes a aquéllos que, dentro del mismo sistema de cristalización y con composición química idéntica, son criptocristalinos o no. Otros, por el contrario, consideran a estos últimos como variedades criptocristalinas de los anteriores.
4. Pseudomorfísmo. Se dan casos en que una sustancia mineral que ocupa la forma cristalográfica que le es propia, es sustituida por otra que adopta aparentemente una forma que no le corresponde. Este fenómeno se denomina pseudomorfismo.

Propiedades mensurables de los Minerales

Cohesión

Es la resistencia que ofrecen todas las partículas de todo cuerpo, sólido o líquido, a variar la distancia entre ellas.

La cohesión en los líquidos y en los sólidos amorfos es igual en todas las direcciones, mientras que en los sólidos cristalinos presentan una marcada anisotropía.

La cohesión varía de unos minerales a otros haciendo que sus comportamientos frente a distintos tipos de esfuerzos sean diferentes.Así, se clasifican los minerales de acuerdo con su comportamiento en:

• Flexibles, cuando pueden deformarse sin rotura.
• Elásticos, cuando recobran su forma primitiva al cesar la causa deformante.
• Quebradizos, cuando poseen un límite de elasticidad bajo y por lo tanto son incapaces de sufrir deformaciones sin que se produzca rotura.
• Dúctiles, cuando son susceptibles de ser estirados en hilos delgados.
• Maleables, cuando permiten preparar láminas de fino espesor por aplastamiento.

Cuando la cohesión presenta diferencias considerables según las direcciones, no sólo el desmoronamiento por acción mecánica es mucho más fácil en unas que en otras, sino que, en la dirección perpendicular al mínimo de cohesión, la separación se efectúa según superficies planas, constituyendo los llamados planos de exfoliación.

Las direcciones de los planos de exfoliación guardan relación íntima con la forma cristalina del mineral. La perfección de la exfoliación es una propiedad característica y constante del mineral, distinguiéndose los siguientes grados de exfoliación: muy perfecta, perfecta, media (apreciable), e imperfecta.

A una exfoliación muy perfecta corresponden superficies muy planas de brillo nacarado o vítreo y se separan placas de escaso espesor, mientras que a una exfoliación imperfecta corresponden superficies irregulares, escalonadas a concoideas, carentes de brillo y únicamente se separan placas gruesas.

Si en un mineral la cohesión no presenta marcadas diferencias según las direcciones, o el esfuerzo que se aplica no es perpendicular a la dirección de cohesión mínima, al tratar de partirlo se producen superficies de fractura de diversa naturaleza, irregulares, en vez de los planos de exfoliación. Se distinguen diversos tipos de fractura según sea la superficie de rompimiento: concoide o en forma de concha; plana; ganchuda o con superficie cubierta de pequeños "ganchitos"; terrosa, con superficie rugosa y mate, y astillosa, cuando la superficie se encuentra cubierta de delgadas fibras rotas.

Dureza

Se llama dureza de un mineral a la mayor a menor resistencia que opone a ser rayado.

La dureza es una característica importante en la determinación de minerales, siendo constante en minerales idénticos. Puede medirse directamente con un aparato denominado esclerómetro, que consiste en una palanca de brazos iguales en uno de cuyas extremos va sujeto un estilete de acero o diamante sobre el que se colocan pesas. La placa de mineral se desliza horizontalmente por debajo del estilete y se va aumentando la carga sobre éste hasta que se produce una raya fina. El peso utilizado expresa la dureza. Más corrientemente se recurre a hacer una media comparativa, probando a rayar el mineral con una serie de minerales de creciente dureza que constituyen la llamada escala de dureza de Mohs.

La dureza de un mineral hay que determinarla sobre una superficie pulida del mísmo.

Los minerales de dureza 1 y 2 se rayan con la uña, la navaja raya a la fluorita y al apatito. El cuarzo y los minerales de mayor dureza rayan al vidrio con facilidad.

Propiedades ópticas

De todas las propiedades físicas, las ópticas son las más importantes para la determinación práctica de los minerales.

Su importancia teórica es también grande en la que respecta al estado cristalino.

El brillo de un mineral se presenta con la reflexión de la luz y depende de la naturaleza de su superficie, del valor del índice de refracción, de la absorción y de otras cualidades. Así, un mineral puede tener brillo metálico cuando es opaco y de gran absorción, brillo adamantino cuando es transparente y tiene el índice de refracción elevado, brillo vítreo cuando es transparente y su índice de refracción es medio, siendo este tipo de brillo el de la mayoría de los minerales, o brillo anacarado cuando se produce reflexión total en las finas capas de aire intercaladas entre las hojas de exfoliación.

El color natural de un cuerpo cualquiera depende de su capacidad de absorber o reflejar la luz de una u otra tonalidad. Esta capacidad puede ser alterada por la presencia de impurezas orgánicas o inorgánicas en los minerales, pudiéndose encontrar un mismo mineral con coloraciones diversas.

Aparte de la variación que introduce el factor antes mencionado, la apreciación de la coloración de un mineral depende del observador, de la naturaleza de la luz y de fenómenos de reflexión y difracción de la luz sobre la superficie, por lo que el tratar de determinar un mineral por su color es, frecuentemente, erróneo e inexacto. En este sentido, muchas veces es más constante el color del polvo del mineral que puede apreciarse por la raya obtenida al frotarla sobre una superficie áspera y más dura que él.

En los cristales anisótropos transparentes, la absorción es distinta según las direcciones, tanto en cualidad como en intensidad. En el caso de que la cualidad sea muy diferente, el color que veremos en las diversas direcciones no será el mísmo. Esta propiedad se denomina pleocroísmo y su observación es un medio excelente de distinguir entre sí algunos minerales petrográficos.

Otra propiedad de los minerales extraordinariamente importante es la birrefracción. Consiste en que, a través de ciertos cristales, se pueden ver dos imágenes distintas de un solo objeto, por desdoblamiento de la luz al cambiar de medio.

Propiedades térmicas

Existe una perfecta analogía con las propiedades ópticas, lo cual se comprende considerando la naturaleza de las radiaciones caloríficas. Los cristales se dividen en térmicamente isótropos y térmicamente anisótropos en los que la dilatación no es igual en todas las direcciones.

La conductividad térmica puede ser, en ocasiones, un medio eficaz en la determinación de minerales, ya que sus valores difieren bastante de unos a otras y es fácilmente apreciable al tacto.

Propiedades magnéticas y eléctricas

La propiedad de la atracción magnética activa se presenta en muy pocos minerales. Este magnetismo ha sido producido por inducción en el campo magnético terrestre. No obstante, el diferente comportamiento de los minerales situados en un campo magnético potente puede utilizarse en la separación y determinación de minerales.

En cuanto a su comportamiento eléctrico, hay cristales conductores, semiconductores y no conductores. En los minerales no conductores hay fenómenos en los cuales la energía de un excitante se transforma en electricidad, apareciendo zonas con carga positiva y otras con carga negativa. Entre estos fenómenos se dan la piroelectricidad, por calentamiento, y la piezoelectricidad, por presión unilateral.

Densidad

La densidad de un cuerpo es el cociente entre su peso y volumen. La densidad varía considerablemente de unos minerales a otros y, para medirla, se suelen utilizar uno de los métodos siguientes:

Aparato de Le Chatelier. Se pesa el cuerpo y, a continuación, se le introduce en un recipiente graduado lleno de agua, determinándose así su volumen.

Consiste en tomar un líquido de gran densidad e ir rebajando ésta mediante dilución hasta que el mineral queda sin caer y sin flotar superficialmente. En este momento se mide la densidad del líquido con un densímetro. Este método se utiliza corrientemente para medir la densidad de minerales no muy pesados. Se parte del bromoformo, de densidad 2,9 gr/cm³, y se va añadiendo benceno rebajando así la densidad.

De una manera más grosera puede estimarse la densidad tomando al peso la muestra de mineral, comparándola con otra de densidad conocida y volumen semejante.

Sabor

Esta propiedad sólo es apreciable en los escasos minerales solubles en agua. Es útil en la diferenciación de ciertas sales.

Origen de los Minerales y Rocas

Las substancias naturales que anteriormente se han definido pueden tener uno o varios de los siguientes orígenes:

1. Enfriamiento, separación y consolidación de un material fundido que denominamos magma.
2. Alteración de otro material preexistente a grandes presiones y/o a grandes temperaturas sin que exista cambio del estado primitivo.
3. Alteración de otro material preexistente en condiciones de presión y temperatura próximas a las de la superficie terrestre.

Los minerales formados por el primer sistema se denominan minerales magmáticos; los causados por el segundo fenómeno se conocen generalmente como minerales de metamorfismo. A aquéllos que tienen su origen en los fenómenos apuntados en último lugar, se les conoce como minerales de alteración.

Minerales petrogénicos más importantes

Del gran conjunto de minerales conocidos en la Naturaleza sólo un grupo reducido de unos cincuenta, los denominados petrogénicos o petrográficos, desempeñan un papel esencial en la formación de rocas. En el presente capítulo se incluyen, únicamente, los minerales comprendidos en este pequeño grupo, anotándose de cada uno de ellos la composición química, la estructura interna, alguna de sus características mensurables, el origen y, por fin, si su presencia en las rocas tiene carácter esencial o accidental.
Se utiliza un sistema de clasificación esencialmente químico aceptado por la mayor parte de los autores y que tiene la ventaja de su fácil desarrollo. Los diversos grupos de minerales se numeran en orden decreciente de su importancia petrogénica, separando para el estudio, a los silicatos, grupo de gran importancia petrogénica, del resto de los minerales asilicatados.

Silicatos

Estructura

Los silicatos son los componentes más importantes de las rocas y, por consiguiente, de la corteza terrestre, integrando el 95 por ciento de ésta. Es, además, el grupo de minerales más rico en especies.

Son silicatos todos los minerales en los cuales el silicio y el oxígeno se coordinan en estructura tetraédrica, formando los denominados tetraedros (SiO₄).

En general, los silicatos se caracterizan por no tener aspecto metálico y por su elevada dureza. Su división se establece en varios conjuntos atendiendo a su estructura que está determinada, en cada caso, por la forma de agrupación de los tetraedros (SiO₄). En cualquier tipo de silicatos, el silicio puede ser sustituido parcialmente por el aluminio (y en algunos casos, el boro), obteniéndose así los aluminosilicatos, minerales que se describen junto a los silicatos.

Por lo tanto, el grupo funcional de todos los silicatos puede expresarse así:

(Si_a-kAl_kOb)^-(2b+k-4a)

Clasificación

Grupo		Descrición	Grupo funcional	Geometría
Nesosilicatos		Tetraedros (SiO4) aislados o independientes unidos por puentes de cationes metálicos.	(SiO4)-4 (Si4-kAlkO16) -(16+k)
Ciclosilicatos		Tetraedros (SiO4) en anillos triples, cuádruples o séxtuples.	(Si6O18)-12 (Si6-kAlkO18)-(12+k)
Inosilicatos	Piroxenos	Tetraedros (SiO4) en cadenas sencillas.	(SiO3)-2 (Si4-kAlkO12)-(8+k)
	Anfíboles	Tetraedros (SiO4) en cadenas dobles.	(Si4O11)-6 (Si4-kAlkO11)-(6+k)
Filosilicatos		Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes planas.	(Si2O5)- (Si4-kAlkO10)-(4+k)
Tectosilicatos		Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes tridimensionales.	(SiO2) (Si4-kAlkO8)-k

Nesosilicatos

Introducción

Los nesosilicatos, caracterizados por su estructura de tetraedros aislados se dividen, a su vez, en:

1. Nesosilicatos verdaderos
2. Subnesosilicatos, donde existen, además, iones oxígenos no ligados al silicio 0, si se prefiere, poliedros aniónicos distintos de la coordinación tetraédrica.
3. Nesosilicatos-Sorosilicatos, donde existen, además de tetraedros aislados, pares de tetraedros unidos por el vértice (Si2O7)

Los minerales petrogénicos más importantes de cada uno de estos grupos se ven a continuación.

Nesosilicatos verdaderos

Olivino

También denominado Peridoto, es un silicato ferromagnesiano de fórmula SiO4(Fe,Mg)2. La proporción relativa de hierro y magnesio es variable formándose así una serie isomorfa continua de minerales que, genéricamente, se llaman Olivino, pero que cuando hay ausencia de hierro se conoce por Forsterita y cuando no hay magnesio se denomina Fayalita.

• Sistema de cristalización: rómbico.
• Dureza: de 6,5 a 7. Es un mineral frágil.
• Densidad: de 3,2 a 4,2 g/cm³ cm según su riqueza en hierro.
• Color: de verde oliva a verde amarillento (a veces parduzco por oxidación del hierro). En general se presenta en fragmentos pequeños, equidimensionales, de brillo vítreo, transparentes o traslúcidos.
• Exfoliación: imperfecta y poco visible, presentando fractura concoidea.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral esencial en una serie de rocas ígneas: Peridotita, Gabro olivínico, Dolerita olivínica y Basalto olivínico.

Granate

Los granates son minerales de composición química muy variable, definiéndose como silicatos dobles de fórmula genérica (SiO4)3D3T2 donde D es un catión divalente (calcio, hierro, magnesio, manganeso) y T uno trivalente (aluminio, hierro, cromo, titanio).

• Sistema de cristalización: regular.
• Dureza: de 6,5 a 7,5.
• Densidad: de 3,4 a 4,3 g/cm³.
• Color: variable; generalmente rojo, pardo, amarillo o verde, de transparente a opaco. Brillo vítreo y resinoso.
• Exfoliación: muy imperfecta, con fractura concoidea.
• Origen: fundamentalmente, de metamorfismo, aunque también puede tener origen magmático.
• Presencia: es un mineral accidental, muy común en rocas metamórficas y, menos, en rocas ígneas, presentándose en cristales equidimensionales, frecuentemente rombododecaedros. Las variedades más corrientes son Grosularia (Ca y Al), Almandina (Fe y Al) y Piropo (Mg y Al).

Circón

Silicato de zirconio, de fórmula SiO4Zr.

• Sistema de cristalización: tetragonal.
• Dureza: 7,5.
• Densidad: 4,6 g/cm³.
• Color: incoloro en estado puro, pero presenta tintes amarillos o parduzcos por impurezas de hierro. Brillo vítreo diamantino. La variedad roja es el verdadero Jacinto.
• Exfoliación: imperfecta y fractura concoidea.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia es mineral accidental en muchas rocas ígneas, aunque también aparece en metamórficas y en sedimentarias debido a su inalterabilidad. Se suele presentar en cristales equidimensionales, con aspecto de granate, formando, a veces, prismas tetragonales apuntados por dos pirámides.
• Es muy normal que exista en el circón una substitución isomórfica parcial por Torio o Uranio, lo cual le convierte en mineral radioactivo.

Subnesosilicatos

Silicatos de aluminio

Existen tres minerales petrogénicos, todos ellos con origen fundamental de metamorfismo, accidentales en este tipo de rocas y con la misma fórmula estequiométrica (SiO4)Al2O: Andalucita, Sillimanita y Distena.
Los tres poseen cadenas de octaedros de aluminio, (AlO6), unidas entre sí por tetraedros aislados de silicio (SiO4), pero se diferencian entre sí en que en la distena estas cadenas se unen, también, por octaedros (AlO6), en la Andalucita por grupos AlO5 y en la Sillimanita por tetraedros de aluminio, AlO4, con lo que este mineral es, en realidad, un aluminosilicato de aluminio.
Es decir, la escritura estructural de estos tres minerales puede significarse así:

Andalucita

• Sistema de cristalización: rómbico, presentándose siempre en cristales muy sencillos, prismas de sección cuadrada.
• Dureza: 7,5.
• Densidad: 3,1 a 3,2 g/cm³.
• Color: gris rojizo. Frecuentemente los cristales se recubren de muscovita formada por alteración de la andalucita. Raya blanca.
• Fractura: variable.
• Exfoliación: imperfecta.
• La andalucita tiene una variedad: la Quiastolita, que se presenta en prismas redondeados impregnados de sustancias carbonosas que ofrecen en sección transversal un núcleo oscuro con figura de cruz.

Distena o Cianita

• Sistema de cristalización: triclínico, presentándose en prismas alargados, rayados transversalmente y ligeramente ondulados en su superficie.
• Dureza: en dirección vertical, de 4 a 4,5, y en dirección transversal de 6 a 7 siendo esta anisotropía lo que le da el nombre de distena.
• Densidad: de 3,6 a 3,7 g/cm³.
• Color: generalmente azul de diferentes tonos en manchas irregulares. También blanco, rosa y otros colores.
• Exfoliación: perfecta, con brillo nacarado en los planos de exfoliación.

Sillimanita o Fibrolita

• Sistema de cristalización: rómbico, presentándose en agregados finamente fibrosos algo aplanados y redondeados, no formando nunca cristales aislados.
• Dureza: 6 a 7.
• Densidad: 3,2 g/cm³
• Color: gris amarillento, verde grisáceo y parduzco. Brillo: sedoso o nacarado.
• Exfoliación: perfecta.

Estaurolita

La estructura de la estaurolita puede concebirse intercalando entre los planos de una estructura de distena, láminas de Fe(OH)2. Su fórmula, pues, es ((SiO4)Al2O)2Fe(OH)2.
Se presenta corrientemente en cristales prismáticos, formando frecuentemente maclas de penetración en ángulo recto o en ángulo de 60º aproximadamente.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 7 a 7,5
• Densidad: 3,7 g/cm³
• Color: pardo rojizo o pardo negruzco, con brillo vítreo a mate y raya blanca.
• Exfoliación: media, dando normalmente fractura concoide.
• Origen fundamental: de metamorfismo.
• Presencia: es mineral accidental en rocas metamórficas.

Esfena

La Esfena o Titanita posee tetraedros independientes (SiO4) y octaedros de titanio (TiO6) unidos entre ellos por iones calcio. Su fórmula es (SiO4)TiCaO.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 5 a 5,5.
• Densidad: 3,5 g/cm³.
• Color: verde amarillento a pardo rojizo, con brillo resinoso intenso a adamantino.
• Exfoliación: media, con fractura concoide, siendo muy frágil.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral accidental en rocas ígneas y, a veces, en metamórficas, presentándose en cristales tabulares.

Nesosilicatos-Sorosilicatos

Epidota

La epidota o pistacita tiene tetraedros aislados (SiO4) y dobles tetraedros (Si2O7) que se unen con octaedros de aluminio, hierro y calcio rodeados por iones de oxígeno y oxhidrilo. Su fórmula es (SiO4)3(Al,Fe)3Ca2(OH).

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 6 a 7.
• Densidad: 3,3 a 5,5 g/cm³.
• Color: cristales de color verde, con brillo vítreo, que dan raya gris.
• Exfoliación: perfecta, con fractura concoide, desigual y astillosa.
• Origen fundamental: de metamorfismo.
• Presencia: es un mineral accidental en rocas metamórficas, que se presenta en cristales prismáticos o grupos radiados de cristales.

Ciclosilicatos

Principales minerales

Berilo

El berilo tiene como fórmula (Si₆O₁₈)Al₂Be₃ y su estructura responde a la de anillos de seis tetraedros Si-O unidos entre sí por tetraedros en el centro de los cuales hay iones de berilio o aluminio.

• Sistema de cristalización: hexagonal.
• Dureza: 7,5 a 8.
• Densidad: 2,6 a 2,8 g/cm³.
• Color: el berilo es incoloro aunque alguna de sus variedades coloreadas como la esmeralda (verde intenso) y el aguamarina (azul) constituyen piedras preciosas.
• Exfoliación: ninguna, fractura concoidea.
• Origen fundamental: aunque el origen fundamental es magmático y como tal es un mineral accidental en muchas rocas ígneas, el berilo y, concretamente, sus variedades preciosas, aparecen por metasomatismo en esquistos metamórficos y por metasomatosis en algunas rocas sedimentarias.

Turmalina

La turmalina, tiene una estructura similar a la del berilo pero bastante más complicada ya que el tamaño tan reducido del catión boro obliga a éste a una coordinación no tetraédríca sino triangular.

El grupo de la turmalina engloba a minerales con gran variación en su composición química, que forman una serie isomorfa con todos los términos de la transición. Se pueden referir a la fórmula aproximada:

(Si₆O₂₇B₃)(OH)₄Al₆Y₃Na

en la que Y puede ser, normalmente, magnesio, hierro o manganeso.

• Sistema de cristalización: hexagonal.
• Dureza: 7.
• Densidad: 3 a 3,5 g/cm³
• Color: transparente, en diversos grados, a opaco, con brillo vítreo. Las turmalinas férricas son negras y forman el mineral chorlo; las pobres en hierro o sin él son de color pardo, azul, verde, rojo o incoloras. No deja raya.
• Exfoliación: no tiene, presenta fractura concoidea.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral accidental en rocas ígneas, generalmente plutónicas, presentándose en forma de prismas alargados, esbeltos, de sección trigonal o hexagonal.

Inosilicatos

Piroxenos

La estructura general de los piroxenos está formada por cadenas simples de tetraedros Si-0. Cada uno de los oxígenos no puente está unido a otros cationes metálicos. Si éstos son de tamaño mediano (Mg²⁺, Fe²⁺) en coordinación 6 (octaédrica) y sí son de tamaño grande (Ca²⁺, Na⁺) en coordinación 8 (cúbica).

La fórmula general de los piroxenos es XY(SiO₃)₂. Si tanto X como Y son cationes de tamaño mediano, tenemos los Ortopiroxenos que cristalizan en el sistema rómbico. Si los cationes X son de tamaño mediano y los Y grandes, tenemos los Clinopiroxenos que cristalizan en el sistema monoclínico. Por lo general, esta cristalización es una forma de cristales cortos, prismáticos. Las excelentes exfoliaciones se intersecan en ángulos casi rectos.

Los piroxenos más comunes son la Augita y la Hiperstena.

Augita

La augita tiene como fórmula genérica (SiO₃)₂Ca(Mg,Fe). La proporción relativa de hierro y magnesio es variable formando así una serie isomorfa que va desde el Diópsido totalmente carente de hierro, hasta laHedenbergita carente de magnesio. También algo de silicio puede ser sustituido por el aluminio en coordinación tetraédrica.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 5,5 a 6.
• Densidad: 3,2 a 3,5 g/cm³.
• Color: variable según la proporción de hierro y magnesio, normalmente verdoso a negruzco. Raya gris verdosa. Brillo vítreo o mate.
• Exfoliación: de facilidad variable.
• Origen fundamental: magmátíco.
• Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas, sobre todo en las pobres en sílice, presentándose en general en cristales cortos, prismáticos, de ocho caras, corrientemente maclados y también en masas compactas y granos diseminados.

Hiperstena

La hiperstena tiene como fórmula genérica (SiO₃)(Mg,Fe). Análogamente a como ocurre en la augita, la proporción relativa de hierro y magnesio es variable, definiéndose una serie isomorfa que va desde laEnstatita, sin hierro, hasta la Ferrosilita, sin magnesio.

• Sistema de cristalización: rómbico.
• Dureza: 5 a 6.
• Densidad: 3,4 a 3,8 g/cm³.
• Color: negro a verde negruzco, a veces con reflejos cobrizos. Raya gris.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral esencial en la piroxenita y accidental en otras rocas básicas, sobre todo en medios pobres en calcio.

Anfíboles

Los anfíboles, al igual que los piroxenos, pueden ser: Ortoanfíboles, cristalizando en el sistema rómbico, yClinoanfíboles, con el sistema monoclínico de cristalización, porque, también como aquéllos, pueden poseer sólo cationes medianos en coordinación 6 o, además, cationes mayores en coordinación 8. Pero, en adición, la presencia de un gran hueco hexagonal en el centro del anillo de la doble cadena va a originar dos nuevas posiciones estructurales: un lugar aniónico monovalente a nivel de los vértices no puentes de los tetraedros, ocupado usualmente por OH-, y un lugar catiónico en coordinación décuple a duodécuple sólo capaz de ser ocupado por un ión monovalente de gran tamaño, que puede faltar. Es decir, la fórmula general de los anfíboles es:

WX₂Y₅(Z₄O₁₁)₂(OH)₂

donde Z es siempre Si en los silicatos, y Si y Al en los aluminosilicatos; Y, los cationes medianos en coordinación 6; X, los cationes que son medianos y de coordinación 6 en los Ortoanfíboles, y grandes en coordinación 8 en los Clinoanfíboles; W, el catión monovalente de gran tamaño cuando existe.

Los anfíboles forman cristales prismáticos, hexagonales y largos. Los planos de exfoliación se cortan en ángulos de 124º. Estas dos propiedades los distinguen bien de los piroxenos.

Los anfíboles más comunes son la actinota y la hornblenda.

Actinota

La actinota o actinolita es un anfíbol muy sencillo de fórmula Ca₂(Mg, Fe)₅(Si₄O₁₁)₂(OH)₂ con proporciones variables de hierro y de magnesio, que se conoce como tremolita cuando hay ausencia total de hierro.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 5,5 a 6.
• Densidad: 2,9 a 3,1 g/cm³.
• Color: casi blanco cuando hay poco hierro a verde brillante cuando abunda este elemento. Raya blanca.
• Exfoliación: perfecta.
• Origen fundamental: de metamorfismo.
• Presencia: es un mineral accidental, pero muy común, en rocas metamórficas presentándose en cristales prismáticos largos, aciculares, constituyendo en esta forma la actinota propiamente dicha.
• Variedades: Cuando se presenta en forma de fibras flexibles recibe el nombre de Amianto y si lo hace en forma de fibras rígidas constituye una variedad conocida con el nombre de Asbesto. En masas afieltradas informes y algo flexibles se denomina Cartón de montaña.

Hornblenda

La hornblenda tiene una fórmula genérica algo más complicada: NaCa₂(Mg,Fe)₄(Al,Fe)(Si₃AlO₁₁)₂(OH)₂
Se trata, pues, de un aluminosilicato en el que la substitución tetraédrica permite la presencia de un trívalente dentro de Y y de un catión de sodio en el gran hueco hexagonal.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 5 a 6.
• Densidad: 2,9 a 3,3 g/cm³.
• Color: negro verdoso a negro, dando raya verde o pardo grisácea. Generalmente brillo vítreo intenso.
• Exfoliación: perfecta.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas, presentándose en agregados finamente fibrosos o escamosos o en cristales laminares.

Filosilicatos

Introducción

El cuarto grupo de silicatos, los filosilicatos, recordemos que se caracterizaban porque los tetraedros Si-O se disponen formando redes planas.

Antes de repasar su grupo funcional y profundizar con más detalle sobre su estructura, es necesario resaltar la importancia, tanto petrogénica como edafológica que presentan muchos minerales incluidos en este grupo. Concretamente, un conjunto de ellos que, por sus características especiales, se los engloba bajo la denominación de minerales arcillosos o simplemente, arcillas.

Las arcillas se caracterizan por estar formadas por partículas muy finas, de forma aplanada y, por tanto, con una superficie especifica muy elevada. Ello implica, en mayor a menor grado, los siguientes caracteres específicos:

• plasticidad
• propiedades coloidales
• propiedades absorbentes con respecto al agua y a cationes
• comportamiento frente a calentamiento

Las arcillas son minerales de alteración y se forman a partir de otras minerales silicatados mediante un proceso de alteración química que estudia la edafología. Estas arcillas formadas pueden entrar en el ciclo sedimentarlo y, así, formar parte como minerales esenciales o accidentales en varias rocas sedimentarias.

Otros filosilicatos no son minerales arcillosos, tienen origen ígneo o metamórfico y entran en la composición de estos últimos grupos de rocas.

Estructura

Sabemos ya que en los filosilicatos, los tetraedros Si-0 forman redes planas, que, por ello, todos los oxígenos situados en dicha red están eléctricamente neutralizados al pertenecer a 2 tetraedros, y que su grupo funcional es:

(Si4O10)^IV-

O, de forma más general,

(Si_4-xAl_xO₁₀)^(4-x)-

Planteemos el problema desde otro punto de vista.

Supongamos una capa de iones oxígeno o/y (OH) agrupados de la forma que indica la figura 9. Naturalmente, los centros de estos iones están sobre líneas paralelas y los centros de tres esferas contiguas definen un triángulo equilátero.

A esta distribución la denominamos "capa compacta".

Si, partiendo de una capa compacta, retiramos una esfera sí y otra no de filas alternas, se obtiene ahora una distribución de la forma que indica la siguiente figura.

Cada cavidad está limitada por seis esferas y por ello a esta capa la vamos a denominar, "capa hexagonal"o "no compacta".

El apilamiento de dos capas compactas, como se indica en la siguiente figura, define agrupaciones de 6 esferas cuyos vértices forman un octaedro. Es la coordinación octaédrica o de 6 aniones que hemos visto anteriormente.

El apilamiento de una capa hexagonal y de una capa compacta, define una serie de agrupaciones de 4 esferas cuyos vértices forman un tetraedro. Es la coordinación tetraédrica o de 4 aniones.

En todos los filosilicatos, el silicio y el aluminio pueden ocupar los puestos de coordinación tetraédrica (léase entre una capa hexagonal y una capa compacta), y el aluminio, magnesio y hierro son los que normalmente ocupan los puestos de coordinación octaédrica. (Léase entre dos capas compactas).

En definitiva, los filosilicatos están formados por apilamientos de capas hexagonales y de capas compactas, presentando los principales grupos de minerales un número constante de estas capas cuyo conjunto se denomina "hoja". El espesor de dicha hoja es, por consiguiente, una de las características del mineral.

Las capas hexagonales están formadas por átomos de oxígeno; las capas compactas por O y (OH) o por (OH) exclusivamente. La estabilidad de la hoja queda asegurada por las cargas positivas de los iones alojados en las cavidades citadas.

También es preciso pensar que la substitución de un catión por otro podrá originar un desequilibrio de cargas y, así, veremos que algunos minerales tienen sus hojas intrínsecamente negativas.

De acuerdo con estas ideas, la malla de un filosilicato (el menor volumen que presenta todas las características del cristal eléctricamente neutro), será, por ejemplo y para un mineral típico, la caolinita, de acuerdo con las figuras y esquemas siguientes:

Capa	Átomos	Valencia
+	-
hexagonal	6 O		12
	4 Si	16
compacta	4O-2OH		8 + 2
	4 Al	12
compacta	6 OH		6

Esto forma una malla equilibrada como es la de otro mineral parecido, la serpentina, exactamente igual al anterior pero en el que cada elemento de las capas compactas en vez de pertenecer a 2 octaedros pertenece a 3, es decir: en la malla, entre las dos capas compactas existen 6 átomos de magnesio.

División

La división de los filosilicatos se basa en tres criterios:

1. iones que ocupan la coordinación octaédrica.
   • dioctaédricos: con iones trivalentes, generalmente aluminio
   • trioctaédricos: con iones divalentes, por ejemplo magnesio
2. la existencia, o no, de sustituciones en las coordinaciones tetraédricas o/y octaédricas y, en el caso de existencia de las mismas, la forma de compensación de este déficit de carga.
3. el espesor de las hojas y las fuerzas de ligazón entre las mismas.

Con respecto a espesor, se distinguen tres tipos distintos:

Tipo de 7Å (Te-Oc)

Hoja formada por tres capas, una hexagonal de 0 y dos compactas, una de 0 y (OH) y otra de (OH). Recordemos los dos ejemplos citados.

Caolinita	Serpentina
6 O	6 O
4 Si	4 Si
4O - 2OH	4O - 2OH
4 Al	6 Mg
6 OH	6 OH
Si4O10Al4(OH)8	Si4O10Mg6(OH)8

Tipo de 1OÅ (Te-Oc-Te)

Hoja formada por cuatro capas, 2 compactas de O y (OH) encerradas, a modo de bocadillo, entre dos capas hexagonales de 0.

Pirofillita	Muscovita
	K
6 O	6 O
4 Si	3Si - 1Al
4O - 2OH	4O - 2OH
4 Al	4 Al
4 Si	3Si - 1Al
6 O	6 O
	K
Si4O10Al2(OH)2	Si3AlO10Al2(OH)2K

Tipo de 14Å (Te-De-Te-Oc-Oc)

Hoja doble, una presenta la estructura anterior y otra (llamada hoja brucítica) está formada por dos capas compactas de (OH).

Clorita	6 O	3Si - 1Al	4O - 2OH	4 Al	4O - 2OH	3Si - 1Al	6 O	6 OH	4Mg - 4Al	6 OH

Por último y con respecto a la ligazón entre las hojas, apuntaremos las siguientes normas generales:

1. Cuando las hojas están ordenadamente apiladas (sistema monoclínico de cristalización), y no ha habido substitución o, si ésta ha tenido lugar, se encuentra compensada totalmente por cationes no hidratados incorporados a la red cristalina, la ligazón entre hojas llega a ser bastante fuerte. Si son minerales cuyo origen es magmático o metamórfico, la consistencia de las mismas es apreciable o alta: filosilicatos no arcillosos. Si son minerales cuyo origen es de alteración, tienen una consistencia terrosa o pulverulenta y se comportan como arcillas poco o nada expansibles cuyas propiedades coloidales y capacidad de absorber agua y cationes hidratados está limitada a la superficie de la partícula (perimicelar) y basada exclusivamente en el aparente déficit superficial de cargas. Si se trata de hojas Te-Oc-Te estas propiedades son algo más notables ya que la ligazón entre hojas se debe, exclusivamente, a fuerzas de cohesión.
2. Cuando ha existido substitución no compensada en su totalidad, y más aún si las hojas no están ordenadamente apiladas, los minerales resultantes tienen una ligazón entre hojas casi nula y tenemos las arcillas expansionables. Las no substituidas presentarán alguna ligazón mayor y no será muy elevada la posibilidad de adsorber cationes hidratados. Las substituidas no compensadas y desordenadas representan los ejemplos más notables de arcillas expansionables con gran adsorción perimicelar e intramicelar de agua y con capacidad para atraer a su superficie elevada cantidad de cationes hidratados.

Minerales más importantes

Familia de la caolinita

Características generales:

• Tipo 7Å (Te-Oc)
• Apilamiento ordenado de hojas

Caolinita

• Si₄O₁₀Al₄(OH)₂.
• Dioctaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica.
• Mineral arcilloso de color blanco o blanco grisáceo, terroso, untuoso con apegamiento a los labios. Su origen es de alteración y procede, generalmente, de la halloysita por reordenación interna. Es una de los componentes esenciales en varias rocas sedimentarias.

Serpentina

• Si₄O₁₀Mg₆(OH)₂.
• Trioctaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica.
• Mineral no arcilloso, verde veteado, a veces de estructura fibrosa, susceptible de pulimento y suave al tacto. Su origen fundamental es de metamorfismo, procedente del olivino, y es esencial en la roca serpentina metamórfica. Las variedades fibrosas se conocen también con el nombre de amianto o asbesto como ocurre con las de actinota.

Familia de las micas y de las arcillas micáceas

Características generales:

• Tipo lOÅ (Te-Oc-Te)
• Apilamiento ordenado de hojas.

Pirofillita

• Si₄O₁₀Al₂(OH)₂.
• Diactaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica.
• Mineral arcilloso de escasa importancia petrogénica y, únicamente, citado como representante típico de la familia. Su origen es de alteración y procede, generalmente, de algunas esmectitas por reordenación interna.

Talco

• Si₄O₁₀Mg₃(OH)₂.
• Triactaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica.
• Mineral arcilloso que se presenta en agregados compactos escamosos, de tacto suave y untuoso y coloraciones blanquecinas, amarillentas o verdosas. Algunas veces aparece en forma de cristales verdosos alargados. Su origen es de alteración de otros minerales presentes en rocas antiguas metamórficas.

Muscovita

• Si₃AlO₁₀Al₂(OH)₂K.
• Dioctaédríco, con substitución tetraédrica (un Si de cada 4, por Al) compensada por cationes de potasio alojados en las cavidades hexagonales.
• Mineral no arcilloso, de exfoliación muy perfecta en láminas flexibles y elásticas, incoloras o de colores claros y de brillo nacarado. Puede ser de origen magmático y de origen metamórfico. Es componente esencial de las micacitas y, muy frecuente, como accidental, en esquistos, pegmatitas, gneises, granitos e, incluso, en rocas sedimentarias.

Se conoce, también, con el nombre de mica blanca y de mica potásica aunque este segundo apelativo es muy poco afortunado.

Illita

De estructura idéntica a la muscovita pero en la que la substitución tetraédrica no ha sido totalmente compensada y su déficit intrínseco de carga es cubierto por iones hidratados adsorbidos, por ejemplo, H₃O⁺.

Es, pues, la versión arcillosa de la mica blanca y procede, muchas veces, de ésta en una primera fase de alteración química.

Biotita

• Si₃AlO₁₀(Mg,Fe)₃(OH)₂K.
• Trioctaédríco. La substitución en la capa tetraédrica es de aluminio mientras que, además, en la capa octaédrica parte del magnesio ha sido substituido por hierro ferroso.
• Esta mica negra es un mineral ferromagnesiano, no arcilloso, de origen magmático y de aspecto parecido a la muscovita sólo que de color pardo, verde o negro. Componente esencial de muchas rocas ígneas y metamórficas.

Vermiculita

De estructura similar a la biotita pero, generalmente, con substituciones más complejas y no totalmente compensadas. Tenemos aquí, pues, la versión arcillosa de la mica negra y procede de ella como primer producto de alteración.

Familia de las cloritas

Características generales:

• Tipo 14Å (Te-Oc-Te-Oc-Oc)
• Apilamiento ordenado de hojas.

Constituyen un grupo muy semejante a la familia anterior pero donde la substitución tetraédrica está compensada por la capa brucítica. Son relativamente frecuentes en rocas metamórficas como esquistos y pizarras. Las formas arcillosas son menos importantes pero, en cualquier caso, muy semejantes y relacionadas con las illitas.

Familia de la sepiolita

Los minerales de esta familia se caracterizan porque las capas tipo Te-Oc-Te no son indefinidas sino que forman bandas dispuestas alternativamente por encima y por debajo de una capa hexagonal de 0. La estructura presenta, en corte, el aspecto de un ladrillo hueco. A este grupo de minerales se le suele denominar "en capas discontinuas".

La Sepiolita es el mineral característico que está formado por una serie de bandas de "talco" de la forma anteriormente explicada. Es un silicato de magnesio hidratado, de apariencia amorfa, aunque su red es rómbica, que se presenta en masas nodulares o finamente terrosas, ligeras, porosas, con apegamiento a los labios y de tonos blancos, grises o amarillentos. Se conoce, también, con el nombre de espuma de mar.

Es un mineral de alteración, presente en algunas terrenos sedimentarios modernos cuya autigénesis está frecuentemente ligada a la del sílex y el ópalo.

Familia de las arcillas desordenadas

Características generales:

• Hojas desordenadas.
• Minerales alófanos.

Halloysitas

Este nombre genérico corresponde a todos los filosilicatos de tipo Te-Oc cuyas hojas no están ordenadamente apiladas. La importancia de estos minerales es esencialmente edáfica y se forman en el suelo por alteración hidrolítica de muchos silicatos cuando las condiciones del medio favorecen la aparición de estas arcillas con relación SiO₂/Al₂O₃ aún próxima a 2. La diagénesis de las halloysitas conduce a minerales ordenados de la familia de la caolinita.

Esmectitas

Análogamente se incluyen en este concepto todos los filosilicatos de tipo Te-Oc-Te desordenados. Su formación es, también, esencialmente edáfica y aparecen o por transformación de illitas y de vermiculitas o por alteración hidrolítica de muchos silicatos cuando las condiciones del medio favorecen la aparición de estas arcillas con relación SiO₂/Al₂O₃ muy superior a 2 (incluso 4). La diagénesis de las esmectitas conduce a minerales ordenados de la familia de las micas y arcillas micáceas. Una de las esmectitas más típicas es la montmorillonita, con silicio en coordinación tetraédrica, aluminio y magnesio en coordinación octaédrica en substitución no compensada cuya consecuencia total es que esta arcilla sea altamente hinchable con una muy elevada capacidad de adsorción de cationes hidratados.

Final

El problema de identificación de los minerales arcillosos es, normalmente, muy complicado, sobre todo en los suelos. Podría pensarse que la determinación de la relación SiO₂/Al₂O₃, sería una técnica válida, al menos para la distinción entre minerales Te-Oc y Te-Oc-Te. (En la caolinita esta relación es igual a 2, en la pirofillita vale 4, en otras arcillas es más variable según las substituciones que hayan tenido lugar).

Pero el resultado de estos análisis puede estar falseado si la muestra contiene impurezas de otros minerales, por lo que los análisis para la determinación de arcillas de mayor garantía son los análisis térmicos diferenciales, que determinan las temperaturas para las que las diferentes arcillas pierden el agua absorbida y el agua de constitución, o los análisis por difracción de rayos X.

Tectosilicatos

Introducción

La estructura que caracteriza a los tectosilicatos es un armazón tridimensional de tetraedros. Todos los vértices de los tetraedros son oxígenos puente o sea, que la carga negativa del armazón no existe si es sólo el silicio quien ocupa la coordinación tetraédrica, o es igual al número de iones trivalentes que ocupan esta coordinación. El equilibrio electrostático se mantiene por la presencia de igual número de cationes alcalinos o de la mitad de cationes alcalino-térreos ubicados en los huecos intersticiales al armazón, en coordinación, generalmente, de 8 a 10. Si no existe substitución alguna se tienen los minerales de sílice. Si existe una gran substitución de silicio por aluminio se presenta el grupo de los feldespatoides y, si esa substitución es escasa, el grupo de los feldespatos.

Minerales de Sílice

Cuarzo

El cuarzo es el principal mineral de fórmula SiO₂, anhídrido-silícico o bióxido de silicio, y cristaliza en el sistema hexagonal presentando variedades cristalizadas y variedades criptocristalinas.
Las variedades cristalizadas se presentan, muchas veces, en forma de prismas hexagonales apuntados por pirámides y sus características son:

• Dureza: 7.
• Densidad: 2,65 gr/cm³.
• Color: de acuerdo con el color se distinguen diferentes variedades dentro del cuarzo cristalizado, así, el cristal de roca es transparente e incolora; el cuarzo lechoso de colores claras, blanco a rosado, bastante frecuente; el cuarzo ahumado que presenta impurezas carbonosas y es de color negruzco; laamatista con óxidos de hierro muy dispersos, de color violeta, que es escasa; el falso topacio con alguna impureza arcillosa, de color amarillo y también escaso; el jacinto de compostela de color rojo, opaca, con óxidos de hierro y que se suele presentar en terrenos sedimentarlos asociado al yeso rojo y al aragonito; la venturina, iriscente, amarilla o amarilla rojiza con hojitas de mica u oligisto; el Ojo de gato, verdoso-parduzco, opalescente, con fibras de amianto, etc.
• Exfoliación: raras veces definida, con fractura concoidea.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: el cuarzo, en sus variedades más corrientes, es un mineral abundantísimo y esencial en muchas rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias.

Las variedades criptocristalinas son, fundamentalmente, la Calcedonia, que se presenta en forma de concreciones esferoidales de superficie arriñonada y a la que pertenecen el Ágata, el Ónice y la Carneola, y el Silex o Pedernal, siempre opaco y de fractura concoidea muy marcada.

• Dureza: 7 en el silex y de 6 a 6,5 en la calcedonia.
• Densidad: 2,6 gr/cm³ ,3 en el silex y 2,59 en la calcedonia.
• Color: muy variable; gris claro, amarillo, rojizo o negro en el silex; los mismos más azul, celeste, rosa, verde, rojizo y marrón en la calcedonia.
• Exfoliación: no tiene; fractura concoidea.
• Origen fundamental: de alteración.
• Presencia: siendo minerales accidentales, ambas variedades son frecuentes en terrenos sedimentarios modernos.

Ópalo

El ópalo es un andamiaje discontinuo de tetraedros SiO₄, con interposición de agua. Su fórmula es, pues, SiO₂·nH₂O y puede considerarse como amorfo.

• Dureza: de 5 a 6,5.
• Densidad: de 1,9 a 2,3 gr/cm³.
• Color: brillo vítreo, transparente o traslúcido. Según la coloración se distinguen variedades: ópalo noble, de color claro, rosado, azulado, gris o verdoso; ópalo de fuego, de color rojo; ópalo común, de color amarillento y frecuentemente opaco perteneciendo a esta variedad el ópalo leñoso que es el resultado de la fosilización de la madera, conservándose la estructura leñosa, y geiserita que son concreciones arriñonadas de ópalo que se forman en fuentes termales y tienen cierta semejanza con la calcedonia.
• Exfoliación: ninguna, fractura concoidea.
• Origen fundamental: de alteración.

Feldespatos

Los feldespatos son los silicatos más abundantes en la corteza terrestre. Caracteriza a este grupo el ser aluminosilicatos de metales alcalinos y alcalinotérreos con escasa substitución del silicio por el aluminio, ser esenciales en muchas rocas ígneas y en algunas sedimentarias y metamórficas, tener colores claros porque, al no poseer huecos de coordinación octaédrica, no puede asentarse el hierro, y poseer un origen fundamental magmático. En los feldespatos pueden distinguirse dos tipos estructurales:

1. Monoclínicos u ortoclasas, con cationes muy grandes, (K⁺, y Ba²⁺).
2. Triclínicos o plagioclasas, con cationes algo menores, (Na⁺ y Ca²⁺).

Ortosa

La ortoclasa más común es la ortosa, aluminosilícato potásico de fórmula (Si₃AlO₈)K.

• Sistema de cristalización: monoclínico.
• Dureza: 6.
• Densidad: 2,6 gr/cm³.
• Color: blanco, crema, rosado y gris. Raya blanca.
• Exfoliación: perfecta, con ángulo de 90º.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas: granitos, sienitas, pegmatitas, etc. Se presenta en cristales de forma columnar o prismática, siendo frecuente la macla de Karlsbad.

Las plagicalasas son conocidas, genéricamente, como feldespatos calco-sódicos y forman una serie isomorfa que varía desde la Albita: (Si₃O₈Al)Na, a la Anortita: (Si₂O₈Al₂)Ca, aunque en la práctica no existen realmente extremos puras sino que cada uno incluye hasta un 10 por ciento del otro, según la serie que se refleja en el siguiente cuadro donde, también se indica la densidad correspondiente.

Mineral	Proporción de		Densidad (gr/cm3)
	Anortita	Albita
Albita	< 10	> 90	2,61
Oligoclasa	10 - 33	67 - 90	2,65
Andesita	33 - 50	50 - 67	2,69
Labradorita	50 - 67	33 - 50	2,70
Bitownita	67 - 90	10 - 33	2,75
Anortita	> 90	< 10	2,77

• Sistema de cristalización: triclínico
• Dureza: de 6 a 6,5.
• Densidad: de 2,61 a 2,77 gr/cm³
• Color: blanco, rosado y gris.
• Exfoliación: perfecta, con ángulo de 86º.
• Origen fundamental: magmático.
• Presencia: son minerales esenciales en muchas rocas ígneas presentándose en forma de cristales prismáticos o laminares, formando frecuentemente maclas polisintéticas, lo que les da una estriación peculiar en la superficie de rotura, siendo siempre apreciables estas maclas en microscopio petrográfico.

Puede observarse que en la anortita la substitución de silicio por aluminio es mayor que en la albita. Esto quiere decir que, a igualdad de otras circunstancias, las plagioclasas cálcicas abundan más en los medios más pobres en sílice que las sódicas y que las ortoclasas.

Feldespatoides

Cuando tenemos un medio relativamente pobre en sílice y rico en alcalinos pueden formarse los minerales de este grupo que son fundamentalmente, dos: Nefelina,: (SiAlO₄)₄Na₃K, y Leucita: (Si₂AlO₆)K. La nefelina cristaliza en el sistema hexagonal y la leucita en el sistema tetragonal; ambas tienen de 5,5 a 6 de dureza, una densidad de 2,5 a 2,6 gr/cm³, coloración blanco grisácea, exfoliación imperfecta presentando fractura concoidea, y alta fragilidad. Su origen fundamental es magmático. Generalmente se presentan diseminadas en las rocas volcánicas, algunas veces la leucita aparece en cristales bien desarrollados en forma de icositetraedros y son componentes fundamentales de la fonolita y de la tefrita.

TOMADO DE:http://www2.montes.upm.es/Dptos/DptoSilvopascicultura/Edafologia/aplicaciones/GIMR/page.php?q=5130645e82a