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Mineralogía 2016
Clase 1
UNIDAD 1:
¿Qué información nos dan las rocas?
Pretendemos reconocer los minerales de los cuales las rocas están compuestas y el modo de
construcción de las rocas por sus componentes principales.
Para conocer el origen de las rocas:
En el caso de las magmatitas: ¿Qué tipo de magma corresponde a la roca ígnea, por ejemplo
qué composición tiene un magma y dónde se produce este tipo de magma? En zonas de
subducción en los cinturones orogénicos y arcos insulares por la fusión parcial de la placa de
corteza oceánica descendente.
En el caso de las rocas sedimentarias: ¿Cuál es la roca madre? Cuál es la área fuente de los
componentes, que constituyen la roca sedimentaria, por ejemplo de los clastos de un
conglomerado?
En el caso de las metamorfítas: ¿Cuál es la roca de partida? Por ejemplo la roca de partida de
una eclogita es una plutonita básica o volcánica sobre todo gabro o basalto.
La composición y textura de la roca puede indicar la temperatura y la presión, que dominaron
durante su formación, comparando estas propiedades con rocas y minerales hechos
artificialmente en el laboratorio.
¿Cuáles son las características del mineral y del cristal, cuáles son las diferencias entre ellos?
Un mineral es un conjunto (natural
formado) de elementos químicos.
Generalmente los elementos Si, Al, K, Na,
Fe, Ca, Mg, Cl, O, (entre otros) forman el
mineral. Los nombres de los minerales
dependen de su formula y de su
estructura
atómica.
Un conjunto de minerales se llama roca.
El nombre de la roca depende de su
génesis y del contenido en minerales.
Algunas rocas son monominerálico, es
decir principalmente contienen un
mineral (como la caliza la calcita.)
Mineral (por ejemplo: granate, cuarzo, calcita)
Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza rígida.
Definición de un mineral:
Son naturalmente formados.
Inorgánicos.
En general sólidos.
Poseen una composición química definida.
Materialmente homogéneos.
Cristalinos (con estructura atómica ordenada) o amorfos (sin estructura cristalina, por ejemplo
los vidrios naturales).
La mayoría de los minerales son cristales.

Mineral - compuesto natural inorgánico, de estructura cristalina, formado como
resultado de procesos geológicos.
DEFINICIÓN DE MINERAL (E. H. Nickel)
(Publicación aprobada por la Comisión de Nomenclatura Mineral y Minerales Nuevos de la
Asociación Mineralógica Internacional), 1995
En términos generales: Un mineral es un elemento o compuesto químico que normalmente es
cristalino y que se ha formado como resultado de procesos geológicos.
Esta declaración es suficiente para incluir la gran mayoría de substancias que son aceptadas
generalmente como minerales, pero hay algunas substancias que no cumplen completamente
estos requisitos y, por consiguiente, es necesario considerar donde debería trazarse la línea
divisoria entre mineral y no - mineral, y que excepciones a la definición general deberían
permitirse. El propósito de este documento está dedicado a un examen de estos aspectos.
Cristalinidad.
El término "cristalino", como se usa generalmente en mineralogía, significa orden atómico a una
escala que pueda producir un diagrama de difracción que se le pueda poner índices (índices
de Miller) cuando la sustancia es atravesada por una radiación con una longitud de onda
determinada (rayos X, electrones, neutrones, etc.).
No obstante, algunas substancias de origen natural son no cristalinas. Tales substancias
pueden dividirse en dos categorías: substancias amorfas que nunca han sido cristalinas y no
difractan los rayos X o los electrones y las metamícticas que fueron cristalinas en un tiempo,
pero cuya cristalinidad ha sido destruida por una radiación ionizante.
Algunos mineralogistas son reacios a aceptar las substancias amorfas como minerales a causa
de la dificultad para determinar si la sustancia es un verdadero compuesto químico o una mezcla
y la imposibilidad de que se la caracterice completamente; algunos prefieren llamar a tales
substancias "mineraloides". Sin embargo, algunas substancias amorfas (ej. georgeita,
calciouranoita) han sido aceptadas como minerales por la CNMMN.
Con las técnicas actuales es posible estudiar las fases amorfas con más efectividad que lo fueron
en el pasado. Los métodos espectroscópicos asociados a un análisis químico completo pueden
identificar a menudo una fase amorfa inequívocamente. De hecho, espectroscopias adecuadas
(ej. IR, NMR, Raman, EXAF5, Mossbauer) pueden revelar el entorno estructural tridimensional,
en un corto intervalo, de cada elemento (enlaces químicos). Por supuesto, sin la posibilidad de
obtener un análisis completo de la estructura del cristal, que puede dar las coordenadas y
naturaleza de los átomos, la necesidad de un análisis químico completo es más rigurosa con un
material amorfo que con una fase cristalina.
La base para aceptar como mineral una fase amorfa de origen natural podría ser:



Una serie de análisis químicos cuantitativos completos que sean suficientes para revelar
la composición química de todos los granos en la muestra.
Datos físico - químicos (normalmente espectroscópicos) que prueben que se trata de
una única fase.
Evidencia de que el material no puede producir un diagrama de difracción "indexable",
en estado natural y después de un tratamiento en estado sólido, mediante algún
proceso físico - químico (ej. calentamiento).
Las substancias metamícticas, si se han formado por procesos geológicos, son aceptadas como
minerales si puede establecerse, con razonable certeza, que la sustancia original (antes de la
metamictización) fue un mineral cristalino de la misma composición global. Evidencias para esto
incluye la restauración de la cristalinidad mediante el apropiado tratamiento térmico y la
compatibilidad del diagrama de difracción del producto calentado con la morfología externa (si
la hay) del cristal original (ej. fergusonita - Y).
Un caso especial de substancias no cristalinas de origen natural son aquellas que son líquidas en
condiciones ambientales. El agua, en su forma líquida, no se considera que sea un mineral, pero
su forma sólida, el hielo, si lo es. El mercurio, sin embargo, está reconocido como un mineral,
aun cuando no se encuentra en estado cristalino en la Tierra. El petróleo y sus manifestaciones
bituminosas no cristalinas, no son considerados como minerales.
Estabilidad en condiciones ambientales.
Muchos minerales se han formado bajo condiciones de alta temperatura y/o presión y son
metastables en condiciones ambientales; otros suelen tender a hidratarse o deshidratarse
cuando se apartan de su lugar de origen. Tales minerales suelen requerir procedimientos
especiales para prevenir su descomposición antes de completar la investigación. El uso de
procedimientos especiales en la investigación no debe impedir la aceptación de una sustancia
metastable o inestable como un mineral si puede ser caracterizada adecuadamente y si satisface
los otros criterios para ser mineral.
Substancias extra - terrestres.
Las substancias extraterrestres (meteoritos, rocas lunares, etc.) se han producido,
aparentemente, por procesos similares a los ocurridos en la Tierra y, por consiguiente, tales
procesos se denominan geológicos, aunque el término "geología" signifique originalmente el
estudio de las rocas de este planeta.
En consecuencia, los componentes de origen natural de las rocas extraterrestres y del polvo
cósmico son considerados como minerales (ej. el mineral lunar tranquilitita).
Substancias Antropogénicas.
Las substancias antropogénicas son aquellas producidas por el hombre, y no son consideradas
como minerales. Si tales substancias son idénticas a minerales, ellas pueden ser referidas como
"equivalentes sintéticos" de los minerales en cuestión.
Substancias Antropogénicas modificadas geológicamente.
En algunas ocasiones compuestos químicos formados por la acción de procesos geológicos sobre
substancias antropogénicas han sido aceptados como minerales (ej. los 'minerales' de Laurium
formados por la reacción del agua del mar con antiguas escorias metalúrgicas). No obstante, en
la época actual, en la que se fabrican tantos materiales, surge la posibilidad de que tales
substancias puedan ser colocadas en un ambiente geológico para dar productos de reacción que
pudieran cualificarse como nuevos minerales.
La CNMMN, por consiguiente, ha regulado que, en el futuro, los compuestos químicos formados
por la acción de procesos geológicos sobre substancias antropogénicas no pueden ser
considerados como minerales. Algunos compuestos químicos formados por la acción de
procesos geológicos sobre rocas o minerales que han sido expuestos a tales procesos por las
actividades del hombre (ej. minas a cielo abierto, escombreras, cortes de carretera, etc.) han
sido aceptados como minerales en el pasado y, si la exposición fue inadvertida, es decir, no
hecha con el propósito expreso de crear nuevos minerales, entonces tales productos pueden ser
aceptados como minerales.
Los compuestos químicos originados por el fuego en las minas son considerados como un caso
especial, ya que no siempre está claro si el hombre ha estado involucrado en la iniciación del
fuego, y tales substancias, por consiguiente, no son aceptadas como minerales.
Substancias Biogénicas.
Las substancias biogénicas son compuestos químicos producidos totalmente por procesos
biológicos sin un componente geológico (ej. cálculos renales, cristales de oxalato en tejidos de
plantas, conchas de moluscos marinos, etc.) y no son considerados como minerales. No
obstante, si los procesos geológicos estuvieron involucrados en la génesis del compuesto,
entonces el producto puede ser aceptado como mineral.
Ejemplos de minerales aceptables de esta clase son las substancias cristalizadas a partir de
materia orgánica en las pizarras negras o a partir del guano encontrado en las cuevas de
murciélagos, y los constituyentes de calizas o fosforitas procedentes de organismos marinos.
Definiciones útiles


Especie mineral: individuos minerales que se caracterizan por una estructura cristalina
determinada y por una composición química, que pertenecen a un rango de variaciones
continuas y que se encuentran en equilibrio bajo unas condiciones termodinámicas
determinadas.
Variedad mineral: conjunto que abarca las variaciones de composición y/o estructura
posibles dentro de una especie mineral y, por consiguiente, las modificaciones en las
propiedades químicas, en la morfología de los cristales, etc. de dicha especie.
Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la colaboración de
organismos por ejemplo azufre elemental, pirita y otros sulfuros pueden ser formados por
reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales forman parte de organismos
como por ejemplo calcita, aragonita y ópalo, se pueden formar esqueletos o conchas de
microorganismos e invertebrados y apatita, que es un componente esencial de huesos y dientes
de los vertebrados.
De todos los elementos conocidos de la corteza terrestre tan sólo ocho constituyen el 99% en
peso de ésta y casi el 100% de su volumen. Prácticamente todos los minerales formadores de
rocas o minerales petrogenéticos (generadores de rocas) son compuestos de oxígeno,
fundamentalmente silicatos alumínicos de (Fe, Mg, Ca, Na, K), óxidos y carbonatos. Los primeros
representan el 99% de los minerales de la corteza y el manto terrestres.
Existe otro tipo de minerales formados por elementos muy escasos en la corteza (algunas ppm
como valor medio) pero de gran interés económico (Cu, Pb, Hg, Au, Ag, Pt,...), estos minerales
son explotados en depósitos donde el elemento se haya concentrado.
Solución sólida mineral
La mayoría de los minerales no son sustancias puras, sino que presentan una composición
química variable. Esto es debido a las frecuentes sustituciones de determinados iones o grupos
iónicos que presentan parecido radio iónico (diferencias < 15%) y de carga eléctrica (p.e. Mg2+
por el Fe2+, en posiciones octaédricas, el Ca2+ por el Na+ en posiciones de orden 8 ó 10, o el Al3+
por el Si4+ en posiciones tetraédricas, etc.). En los últimos ejemplos para que se mantenga la
neutralidad eléctrica de la estructura deben tener lugar otras sustituciones adicionales. Como
resultado de estas sustituciones se producen las soluciones sólidas minerales en las que en una
estructura mineral aparecen dos o más elementos distintos con posibilidad de ocupar en
distintas proporciones una misma posición atómica.
Existen diferentes tipos de soluciones sólidas:
Solución sólida sustitucional
Se produce una sustitución de un elemento por otro en todo el intervalo de composiciones
posibles determinado por las composiciones de dos miembros extremos. Un buen ejemplo de
este tipo de soluciones sólidas es el que forma la serie isomorfa del olivino, (Mg,Fe) 2SiO4. En el
olivino, el Mg2+ puede ser reemplazado parcial o totalmente por el Fe2+ constituyendo una
solución sólida completa entre los dos términos extremos forsterita (Mg2SiO4) - fayalita
(Fe2SiO4).
Otro ejemplo es el que forman los carbonatos de la serie rodocrosita MnCO3 – siderita FeCO3.
Pero también existen las sustituciones aniónicas como por ejemplo la formada por la solución
sólida completa KCl-KBr, en la que los aniones Cl- y Br- se sustituyen entre ellos.
En muchos casos, en la sustitución no se mantiene la neutralidad al sustituirse cationes de
diferente valencia, lo que se corrige con otras sustituciones dando lugar a una sustitución
acoplada. El mejor ejemplo es el que constituye las plagioclasas, las cuales forman una solución
sólida acoplada entre los términos sódico o albita (NaAlSi3O8) y el cálcico o anortita (CaAl2Si2O8).
La sustitución final es
Na++Si4+ Ca2+Al3+,
lo que significa que por cada Ca2+ que reemplaza al Na+ un Si4+ debe ser reemplazado por un Al3+
para mantenerse la neutralidad.
Solución sólida intersticial
Se produce cuando los átomos o iones se localizan en los huecos estructurales de un cristal.
Algunos minerales poseen estructuras cristalinas con grandes huecos en los que se alojan iones
o moléculas, es el caso del Berilo (Be3Al2Si6O18) cuya estructura anular cuenta con grandes
canales hexagonales que son aprovechados por el K+, Rb+, Cs+, H2O, etc, para alojarse. Otro
ejemplo bien conocido es el que constituye el grupo de las zeolitas, éstas poseen un estructura
muy abierta formada por tetraedros de SiO4 y AlO4 donde quedan grandes huecos en los que
acostumbran a acomodarse moléculas de H2O débilmente unidas a la estructura.
Solución sólida con omisión
Tiene lugar cuando un catión de mayor carga reemplaza a dos o más cationes, compensando así
su carga. El mejor ejemplo lo constituye la pirrotina de fórmula Fe(1-x)S, en cuya estructura
aparecen vacantes en número variable por la ausencia de iones Fe2+ en alguna de las posiciones
octaédricas. Para compensar la deficiencia del Fe es posible que parte de éste esté en su estado
oxidado (Fe3+), de forma que
2Fe3++ 1vacante  3Fe2+,
manteniéndose así la neutralidad en la estructura.
Desmezcla mineral
La estabilidad de las soluciones sólidas viene condicionada en muchos casos por la temperatura,
sobre todo cuando el tamaño de los iones que se sustituyen es bastante diferente (> 15%). A
altas temperaturas en la estructura mineral los átomos vibran con más intensidad que a bajas
temperaturas por lo que las posiciones atómicas son mayores. Por ello, a altas temperaturas hay
más posibilidad de que entren en la estructura iones de mayor tamaño a sustituir a otros y los
minerales son homogéneos en estas condiciones.
¿Qué sucede cuando desciende la temperatura?
En la figura está representada en el eje horizontal la variación en la composición en porcentajes
moleculares de dos silicatos isoestructurales cuyos términos extremos son ASixOy y BSixOy y en
el eje vertical la temperatura. A una temperatura T2 la miscibilidad es completa, los átomos A y
B entran en la estructura aleatoriamente en cualquier posición atómica por lo que existe una
solución sólida completa. Al enfriarse el sistema se alcanza una temperatura T4, en estas
condiciones la estructura es mucho más rígida y los iones A+ y B+ deben ocupar posiciones
concretas de modo que el mineral al principio homogéneo se segrega en regiones ricas en A+ y
otras ricas en B+.
La composición del sistema es la misma dentro y fuera del campo de inmiscibilidad, es decir, en
el ejemplo la composición X1 (70% de B y 30% de A) indica la composición del mineral
homogéneo inicial y de la desmezcla mineral final. El hueco de miscibilidad es mayor cuanto
menor es la temperatura y la curva que lo delimita nos da la composición de las bandas que se
van formando conforme el enfriamiento se produce.
Podemos definir desmezcla como el proceso por el cual una solución sólida inicialmente
homogénea se separa en dos (o más) minerales diferentes sin ningún cambio en la composición
global del sistema. No obstante la difusión de los átomos dentro de la estructura es tanto más
lenta cuanto menor es la temperatura, si el enfriamiento es lento da tiempo a que se produzcan
buenas bandas de desmezcla, mientras que si éste es rápido esto no sucede. Un buen ejemplo
de desmezcla se produce en la solución sólida de los feldespatos alcalinos (Na-K), en ellos se
desarrollan unas finas láminas de Na dentro de un feldespato rico en K denominadas pertitas .
Cristal
Los cristales muchas veces se reconocen por su belleza y simetría.
Los cristales cumplen algunas propiedades: pueden ser formados naturalmente o son cultivados
artificialmente. Inorgánicos u orgánicos, por ejemplo Vitamina B12. En general sólidos.
Materialmente homogéneo.
Los cristales tienen una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos.
Los cristales naturales poseen grados de simetría característicos los que son consecuencia del
arreglo interno de los átomos que los forman.
Los cristales son isotrópicos o anisotrópicos.
Los cristales isotrópicos tienen las mismas propiedades físicas en todas las direcciones -los
cristales los cuales pertenecen al sistema cúbico son los isotrópicos, por ejemplo halita, pirita.
Los cristales anisotrópicos tienen propiedades físicas que son diferentes en distintas direcciones,
por ejemplo cordierita, biotita, cuarzo. Cianita o distena respectivamente tiene en su extensión
longitudinal una dureza de 4,5 a 5 según la escala de Mohs y una dureza más alta de 6,5 a 7 en
su extensión lateral.
Relación entre la forma externa de los minerales / cristales y su red cristalina
En algunas rocas, especialmente en las rocas cristalinas - como las plutonitas y las metamorfitas
- los minerales presentan caras de cristales las cuales son superficies lisas limitadas por ángulos
determinados. Estos planos lisos a menudo corresponden con planos de su red cristalina y por
lo tanto reflejan la estructura cristalina del cristal.
En una micacita de mica y granate por ejemplo los granates a menudo cristalizan en su forma
propia, dice que todos los planos externos de los granates corresponden con planos de su red
cristalina: los granates son idiomorfos.
En un granito o una granodiorita por ejemplo se observan plagioclasas y feldespatos alcalinos
limitados por algunos planos del cristal y por algunos planos de forma irregular: las plagioclasas
y los feldespatos alcalinos de los granitos son 'hipidiomorfos'.
En otras rocas por ejemplo en las areniscas los minerales no presentan caras de cristales pero sí
formas de fragmentos o clastos.
Estructura atómica de los minerales / cristales
Cada mineral y cada cristal tiene una composición constante de elementos en proporciones
definidas.
Por ejemplo el diamante se constituye solo de un único elemento: el carbono C
La sal de mesa común, el mineral halita se compone de dos elementos: sodio y cloro, en
cantidades iguales: NaCl. El símbolo de la halita 'NaCl' indica que cada ion de sodio está
acompañado por un ion de cloro.
El mineral pirita, también llamado oro de los tontos se compone de dos elementos: hierro y
azufre, pero este mineral contiene dos iones de S por cada ion de Fe. Esta relación se expresa
por el símbolo FeS2. El cristal tiene una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos.
Cada cristal tiene una forma cristalina y característica producida por su estructura cristalina.
Definiciones
Homogéneo
Los minerales / cristales tienen las mismas propiedades físicas en paralelas direcciones y tienen
una composición química definida y uniforme.
Cristalino
Los diferentes componentes químicos se encuentran en lugares definidos y se ordenan
regularmente, formando un cristal con estructura atómica regular o con arreglo atómico
ordenado.
Amorfo
Sin estructura cristalina; los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de gel (ópalo) son
cuerpos amorfos.
Isotrópico
Tienen las mismas propiedades en todas sus direcciones; los cristales cúbicos y los vidrios
volcánicos son isotrópicos, por ejemplo granate.
Anisotrópico
Los cristales tienen distintas propiedades físicas en diferentes direcciones; todos los cristales
excepto los cristales cúbicos son anisotrópicos, por ejemplo cuarzo, calcita.
Por ejemplo la dureza de la distena es una característica física que difiere en distintas
direcciones. Se puede rayarla en dirección longitudinal (dureza = 4,5 - 5) más fácilmente que en
su dirección transversal (dureza = 6,5 - 7).
PROPIEDADES DE LOS MINERALES
Las propiedades minerales que se pueden reconocer por una simple observación o mediante
pruebas sencillas son las siguientes:
FORMA
Es el desarrollo de caras cristalográficas de un mineral. Cuando un cristal está bien cristalizado
su forma externa está caracterizada por un conjunto de caras formando un determinado
poliedro, que es característico de cada especie mineral y, por lo tanto, un criterio para su
identificación. Ej. cubos en pirita y galena, prismas de base hexagonal en aragonito, romboedros
en calcita. Sin embargo, es relativamente frecuente que los minerales no desarrollen buenas
caras (influye intensamente las condiciones de crecimiento del mineral). En este caso los
cristales se denominan alotriomorfos o anhedrales.
HÁBITO
El hábito es el desarrollo relativo del conjunto de caras de un cristal y se aplica
tanto a cristales individuales como a agregados cristalinos. Depende de las condiciones
de crecimiento del mineral. Algunos de los términos utilizados son los siguientes:
a) Cristales individuales.
• Acicular. Cristales alargados como agujas.
• Tabular. Cristales como tablones.
• Capilar o filiforme o fibroso. Cristales como cabellos o fibras.
• Hojoso o laminar. Cristales aplastados como hojas.
b) Agregados cristalinos
• Masivo. No se distinguen cristales.
• Granular. Agregados de cristales alotriomorfos o granos.
• Dendrítico. Arborescencia en ramas divergentes y delgadas.
• Globular. Individuos radiales que forman grupos esféricos o semiesféricos.
• Botroidal. Cuando las formas globulares se agrupan como formando racimos.
• Fibroso-radiado. Cuando los cristales individuales son fibras y se agrupan de forma radial. Un
mismo mineral puede presentar varios hábitos dependiendo de las condiciones de crecimiento.
Ej. la calcita puede formar romboedros, pero también aparece como masivo o estalactítico, etc.
COLOR
La causa del color en los minerales es variada, aunque lo más frecuente es que
sea debido a la presencia de elementos llamados cromóforos, tales como Fe, Cr, Cu, Co,
etc. El color constituye una propiedad importante para la determinación mineral. Ej. calcopirita,
amarillo; galena, gris; malaquita, verde; de la azurita, azul. Hay muchos minerales que pueden
presentan diferentes colores. Ej. el cuarzo (rosa, blanco, incoloro, ahumado), el berilo (verde,
azul, etc) o la fluorita (morado, verde). Hay que tener en cuenta que en muchas ocasiones las
superficies minerales están alteradas y no presentan el color original del mineral, sino de la
pátina de alteración.
RAYA
La palabra raya es en este caso sinónimo de “color de la raya” y se refiere al color del mineral
pulverizado. Su determinación se hace rayando con el mineral en una placa blanca de porcelana
vitrificada sin barnizar y observando el color de esa raya. La raya intensa y de colores definidos
es propia de minerales metálicos como por ejemplo sulfuros, mientras que la de los minerales
no metálicos, como los silicatos o carbonatos, es siempre blanca o de colores muy claros.
BRILLO
El brillo es el aspecto que presenta la superficie de un mineral cuando la luz incide sobre él. El
brillo puede ser metálico, submetálico y no metálico. El brillo metálico es propio de minerales
opacos, con índice de refracción inferior a 3, como por ejemplo pirita, calcopirita, galena, oro o
plata. El brillo no metálico es propio de minerales transparentes con índice de refracción inferior
a 2.6 y comprende distintos subtipos: a) brillo adamantino, intenso, p.ej. diamante, b) brillo
vítreo, que recuerda al vidrio, p.ej. cuarzo; c) brillo resinoso; d) brillo nacarado; e) brillo graso; f)
sedoso, etc.
PESO ESPECÍFICO O DENSIDAD RELATIVA
El peso específico (G) o densidad relativa de un mineral es la relación entre su peso y el peso de
un volumen igual de agua a 4ºC. Por ejemplo, si un mineral tiene peso específico igual a 2, ello
significa que una muestra determinada de dicho mineral pesa 2 veces lo que pesaría un volumen
igual de agua. El peso específico de un mineral de composición determinada es constante y por
tanto muy útil para su identificación. En el reconocimiento de “visu” no se hace una
determinación del peso específico del mineral, pero es posible hacer una estimación de su
densidad relativa. P. ej. los sulfuros suelen tener una densidad relativa alta, mientras que en los
filosilicatos es muy baja. Esto hace que la sepiolita nos parezca extremadamente ligera en
comparación con la pirita cuando sostenemos ambas en las manos.
DUREZA
La dureza (H) se define como la resistencia de un mineral a ser rayado. Su valor relativo se calcula
comparando con otros minerales de dureza conocida, recogidos en una escala denominada
escala de Mohs.
Escala de Mohs
1 Talco 6 Ortosa
2 Yeso 7 Cuarzo
3 Calcita 8 Topacio
4 Fluorita 9 Corindón
5 Apatito 10 Diamante
Para establecer la dureza de un mineral con cierta aproximación se pueden aplicar las siguientes
reglas sencillas:
- Un mineral tiene dureza 1 si tizna el papel o si es rayado por la uña (la uña tiene dureza
aproximadamente igual a 2).
- Un mineral tiene dureza inferior a 5 si es rayado por la navaja (H ~ 5) o por un vidrio de ventana
(H ~ 5.5).
- Un mineral tiene dureza mayor que 6 si raya al vidrio.
- Un mineral tiene dureza mayor que 7 si raya al cuarzo.
Hay que tener en cuenta que hay minerales que presentan diferente dureza según la dirección,
p.ej. la calcita tiene dureza 3, excepto según {0001}, en la que es inferior a 2; o según la variedad,
p.ej. el hematites posee dureza 6,5 para su variedad metálica bien cristalizada (oligisto) y dureza
baja (1.5) para ejemplares terrosos (ocres rojos).
EXFOLIACIÓN
La exfoliación es la rotura del mineral paralelamente a determinados planos cristalográficos y
está relacionada con la estructura interna del cristal. Así por ejemplo, las micas que tienen una
estructura en capas con enlaces débiles entre ellas, presentan exfoliación perfecta en estas
direcciones. La exfoliación, cuando está presente en un mineral, se puede describir en función
de: a) su calidad: perfecta, buena, imperfecta, y b) de los planos cristalográficos: cúbica (001),
octaédrica (111), prismática (110), etc.
FRACTURA
Se entiende por fractura de un mineral a la rotura aleatoria, sin ninguna relación con la
estructura interna del mismo, a diferencia de la exfoliación. El aspecto de la superficie de rotura
puede ser característico en algunos minerales. Se distingue:
a) Fractura concoidal: superficies de rotura curvas como la cara interna de una concha (de ahí el
nombre). Ej. sílex, calcedonia.
b) Fractura fibrosa: cuando el mineral se rompe con entrantes y salientes puntiagudos, como
una astilla.
c) Fractura irregular: la más común y la que sucede según superficies irregulares.
MAGNETISMO
Se dice que un mineral es magnético cuando tiene la capacidad de ser atraído por un imán. La
magnetita y la pirrotina son los únicos minerales corrientes que se pueden considerar
magnéticos.
Propiedades ópticas
FORMA
Hace referencia al desarrollo de caras cristalinas. Los cristales bajo microscopio pueden ser:
- Idiomorfos (euhedrales): con límites rectilíneos que corresponden a caras del cristal.
- Subidiomorfos (subeuhedrales): tienen algunos límites rectilíneos y otros curvos no asimilables
a una cara cristalina recta definida.
- Alotriomorfos (anhedrales): carecen de límites rectilíneos rectos.
HÁBITO
Hace referencia a la morfología de los cristales. Puede ser aciculares, fibrosos, prismáticos,
tabulares, laminares, etc…
COLOR y PLEOCROISMO
Algunos minerales son incoloros en el microscopio o pueden tener un color determinado (pardo,
rojo, azul, verde, etc…).
El pleocroismo se refiere a la variación de color en función de la orientación del cristal respecto
a la incidencia de la luz. Un cristal tendrá pleocroismo cuando al girar la platina, el cristal cambia
de color o de intensidad en su color.
EXFOLIACIÓN
Algunos minerales se fragmentan o exfolian a partir de unos planos determinados definidos por
su estructura. En el microscopio se muestran como un sistema de finas líneas negras rectas y
paralelas. Según los minerales pueden aparecer uno o varios sistemas de líneas de exfoliación.
Ejemplo de líneas de exfoliación bajo microscopio óptico de luz transmitida: 1 y 2.- Dos familias
de líneas de exfoliación que se cortan a 90º en piroxenos; 3.- Dos familias de líneas de exfoliación
que se cortan a aproximadamente 120º en anfíbol.
RELIEVE
Representa el hecho de que un grano mineral destaque con mayor o menor intensidad en el
campo del microscopio. Cuanto mayor es el relieve, el borde del mineral se observa de forma
más nítida.
BIRREFRINGENCIA
Los minerales pueden tener uno, dos o tres índices de refracción (relación entre la velocidad de
la luz en el aire y su velocidad en el medio, en este caso, en el interior del cristal). Los minerales
que tienen más de un índice de refracción poseen la cualidad de la doble refracción. La
birrefringencia es la medida cuantitativa de la doble refracción; se define como el cociente entre
el índice de refracción máximo y mínimo de un mineral. Cuando un haz de luz polarizada penetra
en el interior de un cristal, se descompone en dos rayos que vibran en dos planos
perpendiculares entre sí y con velocidades distintas. A la salida del cristal, los rayos luminosos
interfieren entre sí y si los observamos con nícoles cruzados muestras sus colores de
interferencia (color que presenta un cristal anisótropo entre polarizadores cruzados como
consecuencia de la interferencia y transmisión por el analizador de las dos ondas luminosas en
que divide el cristal a la onda incidente). Estos dependen de: 1.- la birrefringencia en la sección
del cristal; 2.- el espesor del cristal y 3.- la orientación del cristal. Los dos últimos factores se
conocen. Según sea el color de interferencia (o color de anisotropía), el cristal tendrá mayor o
menor birrefringencia.
Los minerales que tiene un único índice de refracción, carecen de doble refracción, se ven negros
con nícoles cruzados y se denominan isótropos. Por el contrario, los cristales anisótropos poseen
la cualidad de la doble refracción, se oscurecen (se extinguen) 4 veces al girarlos 360º.
EXTINCIÓN
Un mineral se encuentra en extinción si las direcciones de vibración de la luz en el cristal
coinciden con las del polarizador y analizador. Los minerales isótropos están siempre
extinguidos. Los minerales anisótropos extinguen cada 90º al girar la platina.
Maclas: polisintéticas según (100).
Se podría confundir con piroxenos, pero en la epidota es característico el “manto de Arlequín”.
Roca
Roca es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural (obsidiana). Es
formado por minerales o menos corrientemente de un solo mineral. Sea o no sólido. El agregado
de los minerales de las rocas depende de su composición química y las condiciones distintas que
dominaron durante su génesis.
La roca es heterogénea.
1. Compuesta de un solo tipo de mineral: monominerálica, por ejemplo: la piedra caliza
compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo.
2. Compuesta de varios tipos de minerales: Poliminerálica, por ejemplo el granito
compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor
cantidad como anfíbol, apatito y circón.
Suelo
Material producido por la meteorización y la acción de plantas y animales sobre las rocas de la
superficie de la tierra.
Mena
Mineral del cual se puede obtener un metal que es valioso por un costo por el cual hace que el
trabajo sea rentable. Una especie homogénea de un mineral lo cual sirve para extraer uno o
varios metales; con valor económico, lo cual depende del tiempo y del lugar de su formación.
SISTEMÁTICA MINERAL
Ya definimos a los minerales como sólidos homogéneos por naturaleza con una composición
química definida (pero generalmente no fija) y una disposición atómica ordenada. Normalmente
se forman mediante un proceso inorgánico.
La cualidad de sólido excluye a los gases y a los líquidos. Por lo tanto, el agua en forma de hielo
en un glaciar es un mineral, pero el agua líquida, no lo es. El mercurio líquido que se encuentra
en algunos depósitos, no debería ser considerado como mineral. Sin embargo, en una
clasificación de los materiales naturales todas las sustancias que se comportan como minerales
en química se denominan mineraloides.
El hecho de que un mineral deba tener una composición química definida implica que éste
puede expresarse mediante una fórmula química específica. Por ejemplo, la composición
química del cuarzo se expresa de la forma SiO2 . El cuarzo se considera con frecuencia una
sustancia pura. Sin embargo, la mayoría de los minerales no tiene una composición
perfectamente definida. La dolomita CaMg(CO3)2 no es siempre un carbonato puro de Ca y Mg,
ya que puede contener cantidades considerables de Fe y Mn en lugar de Mg. Como estas
cantidades varían, se dice que la composición de la dolomita oscila entre ciertos límites, y por lo
tanto, no es fija. Esta oscilación en la composición puede expresarse mediante una fórmula que
exprese la proporción entre los iones. En la CaMg(CO3)2 pura, se cumple que la proporción Ca:
Mg: CO3 = 1: 1: 2. Esto nos permite expresar la fórmula de la dolomita de una manera más
general: Ca(Mg, Fe, Mn)( CO3)2.
La disposición atómica ordenada indica la existencia estructural de un entramado de átomos (o
iones) ordenados según un modelo geométrico regular. Los sólidos, como por ejemplo el vidrio,
que carecen de una disposición atómica ordenada reciben el nombre de amorfos. Existen varios
sólidos naturales amorfos: el vidrio volcánico (no clasificado como mineral por su composición
altamente variable y falta de estructura ordenada atómica), la limonita (un hidróxido de hierro)
y el alofán (un hidrosilicato de aluminio); También varios minerales metamícticos como la
microlita, la gadolinita y la alanita (en minerales metamícticos la cristalinidad original fue
destruida, en varios grados, por la radiación emitida por elementos radiactivos presentes en la
estructura original). Tanto éstos, como el agua líquida y el mercurio, que también carecen de un
orden interno, se clasifican como mineraloides.
CRECIMIENTO DE CRISTALES EN LA NATURALEZA: MORFOLOGIAS DE CRECIMIENTO E
IMPLICACIONES GENETICAS
Superposición de morfologías de crecimiento en cuarzo
¿Por qué interesa el crecimiento cristalino a un estudiante de mineralogía?
Que la morfología expresa la simetría de la estructura es algo que el estudiante tiene asumido.
Pero el Cristal es un ser histórico y esta historia no es siempre la misma para individuos de la
misma especie mineral, por lo que la morfología de diferentes individuos puede presentar
características singulares que son una rica fuente de información genética.
El conocimiento de los Mecanismos de Crecimiento y el relativamente moderno concepto de
Rugosidad Superficial son imprescindibles para descifrar esta información codificada en la
morfología. Los Cristales reales, los Minerales, presentan características propias que responden
a la cuantificación de la rugosidad, la sobresaturación o al mecanismo de crecimiento. La
relación entre estos parámetros son la base para la comprensión de lo que mas tarde en el
desarrollo del programa, se llamará "Conducta Mineral". Se esbozan los fundamentos teóricos
para dar una visión global de los procesos que enmarcan la relación morfología-condiciones de
crecimiento.
Comenzamos describiendo los diferentes sistemas a partir de los cuales un Cristal puede crecer
y establecemos cuál es el más corriente en la Naturaleza. De este modo nos centramos en un
modelo de crecimiento concreto cuya extrapolación a medios naturales es inmediata.
Seguidamente recordamos los mecanismos de crecimiento, para relacionarlos con la rugosidad
de superficie y su repercusión en la morfología cristalina.
Por ultimo establecemos que la "historia cristalina" no es siempre lineal sino que puede ser
fluctuante y cada episodio histórico tiene su reflejo morfológico que se expresa en una
superposición de morfologías , "morfologías internas", cuya lectura es el relato pormenorizado
de las vicisitudes soportadas por el cristal que están íntimamente imbricadas en la historia
geológica regional.
POLIMORFISM0
El polimorfismo es el fenómeno por el que una sustancia (un elemento o un compuesto)
presenta una distribución de los átomos en su retículo diferente según las condiciones de
temperatura y presión actuantes.
Los minerales pueden presentar dimorfismo, trimorfismo o polimorfismo dependiendo de
cuántas estructuras reticulares diferentes presenten.
Las estructuras correspondientes se denominan variantes o modificaciones polimorfas. Cada
una de ellas es estable en un determinado campo de temperatura y de presión; representa la
configuración reticular de mínima energía posible para esas dadas condiciones. Por ello, el
hallar una u otra variedad es de gran importancia geológica ya que permite extraer una serie de
deducciones con respecto a las condiciones de temperatura y presión en las que la roca se ha
formado.
La transición de una variante polimorfa a otra puede ser rápida o lenta, reversible o irreversible,
facilitado por las condiciones de temperatura o presión. Incluso determinadas transformaciones
sólo son posibles en el laboratorio en presencia de catalizadores adecuados, por lo que debe
suponerse que en condiciones naturales existe también el ambiente químico particular para
hallar una determinada variante. El entorno químico puede favorecer la aparición de
determinada variante fuera de su campo de estabilidad (presión y temperatura); esto es, en
condiciones metaestables. Ello supone una peligrosa fuente de errores en el uso geológico de
los sistemas polimorfos, ya que puede sugerir condiciones no verdaderas para la formación de
una roca particular. Por ejemplo, numerosos depósitos de travertinos y estalactitas están
formados no de calcita, es decir de la modificación del CaCO3 estables en las condiciones
ambientales actuales, sino por aragonito, modificación propia de condiciones de elevada
presión, estables a temperatura ambiente sólo a 3.000 atmósferas de presión. Es erróneo pensar
que en los manantiales o en las cuevas pueda actuar una presión de ese orden; la explicación
hay que buscarla en el hecho de que el entorno químico es tal (exceso de soluciones de Sr++ y
Mg++) que favorece la precipitación de una variante en la que el Ca++ posee una coordinación de
9 en lugar de 6. Sin embargo, basta un débil calentamiento o compresión (diagénesis) para
convertir a todo el aragonito en calcita.
Travertino: tipo: roca sedimentaria química. Componentes: calcita o aragonito.
Ambiente geológico: Procede de la evaporación de surgencias de agua, ricas en carbonato
cálcico, tanto en ríos en las proximidades de cascadas como en el interior de grutas.
Calcita: Sistema: trigonal. Aspecto: cristales romboédricos, escalenoédricos o prismáticos,
frecuentemente maclados, de coloración bastante variable. Manifestaciones: mármol,
alabastro, concrecionales (estalactitas o estalagmitas). Ambiente de formación: típico mineral
sedimentario que se forma tanto por precipitación química mediante evaporación de soluciones
muy ricas en bicarbonato de calcio, como por la extracción y actividad de los organismos marinos
y de agua dulce (caso de las calizas organogénicas)
Aragonito: Sistema: rómbico. Aspecto: cristales prismáticos alargados, frecuentemente en
grupos radiales o bien en maclas dispuestas en forma de prismas hexagonales. Ambiente de
formación: constituye un polimorfismo de alta presión de la calcita y por tanto sólo es estable
en algunas rocas metamórficas formadas a alta presión y baja temperatura.
Al cambiar las condiciones de presión y de temperatura, una variante polimorfa puede quedar
sustituida por una variante estable sin que por ello modifique la forma externa del cristal. Por
ejemplo, es frecuente hallar en lavas cuarzo-, trigonal, estable a temperatura ambiente, y que,
sin embargo, mantiene la forma externa, prismática- bipiramidal hexagonal del cuarzo-,
estable por encima de 573ºC o bien la estructura laminar hexagonal de la tridimita-, estable
por encima de los 870ºC. El fenómeno se denomina paramorfosis y su contemplación es útil para
descifrar la evolución de una roca.
El polimorfismo está muy extendido en la naturaleza. Analicemos el ejemplo del carbono ©, que
a elevadas presiones cristaliza con enlaces covalentes de forma tetraédrica y da origen a cristales
transparentes, muy duros y aislantes (diamante); pero a baja presión, cristaliza con enlaces
covalentes planarios y da origen a cristales moleculares completamente opacos, blandos y muy
conductores de la electricidad (grafito).
El diamante presenta una estructura de átomos de carbono unidos entre sí mediante enlaces
covalentes muy fuertes y direccionales. Cada átomo de carbono aparece unido con otros cuatro
átomos vecinos, situados en los extremos de un tetraedro regular.
Este tipo de estructura da lugar a unos planos {111} con elevada población atómica,
separados por espacios más anchos con la misma orientación. Esto explica la exfoliación
del diamante según los planos {111}, coincidentes con las caras de un octaedro.
La estructura del grafito está formada por anillos hexagonales, en los cuales cada átomo
de carbono está vinculado con otros tres, situados en los vértices de un triángulo regular a su
alrededor. Los anillos hexagonales forman capas en la estructura de grafito y la distancia entre
dos capas paralelas es muy superior a la distancia entre átomos dentro de una capa. Estas capas
están unidas entre sí por fuerzas débiles de Van der Waals.
La importancia de la estructura cristalina para las propiedades de minerales
se manifiesta con los ejemplos del grafito y del diamante. Los dos son carbono puro,
pero estos minerales no tienen nada más en común. El diamante es transparente e
incoloro, el grafito es opaco y negro; el diamante es la sustancia mas dura que se
conoce, el grafito tiene la dureza más baja según la escala de Mohs; el diamante es un
aislante perfecto por el contrario el grafito tiene una electroconductividad muy elevada,
etc. Entre las propiedades comunes apenas destaca la exfoliación que se observa muy
bien en ambos minerales.
ISOMORFISMO
Puesto que a una sola fórmula química pueden corresponder varios retículos cristalinos
diferentes, igualmente un mismo motivo reticular puede presentar los nudos formados
por átomos distintos. En otras palabras, en una misma estructura pueden cristalizar dos
minerales con distinta composición química. Este fenómeno recibe el nombre de isotipia
cuando la identidad estructural entre el mineral característico de la estructura y el del
mineral considerado es total, bien sea en la posición de los átomos o en su relación
recíproca (por ejemplo, NaCl- PbS), de homeotipia cuando la posición es la misma, pero
sin embargo, cambia la fórmula bruta (C-diamante-ZnS- blenda). Cuando las
dimensiones relativas y las características fisicoquímicas (electronegatividad, potencial
de ionización, etc. ) de los átomos que ocupan idéntica posición estructural son poco
distintas, puede producirse el fenómeno de la solución sólida.
GÉNESIS Y PARAGÉNESIS DE LOS MINERALES
La formación de los minerales se debe a sedimentación, metamorfismo, acumulación y
transformación de compuestos químicos, solidificación o sublimación. Estos procesos
están íntimamente relacionados con diversos fenómenos geológicos, lo cual explica la
importancia del metamorfismo geológico que somete los minerales a la acción de altas
temperaturas y presiones, a transformaciones por contacto con magmas eruptivos o a
los efectos de emanaciones gaseosas magmáticas.
De modo general, una clase de mineral se forma conjuntamente con otras, de tal
manera que se produce una unión entre ellas. A este fenómeno se lo llama paragénesis.
En función del origen y del estado en que se encuentren en la naturaleza, los minerales
pueden clasificarse en:




Magmáticos, es decir, mezclados unos con otros desde la consolidación del
magma eruptivo inicial,
Sedimentarios, si se han acumulado por depósito bajo la acción del viento o por
evaporación del agua en que estaban disueltos,
Filonianos, si rellenan grietas y son de origen sedimentario, neumatolítico
(procedentes de magmas eruptivos) o hidrotermal (disueltos en aguas cálidas),
Metamórficos, si resultan de la transformación de los filonianos
RECONOCIMIENTO Y ESTUDIO DE LOS MINERALES
Cada mineral se define por su composición química y por su forma de cristalizar. Sin
embargo, para su reconocimiento no siempre es preciso recurrir a un análisis riguroso;
basta, la mayoría de las veces, un examen de las formas externas (que son reflejo de las
simetrías de cristalización) y de las propiedades físicas (que dependen simultáneamente
de da la composición química y del tipo de cristalización) para alcanzar a clasificarlo
correctamente en poco tiempo.
Forma cristalina
El término forma presenta un significado cristalográfico muy preciso: consiste en el
conjunto de caras físicamente equivalentes de un cristal, cuya presencia viene
determinada por sus elementos de simetría. Las caras posibles de un cristal vienen
fijadas por la disposición interna de sus átomos y por lo tanto un aspecto determinado
obedece a las relaciones entre las velocidades de crecimiento de las formas simples; en
cambio, la forma que muestra un desarrollo predominante entre todas las posibles
supone una adaptación del cristal a las condiciones ambientales y depende, no sólo de
la presión y la temperatura actuantes en el momento de la cristalización, sino también
del ambiente químico, de la presencia de tensiones orientadas, de las impurezas y
asimismo del crecimiento contemporáneo de otros cristales. Por lo tanto, cristales
pertenecientes a una misma sustancia pueden presentar formas dominantes distintas
en localidades diversas, o en una misma localidad pero a tiempos distintos.
La forma externa del cristal queda determinada por su velocidad de crecimiento.
El crecimiento puede también realizarse por estratos sucesivos, es decir por adición de
planos reticulares sobre toda la superficie, o bien en espiral, con la correspondiente
adición de hileras de partículas a partir de una discontinuidad lineal sobre una cara; el
crecimiento puede ser también esquelético, con la adición de partículas en una sola
dirección, que es preferencial debido a su rápido crecimiento. En este caso se forman
dendritas. La forma dominante está muy influenciada en particular por la presencia de
impurezas y también, aunque en mínima parte, por el medio en el que tiene lugar el
crecimiento. Determinadas impurezas de tipo químico pueden acentuarse, en un
retículo cristalino, bajo forma de solución sólida y provocar en determinados casos no
sólo un cambio de color sino también una mutación en la forma de crecimiento del
mineral. La variación en la forma puede deberse también a la temperatura de
cristalización; por ejemplo, la fluorita presenta forma octaédrica o cúbica al crecer a
elevada temperatura; en cambio, su forma se complica paulatinamente cuando
desciende la temperatura. Este fenómeno puede depender también de la presión; en
los intentos de síntesis del diamante se ha observado que los cristales obtenidos a más
de 60.000 atmósferas de presión presentan forma octaédrica; a presiones inferiores la
forma es cúbica.
Tradicionalmente los manuales de Mineralogía tratan el origen de los minerales con una
descripción de los eventos geológicos que intervienen en la formación de los yacimientos y con
la caracterización termodinámica y la físico-química de los sistemas naturales para los cuales los
minerales son fases de este sistema.
Pero cualquier individuo mineral no solo tienen las características propias de su especie, sino
que como individuos presentan singularidades (defectos, impurezas, morfologías…) que les
confieren una identidad exclusiva como tales individuos.
Por eso la Mineralogénesis podemos clasificarla en :
FILOGENIA MINERAL
MINERALOGENESIS
ONTOGENIA MINERAL
La Filogenia Mineral estudia las especies Minerales y su paragénesis, mientras la Ontogenia
Mineral estudia el proceso de formación de los individuos de la especie.
El estudio de la Ontogenia Mineral implica, entre otros temas, el estudio de la Morfología y sus
implicaciones genéticas. En efecto, la gran variedad morfológica que un Cristal puede presentar
no puede ser justificada atendiendo únicamente a su estructura. Un Cristal-Mineral crece a
partir de un núcleo microscópico hasta alcanzar la morfología que macroscópicamente
presenta. El proceso de crecimiento se realiza en las caras del Cristal, es decir en la frontera o
interfase entre el cristal que crece y el medio que le rodea y a partir del cual se “nutre”. Las
características de esta frontera y las condiciones de crecimiento (sobresaturación, temperatura,
composición del medio etc.) influyen poderosamente en la morfología que el Cristal adquiere y
son factores a tener en cuenta, junto a la estructura, para explicar las diferentes morfologías
que una misma especie mineral puede presentar.
Es decir, que podemos hacer una primera aproximación teórica y prever la morfología de un
Cristal en base solamente a criterios estructurales: seria la morfología de equilibrio que en
realidad solo se puede observar en experimentos muy precisos que anulen la influencia de otros
muchos factores.
Si junto a los criterios estructurales se tienen en cuenta la influencia de las condiciones de
crecimiento, la morfología resultante seria la morfología de crecimiento.
Por último, si el Cristal a lo largo de su historia sufre un proceso de disolución parcial,
generalmente selectiva, este evento quedará reflejado en lo que se llama morfología de
disolución.
Por tanto, las morfologías de crecimiento y de disolución encierran una valiosa información
genética que cuenta la historia y vicisitudes por las que el cristal ha pasado, siendo posible
dilucidar, a partir de ellas, parámetros tan interesantes como el mecanismo de crecimiento o las
condiciones físico-químicas presentes en el proceso de su formación.
La Cristalografía mediante la Teoría del Crecimiento Cristalino nos da las claves que permiten
relacionar la presencia de defectos y morfologías en los Minerales con las causas
termodinámicas y cinéticas que los generan.
Para ello se hacen experimentos de cristalización bajo condiciones de crecimiento controladas,
en los que se generan variaciones morfológicas, defectos cristalinos etc. que son fácilmente
extrapolables a sistemas semejantes que se producen en procesos naturales.
CRISTALIZACIÓN DE MINERALES
Cristalización a partir de magmas
Aunque los fundidos silicatados contienen muchos más componentes que los usados en las
experimentaciones de laboratorio, la similitud de los cristales producidos artificialmente con los
naturales indica que la adición de componentes no modifica grandemente la secuencia general
de eventos durante la cristalización.
La diferencia fundamental entre cristalización artificial y natural radica en la ausencia del vapor
de agua y otros volátiles que están presentes normalmente en los magmas. El agua disuelta en
el magma origina que la cristalización tenga lugar a más baja temperatura que en un fundido
seco, y permite la formación de minerales hidratados como anfíboles y micas.
El punto en el que comienza la cristalización depende de la composición del magma original. El
primer miembro en cristalizar puede ser la plagioclasa (de la serie continua de Bowen) o algún
miembro de la serie discontinua de Bowen (a veces el piroxeno crece envolviendo a la
plagioclasa y otras veces la plagioclasa lo hace al piroxeno).
En el diagrama de Bowen, los silicatos ígneos ricos en Mg-Fe constituyen una serie de grupos
minerales que están relacionados entre sí por reacciones discontinuas. Así, el olivino
primeramente formado puede estar bordeado por piroxeno, los anfíboles pueden formarse a
expensas de los bordes de piroxeno, y la biotita puede formarse como un producto de reacción
de los anfíboles primeramente cristalizados.
Por otra parte, los miembros de la serie de las plagioclasas representan una serie de reacciones
continuas en las que los términos ricos en anortita cristalizan primeramente del fundido,
enriqueciendo el residuo en álcalis (Na y K).
CONCEPTOS BÁSICOS
Las rocas ígneas (del latín
igneus) o magmáticas se
forman a partir de la
solidificación de un fundido
silicatado o magma. La
solidificación del magma y su
consiguiente
cristalización
puede tener lugar en el
interior de la corteza, tanto en
zonas
profundas
como
superficiales, o sobre la
superficie exterior de ésta.
Si la cristalización tiene
lugar en una zona profunda
de la corteza a las rocas así
formadas se les denominan
rocas intrusivas o plutónicas
(de Plutón, el dios del mundo
inferior en la mitología
clásica). Por el contrario, si la
solidificación
magmática
tiene lugar en la superficie
terrestre a las rocas se las
denomina rocas extrusivas o
volcánicas (de Vulcano, dios
del fuego en la mitología
clásica que tenia su residencia
bajo el volcán Etna). Por
último, si la solidificación
magmática se produce cerca
de la superficie de la tierra, de
una manera relativamente
rápida y el magma rellena
pequeños depósitos (p.ej.
diques, filones, sills, lacolitos,
etc.) a las rocas así formadas
se
las
denomina
subvolcánicas o hipoabisales.
Estas rocas también reciben el
nombre de rocas filonianas,
ya que habitualmente están
rellenando grietas o filones.
La clasificación de las rocas
ígneas se basa en la
composición mineralógica y
en las texturas; éstas últimas
nos permiten establecer si
nos encontramos con rocas
plutónicas,
volcánicas
y
filonianas.
GRADO DE CRISTALINIDAD
Cuando un magma se enfría muy rápidamente, y no hay tiempo suficiente para que los átomos
e iones se agrupen formando una estructura cristalina, el resultado de la solidificación es la
formación de un vidrio.
En función del porcentaje de vidrio presente en una roca podemos clasificarla en:



HOLOHIALINAS. Son rocas que están compuestas por más del 90% en volumen de vidrio,
lo que suele ser característico de las rocas volcánicas lávicas (p.ej. una pumita o una
obsidiana).
HIALOCRISTALINAS. Son rocas que están compuestas en parte por vidrio y en parte por
cristales, sin que ninguno de estos dos componentes supere el 90% del volumen total.
Este tipo de textura suele ser característico de las rocas volcánicas lávicas y de las rocas
hipoabisales o filonianas (p.ej. un pórfido granítico).
HOLOCRISTALINAS. Son rocas que están compuestas por más del 90% en volumen de
cristales, lo que suele ser característico de las rocas plutónicas (p.ej. un granito).
TAMAÑO DE LOS CRISTALES
En función del tamaño de los cristales de una roca ígnea se pueden establecer dos tipos
texturales:

FANERÍTICA, del griego phaneros (visible). Es aquélla roca en la que los cristales pueden
reconocerse a simple vista. Este tipo de textura se da en rocas que han sufrido un
proceso lento de enfriamiento, es decir que han perdido calor de una forma gradual y
lenta. Es típica de rocas intrusivas (plutónicas). Se pueden distinguir varios tamaños de
grano dentro de este grupo:
o grano muy grueso, cuando los granos tienen un tamaño mayor de 30 mm
o grano grueso, cuando los granos tienen tamaños entre 30 y 5 mm
o grano medio, cuando los granos tienen tamaños entre 5 y 2 mm
o grano fino , cuando los granos tienen un tamaño menor de 2mm, pero son
visibles

AFANÍTICA, el prefijo a- indica negación, a phaneros (no visible). Es aquélla roca en la
que los cristales no pueden reconocerse a simple vista y es necesario una lupa o un
microscopio. Una textura afanítica siempre indica que el proceso de enfriamiento se
produjo de forma más o menos rápida. Esta textura es típica de rocas volcánicas y
subvolcánicas.Se pueden distinguir dos clases dentro de este grupo:
o microcristalinas, cuando los cristales son reconocibles con el microscopio
o vítreas o criptocristalinas, cuando los cristales no son reconocibles con el
microscopio
CLASIFICACIÓN y NOMENCLATURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS (COMPOSICIÓN MINERALÓGICA)
MINERALES Y ELEMENTOS QUÍMICOS
Las rocas ígneas están compuestas fundamentalmente por silicatos, los cuales
están constituidos mayoritariamente por silicio (Si) y oxígeno (O). Estos dos
elementos, junto con el aluminio (Al), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K),
magnesio (Mg) y hierro (Fe), constituyen más del 98% en peso de la mayoría
de los magmas que al solidificarse forman las rocas ígneas. Además los
magmas contienen pequeñas cantidades de muchos otros elementos como
azufre (S), oro (Au), plata (Ag) uranio (U), tierras raras, gases en disolución, etc.
La composición de una roca ígnea dependerá, por tanto, de la composición
inicial del magma a partir del cual se ha formado.
Los diferentes silicatos que constituyen las rocas ígneas cristalizan en un orden determinado,
que está condicionado por la temperatura. La serie de cristalización de Bowen (1928) nos
muestra el orden de cristalización de los distintos silicatos conforme disminuye la temperatura
de un magma.
En este esquema evolutivo se pueden distinguir tres grupos de minerales:



Los ferromagnesianos denominados así por su alto contenido en hierro y magnesio
(olivino, piroxenos, anfíboles, biotita). Debido a su composición son minerales de
colores más oscuros. Forman una serie de cristalización discontinua y cristalizan en un
rango de temperaturas altas.
Las plagioclasas. Forman una serie de cristalización continua entre la anortita y la albita.
Cristalizan también en un intervalo de temperaturas altas - medias .
Silicatos no ferromagnesianos (cuarzo, moscovita y ortosa). Son los minerales que
cristalizan a menor temperatura. Estos minerales contienen una mayor proporción de
aluminio (Al), potasio (K), calcio (Ca) y sodio (Na), que de hierro y magnesio.
A las rocas con un alto contenido en minerales ferromagnesianos se les denomina máficas
(máficos, del latín magnesium y ferrum). Suelen tener un índice de color alto (tonalidades
oscuras). Y a las rocas con alto contenido en minerales no ferromagnesianos (cuarzo, moscovita,
feldespato K, plagioclasa y feldespatoides) se les denomina félsicas (félsico, proviniente de
feldespato y sílice). Son rocas con un índice de color bajo (tonalidades claras).
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS
La clasificación de las rocas ígneas se realiza en función de la textura y de la composición química
que presentan:
Rocas y yacimientos ortomagmáticos
La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales, que se asocian
para dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez pueden contener una cierta variedad de
concentraciones de determinados minerales de interés económico. Esta variedad está en
relación con la variedad de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde
su formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización en
proximidad de la superficie.
El proceso magmático
Es un hecho de observación que existe una gran variedad de magmas, que dan origen a la gran
variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el planeta. También es posible observar
cómo en términos generales los magmas (y por consiguiente, las rocas formadas a partir de
éstos) se asocian con situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en situaciones
geológicas equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se deriva
la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente relacionada con el marco
geodinámico que se produce en los diversos ambientes derivados de la tectónica de placas.
Ahora bien ¿qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición básica, un magma
es un fundido, que en general está formado por una fase líquida mayoritaria, a la que acompaña
una fase sólida (cristales o fragmentos de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a
temperaturas entre 1.500 y 800ºC. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos con
proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K... Magmas menos comunes son los
formados por carbonatos (magmas carbonatíticos), o los formados por sulfuros (magmas
sulfurados).
El por qué se forman los magmas está relacionado con cambios puntuales en la termodinámica
del interior del planeta: en condiciones normales, las capas superficiales de la Tierra (litosfera)
están en estado sólido, debido a que a pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas
como para estar fundidos, la presión es también bastante alta como para incrementar el punto
de fusión de los minerales lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto, para que se
produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un cambio en la composición de la
roca que rebaje el punto de fusión de los minerales que la componen, o un incremento sustancial
de la temperatura. El primer caso es posible por una descompresión debida a la formación de
fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además favorezcan el ascenso
del magma. El segundo caso también se da, y suele ser consecuencia de la adición de volátiles a
la roca (agua, CO2...) durante procesos geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de
corteza durante la subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación
de las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos que incrementan
la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta extensión. Otra posibilidad en este
mismo sentido es que el incremento de temperatura que origina la fusión esté relacionado con
los procesos tectónicos y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes
destructivos de placas.
El proceso de fusión raramente es una fusión completa de una porción de roca más o menos
voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en la que se va produciendo de forma
progresiva la fusión de los componentes minerales menos refractarios de entre los que
componen la roca. Esto es especialmente cierto en los magmas máficos, procedentes de la
fusión parcial del manto superior, mientras que en los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo
que se suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto de la
roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de presión y temperatura
existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a que estos magmas se suelen formar
como consecuencia de procesos de anatexia, es decir, de fusión local de rocas de la corteza,
inducida por fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado.
Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las distintas variables
que hemos mencionado, se puede originar una gran variedad de magmas, de composiciones
distintas en el detalle. A estos magmas formados "in situ", y que aún no han sufrido los procesos
de diferenciación que veremos a continuación se les denomina magmas primarios.
Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de su densidad,
menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión volumétrica que sufren, a la que
contribuye la liberación en los mismos de una fase gaseosa más o menos abundantes. La
ascensión puede ser más o menos lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de
llevar hasta la superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste de
diámetro decimétrico, hasta velocidades lentas, combinadas con estancias en cámaras
magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del magma en capas más o
menos profundas.
A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie, dando origen a los
fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando las rocas subvolcánicas, o puede ser
que el magma quede emplazado en niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen
a las rocas plutónicas. Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se produce el
enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad es máxima (debido al
contraste entre la temperatura del magma y la del ambiente atmosférico), lo que produce las
texturas típicas de estas rocas, porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el
enfriamiento es algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí desarrollan
texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el enfriamiento es lento (el
contraste con la temperatura de las rocas en las que encajan es aún menor), lo que favorece la
formación de cristales regulares y de grano medio o grueso.
Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la
composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación. Los
principales mecanismos de diferenciación son los siguientes:



Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales, o puede ser que
éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos
cristales tienen una densidad distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre
todo, residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la separación
de estos cristales, o bien por acumulación en la parte superior de la cámara (los de
feldespatos, que suelen ser los menos densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que
suelen ser los más densos). Esto origina la segregación de determinados componentes
minerales, cambiando la composición del magma residual.
Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en
contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de
acuerdo con la composición de las rocas asimiladas.
Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras
magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios,
que cambian la composición del magma allí acumulado.
Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los denominados magmas
diferenciados o derivados, cuya composición puede ser muy diferente a la del correspondiente
magma primario. Todos estos factores (modo de formación, mayor o menor ascenso en la
corteza, grado de diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que
conocemos.
Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de sus minerales,
identificable en muchos casos por las relaciones texturales que se establecen entre ello. Este
orden de cristalización está determinado por dos factores principales: la termodinámica del
proceso de cristalización, y la composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor
fue estudiado por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el
enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia determinada, que se
puede subdividir en dos grandes ramas: la denominada rama discontinua (minerales
ferromagnesianos), y la rama continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que
corresponde a la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos
en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor o menor evolución
de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial en sílice, debido a que las
reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol) implican un consumo creciente de este
componente (Mg2SiO4 + SiO2 -> 2MgSiO3).
Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que
si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los
primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los
magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos minerales
durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero reaccionarán con el fundido
sucesivamente para dar términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará
formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a
partir de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa intermedia,
anfíbol y piroxeno como minerales característicos .
Rocas plutónicas
Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a profundidades
considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas por texturas granudas, de grano
medio-grueso, y con una mineralogía variable, que permite su clasificación detallada, al ser
estudiada mediante microscopía petrográfica.
Las texturas de las rocas plutónicas son granudas o granulares de grano medio a grueso, con
peculiaridades propias de cada tipo de roca, como vemos a continuación.
De entre la variedad de rocas plutónicas existentes, destacaremos para su descripción detallada
las más comunes, o aquellas de más común aplicación industrial: granito, sienita, diorita, gabro
y peridotita.
Granito
El granito es la roca plutónica por excelencia, hasta el punto de que en el mundo industrial se
denominan granitos a todas las rocas plutónicas, independientemente de su composición real.
En sus términos más precisos, el granito es una roca relativamente escasa, aunque difícil de
diferenciar en el campo de sus términos más próximos, sobre todo de la granodiorita, por lo que
a menudo estas rocas plutónicas de tonalidades claras se describen con el nombre genérico de
granitoides.
Desde el punto de vista de su composición mineralógica, lo más característico de los granitoides
es su alto contenido en cuarzo, que implica un valor del parámetro Q entre 20 y 60%. Los
feldespatos son también componentes mayoritarios de estas rocas, y suelen ser plagioclasa
sódica (oligoclasa) y/o feldespato potásico, generalmente ortoclasa y/o microclina. Además, es
frecuente que contengan biotita y/o anfíbol, y en ocasiones moscovita (granitos de dos micas).
Como minerales accesorios suelen incluir circón, apatito, y minerales metálicos entre los que
predominan la magnetita, la ilmenita y la pirita.
A este respecto de la aplicación, hay que resaltar que el objetivo primordial de la explotación
del granito es la obtención de grandes bloques comerciales, de varios metros cúbicos, para el
posterior serrado y pulido de las placas. Esto no siempre es posible, debido a diversos factores
que veremos a continuación, lo que hace que existan algunas (aunque escasas, sobre todo los
tectonizados para áridos) explotaciones de granito para otros fines.