SILICATOS
9.6 Origen y Formación de los Silicatos
geológico. La razón se encuentra Puede decirse que los silicatos aparecen en cualquier ambiente geológico. en su naturaleza química, la cual es muy variada y extensa, existiendo silicatos estables en condiciones físico-químicas muy extremas. Buena muestra de ello es la gran cantidad de sistemas silicatados silicatados en que se presentan fases polimórficas. polimórficas. A modo de ejemplo, ejemp lo, se citarán los silicatos más característicos de cada ambiente: Como consecuencia de la cristaliz cristalización ación ortomagmática aparecen: Granates Granates,, olivinos olivinos,, piroxenos,, anfiboles piroxenos anfiboles (hornblenda,...), (hornblenda,...), ortoclasas ortoclasas,, plagioclasas plagioclasas,, micas (biotita, moscovita),... En pegmatitas aparecen: Ortosa, moscovita, microclina, micas de litio (lepidolita), albita y otras plagioclasas, zircón, nefelina , sodalita, ceolitas, titanita, biotita, turmalinas, olivinos ferrosos y algunos piroxenos y anfiboles anfiboles.. En PROCESOS HIDROTERMALES aparecen: Granates Granates,, turmalinas, berilo, axinita y rodonita. En PROCESOS DE METASOMATISMO aparecen: Apofilita, escapolitas, berilo, natrolita, pectolita , prehnita, thomsonita, zoisita, epidota epidota,, analcima, datolita, andalucita, distena, sillimanita, talco talco,, serpentinas, zircón, topacio, fenaquita , microclina, albita, turmalinas, crisocola, dioptasa, hemimorfita, rodonita. En ambientes metamórficos se forman: Biotita, moscovita, cloritas cloritas,, granates granates,, ortoclasas ortoclasas,, plagioclasas,, epidota plagioclasas epidota,, serpentinas, tremolita, actinolita, titanita, prehnita, turmalinas turmalinas,, pirofilita,, talco pirofilita talco,, cordierita, andalucita, estaurolita, sillimanita, antofilita, hornblenda, escapolitas, vesubiana (idocrasa), distena, wollastonita , forsterita, diópsido. •
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9.6 Origen y Formación de los Silicatos
geológico. La razón se encuentra Puede decirse que los silicatos aparecen en cualquier ambiente geológico. en su naturaleza química, la cual es muy variada y extensa, existiendo silicatos estables en condiciones físico-químicas muy extremas. Buena muestra de ello es la gran cantidad de sistemas silicatados silicatados en que se presentan fases polimórficas. polimórficas. A modo de ejemplo, ejemp lo, se citarán los silicatos más característicos de cada ambiente: Como consecuencia de la cristaliz cristalización ación ortomagmática aparecen: Granates Granates,, olivinos olivinos,, piroxenos,, anfiboles piroxenos anfiboles (hornblenda,...), (hornblenda,...), ortoclasas ortoclasas,, plagioclasas plagioclasas,, micas (biotita, moscovita),... En pegmatitas aparecen: Ortosa, moscovita, microclina, micas de litio (lepidolita), albita y otras plagioclasas, zircón, nefelina , sodalita, ceolitas, titanita, biotita, turmalinas, olivinos ferrosos y algunos piroxenos y anfiboles anfiboles.. En PROCESOS HIDROTERMALES aparecen: Granates Granates,, turmalinas, berilo, axinita y rodonita. En PROCESOS DE METASOMATISMO aparecen: Apofilita, escapolitas, berilo, natrolita, pectolita , prehnita, thomsonita, zoisita, epidota epidota,, analcima, datolita, andalucita, distena, sillimanita, talco talco,, serpentinas, zircón, topacio, fenaquita , microclina, albita, turmalinas, crisocola, dioptasa, hemimorfita, rodonita. En ambientes metamórficos se forman: Biotita, moscovita, cloritas cloritas,, granates granates,, ortoclasas ortoclasas,, plagioclasas,, epidota plagioclasas epidota,, serpentinas, tremolita, actinolita, titanita, prehnita, turmalinas turmalinas,, pirofilita,, talco pirofilita talco,, cordierita, andalucita, estaurolita, sillimanita, antofilita, hornblenda, escapolitas, vesubiana (idocrasa), distena, wollastonita , forsterita, diópsido. •
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olivino
epidota
turmalina
Piroxenos, anfiboles
Arcillas, micas
Cuarzo
NESOSILICATOS Granate Zircon Estaurolita Grupo del Olivino
Granates aluminicos: Piropo, almandino, espesartina,grosularia Granates férricos: Andradita GRANATES CRÓMICOS: UVAROVITA Grupo del olivino: Fosterita , fayalita
Grupo del circón , Grupo del Al2SiO5 : andalucita,sillimanita, cianita , topacio, estaurolita Grupo de la humita
SOROSILICATOS Grupo de la Epidota Clinozoicita Epidota Allanita idocrasa
Hemimorfita, Lawsonita
CICLOSILICATOS Turmalina Berilo Axinita Cordierita turmalina
Serie enstatita – ortoferrosilita Enstatita, hiperstena,pigeonita Serie diópsido –hedenbergita Diópsido, hedenbergita, augita Grupo del piroxeno sódico: Jadeíta, egirina, espodumena
INOSILICATOS GRUPO DE LOS PIROXENOS Augita Enstatita Diopsido Hipersteno Piroxenoide : wollastonita CaSiO3, rodonita MnSiO3, pectolita Ca2NaH(SiO3)2
INOSILICATOS GRUPO DE LOS ANFIBOLES Hornblenda Tremolita Glaucofana Actinolita
FILOSILICATOS
Filosilicatos Grupo de la serpentina: Antigorita,crisotilo Grupo de los minerales arcillosos: Caolinita, talco , pirofilita Grupo de las micas: Moscovita,flogopita ,biotita, lepidolita, margarita. Grupo de la clorita: clorita, apofilita,prehinita, crisocola. •
TECTOSILICATOS SILICE Cuarzo Tridimita Cristobalita FELDESPATOIDES Nefelina Leucita Sodalita Zeolitas FELDESPATOS
SILICE Cuarzo Tridimita Cristobalita FELDESPATOIDES Nefelina Leucita Sodalita Zeolitas FELDESPATOS Potásicos u Ortoclasas ( ortosa, microclina, adularia, sanidina) Cálcosódicos o Plagioclasas (albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bitownita, anortita Báricos (celsiana, hialofana) • •
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CLASES MINERALES 9 Clase VIII. Silicatos 9.13 Tectosilicatos on los denominados silicatos tridimensionales o de estructura en armazón. Todos los oxígenos de los tetraedros se unen a los otros, no quedando libre ninguno. Este tipo de estructura es la que presenta la sílice en sus diversas polimorfías. En estas estructuras es posible la sustitución de átomos de Si por átomos de Al y más raramente (siempre a nivel de trazas), por Fe(III), Ti(III) y B(III). Ello provoca la aparición de cargas y, en consecuencia, la entrada de cationes, tales como Na+, K+, Ca+2 y, más raramente Ba+2, Sr +2 y Cs+, los cuales ocupan las cavidades de las estructuras, hallándose en coordinación 8, 9 ó más, con átomos de oxígeno o con otros iones, tales como OH-, Cl-, CO3-2, SO4-2, e incluso S-2. Algunos autores consideran a los minerales de la sílice dentro de la subclase de los tectosilicatos, sin embargo, dado el carácter químico de la clasificación mineralógica que se está siguiendo, parece más coherente considerarles óxidos. Entre los tectosilicatos más importantes deben considerarse las ceolitas y los feldespatos, los cuales presentan un gran número de aplicaciones, además de ser muy abundantes en la corteza terrestre S
TECTOSILICATOS: Cuarzo (Variedades criptocristalinas)
9.13.1 Grupo de las Ceolitas (Zeolitas) Las ceolitas (zeolitas) son aluminosilicatos de elementos alcalinos y alcalino-térreos, cuya fórmula general corresponde a: (Na,K,Ca,Ba)[(Al,Si)O2]n.xH2O Químicamente se caracterizan por las relaciones: O/(Al+Si) = 2 Al2O3/(Ca,Sr,Ba,Na2,K2)O = 1 Los elementos alcalinos que están presentes son Na y K (en menor medida). Entre los alcalino-térreos el más importante es el Ca y, en menor proporción el Ba. No contienen Fe, salvo en algún caso a nivel de impurezas. La principal característica de las ceolitas es que su contenido en agua es variable. Estructuralmente se caracterizan por un entramado tridimensional de tetraedros (Si,Al)O4, en donde existen grandes cavidades y canales de comunicación en donde se alojan las moléculas de agua y los cationes, ambos tipos de entes con un elevado grado de libertad, lo cual explica la gran capacidad de cambio catiónico y la deshidratación reversible que las caracteriza. Por este motivo se emplean como tamices moleculares, pudiéndose emplear para la desionización de aguas y, en general, como intercambiadores de iones. La pérdida de agua por calentamiento es progresiva, sin que varíe esencialmente la estructura, sin embargo, sí que varían las propiedades ópticas con la cantidad de agua. Esto se traduce en que la curva de termogravimetría que representa el desprendimiento de agua no presenta puntos de inflexión, al contrario que las de otras sales hidratadas (sulfatos, etc.) que sí que los dan y reflejan la variación de la estructura cuando se pierde agua.
Otras características físicas y químicas de las ceolitas son: Suelen ser blancas o incoloras. Las coloraciones que presentan (ocasionalmente) están provocadas por la presencia de pequeñas cantidades de óxidos de Fe y de otros metales. Brillo sedoso a nacarado. La densidad suele estar comprendida entre 2.0 y 2.3 gr/c.c., pero si contienen Ba puede llegar a 2.8 gr/c.c. Los índices de refracción son bajos, estando comprendidos entre 1.47 y 1.52. La birrefringencia es débil (menor que 0.015). Son frecuentes las anomalías ópticas. Funden fácilmente al soplete con ebullición (zeo=hervir). Son menos duras que otros silicatos hidratados (3.5 - 5.0). Todas las ceolitas son atacables por los ácidos en mayor o menor medida, separándose sílice gelatinosa. El origen de las ceolitas es muy diverso, siendo fundamentalmente secundarias, como producto de la acción de aguas termales sobre aluminosilicatos (feldespatos y otros) a través de grietas y cavidades. También existen ceolitas hidrotermales, como la natrolita, producto de la cristalización a partir de soluciones magmáticas residuales. Otras ceolitas son producto del metamorfismo de grado muy bajo de ciertas rocas básicas. Algunas ceolitas metamórficas son la laumontita (considerada como termómetro del metamorfismo ), la heulandita y la wairakita. Con mucha frecuencia las ceolitas aparecen en yacimientos de cobre, plata, pirrotina y magnetita, encontrándose relacionadas con los productos de la alteración de tales materiales mediante soluciones alcalinas. Merece la pena mencionar, por su importancia, las ceolitas sedimentarias existentes en el
9.13.2 Grupo de los Feldespatos os feldespatos constituyen aproximadamente el 60% del peso de las rocas ígneas y también forman parte de diversos materiales metamórficos y sedimentarios. Químicamente están constituidos por aluminosilicatos de potasio, sodio, calcio y bario. Además pueden contener pequeñas cantidades de hierro, magnesio, titanio, estroncio, manganeso y plomo. En base a la composición se dividen en 3 grupos: 1.Feldespatos Alcalinos u Ortoclasas: El K es el catión más abundante, aunque pueden aparecer en algunas especies pequeñas cantidades de Na y, más raramente, trazas de Ba. 2.Feldespatos Sódico-Cálcico o Plagioclasas: Los cationes presentes son Ca y Na, no contienen K. Son una serie de minerales cuya composición y propiedades varían gradualmente en función de la relación Na/Ca, que se corresponde con la relación Al/Si. 3.Feldespatos de Bario: El catión predominante es el Ba +2 o está presente en cantidades importantes. Son los feldespatos menos frecuentes. En cuanto a las propiedades se pueden destacar las siguientes: L
Suelen ser blancos o incoloros, aunque no es raro que presenten cualquier otra coloración (amarilla, rosada, verdosa, gris o negra). Estas coloraciones suelen estar causadas por inclusiones de otros minerales. Los puntos de fusión están comprendidos entre 1100 y 1550ºC. La dureza suele estar comprendida entre 6.0 y 6.5, aunque hay alguna especie más dura. Cuando están alterados son más blandos. La densidad suele estar comprendida entre 2.5 y 2.8 g/cc, aunque los que contienen Ba son más densos, llegando a valores de 3.45 g/cc en la celsiana. Presentan exfoliación fácil o perfecta en dos direcciones que forman un ángulo de 90º. La conductividad eléctrica aumenta, en todos los casos, con la temperatura. Algunos ejemplares son termoluminiscentes, siendo éste un fenómeno muy complejo que depende de muchos factores y que aún no se encuentra debidamente explicado en los feldespatos. Las plagioclasas presentan una mayor luminiscencia a la luz UV que las ortoclasas. Esto puede ser debido a motivos diversos, entre los que pueden citarse la presencia de uraninita (en albitas) y las dislocaciones en algunas posiciones de los oxígenos de los tetraedros (Si,Al)O4 que provocan la entrada de Na, K ó Ca. Generalmente son insolubles en ácidos, aunque alguna especie como la anortita es solubles en ClH y otras son parcialmente atacables, como la celsiana, dejando residuo de SiO2.
Por lo que respecta al origen de los feldespatos, como ya se ha dicho, son minerales muy abundantes en numerosas rocas, siendo su contenido un criterio de clasificación de las rocas ígneas. Se forman en procesos de cristalización magmática y también en procesos pegmatíticos, siendo los principales constituyentes de estas rocas. Son también frecuentes en ambientes metamórficos y más raros en los sedimentarios. La alteración de los feldespatos da lugar a la formación de ceolitas, filosilicatos y otros minerales de Ca, K, Na y Al. Cristalizan principalmente en 2 sistemas. Las plagioclasas son triclínicas y tienen una estructura muy parecida a la microclina. Algunas ortoclasas, como la ortosa y la sanidina, son monoclínicas. Dada la abundancia de estos minerales es importante reconocerlos, aunque no siempre es fácil, siendo necesario, en muchos casos, recurrir a sus propiedades ópticas, las cuales pueden resumirse en los puntos siguientes: Bajo relieve, falta de color, birrefringencia baja y carácter biáxico. Pueden confundirse con la cordierita, pero ésta presenta, en muchos casos, coloraciones amarillentas debido a procesos de alteración. Existen otros minerales de la misma subclase que se denominan (históricamente) feldespatoides , los cuales tienen una estructura muy parecida a la de los feldespatos, pero su composición es más pobre en SiO 2 (aproximadamente 1/3 menos).
9 Clase IX. Silicatos 9.3 Clasificación de los Silicatos
omo se ha indicado se han considerado las siguientes 6 subclases, dentro de los silicatos: 1.NESOSILICATOS (neso=isla) Si/O=0.25. Tetraedros aislados y separados por cationes metálicos. Algunos autores consideran a los subnesosilicatos como nesosilicatos que contienen otros aniones (CO3-2, BO3-3, F-, O-2, OH-, etc.). Se incluirían aquí minerales tan importantes como el topacio, la cianita, la titanita y otros 50 conocidos hasta ahora. 2.SOROSILICATOS (soro=grupo) Si/O=0.29 Si2O7-6. Grupos de 2 tetraedros unidos por un vértice. Las valencias libres se saturan con cationes. También se han encontrado grupos de 3 y más tetraedros que pueden incluirse en esta subclase. 3.CICLOSILICATOS (ciclo=anillo) Si/O=0.33 SinO3n-2n (n=3.46). Grupos de tetraedros (3,4 ó 6) unidos en disposición anular. Suelen presentarse en hábitos prismáticos característicos (trigonales, tetragonales o hexagonales). 4.INOSILICATOS (ino=cadena) Si/O=0.33 Si2O6-4 Si/O=0.36 Si4O11-6 Cadenas sencillas o dobles con un número indefinido de tetraedros en una dirección espacial determinada que dan al mineral aspecto fibroso y exfoliación prismática según dos direcciones. Estos minerales son de gran importancia petrológica. 5.FILOSILICATOS (filo=hoja) Si/O=0.40 Si4O10-4 Cada tetraedro comparte 3 vértices con otros tantos tetraedros, dando a una disposición "ilimitada" bidimensional. Es frecuente la presencia de grupos OH-, H2O, F-, etc. Ello hace que sean blandos, posean exfoliación basal, presenten alta birrefringencia y su hábito sea frecuentemente laminar pseudohexagonal. 6.TECTOSILICATOS (tecto=arquitectura) Si/O=0.50 Sin-xAlxO2n-x Estructuras tridimensionales indefinidas en donde todos los vértices de los tetraedros se comparten en todas las direcciones. Son los silicatos con estructura más compleja. Los minerales más característicos de esta subclase C
9.4 Propiedades Químicas de los Silicatos as propiedades químicas de los silicatos se resumen en los puntos siguientes: Sólo son solubles en agua los silicatos alcalinos. Los aluminosilicatos son totalmente insolubles en agua. Algunos silicatos, entre los que se encuentran ciertos nesosilicatos, son atacables por el ClH con la formación de Gel de Sílice (SiO2.nH2O). La mayor parte de los silicatos son insolubles en ácidos y para solubilizarles es necesaria una disgregación con fundentes tales como Na2CO3, K2CO3, KHSO4, KNO3, etc. Todos los silicatos son atacables por el FH, con formación de SiF4. La razón de que el FH sea capaz de disolver a los silicatos se encuentra si se observa la energía del enlace F-Si, la cual, como puede verse en la siguiente tabla, es la mayor de todas las que pueden considerarse en los enlaces en que participa el Si. L
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ENLA CE E (kJ/m ol)
Si- SiO F
SiCl
44 56 5 7
38 2
SiBr
31 0
SiI
SiN
SiH
SiSi
23 5
34 0
31 9
22 2
SiC
3 28
El segundo enlace más fuerte es el Si-O, lo cual explica la gran estabilidad y abundancia de estos minerales. Todos los demás enlaces son más débiles y por ello otras sustancias que contengan estos elementos no pueden atacar al enlace Si-O. Tan sólo el ClH realiza estos ataques, en determinadas condiciones y ante determinadas estructuras en las que existen ciertas debilidades en los enlaces, como por ejemplo algunos filosilicatos. Muchos aluminosilicatos calcinados por encima de 700 ºC forman Al2O3 y SiO2 y son atacables con ClH. Otros aluminosilicatos requieren mayores temperaturas para descomponerse. Los aluminosilicatos hidratados son atacables por el H2SO4 caliente. Una gran cantidad de silicatos, poseen agua estructural o de constitución, que sólo puede separarse mediante calentamientos a temperaturas muy elevadas. Como ya se ha comentado, es posible que ciertos átomos de Si+4 (0.39 Å) sean sustituidos por otros de Al+3(0.51 Å), Be+2(0.31 Å) e incluso Ge+4 (0.53 Å) ó Fe+3 (0.64 Å). La razón de esta sustitución está en el parecido tamaño que tienen estos iones. Como consecuencia de estos cambios se producen variaciones en las propiedades físicas (exfoliación, índice de refracción, densidad, dureza, etc.). La sustitución de Si por Al es muy frecuente y es posible en casi todas las estructuras. La sustitución de Si por Ge no es posible en todas las estructuras, pudiéndose observar únicamente en las más polimerizadas. Los procesos de polimerización en silicatos han sido objeto de numerosos estudios, de los cuales pueden extraerse los resultados siguientes:
En procesos de cristalización magmática la polimerización de los tetraedros SiO 4-4 depende de la temperatura del magma, cuanto mayor sea ésta, existe un menor grado de polimerización. A temperaturas altas cristaliza mayor cantidad de nesosilicatos (olivinos, granates,...), pero durante el enfriamiento van cristalizando estructuras cada vez más polimerizadas (piroxenos, anfiboles, micas, feldespatos). La polimerización también depende de la composición del magma. Cuando se trata de magmas ácidos (viscosos y claros), en donde abunda el Si, la polimerización se encuentra muy favorecida. Al contrario ocurre en los magmas ultrabásicos (menos viscosos y más oscuros), donde hay poco Si y abundan el Fe y el Mg y las polimerizaciones son más difíciles. La presencia de ciertos elementos también influye en la polimerización. Los volátiles, como el Cl y el F, inhiben la polimerización, al romper enlaces entre tetraedros y, por lo tanto, rebajan la viscosidad. La presencia de Li también disminuye la polimerización, en menor cuantía influyen el Na, el K y ciertos elementos alcalino-térreos. En los procesos pegmatíticos, donde hay gran abundancia de Si y Al en los fluidos, se forman silicatos con elevado grado de polimerización, como feldespatos y micas. En relación con la estabilidad y la resistencia a la alteración química, se puede decir que cuanto más polimerizada se encuentre una estructura, más resistente será a dicha alteración, es decir, cuanto más fuertes y numerosos sean los enlaces entre tetraedros, más estable será la estructura. Por lo tanto, en principio, los tectosilicatos serán los más estables, mientras que los nesosilicatos serán los más alterables. De todos modos, al considerar otros factores, puede observarse excepciones a este comportamiento.
9.5 Propiedades Físicas de los Silicatos as propiedades físicas de los silicatos pueden expresarse en los puntos siguientes: La mayoría no presentan coloraciones características. La raya suele ser blanca o clara. No presentan brillo metálico (la broncita es una excepción) y suelen poseer brillo vítreo o mate. Los que presentan exfoliación buena a perfecta poseen brillo nacarado en las caras de exfoliación (micas, cloritas). Los que poseen altos índices de refracción presentan brillo adamantino y, algunas veces, craso. El índice de refracción está relacionado con la densidad. A mayor densidad (d), mayor índice de refracción (n). De forma aproximada, se puede establecer la relación: n = 1.15 + 0.16d La densidad se encuentra muy relacionada con la estructura: Los tectosilicatos, los filosilicatos y los inosilicatos poseen densidades bajas, comprendidas entre 2.0 y 3.5 gr/c.c., ya que poseen grandes huecos en sus estructuras. Los nesosilicatos, los sorosilicatos y los ciclosilicatos pueden llegar a valores próximos a 7.0 gr/c.c., ya que son estructuras muy comprimidas. La densidad también se encuentra relacionada con los cationes presentes: Presentan bajas densidades (menos de 3.5 gr/c.c.) los silicatos que poseen cationes de radio iónico bajo: Be+2 (0.31 Å), Al+3 (0.51 Å), Mg+2 (0.66 Å), Li+ (0.68 Å). Presentan densidades medias (entre 3.8 y 5.0 gr/c.c.) los silicatos que contienen cationes cuyo radio iónico es próximo a 1 Å: Na+ (0.95 Å), K+ (1.33 Å), Ca+2 (0.99 Å), Sr+2 (1.13 Å), Ba+2 (1.34 Å). Los que poseen Sr y Ba suelen ser más densos L
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Presentan densidades altas (entre 5.0 y 7.0 g/cc) los silicatos que contienen cationes pesados y de radio iónico bajo: Cu+2 (0.72 Å), Zn+2 (0.72 Å), Fe+2 (0.74 Å), Mn+2 (0.80 Å). La dureza se encuentra relacionada con la densidad de forma inversa, los más ligeros son los más duros. Para una misma estructura en la que pueden aparecer diversos cationes, aquella que posee los más pequeños es la más dura. La fenaquita (Be2SiO4) tiene dureza 6, mientras que la willemita (Zn2SiO4) es más blanda, presentando dureza 5. La exfoliación depende de la estructura y es una propiedad direccional . Los filosilicatos presentan exfoliación perfecta en una dirección. Los inosilicatos presentan dos direcciones preferentes de exfoliación. Los nesosilicatos y los tectosilicatos pueden tener tres direcciones de exfoliación, una de ellas puede ser preferente y las otras dos aparecen en menor grado, influyendo en este caso la naturaleza de los cationes. La birrefringencia es una interesante propiedad óptica que se observa muy bien en cristales uniáxicos que pertenecen a los sistemas trigonal o hexagonal. La birrefringencia suele ser de gran utilidad para la caracterización microscópica de algunos silicatos. Los piroxenos presentan alta birrefringencia positiva. Los anfiboles y los filosilicatos presentan birrefringencia negativa muy pronunciada. Los tectosilicatos no presentan grandes birrefringencias y éstas pueden ser positivas o negativas.
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9.7 Aplicaciones e Interés Tecnológico de los Silicatos La mayoría de los silicatos no presentan aplicaciones concretas, siendo curiosidades científicas. No es frecuente que un silicato se utilice como mena metálica, sólo algunas especies son empleadas para la extracción de elementos metálicos:
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Algunos silicatos se emplean como materiales de construcción y ornamentación. Las materias primas para la preparación de estos materiales pueden ser monocomponentes (una sola especie) o multicomponentes (pizarras, granitos, etc.). Estos materiales pueden usarse en diferente grado de manufacturación y ello da lugar a importantes industrias, algunas de las cuales tienen orígenes muy remotos, incluso desde el Paleolítico. También se usan algunos silicatos para la fabricación de refractarios y aislantes. No hay que olvidar la importancia de las arcillas para la fabricación de objetos de barro y porcelana. Se emplean grandes cantidades de feldespatos y ciertas arcillas (caolinita) en la industria cerámica. En Gemología son muy apreciados algunos silicatos y sus variedades: Berilo (esmeralda, aguamarina, morganita, heliodoro), elbaita (rubelita, verdelita , indigolita), espodumena (kunzita, hiddenita), zircón, granates, topacio, olivinos, jadeita, microclina (amazonita), rodonita , crisocola, andalucita, lazurita (lapis lázuli), sodalita
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9.8 Nesosilicatos También llamados ortosilicatos, constituyen las estructuras silicatadas más simples. Poseen durezas, densidades y refringencias elevadas. Su estructura se caracteriza por la disposición de grupos tetraédricos (SiO4-4), entre los cuales se disponen los cationes cuya coordinación con los citados tetraedros se realiza a través de los oxígenos. El número de coordinación o número de oxígenos con los que se relaciona cada catión, depende fundamentalmente de su tamaño y de su carga. En la fenaquita (Be2SiO4) el Be tiene un número de coordinación 4, en los minerales del grupo del olivino los cationes (Fe+2, Mg+2, Mn+2,...) tienen de número de coordinación 6 y en el zircón el Zr se coordina con 8 oxígenos, aunque no todas las distancias Zr-O son iguales. Sin embargo, no todos los oxígenos se coordinan con un catión. En general, los enlaces M-O son más iónicos que los Si-O, aunque su carácter iónico no llega a ser muy elevado.
El Al2SiO5 presenta 3 polimorfías: Sillimanita, andalucita y cianita o distena, en ellas la mitad de los Al se encuentran hexacoordinados, mientras que la otra mitad presenta diferente número de coordinación dependiendo de la especie de que se trate, sillimanita 4, andalucita 5 y cianita 6. Es interesante, desde el punto de vista geoquímico, el estudio de las relaciones entre la andalucita, la sillimanita y la distena. Todas ellas tienen la misma composición, pero son estables en diferentes condiciones de presión y temperatura, formándose los tres en ambientes metamórficos de distinto grado. Ello hace que estos minerales se consideren unos importantes indicadores geoquímicos, al ser muy frecuentes en las rocas que se forman como consecuencia del metamorfismo de sedimentos arcillosos (Winkler). Los granates representan una de las químicas más extensas dentro de esta subclase, ya que intervienen soluciones sólidas. La complicación se hace mayor cuando grupos OH - están ocupando lugares de los SiO 4-4, llegándose a transiciones isoestructurales cuyos extremos pueden ser: Ca3Al2(SiO4)3 - Ca3Al2(OH)12.
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9.8.1 Grupo del Olivino Se engloban en este grupo los minerales cuya composición corresponde a la fórmula: M2SiO4 ó (M,N)2SiO4 Donde M y N pueden ser: Mg, Fe, Mn, Ca, Pb, Zn, e incluso Ni. En algún caso se ha encontrado Ti sustituyendo al Si. Tradicionalmente se da el nombre de olivino o peridoto cuando los cationes son Mg y Fe, existiendo una serie mineral cuyos extremos son la fayalita (Fe2SiO4) y la forsterita (Mg2SiO4). Tales extremos son muy raros en la naturaleza, pero algunos de los compuestos incluidos en la mencionada serie son relativamente frecuentes. Otras series, como la fayalita (Fe2SiO4) - tefroita (Mn2SiO4) y la forsterita (Mg2SiO4) - tefroita (Mn2SiO4) son más raras. Tampoco son frecuentes las demás especies del
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Los términos de la serie forsterita (Mg2SiO4) fayalita (Fe2SiO4) presentan altos puntos de fusión, comprendidos entre 1205 y 1890ºC y aparecen en materiales ígneos que han cristalizado en la etapa ortomagmática a partir de magmas pobres en Si y ricos en Fe y Mn (magmas básicos y ultrabásicos). Los minerales de este grupo son fácilmente alterables, bien por la acción de soluciones hidrotermales, o bien por procesos de meteorización
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9.8.2 Grupo de los Granates Los minerales de este grupo presentan la composición siguiente: N3M2Si3O12 Siendo: M: Cationes trivalentes: Al, Fe, Cr, Ti, V, Mn. N: Cationes divalentes: Fe, Ca, Mg, Mn. Todos los granates cristalizan en el sistema cúbico y clase de simetría hexaquisoctaédrica, presentando hábitos característicos, tales como rombododecaedros, trapezoedros, etc. En algunas ocasiones los cristales desgastados toman el aspectos de masas informes. Se han encontrado cristales de varios kg. de masa.
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Los granates suelen aparecer en materiales metamórficos, aunque también pueden encontrarse en determinados tipos de rocas ígneas (volcánicas, etc.) y en ciertos sedimentos. Son relativamente comunes en esquistos micáceos, gneiss, pegmatitas, peridotitas, serpentinas y dioritas. Algunas características físicas y químicas de los granates se resumen en los puntos siguientes: Presentan colores muy variados, raya blanca, brillo vítreo, craso o resinoso, pudiendo ser transparentes a opacos.
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No presentan exfoliación en la mayor parte de los casos y la fractura puede ser concoidea a desigual, siendo, por lo general frágiles. La dureza oscila entre 6 y 7.5, algunos son más duros que el cuarzo. Sólo son atacables por el FH, aunque si previamente se calcinan se pueden disolver en ClH.
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Suelen contener inclusiones de otros minerales, sobre todo cuarzo, que provocan variaciones en sus propiedades ópticas y en la densidad, la cual suele estar comprendida entre 3.5 y 4.2 gr/c.c. Dada su estructura cúbica, son ópticamente isótropos, aunque algunas especies, como la espesartita, la andradita, la uvarovita o la grosularia pueden presentar ciertas anomalías anisótropas. Sin embargo, se sabe que por calentamiento éstas anomalías desaparecen. Los índices de refracción son altos.
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9.9 Sorosilicatos La subclase de los sorosilicatos no es muy abundante en especies minerales, ya que se conocen aproximadamente 70, siendo las más importantes la hemimorfita (que puede emplearse como mena de cinc), la idocrasa o vesubiana, y los minerales del grupo de la epidota. Estructuralmente se caracterizan por la presencia de grupos tetraédricos dobles Si2O7-6 (iones pirosilicato), lo cual no excluye, además, la presencia de tetraedros aislados (caso de la epidota). El ángulo Si-O-Si varía entre 130 y 180º. En los sorosilicatos de las tierras raras las estructuras son algo más complejas, debido a la existencia en la misma estructura de grupos tetraédricos simples y dobles. Al mismo tiempo, algunos minerales, como por ejemplo la epidota, presentan octaedros AlO6 y AlO4(OH)2 que forman cadenas uniéndose por las aristas, lo cual ha provocado que algunos autores las hayan clasificado como inosilicatos, de forma incorrecta.
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Se han encontrado (aunque son muy raros y se han estudiado poco) algunos silicatos en que el número de grupos tetraédricos que se unen es mayor que 2, pero siempre en número limitado. Así, por ejemplo, se han caracterizado cadenas cortas del tipo: Si4O15-14 y Si5O16-12. En estas cadenas se han detectado ramificaciones.
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9.10 Ciclosilicatos Para algunos autores la subclase de los ciclosilicatos constituye una extensión de la subclase de los sorosilicatos, ya que en ambas existen agrupaciones de tetraedros en número limitado. Sin embargo, los modernos tratados de Química y de Mineralogía consideran a estas estructuras con entidad propia. Desde el punto de vista estructural se caracterizan por la disposición cíclica de un número concreto de tetraedros que puede ser 3, 4 ó 6, originándose las agrupaciones del tipo SinO3n-2n,.
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El número de minerales de esta subclase no es muy grande, pero pueden destacarse por su importancia las turmalinas, el berilo (ciertas variedades) y la cordierita. Es interesante apuntar el hecho de que no es rara la presencia de boratos en la composición de estos minerales, ya que no sólo aparecen en todas las turmalinas, sino también en otras especies como en la axinita.
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9.11 Inosilicatos La subclase de los inosilicatos se caracteriza por el hecho de que los tetraedros SiO4-4 se unen formando cadenas de longitud ilimitada. Se dan 2 casos principales, las cadenas simples y las cadenas dobles. El intercambio de Al y Si no es muy normal en los piroxenos, aunque se puede llegar a la relación Al/Si=1/3. Los piroxenos que aparecen con más frecuencia en las rocas son los que contienen Fe, Mg, y Ca y entre ellos pueden citarse diópsido, hedenbergita, augita, enstatita (hiperstena y broncita), clinoenstatita , etc.
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Desde el punto de vista estructural, hay 2 tipos de piroxenos, los rómbicos y los monoclínicos (aunque se conoce alguna excepción). Entre los rómbicos más importantes se encuentra la enstatita (variedades hiperstena y broncita) que aparece en numerosas rocas. Los piroxenos monoclínicos presentan más especies, al poder contener más variedad de elementos en su red cristalina.
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9.11.2 Cadenas dobles (Anfiboles) Formadas por 2 cadenas simples unidas entre sí mediante de puentes de oxígeno Si-O-Si, dando lugar a una estructura del tipo (Si4O11-6)n, con una relación Si/O=4/11: La comparación entre los piroxenos y los anfiboles, desde el punto de vista físico, químico y estructural , servirá para describir sus principales características.
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Generalmente, para los mismos cationes presentes, el color, el brillo, la dureza y alguna otra propiedad, son muy parecidas. Sin embargo, los anfiboles, por el hecho de poseer grupos OH, suelen presentar menores índices de refracción y menores densidades que los piroxenos. Los hábitos son diferentes, de tal forma que los piroxenos tienden a presentarse en prismas más o menos gruesos, mientras que los anfiboles suelen aparecer en prismas alargados, e incluso en agujas (hábito acicular) y son frecuentes los agregados fibrosos.
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Los ángulos de exfoliación son diferentes, ya que las direcciones de exfoliación en los piroxenos forman un ángulo de 87º, mientras que en los anfiboles tal ángulo es de 56º. El resultado es que las secciones de exfoliación vistas paralelamente al eje c, son respectivamente un pseudocuadrado de ángulos 87 y 93º ( piroxenos) y un rombo cuyos ángulos son 56 y 124º (anfiboles). El hecho de poseer grupos OH hace que los anfiboles sean térmicamente menos resistentes que los piroxenos, los cuales son bastante refractarios.
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Por ello, el calentamiento de un anfibol, por debajo de su temperatura de fusión, le convierte en un piroxeno por desprendimiento de agua. Precisamente el hecho de poseer grupos OH sirve para diferenciar los anfiboles de los piroxenos, a través de su espectro infrarrojo o Raman, ya que tales grupos presentan una banda de tensión en la zona espectral comprendida entre 3000 y 4000 cm-1.
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Por lo que respecta a las condiciones de formación, puede decirse que, en términos generales, los piroxenos cristalizan a mayores temperaturas que los anfiboles y a partir de magmas básicos y ultrabásicos. Con menos frecuencia aparecen en procesos de metamorfismo de alto grado relacionados con materiales ricos en Fe y Mg. Sin embargo, los anfiboles cristalizan a partir de magmas neutros y, como ya se ha dicho, a menores temperaturas que los piroxenos. También son frecuentes en ambientes metamórficos de grado medio.
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Tanto en los piroxenos como en los anfiboles, e incluso en los demás inosilicatos, las cadenas se alinean según el eje c del cristal y estas cadenas se encuentran unidas a cationes cuyo índice de coordinación suele ser 6, como por ejemplo Ca, Mg y Fe(II). El tamaño de la celda unidad es parecido en cuanto a los parámetros a y c, para piroxenos y anfiboles con semejantes composiciones catiónicas. Sin embargo, el valor del parámetro b es doble en los anfiboles que en los piroxenos.
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piroxenoides poseen una relación Si/O=1/3, pero no tienen la estructura de los piroxenos, aunque
poseen también cationes coordinados octaédricamente entre las cadenas silicatadas. En los piroxenos la repetición de tetraedros en la cadena se da cada 7.3 Å, mientras que en los piroxenoides es muy variada (12.5 en la wollastonita ó 17.4 Å en la piroxmanguita), lo cual hace que las cadenas sean menos simétricas que en los piroxenos y ello se refleja en su hábito fibroso y en su fractura astillosa. Además cristalizan en el sistema triclínico.
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El término ASBESTO se utilizó inicialmente para anfiboles fibrosos (tremolita, crocidolita, actinolita). En la actualidad también se engloban con esta denominación a ciertas serpentinas fibrosas (filosilicatos), como el crisotilo y la antigorita.
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9.12 Filosilicatos Los filosilicatos son unos minerales muy extendidos en el mundo mineral, sobre todo en la Corteza Terrestre, siendo constituyentes de numerosos tipos de rocas, tanto ígneas, como metamórficas y sedimentarias. Así, por ejemplo, las arcillas están formadas fundamentalmente por filosilicatos y estos forman una considerable proporción de los materiales de la Corteza Terrestre. La característica fundamental de los filosilicatos es su disposición en capas, lo cual se traduce en una serie de hábitos típicos (muchos de ellos son hojosos o escamosos) que les hace fácilmente reconocibles. Además suelen ser blandos y poco densos.
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Desde el punto de vista estructural, los filosilicatos se caracterizan por el apilamiento de capas que pueden ser de 2 tipos: CAPAS TETRAÉDRICAS: Conjunto de tetraedros (SiO4) en disposición hexagonal con 3 oxígenos compartidos y el cuarto enlace Si-O en la dirección perpendicular al plano de la disposición, dando lugar a agrupaciones Si4O10-4. En estos tetraedros el Si puede estar parcialmente sustituido por Al, de tal forma que pueden aparecer unidades tales como AlSi3O10-5 ó Al2Si2O10-6:
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CAPAS OCTAÉDRICAS: Formadas por la coordinación hexaédrica de una serie de cationes (Mg, Al, Fe(II), Fe(III), Li, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu, Zn) con oxígenos, grupos OH-, e incluso con F-, ubicados en las capas tetraédricas. La unidad estructural más pequeña contiene 4 tetraedros y 3 octaedros. Considerando los octaedros, puede ocurrir que los 3 estén ocupados por un catión (si éste es divalente) o que sólo lo estén 2 de ellos (si el catión es trivalente). De esta forma puede hablarse de 2 tipos de capas octaédricas: –
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TRIOCTAÉDRICAS: Formadas por cationes divalentes que ocupan todas las posiciones octaédricas, como por ejemplo el Mg. DIOCTAÉDRICAS: Formadas por cationes trivalentes que ocupan 2 de cada 3 posiciones octaédricas, como por ejemplo el Al.
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Cuando el Si está sustituido por otros elementos, como Al(III) ó Fe(III) se produce la aparición de carga y se pierde la neutralidad, por lo cual se introducen cationes interlaminares. Tal es el caso de las micas, las cloritas, las vermiculitas y las esmectitas. La cuantía de la mencionada carga da lugar a distintos grupos, los cuales, a su vez, presentan 2 posibilidades en función del tipo de capa octaédrica (dioctaédrica o trioctaédrica). En el grupo de los minerales denominado de las Arcillas Fibrosas, las unidades presentan orientaciones diferentes, existiendo tetraedros rotados, con lo cual hay huecos. Ciertos autores no consideran a estos minerales como silicatos. Durante de los últimos años se ha procedido a una adaptación de la nomenclatura de estos minerales, de acuerdo con los nuevos conocimientos que sobre ellos se vienen adquiriendo, gracias a la aplicación cuidadosa de las técnicas espectroscópicas y del análisis térmico, sin olvidar la Difracción de Rayos X.
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Ello ha dado lugar a la catalogación de nuevas especies (y variedades), así como al mejor conocimiento de otras que ha permitido eliminar una serie de términos que, en su día, fueron asimilados a especies, pero que en la actualidad se sabe que corresponden a mezclas o a estados de transición entre fases minerales. Por ejemplo, las illitas (llamadas por algunos hidromicas) son mezclas de minerales de naturaleza micácea que abundan en las arcillas (micas de arcilla) y que pueden ser el resultado de la alteración de micas (moscovita), de las cuales conserva su estructura, aunque con menor contenido en K y menor relación Al/Si. Además hay otros nombres que han sido completamente eliminados de los modernos tratados de Mineralogía.
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GRUPO DE LA CAOLINITA Estructuralmente,, la nacrita puede considerarse Estructuralmente considerarse la especie con mayor grado de ordenamiento, cristalizando cristalizando en el sistem sistemaa monoclínico (con tendencia a ortorrómbico ortorrómbico), ), al igual que la dickita. Sin embargo, la caolinita cristaliza en el sistema triclínico,, aunque existe triclínico existe una fase pseudomonoclínica llamada caolinita PN. La halloysita presenta presenta un gran desorden estructural, de tal forma que no hay una secuencia de apilamiento fija que permita la entrada de agua entre las distintas unidades estructurales. estructurales.
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En cuanto a las propiedades de los minerales de este grupo, grupo, podemos citar las siguientes: Color blanco a gris. Brillo nacarado a mate. Dureza de 2.0 a 2.5. Densidad de 2.40 a 2.65 g/cc. Puntos de fusión comprendidos entre 1730 y 1785ºC. Birrefringencia apreciable (diferencia con las micas). micas ).
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El origen suele ser sedimentario, como producto de alteración de feldespatos y otros aluminosilicatos, pero también aparecen en ciertos ambientes hidrotermales. Grupo de las Serpentinas Los representantes más importantes de este grupo son la antigorita (serpentina hojosa o escamosa) y el crisotilo (serpentina fibrosa), el cual es considerado por algunos autores como una variedad de la antigorita. Estos materiales (entre otros) se emplean como materia prima la fabricación de amianto.
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Existen 3 tipos de crisotilo: Clinocrisotilo: Monoclínico. Ortocrisotilo: Ortorrómbico. Paracrisotilo: Ortorrómbico. Poco conocido. Todos ellos suelen aparecer juntos y en las mismas condiciones. Por su aspecto, el crisotilo suele confundirse con algunos anfiboles fibrosos, pero si se realiza un calentamiento en tubo cerrado, puede verse que el crisotilo desprende mucho más agua que los mencionados minerales.
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Grupo del Talco y de la Pirofilita El denominado grupo del talco o grupo de la pirofilita está constituido por 2 tipos de minerales que tienen en común la presencia, en su estructura, de 2 capas tetraédricas orientadas en sentido opuesto, entre las cuales se encuentra la capa octaédrica.
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Todo este bloque se une a los contiguos mediante débiles enlaces de tipo residual. La diferencia entre ambas capas octaédricas está en el catión que las forma. En el talco está presente el Mg, con lo cual la capa es trioctaédrica, mientras que en la pirofilita, la presencia de Al da lugar a una capa dioctaédrica.
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Las micas suelen cristalizar en el sistema monoclínico y aparecen en forma de láminas de contorno pseudohexagonal o irregular, ligeras y elásticas (diferencia con las cloritas, cuyas láminas no son elásticas (sólo son flexibles). Otras características se resumen en los puntos siguientes: Presentan exfoliación perfecta basal. La dureza es baja, aproximadamente 2.5. Densidad entre 2.7 y 3.1 gr/c.c. Brillo nacarado intenso (a veces submetálico en las caras de exfoliación). Ópticamente se caracterizan por ser biáxicas negativas y presentar extinción recta. Los colores son variados. Son muy abundantes, apareciendo en rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Son particularmente perfectos y de gran tamaño los cristales formados en ambientes pegmatíticos.
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Las láminas de algunas micas (moscovita y flogopita) se emplean en Electricidad y Electrónica por ser buenos aislantes térmicos y eléctricos. También presentan aplicaciones basadas en sus propiedades mecánicas. Son flexibles, elásticas, tenaces y poseen gran resistencia a la acción de productos químicos, así como elevadas temperaturas de fusión. La alteración de ciertas micas (moscovita) da lugar a la formación de unos materiales llamados illitas que conservan la estructura micácea aunque, a causa de la alteración, presentan un menor contenido en K y una relación Al/Si también
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Si en una lámina de exfoliación (pseudohexagonal) se apoya un punzón con la punta roma y se la da un golpe seco, se produce una estrella de 6 radios llamada "figura de percusión". Estos radios presentan una orientación constante respecto al contorno del cristal y unos de ellos siempre es paralelo al plano de simetría. Si el punzón se aprieta ligeramente (en lugar de dar un golpe seco), se obtiene la "figura de punción",
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Tectosilicatos Son los denominados silicatos tridimensionales o de estructura en armazón. Todos los oxígenos de los tetraedros se unen a los otros, no quedando libre ninguno. Este tipo de estructura es la que presenta la sílice en sus diversas polimorfías. En estas estructuras es posible la sustitución de átomos de Si por átomos de Al y más raramente (siempre a nivel de trazas), por Fe(III), Ti(III) y B(III). Ello provoca la aparición de cargas y, en consecuencia, la entrada de cationes, tales como Na +, K+, Ca+2 y, más raramente Ba+2, Sr+2 y Cs+, los cuales ocupan las cavidades de las estructuras, hallándose en coordinación 8, 9 ó más, con átomos de oxígeno o con otros iones, tales como OH-, Cl-, CO3-2, SO4-2, e incluso S2.
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Algunos autores consideran a los minerales de la sílice dentro de la subclase de los tectosilicatos, sin embargo, dado el carácter químico de la clasificación mineralógica que se está siguiendo, parece más coherente considerarles óxidos. Entre los tectosilicatos más importantes deben considerarse las ceolitas y los feldespatos, los cuales presentan un gran número de aplicaciones, además de ser muy abundantes en la corteza terrestre
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Grupo de las Ceolitas (Zeolitas) Las ceolitas (zeolitas) son aluminosilicatos de elementos alcalinos y alcalino-térreos, cuya fórmula general corresponde a: (Na,K,Ca,Ba)[(Al,Si)O2]n.xH2O Químicamente se caracterizan por las relaciones: O/(Al+Si) = 2 Al2O3/(Ca,Sr,Ba,Na2,K2)O = 1 Los elementos alcalinos que están presentes son Na y K (en menor medida). Entre los alcalino-térreos el más importante es el Ca y, en menor proporción el Ba. No contienen Fe, salvo en algún caso a nivel de impurezas.
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La principal característica de las ceolitas es que su contenido en agua es variable. Estructuralmente se caracterizan por un entramado tridimensional de tetraedros (Si,Al)O4, en donde existen grandes cavidades y canales de comunicación en donde se alojan las moléculas de agua y los cationes, ambos tipos de entes con un elevado grado de libertad, lo cual explica la gran capacidad de cambio catiónico y la deshidratación reversible que las caracteriza. Por este motivo se emplean como tamices moleculares, pudiéndose emplear para la desionización de aguas y, en general, como intercambiadores de iones.
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La pérdida de agua por calentamiento es progresiva, sin que varíe esencialmente la estructura, sin embargo, sí que varían las propiedades ópticas con la cantidad de agua. Esto se traduce en que la curva de termogravimetría que representa el desprendimiento de agua no presenta puntos de inflexión, al contrario que las de otras sales hidratadas (sulfatos, etc.) que sí que los dan y reflejan la variación de la estructura cuando se pierde agua. Otras características físicas y químicas de las ceolitas son: Suelen ser blancas o incoloras. Las coloraciones que presentan (ocasionalmente) están provocadas por la presencia de pequeñas cantidades de óxidos de Fe y de otros metales.
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Brillo sedoso a nacarado. La densidad suele estar comprendida entre 2.0 y 2.3 gr/c.c., pero si contienen Ba puede llegar a 2.8 gr/c.c. Los índices de refracción son bajos, estando comprendidos entre 1.47 y 1.52. La birrefringencia es débil (menor que 0.015). Son frecuentes las anomalías ópticas. Funden fácilmente al soplete con ebullición (zeo=hervir). Son menos duras que otros silicatos hidratados (3.5 5.0). Todas las ceolitas son atacables por los ácidos en mayor o menor medida, separándose sílice gelatinosa.
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El origen de las ceolitas es muy diverso, siendo fundamentalmente secundarias, como producto de la acción de aguas termales sobre aluminosilicatos (feldespatos y otros) a través de grietas y cavidades. También existen ceolitas hidrotermales, como la natrolita, producto de la cristalización a partir de soluciones magmáticas residuales. Otras ceolitas son producto del metamorfismo de grado muy bajo de ciertas rocas básicas. Algunas ceolitas metamórficas son la laumontita (considerada como termómetro del metamorfismo), la heulandita y la wairakita.
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Con mucha frecuencia las ceolitas aparecen en yacimientos de cobre, plata, pirrotina y magnetita, encontrándose relacionadas con los productos de la alteración de tales materiales mediante soluciones alcalinas. Merece la pena mencionar, por su importancia, las ceolitas sedimentarias existentes en el fondo de los mares y lagos salados.
Grupo de los Feldespatos Los feldespatos constituyen aproximadamente el 60% del peso de las rocas ígneas y también forman parte de diversos materiales metamórficos y sedimentarios. Químicamente están constituidos por aluminosilicatos de potasio, sodio, calcio y bario. Además pueden contener pequeñas cantidades de hierro, magnesio, titanio, estroncio, manganeso y plomo. En base a la composición se dividen en 3 grupos: Feldespatos Alcalinos u Ortoclasas: El K es el catión más abundante, aunque pueden aparecer en algunas especies pequeñas cantidades de Na y, más raramente, trazas de Ba.
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Feldespatos Sódico-Cálcico o Plagioclasas: Los cationes presentes son Ca y Na, no contienen K. Son una serie de minerales cuya composición y propiedades varían gradualmente en función de la relación Na/Ca, que se corresponde con la relación Al/Si. Feldespatos de Bario: El catión predominante es el Ba+2 o está presente en cantidades importantes. Son los feldespatos menos frecuentes.
En cuanto a las propiedades se pueden destacar las siguientes: Suelen ser blancos o incoloros, aunque no es raro que presenten cualquier otra coloración (amarilla, rosada, verdosa, gris o negra). Estas coloraciones suelen estar causadas por inclusiones de otros minerales. Los puntos de fusión están comprendidos entre 1100 y 1550ºC. La dureza suele estar comprendida entre 6.0 y 6.5, aunque hay alguna especie más dura. Cuando están alterados son más blandos. La densidad suele estar comprendida entre 2.5 y 2.8 g/cc, aunque los que contienen Ba son más densos, llegando a valores de 3.45 g/cc en la celsiana.
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Presentan exfoliación fácil o perfecta en dos direcciones que forman un ángulo de 90º. La conductividad eléctrica aumenta, en todos los casos, con la temperatura. Algunos ejemplares son termoluminiscentes, siendo éste un fenómeno muy complejo que depende de muchos factores y que aún no se encuentra debidamente explicado en los feldespatos. Las plagioclasas presentan una mayor luminiscencia a la luz UV que las ortoclasas. Esto puede ser debido a motivos diversos, entre los que pueden citarse la presencia de uraninita (en albitas) y las dislocaciones en algunas posiciones de los oxígenos de los tetraedros (Si,Al)O4 que provocan la entrada de Na, K ó Ca. Generalmente son insolubles en ácidos, aunque alguna especie como la anortita es solubles en ClH y otras son parcialmente atacables, como la celsiana, dejando residuo de SiO2.
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Por lo que respecta al origen de los feldespatos, como ya se ha dicho, son minerales muy abundantes en numerosas rocas, siendo su contenido un criterio de clasificación de las rocas ígneas. Se forman en procesos de cristalización magmática y también en procesos pegmatíticos, siendo los principales constituyentes de estas rocas. Son también frecuentes en ambientes metamórficos y más raros en los sedimentarios. La alteración de los feldespatos da lugar a la formación de ceolitas, filosilicatos y otros minerales de Ca, K, Na y Al. Cristalizan principalmente en 2 sistemas. Las plagioclasas son triclínicas y tienen una estructura muy parecida a la microclina. Algunas ortoclasas, como la ortosa y la sanidina, son monoclínicas.
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Dada la abundancia de estos minerales es importante reconocerlos, aunque no siempre es fácil, siendo necesario, en muchos casos, recurrir a sus propiedades ópticas, las cuales pueden resumirse en los puntos siguientes: Bajo relieve, falta de color, birrefringencia baja y carácter biáxico. Pueden confundirse con la cordierita, pero ésta presenta, en muchos casos, coloraciones amarillentas debido a procesos de alteración. Existen otros minerales de la misma subclase que se denominan (históricamente) feldespatoides , los cuales tienen una estructura muy parecida a la de los feldespatos, pero su composición es más pobre en SiO 2 (aproximadamente 1/3 menos).
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Los Feldespatos Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre y participan en ella con más de 60% de volumen, en detalle las plagioclasas ocupan 41% de volumen, los feldespatos alcalinos ocupan 21% de volumen. Los feldespatos forman un grupo de 3 componentes, las cuales son: feldespato potásico KAlSi3O8, albita NaAlSi3O8, anortita CaAl2Si2O8.
Los minerales mixtos con una composición entre el feldespato potásico y la albita se denominan feldespatos alcalinos, los minerales mixtos de composición entre albita y anortita forman el grupo de las plagioclasas. Las relaciones entre ellos se presentan en el sistema ternario de los feldespatos. En los extremos de este triangulo están expresados las formulas cristaloquímicas de las tres componentes. Todas las mezclas entre estas tres componentes se encuentran en un punto determinado dentro del triángulo. Las plagioclasas tienen distintas denominaciones según su composición química o es decir según su contenido en la componente Albita (Ab) y en la componente Anortita (An):
