Unidad II.
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Geología y Morfología del Terreno 1º Curso I.T.O.P. UNIDAD: 2 MINERALOGÍA Profesor: Ismael Falcón Curso 2009-2010 Universidad de A Coruña Mineralogía 1. Introducción 1.1 Características de los minerales y de los cristales Un mineral es un conjunto que se forma naturalmente 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 monominerálicas, es decir principalmente contienen un sólo mineral (como la caliza de calcita). La mayoría de las rocas están compuestas de varios tipos de minerales y se llaman poliminerálicas. Por ejemplo, el granito está compuesto principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad como anfíbol, apatito y circón. 1.1.1 Mineral Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza. Los minerales se forman naturalmente, son inorgánicos, en general sólidos, poseen una composición química definida, son materialmente homogéneos, cristalinos (con estructura atómica ordenada) o amorfos (sin estructura cristalina, por ejemplo los vidrios naturales). La mayoría de los minerales son cristales. Los minerales pueden formarse por procesos inorgánicos o bien con la colaboración de organismos, por ejemplo, azufre nativo, pirita y otros sulfuros pueden formarse por reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales forman parte de organismos como, por ejemplo, calcita, aragonito y ópalo, que pueden formar esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados, y apatito, que es un componente esencial de huesos y dientes de los vertebrados. 1.1.2 Cristal Los cristales se forman naturalmente o pueden ser cultivados artificialmente. Inorgánicos u orgánicos, por ejemplo Vitamina B12. En general sólidos. Materialmente homogéneos. Cristalinos, nunca amorfos. Los cristales tienen una disposición o un arreglo atómico único de sus elementos. Los cristales naturales poseen grados de simetría característicos que son consecuencia del arreglo interno de los átomos que los forman. Los cristales son isotrópicos o anisotrópicos. Los cristales se reconocen por su belleza y simetría. Los cristales isotrópicos tienen las mismas propiedades físicas en todas las direcciones. Los cristales que 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. La Cianita o Distena 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. 1.1.3 Relación entre la forma de los minerales/cristales y su red cristalina En algunas rocas, especialmente en las rocas cristalinas (como las plutónicas y las metamórficas) los minerales presentan caras de cristales que corresponden a 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 los esquistos, por ejemplo, el granate a menudo cristaliza en su forma propia. Se 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 sedimentarias, por ejemplo, en las areniscas, los minerales no presentan caras de cristales pero sí formas de fragmentos o clastos. 1.1.4 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 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. Capas y Subcapas más internas K (n = 1 ) 2 e s (menor energía) L (n = 2) 8e s, p M (n = 3 ) 1 8 e s , p , d más externas N (n = 4 ) 3 2 e s , p , d , f (generalmente de mayor energía) Niveles superiores desocupados Enlace iónico Halita Cl Na Enlace covalente Grafito Reglas de Pauling para los compuesto iónicos Trata del estado energético de la estructura del cristal 1ra Regla La distancia catión-anión = Σ radios La relación RC/RA sirve para determinar el nº de coordinación del catión (NC) El cual condiciona los poliedros de coordinación 2ra Regla La valencia electrostática de un ión = valencia / NC Na+ en NaCl tiene VI de coordinación Cl Para Na+ la valencia electróstática = +1 dividido por 6 = + 1/6 Cl 6 ( + 1/6 ) = +1 (suma de Na) carga de Cl = -1 + 1 Cl Na /6 + Na + 1 /6 ClNa + Cl 1 /6 1 /6 Na 2 Los sistemas cristalinos Los cristales se describen por los sistemas cristalinos. Existen 7 sistemas cristalinos y cada uno de ellos tiene sus propios elementos de simetría. Se describen los sistemas cristalinos por: - Sus ejes cristalográficos. - Los ángulos que respectivamente dos de los ejes cristalográficos forman. - Las longitudes de los ejes cristalográficos. 2.1 Sistema cúbico Existen tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Las longitudes de los ejes son iguales: a=b=c Formas típicas del sistema cristalino y sus elementos de simetría : El cubo (p.ej. halita, fluorita), el rombododecaedro (p.ej. granate) y el octaedro son formas de 3 ejes cuaternario de simetría, 4 ejes ternarios de simetría y 6 ejes binarios de simetría. El Tetraedro es una forma de 4 ejes ternarios y de 3 ejes binarios. Minerales que pertenecen al sistema cúbico son: Halita NaCl, Pirita FeS2, Galena PbS, las cuales forman, entre otros, cubos. Diamante de forma octaédrica, Magnetita Fe3O4 forma entre otros octaedros. Granate, p. ej. Almandino Fe3Al2[SiO2]4 de forma rombododecaédrica, de forma icositetraédrica o de combinaciones de las formas icositetraédrica y rombododecaédrica. - El rombododecaedro es una forma simple compuesta de 12 caras de contorno rómbico. El icositetraedro es una forma compuesta de 24 caras de contorno trapezoidal. Esfalerita ZnS de forma tetraédrica. 2.2 Sistema tetragonal Existen 3 ejes cristalograficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros de los ejes horizontales son iguales, pero no son iguales al parámetro del eje vertical: a = b ≠ [es desigual de] c Formas típicas y sus elementos de simetría son : Circón (ZrSiO2) pertenece al sistema tetragonal y forma p. ej. prismas limitados por pirámides al extremo superior y inferior. Casiterita SnO2 2.3 Sistema hexagonal Existen 4 ejes cristalográficos, tres a 120° en el plano horizontal y uno vertical y perpendicular a ellos: Y1 = Y2 = Y3 = 90° - ángulos entre los ejes horizontales y el eje vertical. X1 = X2 = X3 = 120° - ángulos entre los ejes horizontales. a1 = a2 = a3 es desigual de c con a1, a2, a3 = ejes horizontales y c = eje vertical. Apatito Ca5[(F, OH, Cl)/(PO4)3] y Grafito C pertenecen al sistema hexagonal. Formas típicas son el prisma hexagonal y el trapezoedro hexagonal de un eje senario y 6 ejes binarios. 2.4 Sistema trigonal Existen tres ejes cristalográficos con parámetros iguales, los ángulos X1, X2 y X3 entre ellos difieren a 90°: X1 = X2 = X3 = 90° a1 = a2 = a3 Calcita CaCO3 y Dolomita CaMg(CO3)2 pertenecen al sistema trigonal y forman a menudo romboedros. Otra forma es una combinación de piramide trigonal y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría. 2.5 Sistema ortorómbico Existen tres ejes cristalográficos a 90° entre sí: alfa = beta = gama = 90° Los parámetros son desiguales: a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Olivino (Mg,Fe)2(SiO4) Una forma típica es una combinación de paralelogramo y pinacoide con 3 ejes binarios de simetría. 2.6 Sistema monoclínico Hay tres ejes cristalográficos, de los cuales dos ( uno de los dos siempre es el eje vertical = eje c) están a 90° entre sí: alfa = gama = 90° y beta es mayor de 90° Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Mica 2.7 Sistema triclínico Hay tres ejes cristalográficos, ninguno de ellos a 90° entre sí: alfa es desigual de beta es desigual de gama es desigual de 90° Los parámetros son desiguales. a ≠ b ≠ c [a es desigual de b es desigual de c] Ejemplo: Albita: NaAlSi308 y Distena: Al2SiO5 Los 7 sistemas de simetría Trigonal Morfología cristalina Formas isométricas Hexaedro (Cubo) Octaedro _ 111 111 __ 111 _ 111 Dodecaedro 11 11 10 Maclas 01 10 01 Identificación al microscopio Indicador óptico Figura uniáxica Cristales biáxicos Las fases minerales Polimorfismo Diferentes formas estructurales para compuestos de la misma composición ⇒ minerals diferentes El más común es α- o cuarzo-bajo, pero existen otros que son más estables en otras condiciones, como p.e. el β- o cuarzo-alto, tridimita, cristobalita, coesita, y estishovita Stishovite 10 Pressure (GPa) El compuesto SiO2 tiene diferentes formas estructurales, o polimorfos 8 6 Coesite 4 2 β- quartz α- quartz El diagrama de fases del SiO2 ⇒ Swamy and Saxena (1994) J. Geophys. Res., 99, 11,787-11,794. 600 Liquid Cristobalite Tridymite 1000 1400 1800 2200 2600 Temperature oC Isomorfismo Líquido Plagioclasa + Líquido Plagioclasa Diagrama de fases binario Fe / (Mg + Fe) Diagrama de fases ternario 3. Propiedades físicas de los minerales 3.1 Cristalográficas Se distingue la facies de las caras del mineral/cristal y el hábito del mineral/cristal y de sus agregados. 3.1.1 La facies del mineral La facies del cristal hace referencia al conjunto de todas las caras del cristal o bien a la forma cristalina, la cual depende de la simetría del cristal. P. ej. la galena PbS y la halita NaCl, que pertenecen al sistema cúbico pueden cristalizar como cubos, además la galena puede cristalizar en una combinación de cubo y octaedro, el granate cristaliza en la forma romboédrica, en la forma isotetraédrica o en una combinación de dichas dos formas. 3.1.2 El hábito del mineral y de sus agregados Cuando los cristales crecen sin interferencias, se presentan en formas relacionadas con su estructura interna. El hábito se refiere a la forma en que se presentan las caras de un cristal. Existen varias hábitos de presentación de un mineral y de sus agregados: Columnar: alargado en una dirección y semejante a las columnas. Ejemplo: cristales de corindón. Prismático: alargado en una dirección. Ejemplo: cristales de andalucita. Tabular: alargado en dos direcciones. Ejemplo: cristales de barita. Laminar: alargado en una dirección y con bordes finos. Ejemplo: cristales de hornblenda. Hojoso: similar a las hojas, que fácilmente se separa en hojas. Ejemplo: moscovita. Botrioidal: grupo de masas globulares, por ejemplo grupo de masas esferoidales de malaquita. Radial: fibras radiadas, que terminan en superficies redondeadas. Ejemplo: hematites. Granular: formado por un agregado de granos. Masivo: compacta, irregular, sin ningún hábito sobresaliente. 3.1.3 Cristales maclados Algunos cristales están formados por dos o más partes que con orientaciones diferentes están relacionadas de forma geométrica. Los cristales compuestos de este tipo se conocen como cristales maclados. Hay varios tipos de maclas, por ejemplo maclas simples, maclados de contacto, maclas de interpenetración, maclas paralelas, maclado normal. Se llaman maclas simples a los cristales compuestos de dos partes individuales, que tienen una relación estructural definida. Si las dos partes de una macla simple están separados por una superficie definida, ésta se describe como maclado de contacto. Macla de interpenetración se refiere a los cristales unidos por un plano de composición (superficie a lo largo de la cual los dos individuos están unidos) irregular, por ejemplo. ortoclasa. 3.2 Mecánicas 3.2.1 Dureza Se llama dureza al grado de resistencia que opone un mineral a la deformación mecánica. Un método útil y semicuantitativo para la determinación de la dureza de un mineral fue introducido por el químico alemán Mohs. El creó una escala de dureza de 10 niveles. Para cada nivel existe un mineral representativo y muy común. El mineral del nivel superior perteneciendo a esta escala puede rayar todos los minerales de los niveles inferiores de esta escala. La dureza de un mineral desconocido puede averiguarse rascando entre sí una cara fresca del mineral desconocido con los minerales de la escala de MOHS. El mineral más duro es capaz de rayar el mineral más blando. Los minerales de la escala de MOHS que rayan el mineral desconocido son más duros, los minerales que son rayados por el mineral desconocido son menos duros. Por tanto la dureza del mineral desconocido se estrecha entre el nivel superior del mineral que puede rayarlo y el nivel inferior del mineral que es rayado por este mineral. Con cierta experiencia y algunos medios auxiliares simples se puede conocer rápidamente la dureza de forma aproximada. Los minerales que pertenecen a la escala de MOHS son los siguientes: Escala de MOHS: Dureza 1 2 3 4 5 Mineral 6 Talco Yeso Calcita Fluorita Apatito Feldespato Potásico 7 Cuarzo 8 Topacio 9 Corindón 10 Diamante Comparación La uña lo raya con facilidad La uña lo raya La punta de un cuchillo lo raya con facilidad La punta de un cuchillo lo raya La punta de un cuchillo lo raya con dificultad Un trozo de vidrio lo raya con dificultad Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el acero despide chispas La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la disposición de sus átomos. Cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será la dureza del mineral. Grafito y diamante por ejemplo son de la misma composición química, solamente se constituyen de átomos de carbono C. Grafito tiene una dureza según MOHS de 1, mientras que diamante tiene una dureza según MOHS de 10. En la estructura del diamante cada átomo de carbono (que tiene 4 electrones en su capa más exterior) puede alcanzar la configuración de ocho electrones compartiendo un par de los mismos con 4 átomos de carbono adyacentes, los cuales ocupan las esquinas de una unidad estructural de forma tetraédrica. El enlace covalente entre los átomos de carbono se repite formando una estructura continua, dentro de lo cual la energía de los enlaces covalentes se concentra en la proximidad de los electrones compartidos, lo que determina la dureza excepcional del diamante. En la estructura del grafito, los átomos de carbono se presentan en capas compuestas por anillos hexagonales de átomos, de modo que cada átomo tiene 3 que lo rodean. Las capas de átomos del grafito están separadas una distancia relativamente grande, 3.41Å, y quedan átomos dispuestos en forma alternada, exactamente por encima de los átomos de la capa adyacente. La causa de la poca dureza del grafito es que los enlaces entre las capas de átomos son muy débiles, mientras que los átomos en el interior de las capas están dispuestos mucho más próximos que en la estructura del diamante. 3.2.2 Exfoliación Los cuerpos cristalinos pueden exfoliarse en superficies lisas a lo largo de determinadas direcciones, mediante la influencia de fuerzas mecánicas externas, por ejemplo mediante la presión o los golpes de un martillo. Esta llamativa exfoliación depende del orden interno existente en los cristales. Los planos de exfoliación o bien de clivaje son la consecuencia del arreglo interno de los átomos y representan las direcciones en que los enlaces que unen a los átomos son relativamente débiles. La superficie de exfoliación corresponde siempre a caras cristalinas sencillas. Mientras mayor es el contraste entre la fuerza de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones paralelas al plano de exfoliación y la debilidad de los enlaces que unen a los átomos en las direcciones perpendiculares a los planos de exfoliación, mayor será la tendencia del mineral a romperse a lo largo de este plano. 3.2.3 Densidad Cada mineral tiene un peso definido por centímetro cúbico; este peso característico se describe generalmente comparándolo con el peso de un volumen igual de agua; el número de masa resultante es lo que se llama 'peso especifico' o 'densidad' del mineral. El peso especifico de un mineral aumenta con el número de masa de los elementos que la constituyen y con la proximidad o el apretamiento en que estén arreglados en la estructura cristalina. La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso especifico de alrededor de 2,7 g/cm3, aunque el peso especifico medio de los minerales metálicos es aproximadamente de 5 g/cm3. Los minerales pesados son los que tienen un peso especifico más grande que 2,9 g/cm3, por ejemplo circón, pirita, piroxeno, granate. Densidad en g/cm3 Mineral 2,65 Cuarzo 2,5 Feldespato 2,6-2,8 Plagioclasa 4,47 Baritina 4,9 Magnetita 5,0-5,2 19,3 Determinación del peso específico: Pirita Oro 3.3 Ópticas 3.3.1 Brillo El brillo es debido a la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente. El brillo sirve para identificar cierto tipo de minerales. Se distinguen los siguientes tipos: Brillo Ejemplos / Descripción Metálico pirita, magnetita, hematita, grafito semimetálico uraninita (pechblenda, UO2), goethita No-metálico Vítreo cuarzo, olivino, nefelina, en las caras cristalinas, siderita Resinoso como la resina, p.ej. esfalerita. Graso grasoso al tacto: cuarzo, nefelina de brillo gris graso. Oleoso olivino. Perlado como el brillo de las perlas, p.ej. talco, biotita, siderita Sedoso como el brillo de seda: yeso de estructura fibrosa, sericita, goethita Mate como el brillo de la tiza Adamantino brillante: diamante, rutilo 3.3.2 Color Respecto al color se distinguen dos grupos de minerales: · los minerales idiocromáticos. · los minerales alocromáticos. Se llama idiocromaticos a los minerales que tienen colores característicos relacionados con su composición. En este caso el color es útil como medio de identificación. Minerales idiocromáticos con colores distintos son por ejemplo: Mineral Color Magnetita Negro Hematita Rojo Epidota Verde Clorita Verde Lapis lazuli azul oscuro Turquesa azul característico Malaquita verde brillante Cobre nativo rojo cobrizo Los minerales que presentan un rango de colores dependiendo de la presencia de impurezas o de inclusiones se llaman alocromáticos. Por la existencia de minerales alocromáticos el color es un medio problemático para identificar un mineral. A los minerales alocromáticos pertenecen p. ej.: Feldespato potásico cuyo color varia de incoloro a blanco pasando por color carne hasta rojo intenso o incluso verde. Cuarzo: Cuarzo puro es incoloro. La presencia de varias inclusiones líquidas le da un color blanco lechoso. Amatista es de color púrpura característico que probablemente es debido a impurezas de Fe3+ y Ti3+ y la irradiación radioactiva. Corindón: Corindón puro es incoloro. Corindón portando cromo como elemento traza es de color rojo y se lo llama rubi. El zafiro es una variedad transparente de corindón de varias colores. El color de la raya es debido a los trozos del cristal molidos muy finos, colocados sobre una base blanca, como p.ej. un trozo de porcelana facilita el que sepamos si nos encontramos ante un mineral de color propio o ajeno. El color de la raya del feldespato potásico siempre será blanca igualmente si es producido por un feldespato potásico incoloro, de color carne o verde. El color de la raya tiene importancia en la identificación de las menas. El color de la raya de magnetita es negra, de hematites es rojo cereza, de goethita es de color café. 3.4 Otras propiedades de los minerales 3.4.1 Solubilidad La solubilidad depende de la composición del mineral. Sobre todo se usa una dilución en frío de ácido clorhídrico HCl para distinguir Calcita (puro CaCO3 carbonato de calcio) de otros minerales parecidos de una cantidad menor de CaCO3 o sin CaCO3. La reacción es la siguiente: CaCO3 + 2HCl Æ H2CO3 (dióxido de carbono diluido en agua) + CaCl2. El H2CO3 se descompone en H2O y dióxido de carbono CO2 (gas). Burbujas de CO2 se producen por esta reacción. Se observa la efervescencia de la dilución de ácido clorhídrico cuando se libera el dióxido de carbono. La concentración de la dilución de HCl tiene que ser 5%. Para la aplicación de la dilución de HCl se necesitan un plano fresco de fractura de una roca. 3.4.2 Propiedades magnéticas y eléctricas Todos los minerales están afectados por un campo magnético. Los minerales que son atraídos ligeramente por un imán se llaman paramagnéticos, los minerales que son repelidos ligeramente por un imán se llaman diamagnéticos. Magnetita Fe3O4 y pirrotita Fe11-S12 son los únicos minerales magnéticos comunes, se dicen ferromagnéticos. Los minerales tienen diferente capacidad para conducir la corriente eléctrica. Los cristales de metales nativos y muchos sulfuros son buenos conductores, minerales como micas son buenos aislantes dado que no conducen la electricidad. 3.4.3 Luminiscencia, fluorescencia y fosforescencia Luminiscencia se denomina la emisión de luz por un mineral, que no es el resultado de incandescencia. Se la observa entre otros en minerales que contienen iones extraños llamados activadores. Los minerales fluorescentes se hacen luminiscentes cuando están expuestos a la acción de los rayos ultravioleta, X o catódicos. Si la luminiscencia continua después de haber sido cortado la excitación se llama al fenómeno fosforescencia y al mineral con tal característica mineral es fosforescente. Las fluoritas de color intenso son minerales fosforescentes, que muestran luminiscencia al ser expuestos a los rayos ultravioleta. 3.4.4 Piezoelectricidad Se observa en minerales con ejes polares (sin centro de simetría) como en el cuarzo por ejemplo. Debido a la polaridad de la estructura cristalina al suministrar energía, como calor o presión, en el mineral se genera una carga eléctrica en los dos extremos del eje polar de un mineral y dirigido en sentido opuesto. En la turmalina el eje polar es el c. En el cuarzo los ejes polares son los ejes a. El cuarzo piezoeléctrico se emplea por ejemplo en el geófono piezoeléctrico, donde un movimiento vertical de la Tierra ejerce una presión a un cristal de cuarzo y se produce una carga eléctrica. Un otro ejemplo es la "aguja" de un tocadiscos. Un zafiro piezoeléctrico genera una pequeña carga eléctrica a causa de su deformación (movimiento) sufrido arriba de la pista del disco. La información (la música) del disco es representada por un sin numero de cambios morfológicos adentro de la pista del disco. El cristal piezoeléctrico se deforma de acuerdo con estos cambios en la superficie y esto se puede amplificar como sonido. Identificación macroscópica de minerales 4 Clasificación de los minerales Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza terrestre rígida. Se les clasifica por su composición química y tipo de estructura cristalina. 4.1 Elementos nativos Elementos nativos son los elementos que aparecen sin combinarse con los átomos de otros elementos como p.ej. oro Au, plata Ag, cobre Cu, azufre S, diamante C. Además de los elementos nativos, los minerales se clasifican por el carácter del ion negativo (anión) o grupo de los aniones, los cuales están combinados con iones positivos o cationes. 4.2 Sulfuros Incluido compuestos de selenio (Selenide), arseniuros (Arsenide), telururos (Telluride), antimoniuros (Antimonide) y compuestos de bismuto (Bismutide). Los sulfuros se distinguen en base a su proporción metal/azufre según el propósito de STRUNZ (1957, 1978). Ejemplos: galena PbS, esfalerita ZnS, pirita FeS2, calcopirita CuFeS2, argentita Ag2S. 4.3 Haluros Los aniones característicos son los halógenos F, Cl, Br, J, los cuales están combinados con cationes relativamente grandes de poca valencia, p.ej. halita NaCl, silvinita KCl, fluorita CaF2. 4.4 Óxidos y Hidróxidos Los óxidos son compuestos de metales con oxígeno como anión. P.ej. cuprita Cu2O, corindón Al2O3, hematites Fe2O3, cuarzo SiO2, rutilo TiO2, magnetita Fe3O4. Los hidróxidos están caracterizados por iones de hidróxido (OH-) o moléculas de H2O-, p.ej. limonita FeOOH: goethita-FeOOH, lepidocrocita-FeOOH. 4.5 Carbonatos El anión es el radical carbonato (CO3)2-, p.ej. calcita CaCO3, dolomita CaMg(CO3)2, malaquita Cu2[(OH)2/CO3]. 4.6 Sulfatos, Wolframatos, Molibdatos y Cromatos En los sulfatos el anión es el grupo (SO4)2- en el cual el azufre tiene una valencia 6+, p.ej. en la barita BaSO4, en el yeso CaSO4 2H2O. En los wolframatos el anión es el grupo wolframato (WO4)4-, p.ej. scheelita CaWO4. 4.7 Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos En los fosfatos el complejo aniónico (PO4)3- es el complejo principal, como en el apatito Ca5[(F, Cl, OH)/PO4)3]los arseniatos contienen (AsO4)3- y los vanadatos contienen (VO4)3como complejo aniónico. 4.8 Silicatos Es el grupo más abundante de los minerales formadores de rocas donde el anión está formado por grupos silicatos del tipo (SiO4)4-. 4.8.1 La estructura de los silicatos Más del 90% de los minerales que forman las rocas son silicatos, compuestos de silicio y oxígeno y uno o más iones metálicos. Los principios estructurales de los silicatos son los siguientes: a) Cada uno de los silicatos tiene como compuesto básico un ion complejo de forma tetraédrica. Este tetraedro consiste en una combinación de un ion de silicio con un radio de 0.42Å, rodeado por 4 iones de oxígeno con un radio de 1.32Å tan estrechamente como es posible geométricamente. Los iones de oxígeno se encuentran en las esquinas del tetraedro y aportan al tetraedro una carga eléctrica de -8 y el ion de silicio contribuye con +4. Así , el tetraedro puede considerarse como un anión complejo con una carga neta de -4. Su símbolo es [SiO4]4-. Se lo conoce como anión silicato. b) La unidad básica de la estructura de los silicatos es el tetraedro de [SiO4]4-. Se distinguen algunos pocos tipos estructurales de los silicatos: los neso-, soro-, ciclo-, ino-, ciclo- y tectosilicatos. c) El catión Al3+ puede ser rodeado por 4 o 6 átomos de oxígeno (cifra de coordinación de 4 o 6) y tiene un diámetro iónico muy similar al Si4+ (Si4+: 0.42Å, Al3+: 0.51Å). Por esto reemplaza al Si4+ en el centro del tetraedro, por ejemplo, en la moscovita KAl[6]2[(OH)2/Si3Al[4]O11] o se ubica en el centro de un octaedro como los cationes Mg2+ o Fe2+ por ejemplo en el piroxeno de sodio Jadeita NaAl[6]Si2O6. 4.8.2 Tipos de estructuras de silicatos El oxígeno del anión silicato [SiO4]4- puede pertenecer a uno o varios tetraedros de [SiO4]4-. De tal manera se forman diferentes unidades tetraédricas. - Nesosilicatos. Silicatos formados de tetraedros independientes, que alternan con iones metálicos positivos como p.ej. en el olivino. - Sorosilicatos formados de pares de tetraedros: [Si2O7], por ejemplo epidota. - Ciclosilicatos formados por anillos de tetraedros de [SiO4]4-: [Si3O9]6-, [Si4O12]8-, [Si6O18]12-, p.ej. berilo Be3Al2[Si6O18]. - Inosilicatos formados por cadenas simples o cadenas dobles de tetraedros de [SiO4]4-: por cadenas simples por ejemplo piroxenos por cadenas dobles por ejemplo anfíboles. - Filosilicatos formados por placas de tetraedros de [SiO4]4- por ejemplo biotita, moscovita, caolinita, talco. - Tectosilicatos con estructuras tetraédricas tridimensionales, por ejemplo cuarzo, feldespatos y los feldespatoides. Los Silicatos Los Filosilicatos T O T K T O T K T O T 5 Los minerales de la arcilla 5.1 Arcillas e Ingeniería Civil Las arcillas son, probablemente, los materiales geológicos más contradictorios desde el punto de vista de su utilidad en Ingeniería Civil. Son fuente inagotable de problemas de estabilidad en buen número de obras, pero constituyen por sí mismas un material de valiosas propiedades ingenieriles. Por otro lado, durante los últimos años, las arcillas han cobrado interés en la medida que constituyen potenciales emplazamientos de repositorios de residuos nucleares de alta actividad o se considera su empleo en las barreras de ingeniería previstas para retardar o evitar la migración de radionucleidos y su interacción con la biosfera. Para la mayor parte de actuaciones sobre el terreno, las propiedades que determinan el comportamiento de un suelo puede determinarse a partir de ensayos estandarizados de laboratorio más o menos laboriosos. La mayor parte de estos ensayos se ocupan de la evaluación de parámetros tales como el contenido de humedad, permeabilidad, porosidad, densidad, forma y tamaño de las partículas (granulometría), estructura, plasticidad, capacidad de hinchamiento, etc. El término arcilla puede ser empleado desde puntos de vista muy diversos: 1) En sentido petrográfico, como un tipo de roca en sí misma; 2) En un sentido mineralógico, como aquél conjunto de minerales que comparten unas características químico-estructurales características; 3) En un sentido granulométrico, comoa la fracción de una roca en la que el tamaño de sus granos constituyentes satisface un determinado rango de medida. En general, el término arcilla se aplica a un material natural, terroso, de tamaño de grano fino y que muestra plasticidad cuando es mezclado con una cierta proporción de agua. Entendemos por plasticidad aquella propiedad de un material humedecido mediante la cual se deforma al serle aplicada una presión, conservando la deformación una vez esta ha cesado. La composición química de la arcilla está caracterizada por la presencia de Si, Al y H2O, junto a cantidades variables de Mg, Mn, Fe, Ca, Na y K, principalmente. Es un término que no posee connotaciones genéticas, esto es, no nos indica nada respecto del origen de la roca (continental o marino, sedimentario o hidrotermal, etc.). Desde el punto de vista granulométrico, un material se considera arcilla si el tamaño de grano de sus partículas constituyentes es inferior a 1/256 mm (4 μm). Sin embargo, existe la tendencia a considerar los 2 μm como límite superior al tamaño arcilla dado que la experiencia ha demostrado que los minerales de la arcilla se concentran en la fracción granulométrica de 1-2 μm (quedando los minerales no arcillosos en la fracción mayor a esta medida) y porque parece ser el tamaño máximo en el que una partícula se puede mantener suspendida coloidalmente. Hay que destacar el hecho de que las clasificaciones granulométricas no nos ayudan a caracterizar el tipo de roca en tanto que la composición o la mineralogía de la misma no participa en su catalogación. En este sentido, es ilustrativo considerar el caso de los fangos carbonatados. Son sedimentos, en general marinos, formados casi exclusivamente por granos de carbonato cálcico de tamaño inferior a las 4 μm (micrita), por lo que en el sentido granulométrico han de considerarse arcillas o arcillitas si se encuentran más o menos compactados. Desde el punto de vista químico o mineralógico, la denominación más propia de estas rocas es caliza. Se conoce como arcilla sensible a aquella arcilla que se transforma en un fluido viscoso cuando es remoldeada. Esta propiedad se denomina sensibilidad del la arcilla y todas ellas la presentan con mayor o menor intensidad. El origen de esta sensibilidad es variado pudiendo ser textural (fábrica metaestable), químico (pérdida de cemento, tixotropía, meteorización, lavado de cationes y/o sales, cambios en la relación de cationes mono y divalentes, oxidación etc.), o combinaciones entre ellos. La historia geológica particular de cada arcilla es importante a la hora de evaluar la importancia relativa de cada uno de los factores enumerados anteriormente. 5.2 Algunas ideas básicas Todos los silicatos están caracterizados por la presencia de una unidad estructural fundamental, cuya forma idealizada es un tetraedro. Este tetraedro está constituido por 4 átomos de oxígeno rodeando 1 átomo de silicio. Como quiera que la valencia de los átomos de silicio en los silicatos es 4+ y la del oxígeno 2-, cada unidad estructural tetraédrica posee un déficit de carga negativo de 4 cargas: [SiO4]4-. Las diferentes formas de combinación de los tetraedros entre sí da lugar a la formación de los 6 grupos de silicatos existentes: nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos, filosilicatos y tectosilicatos. Los minerales de la arcilla pertenecen al grupo de los filosilicatos, o silicatos en hojas, dada la morfología característica que suelen presentar estos minerales: hábitos tabulares y una exfoliación basal perfecta. Antes de describir su estructura de forma detallada, vale la pena indicar algunos aspectos terminológicos importantes. Plano atómico (plane): Se dice de aquella superficie que contiene alineaciones de átomos Hojas (sheets): Conjunto de planos atómicos definidos por la presencia de unidades estructurales básicas. Por ejemplo, una hoja tetraédrica es aquella definida por dos planos de átomos (uno en la base y otro en el ápice) correspondientes a tetraedros unidos lateralmente a lo largo de grandes distancias. Capas ó Láminas (layer): Apilamiento de varias hojas. La estructura de todos los filosilicatos puede entenderse a partir de la combinación de hojas tetraédricas (T) y octaédricas (O). Tanto los tetraedros como los octaedros que constituyen estas capas son poliedros idealizados, es decir, no existen en la realidad pero su dibujo nos ayuda a visualizar mejor la estructura. Sin embargo, los átomos de silicio y oxígeno así como los respectivos cationes y aniones en las hojas tetraédricas y octaédricas sí están unidos (coordinados) mediante enlaces covalentes, energéticamente muy fuertes. Una hoja tetraédrica está constituida por una disposición bidimensional de tetraedros de [SiO4]4- , yaciendo sobre una de sus caras y compartiendo 3 de los 4 oxígenos que poseen. El plano que contiene los tres oxígenos de la cara sobre la que yace el tetraedro recibe el nombre de plano basal mientras que el cuarto oxígeno se denomina apical y se encuentra desplazado una cierta distancia (4.63 Å) sobre el plano basal (1 Å equivale a 10-10 m ó 0.1 nm). En realidad, junto con el Si, suelen entrar proporciones más o menos importantes de otros cationes, principalmente Al, Ti y, en ocasiones excepcionales, Fe3+. Este fenómeno de substitución se denomina isomorfismo y está fuertemente controlado por el tamaño de los iones que participan de la substitución. Suponiendo que en la hoja tetraédrica solo entre silicio, la fórmula ideal de la misma sería n[Si2O5]2-. La disposición de los tetraedros en la hoja es tal que quedan libre unos huecos de forma hexagonal. En el centro de esas cavidades y a una altura correspondiente a la de los oxígenos apicales se ubican grupos OH. Cualquier catión externo que se enlace con la hoja tetraédrica lo hará con dos oxígenos y el OH que quedan por coordinar. El triángulo formado por los dos oxígenos y el OH es casi igual al correspondiente a la cara triangular de un octaedro XO6 (donde X es, en general Mg o Al) con lo que es posible enlazar con la hoja tetraédrica una nueva hoja de octaedros abatidos sobre una de sus caras (que será la formada por los 2 oxígenos y el OH), unidos lateralmente (capa TO). Para entender mejor la geometría de la hoja octaédrica y como se combina esta con la hoja tetraédrica, hemos de hacer algunas consideraciones sobre otro grupo de minerales importantes: los hidróxidos. La estructura de muchos hidróxidos y en particular la de dos de ellos, la brucita , Mg(OH)2, y la gibbsita, Al(OH)3, se caracteriza por estar constituida por una serie indefinida de octaedros abatidos sobre una de sus caras. En los vértices de cada octaedro se encuentran grupos OH, en la cantidad de 6 por cada octaedro. Cuando el catión coordinado con los OH es divalente (caso de la brucita), cada hidroxilo es compartido por 3 octaedros por lo que la carga equivalente de cada OH es de -1/3. El balance de cargas para cada octaedro en el caso de que este corresponda a un catión divalente es: ⎛ 1⎞ 6×⎜− ⎟ + 2 = 0 ⎝ 3⎠ con lo que la estructura es eléctricamente neutra. Esta es una condición sine qua non para que un sólido cristalino sea estable. En el caso de que el catión del octaedro sea trivalente (p. ej. el caso de la gibbsita), para mantener la neutralidad de cargas es necesario que 1 de cada 3 posiciones catiónicas quede desocupada. A efectos de la compartición de OH entre tetraedros eso quiere decir que cada hidroxilo será compartido por 2 octaedros y no 3, y la carga equivalente de cada hidroxilo pasa a ser de -1/2. El balance de cargas resulta entonces: ⎛ 1⎞ 6×⎜− ⎟ + 3 = 0 ⎝ 2⎠ La similitud estructural existente entre filosilicatos e hidróxidos no es resultado de la casualidad. Se ha comprobado experimentalmente que los embriones cristalinos de la mayor parte de los minerales de la arcilla son hidróxidos que evolucionan hasta dar, superados unos ciertos condicionantes cinéticos, verdaderos filosilicatos. La hoja octaédrica de los filosilicatos suele denominarse hoja de brucita o de gibbsita en función del tipo de catión (di o trivalente) que ocupa el centro de cada octaedro y , de hecho, constituye la primera gran dicotomía que puede establecerse entre los diferentes filosilicatos. Cuando cada grupo OH de la hoja octaédrica de un filosilicato está rodeado de tres cationes, se dice este es trioctaédrico y los cationes que ocupan los huecos octaédricos son divalentes. Cuando, por otro lado, cada OH es rodeado por sólo 2 cationes, el filosilicato se denomina dioctaédrico, siendo los cationes trivalentes. Antes de proceder a la descripción de las diferentes estructuras de los principales filosilicatos, es interesante ver como se produce el enlace entre las hojas tetraédrica y octaédrica, para alcanzar el necesario equilibrio de cargas. Antes veíamos que en el centro de cada hueco hexagonal de la hoja teraédrica y a una altura correspondiente a la de los oxígenos apicales, se encuentran grupos OH. La unión de la hoja tetraédrica y octaédrica se verifica mediante el OH de la cavidad hexagonal y la compartición entre octaedro y tetraedros de 2 oxígenos apicales. Es decir, que del octaedro ideal de los hidróxidos, son substituidos dos OH por oxígenos. Los octaedros se disponen abatidos sobre una de sus caras y el balance de cargas se realiza de la siguiente manera. En el caso de que el catión sea divalente (estructura trioctaédrica), cada OH es compartido por 3 octaedros con lo que la valencia equivalente de cada uno de ellos es -1/3. Como quiera que cada octaedro sólo tiene 4 OH, la carga total de los vértices del octaedro ocupados por OH es -4/3. Los dos vértices restantes del octaedro están ocupados por los oxígenos compartidos de la hoja tetraédrica. Si recordamos la fórmula de la hoja tetraédrica (n[Si2O5]2-) vemos que a cada oxígeno apical le corresponde una carga equivalente tetraédrica de -1. Ahora bien, cada uno de los oxígenos apicales es compartido a la vez por tres octaedros por lo que la carga equivalente tetraédrica ha de ser dividida por 3. La carga total de los oxígenos apicales será entonces -2/3. El balance neto de carga enlas hojas tetraédrica y octaédrica es: ⎛ 4⎞ ⎛ 2⎞ ⎜− ⎟ +⎜− ⎟ + 2 = 0 ⎝ 3⎠ ⎝ 3⎠ Si en lugar de ser un catión divalente, se tratara de un catión trivalente, una de cada tres posiciones catiónicas estaría libre para mantener la neutralidad de cargas. Todos los enlaces establecidos entre oxígeno, OH y cationes, tanto en la hoja tetraédrica como en la octaédrica son de tipo covalente y no pueden ser rotos con facilidad, salvo que se suministre una elevada energía para deshacer el enlace. Los filosilicatos y, en particular, los minerales de la arcilla, son extraordinariamente estables bajo condiciones ambientales. Los grupos OH de la estructura de los filosilicatos suelen agruparse bajo el nombre de agua estructural. Esta ‘agua’ sólo puede ser movilizada a temperaturas muy elevadas y cuando es extraída de la estructura el filosilicato se desestabiliza, transformándose en otro mineral. Los minerales de la arcilla raramente desarrollan cristales macroscópicos. Su tamaño habitual es del orden de 1 a 2 μm de longitud y un grosor que puede oscilar entre los 10 y los 200 Å. Cuando las partículas son tan pequeñas, las fuerzas que actúan sobre su superficie pasan a tener un muy importante papel a la hora de entender su comportamiento. 5.3 Isomorfismo Se denomina isomorfismo a aquella propiedad que presentan determinadas substancias mediante la cual se produce la substitución, en proporciones variables, de determinados elementos químicos que la componen. Los filosilicatos pueden presentar elevados grados de solución sólida por lo que el balance de carga particular de cada mineral ha de establecerse mediante análisis detallados. Una de las propiedades más destacables derivada a partir del diferente grado de substitución que pueden presentar las arcillas es la denominada capacidad de intercambio catiónico o CEC. Como hemos dicho anteriormente, las arcillas suelen presentar un grado variable de isomorfismo el cual puede afectar tanto a la hoja tetraédrica como a la octaédrica. En substancias de bajo índice de cristalinidad, las vacantes también pueden jugar un papel significativo en este respecto. Las substituciones suelen implicar cambios de Si por otros cationes de menor valencia (Al) o del Al de la hoja octaédrica por cationes divalentes. Ello conduce a la circunstancia de que casi todas las arcillas poseen un déficit estructural de carga positiva, es decir, sus cristales suelen estar cargados negativamente. Cualquier estructura cristalina puede soportar un limitado desequilibrio eléctrico pero, sobrepasado un cierto umbral, la estructura deja de ser viable y colapsa. Para compensar ese desequilibrio de cargas, las arcillas incorporan cationes a su estructura en los huecos dejados entre los apilamientos de capas TO o TOT. A veces esos cationes pueden ser fácilmente movilizados o intercambiados por otros presentes en una solución acuosa. Se denominan entonces cationes de cambio y la CEC es la medida de la capacidad de intercambio catiónico que posee una arcilla, que suele medirse en meq/100 gr de arcilla (nº de equivalentes = valencia · peso del elemento/peso atómico). Cuando esos cationes interlaminares no pueden ser movilizados porque, en función del tipo de substitución, se establecen enlaces más fuertes con la estructura, se habla de micas y no de arcillas. Las arcillas más descompensadas eléctricamente son las que poseen mayor CEC. Así mismo, no todos los cationes quedan igualmente retenidos dado que es función de la energía de enlace que se establece entre el catión y la estructura, lo que a la vez está relacionado con el lugar donde se produce la substitución isomórfica (hoja tetraédrica u octaédrica). Los cationes en cualquier solución acuosa tienden a estar solvatados (rodeados de un determinado número de moléculas de agua), por lo que al incorporarse a la arcilla también se incorpora una cierta cantidad de agua a la misma. Así mismo, la propia molécula de agua posee una estructura polar y dado que las partículas de arcillas actúan como condensadores planos cargados negativamente, tienden a atraer las moléculas de agua que son dispuestas de manera ordenada en la superficie de las partículas. Los iones en la proximidad de las partículas de arcilla también poseen una disposición condicionada por la presencia de fuerzas electrostáticas operando en sus inmediaciones. La distribución de los mismos suele explicarse a partir de modelos de complejación superficial del que la doble capa difusa es un ejemplo. Este modelo, sin entrar en excesivos detalles, considera que la densidad catiónica decrece exponencialmente con la distancia a la superficie de la partícula de arcilla, hasta alcanzar un nivel de referencia que es el de la concentración de la solución acuosa no afectada por la carga superficial de la partícula. Este modelo no refleja otra cosa que el efecto de dos fuerzas actuando en sentido contrario: por un lado la atracción electrostática y por otro la tendencia de los cationes a difundirse para tener así concentraciones iguales en toda la solución. 5.4 Clasificación Los dos puntos anteriores son las bases fundamentales con las que entender la mayor parte de propiedades que presentan las arcillas. Pasaremos ahora a describir las diferentes configuraciones estructurales. Los filosilicatos estructuralmente más sencillos son aquellos que consisten en el apilamiento indefinido de capas formadas por hojas tetraédricas (T) y octaédricas (O) Los dos minerales característicos de este tipo de filosilicatos son la antigorita (trioctaédrica) y la caolinita (dioctaédrica). Las capas TO son eléctricamente neutras pero los enlaces entre las mismas se verifican mediante enlaces de Van der Waals (débiles) al ser anisótropa la distribución de la energía de enlace dentro de las hojas. La baja energía de enlace de las uniones de Van der Waals es responsable de la exfoliación perfecta que presentan todos los filosilicatos. Cuando cada hoja octaédrica está rodeada de dos hojas tetraédricas, tenemos un nuevo miembro del grupo de los filosilicatos, representado por el talco (trioctaédrico) y la pirofilita (dioctaédrico). Los bocadillos TOT se enlazan entre sí mediante fuerzas de Van der Waals. Si dentro de la hoja tetraédrica el Si es substituido por Al, se crea un déficit de carga negativo en la estructura. Si se substituye 1 átomo de Si de cada 4, el equilibrio de cargas de la estructura se mantiene mediante la incorporación de cationes monovalentes que ocupan el hueco dejado entre dos capas TOT. De esta manera la estructura se mantiene más fuertemente unida y la dureza del mineral crece. Estos minerales se denominan micas reales y cuando el catión monovalente es K, tenemos la flogopita (trioctaédrica) y la moscovita (dioctaédrica). Cuando el catión monovalente es Na, tenemos la paragonita (dioctaédrica). Si la mitad de los átomos de Si de la hoja tetraédrica es substituida por Al, el déficit de carga generado es mayor y los cationes intercapa pasan a ser divalentes. Este conjunto de minerales se denomina micas frágiles, dada su mayor dureza y fragilidad. Xantofilita (trioctaédrica) y margarita (dioctaédrica) serían un ejemplo de este grupo. Tanto en el caso de los iones divalentes como en el anterior de los monovalentes, estos ocupan posiciones interlaminares fijas, no intercambiables y su estructura es eléctricamente neutra. Si la substitución del Si tetraédrico por Al se produce al azar, es posible que no se pueda formar una estructura ordenada tipo mica, con todas las posiciones de cationes monovalentes intercapa ocupadas, pero algunas de ellas quizá sí. Estos minerales poseen propiedades intermedias de mica y arcilla y se conocen como el grupo de la illita. El importante grupo de las cloritas consiste en capas TOT mezcladas con capas de brucita o de gibbsita y el de las esmectitas, del que nos ocuparemos a continuación, se deriva de la inserción de una o varias capas de moléculas de H2O (y cationes) entre cada capa TOT. En la naturaleza, no obstante, es relativamente raro encontrar estas especies minerales como fases estríctamente puras. Dado el tipo de estructura que presentan los filosilicatos, es muy habitual que se formen lo que se denominan interestratificados de filosilicatos, es decir paquetes de grosor variable formados por fragmentos de estructura asimilable a la de diversas micas y/o arcillas. Se trata en realidad de un mezcla de minerales y ello condiciona que las propiedades del conjunto sean mixtas y no la de las fases puras. Por ejemplo, es normal que la esmectita no se encuentre en forma pura sino que en realidad sea un interestratificado de la fase illita con la fase esmectita. La expansividad del conjunto, por ilustrar un ejemplo, es inferior a la que tendría si fuera una esmectita pura. 5.4.1 El grupo de la esmectita El término esmectita deriva del griego ‘smectos’ (αμζγμα) cuyo significado original es jabón puesto que la saponita fue el primer mineral de la arcilla descrito como esmectita. Se trata de un conjunto de minerales altamente plásticos, expansivos y que son utilizados en buen número de aplicaciones ingenieriles e industriales. Desde el blanqueo de cervezas y vinos, a lodos de sondeo, material impermeabilizante, de relleno, de barrera, etc. El término bentonita se aplica a aquella roca constituida fundamentalmente por minerales de la arcilla expansivas (montmorillonita, saponita, nontronita, vermiculita, etc.) si bien pueden contener fracciones más o menos variables de otros minerales. La Tierra de Fuller puede considerarse sinónimo de bentonita. Estructuralmente, las esmectitas son análogas al talco y la pirofilita si bien se producen extensas substituciones isomorfas (hasta un 15% del Si tetraédrico puede ser substituido por Al) que hacen que el déficit de carga de estos minerales sea el mayore de entre los minerales de la arcilla. Su CEC es también de las más elevadas (80-150 meq/100 g), resultado de la incorporación masiva de cationes entre las capas TOT de la estructura. La montmorillonita es la esmectita dioctaédrica más abundante mientras que la saponita es trioctaédrica La superficie específica de las esmectitas es enorme. La superficie primaria (la superficie excluyendo las zonas interlaminares) oscila entre 50 y 120 m2/g mientras que la superficie específica secundaria (aquella expuesta cuando la estructura se expande y el agua puede penetrar en la región interlaminar) puede alcanzar valores de hasta 840 m2/g. 5.4.2 Un pequeño ejemplo El estudio de las propiedades químicas de los materiales arcillosos es fundamental para entender muchos de los procesos que suceden en él. Los deslizamientos, licuefacciones del terreno, etc. son debidos en muchas ocasiones a la actuación de fuerzas que pueden ser consideradas pequeñas cuando se analizan desde un punto de vista macroscópico pero que su contribución global es significativa sobre todo si estas fuerzas actúan, como decíamos antes, en una miriada de cristales de muy pequeño tamaño. El fenómeno de la floculación en las arcillas es harto conocido. De todos es conocido que las arcillas depositadas en aguas saladas (marinas o salobres) tienden a tener una estructura floculada mientras que aquellas que lo hacen en ambientes de agua dulce (ríos, lagos, etc.) dan texturas defloculadas. En experimentos de laboratorio es fácil comprobar que la adición de un electrolito a una suspensión de arcilla tiene el efecto de flocular la suspensión. ¿Cual es la justificación de este fenómeno? La explicación hay que buscarla en interacciones de tipo electrostático. Hemos dicho antes que casi todas las arcillas poseen un exceso de carga negativa por lo que diversas partículas de arcilla en suspensión en una solución tenderán a repelerse electrostáticamente al estar cargadas de igual manera. Cuando decanten, lo harán interactuando lo menos posible con las adyacentes, dando una textura defloculada. Cuando en una solución hay electrolitos, los iones de la misma pueden actuar como núcleos aglutinantes de las partículas en suspensión, coalesciendo las partículas hasta dar una textura floculada. En este sentido los cationes atenúan las fuerzas de repulsión entre partículas permitiendo su unión. Las fuerzas de unión entre partículas son mayoritariamente de Van der Waals. A veces, cuando se ha producido la sedimentación en ambientes muy salinos, la estabilidad de la masa de arcilla puede incrementarse al precipitar pequeños cristales de sales que actúan a modo de cemento entre las partículas de arcilla. Sin embargo, una arcilla floculada puede deflocular si pierde el agente floculante, es decir, aquellos iones que mantienen unidas las diferentes partículas. La pérdida de los agentes floculantes, si son iones, puede darse si se produce el lavado de la arcilla por aguas diluidas, como pueden ser las aguas de lluvia. En este caso, la estabilidad de la masa de arcilla puede mantenerse de una manera meramente mecánica pero su resistencia al corte puede haberse visto seriamente modificada y cualquier pequeña perturbación puede inestabilizarla. Minerales de la Arcilla T O vdW T O vdW T O
