Minerales silicatados

TEMA 17: MINERALES SILICATADOS.
Los Silicatos son los principales constituyentes de las rocas ígneas, también aparecen en rocas metamórficas y
sedimentarias, además de en yacimientos minerales como portadoras de materiales importantes, como las
tierras raras, Uranio, etc. Hay muchos minerales que los contienen y son muy importantes industrialmente,
como arcillas, amianto, etc. Otros silicatos con enorme valor son, gemas, topacios, granates...
Los principales elementos, los iones más comunes y el número de coordinación. (Fotocopias) También
aparecen otros, en menores cantidades, como los aniones cloruro, fluoruro o carbonato.
Su estructura está muy bien estudiada, aunque hay excepciones por su complejidad. Está formado por una
unidad estructural, que son los tetraedros SiO4, pueden aparecer individualmente o compartiendo oxígenos,
donde estos enlaces son equivalentes, por lo que forman tetraedros regulares. Estos enlaces son muy fuertes:
50% iónico y 50 % covalente. Aparecen unidos por cationes distintos al Silicio.
Coordinación en los silicatos. (en cuanto al oxígeno)
Z: Si y Al aparecen en posiciones octaédricas con coordinación 4.
Y: Al³+, Mg³+, Fe³+... tienen una coordinación 6.
X: Na+, Ca+ con radios iónicos grandes, con coordinación 8.
X: K, Ba+, Rb+ radios iónicos superiores a 1 y coordinación 12.
Cuanto mayor es el radio catiónico, mayor es la coordinación. Se producen sustituciones entre los elementos
de cada grupo, pero es poco frecuente entre otros grupos.
Los aniones que pueden aparecer son: OH−, Cl−, F−, etc. El agua también puede formar parte de los silicatos.
Las uniones dentro de los tetraedros son fuertes, pero entre unos y otros son más débiles, por lo que muchas
veces encontramos una buena esfoliación.
En el caso de anfíboles y piroxenos aparecen cristales fibrosos. Pero en el caso de los Tectosilicatos tendrá
esfoliación en las tres direcciones.
Otras propiedades generales importantes son:
• La velocidad e índices de refracción toman valores dependiendo de la estructura.
• A medida que va aumentando la complejidad, disminuye el índice de refracción y la densidad y
aumenta la polarización.
• La dureza va desde 1 hasta 8, además los que tienen grupos OH− son de menor dureza.
Clasificación según su estructura.
Nexosilicatos
Están aislados y no comparten los iones. Su estructura depende del tamaño y carga de los iones que hacen de
nexo entre varios tetraedros. Aquí nunca el Al sustituye al Si en estos tetraedros. Hay una ausencia importante
de alcalinos, como los cationes sodio y potasio. Esta ausencia es permanente.
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El empaquetamiento atómico es denso, por lo que, tanto índice de refracción, dureza y densidad es alta. Son
isométricos, incoloros o de colores claros y los que presentan colores son los que tienen iones alocromáticos.
Los más importantes con: olivino, granate, circón y Nexosilicatos alumínicos.
Grupo olivinico: está constituido por silicatos, cuya fórmula es A ( Si O ) donde A es un catión divalente
como Mg, Fe, Cb, Zn, Pb, Ca, Mn... Excepto en el caso de que tengan calcio o plomo, el resto producen
sustancias iónicas entre ellas, es decir, forman soluciones sólidas. La mayoría tienen un componente que
podemos recoger en este diagrama ( Fig. 10.6)
( Fig. 10.7) El primero en cristalizar es un olivino rico en magnesio, a medida que desciende la temperatura,
se produce la sustitución del Mg por Fe.
Su estructura, los tetraedros están unidos por Mg en coordinación 6 con los oxígenos, y se observan dos
posiciones estructurales; la primera M1 es un octaedro perfecto; la segunda M2 son octaedros algo
distorsionados, como es el caso de la fostenita.
En los olivinos intermedios el Mg y Fe no tienen preferencia por estas posiciones. Pero en las calcicas, el Ca
siempre ocupa la segunda posición estructural.
En algunos manuales lo podemos ver como empaquetamiento hexagonal aproximado del oxígeno, donde el Si
ocupa los huecos tetraédricos y el Mg los huecos octaédricos.
Son frecuentes en rocas ígneas de origen magmático, y también aparecen en rocas ígneas básicas o
ultrabásicas.
Grupo del granate: se incluyen minerales con la fórmula donde A es un metal divalente: Ca, Mg, Fe, Mn y B
es un metal trivalente: Cr, Al, Fe.
En cuanto a su estructura, los metales divalentes están en coordinación 8 y los metales trivalentes en
coordinación 6 respecto al oxígeno.
Son numerosas las especies con soluciones sólidas y las representamos en diagramas ternarios. ( Fig. 16.54)
Sus características son, son isoestructurales, cristalizan en el sistema cúbico, su forma más común es el
rombodecaedro, tiene una dureza alta, su color es variado y está en función de su composición. Aparecen en
rocas ígneas y metamórficas. Son muy comunes.
Sorosilicatos
Formados por tetraedros que comparten un oxígeno, dobles o individuales, o edificio que forman grupos
tetraédricos dobles que comparten dos átomos de oxígeno. Los más importantes son:
Grupo de la Epidota: son los más importantes y son isoestructurales, cristalizan en el sistema monoclínico,
con estructura alargada. Aparecen en la estructura compartiendo un oxígeno y con grupos tetraédricos
aislados. (Fotocopias) La fórmula es X2YO3(SiO4)(Si2O7)(OH) La X son cationes que pueden ser Ca, Ce,
La, Na. La Y son cationes exteriores y que son Al, Mn³+, Fe³+, con coordinación octaédrica con una serie de
cadenas y unidas a cadenas tetraédricas aisladas.
Epirota: metamórfica, es isoestructural y cristaliza en el sistema monoclínico, lo destacable es que aparece en
coordinación tetraédrica formado por una serie de cadenas unidas por tetraedros de SiO4.
Ciclosilicatos
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Comparten dos oxígenos con sus vecinos, formando anillos, con 3,4 y 6 miembros. La más sencilla tiene 3
silicios y se llama Beitonita. Los que más abundan son los de seis miembros.
Los anillos están dispuestos en capas donde los huecos centrales se disponen concéntricamente, donde se
forma un enorme canal, que pueden tener iones, átomos o moléculas como:
Berilo: es quizás el que más Berilio contiene, cristaliza en el sistema hexagonal, su estructura son anillos
hexagonales. Entre dos capas hay uniones por el Be, que une a cuatro anillos ( a sus oxígenos) y el Al, que
une a los anillos en coordinación 6. (fotocopias). En su estructura el Be puede ser reemplazado por Sodio,
Potasio, Litio... y en los canales pueden aparecen gases o agua.
Los cristales son prismas hexagonales y algunos son muy preciados en la joyería como la esmeralda.
Aparecen en procesos magmáticos, se forma en la etapa permatítica. También podemos encontrarlo en
yacimientos sedimentarios.
Turmalina: viene determinado por la fórmula:
Su estructura se puede describir como anillos de seis miembros, en capas paralelas, entre esos anillos aparecen
grupos BO3. En el centro se alternan los grupos −OH, Na ó Ca. Otros cationes que aparecen son Li, Mg, Al,
que aparecen en medio de los anillos para enlazarlos y a los grupos BO3. Tiene una coordinación octaédrica.
Las columnas de anillos están unidas por Al, Mn³+, Fe³+. Hay algunas variedades determinadas por la
posición de los distintos cationes.
Hay de muchos colores, el brillo es vítreo como casi todos los Silicatos. La esfoliación casi no existe,
presentando estrías verticales. Se electriza al calentarlo, frotarlo o ejercer una presión sobre él. Se origina en la
fase permatítica.
Inosilicatos
Formados por cadenas infinitas de tetraedros.
• piroxenos, cadenas sencillas, donde comparten dos oxígenos.
• Anfíboles, si las cadenas son dobles, la mitad comparte dos oxígenos, mientras que la otra mitad de
los tetraedros comparten tres oxígenos.
Ambos son muy semejantes tanto en estructura como en propiedades. Las cadenas están alineadas sobre el eje
cristalino z. Están unidos por cationes metálicos. En los anfíboles aparecen grupos OH−, F− Las especies
análogas, tienen color, brillo y dureza muy parecida y difieren en el grado de refracción y peso específico,
siendo en los anfíboles menor. También la esfoliación es distinta. Y la forma de cristalizar: los piroxenos en
prismas gruesos y en los anfíboles son prismas alargados o aciculares. Los piroxenos son característicos de las
rocas ígneas básicas o ultrabásicas y los anfíboles con composición intermedia con el Sílice.
Los piroxenos aparecen a temperaturas más altas que los anfíboles y a medida que desciende la temperatura
los piroxenos reaccionan con las sustancias residuales para dar anfíboles, el proceso inverso se produce por
deshidratación de los anfíboles.
Piroxenos: en la estructura podemos ver uniones por cationes y distinguimos dos posiciones catiónicas
distintas:
M1, octaedros regulares, especialmente en piroxenos monoclínicos donde los cationes están unidos a dos
oxigenos de cadenas opuestas, formando cadenas tetraedro−octaedro−tetraedro. Los cationes suelen ser: Fe³+,
Mg²+, Mn³+, Fe²+, Mn²+
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M2, es un poliedro irregular de coordinación 8. Los están coordinados a 4 cadenas. Los radios de los cationes
son mayores y son: Na, Li, Ca
Al igual que en los anfíboles cristalizan en el sistema monoclínico o rómbico. Podemos agruparlos en:
• Ortopiroxenos: cristalizan en el sistema rómbico. Su coordinación es octaédrica en M1 y M2, por lo
tanto nula. La esfoliación se da entre cadenas porque los enlaces son más débiles. Las líneas de
esfoliación se cortan a ángulos muy próximos a 90º. Su composición (diagramas) Ej. Agujita
(cristales negros)
• Clinopiroxenos: cristaliza en el sistema monoclínico.
Anfíboles: difiere del anterior en que en este aparecen aniones fluor e hidróxido. La esfoliación se produce en
ángulos distintos a 90º, siendo aproximadamente 54º y 124º, dando lugar a estructuras rómbicas. Las cadenas
que están paralelas al eje z. Los cationes aparecen en distintas posiciones. Va a tener coordinación 10 ó 12.
M1, M2, M3: Coordinación 6, coordinación octaédrica, dando lugar a bandas octaédricas. Los cationes están
coordinados a 4 oxigenos y dos aniones o hidróxido o fluor. M2 a 6 oxígenos.
M4: presenta coordinación 6 ó 8, dependiendo del radio iónico del catión, los cuales son: Ca, Na, Fe²+, Fe³+,
Al, Ti, Mg
Podemos agruparlos dependiendo de sí cristalizan en el sistema rómbico o monoclínico.
Filosilicatos
Estructura en hoja, constituido por tetraedros que comparten tres oxígenos, constituyendo láminas infinitas.
Quedan sin compartir 1 oxígeno, estos se disponen en un mismo plano. Las estructuras, la mayoría, contienen
grupos OH− con frecuencia a la par con aniones fluor, ambos se encuentran en el centro de los anillos
secundarios que se forman en las capas.
Si consideramos el caso de las fotocopias, con el OH− en el centro y dos oxígenos del tetraedro, forman un
triángulo de dimensiones similares a la de los octaedros de los hidróxidos, que hace que se pueda acoplar a
capas octaédricas de los hidróxidos. Encontrando filosilicatos de tipo dioctaédricos ó trioctaédricos.
Los cationes exteriores a las hojas se encuentran en coordinación que depende del radio iónico del catión. No
en todos los Filosilicatos encontramos cationes exteriores. En este tipo, los cationes de la capa octaédrica son:
Bivalente− magnesio
Trivalente− aluminio
Para ver como expresar la sustitución, por la que aparecen las capas octaédricas:
Una capa octaédrica se representa así:
Donde vemos que en primer caso todos los huecos octaédricos están ocupados, mientras que en el segundo
caso solo 2/3. Si sustituimos dos −OH por 2 oxígenos no compartidos de las capas octaédricas que ser
representa como Si2O5. Nos quedará:
Estas láminas están unidas por fuerzas de Van der Walls. En los casos anteriores, si sustituimos dos grupos
OH por dos oxígenos no compartidos, obtendremos:
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En este caso las capas T−O−T, que son eléctricamente neutras, están unidas por fuerzas residuales.
En ambos casos vemos que no aparecen otros cationes externos a las laminas. Esto se ve reflejado en las
propiedades:
• Buena esfoliación en capas
• Dureza baja
• Se producen con facilidad deslizamientos
Para incorporar cationes exteriores, deberá haber una diferencia eléctrica y se deben producir las sustituciones
de Si tetravalente por Al trivalente y se producirá una carga que habrá que compensar. Se pueden conectar por
cationes monovalentes como K.
Así obtendremos capas trilaminares con cationes que pueden ser monovalentes o bivalentes. Estos cationes
que contrarrestan la diferencia de carga son:
Monovalentes: Na+, K+ con coordinación regular entre las capas T−O−T, siendo el número de coordinación
12. estas uniones la mantienen más firmemente unida, desapareciendo la capa de deslizamiento, aumentando
la dureza y desapareciendo el aspecto quebradizo. Y corresponde a las micas, como por ejemplo la moscovita
que es trivalente o la filogopita que es bivalente.
Trioctaédricas o Dioctaédricas: las soluciones sólidas son escasas, aunque pueden haber sustituciones entre
Mg²+, Fe²+ ó Al³+, Fe³+ ó Ca²+, Na+
Cloritas: tienen estructura trilaminar, son eléctricamente neutras. Su estructura puede considerarse como
láminas dobles de talco o pirofilita, estratificadas en láminas de agua, brucita o yipsita. En los diversos
minerales de este grupo, está la importancia de las sustancias catiónicas y las formas de estar superpuestas las
capas octaédricas y tetraédricas sobre el eje z. Sus propiedades son: baja dureza y peso específico, esfoliación
en láminas como las micas. Aparece en rocas metamórficas de origen secundario.
Arcillas: en mineralogía este término se utiliza para todo material terroso de grano fino, capaz de tornarse
plástico, cuando se combina con una determinada cantidad de agua. Hay un gran número de sustancias
distintas, que son fundamentalmente los minerales arcillosos que son aluminosilicatos hidratados. Donde el Al
de las capas octaédricas está parcialmente sustituido por Mg ó Fe²+ u otros elementos alcalinos o alcalino
térreos. Aparecen mezclados con otros minerales como la mica, cuarzo, feldespato ó carbonatos. Su estructura
es complicada, con capas trilaminares, las cuales aparecen entre ellas cationes intercambiables rodeados de
moléculas de agua.
La capacidad de retener agua y la presencia de iones intercambiables justifica la gran importancia que tienen
tanto en agricultura como en otras aplicaciones industriales. Son de origen secundario.
Los Filosilicatos se forman por meteorización de las rocas y por tanto, constituyentes de los suelos. En el caso
de las micas vemos que son constituyentes principales de las rocas metamórficas; también tienen origen
magmático como la moscovita, que abunda en las rocas ígneas. Se forman a temperaturas más bajas que los
anfíboles.
Tectosilicatos
Estructura en edificio o armazón en tres dimensiones. Cada tetraedro comparte cuatro oxígenos. Entre ellos
figuran los silicatos más propagados y más importantes en cuanto a constitución de las rocas. A excepción del
cuarzo y sus polimorfos todos los minerales de esta subclase son aluminosilicatos. Las relaciones Si−Al más
frecuentes son: 1−1 ó 3−1. Los cationes que equilibran la carga negativa son siempre cationes de radio iónico
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grande, con número de coordinación 8 o mayor. No existen cationes con coordinación 6 y están ausentes por
tanto: Fe Y son: K, Ba, Na, Ca. Sus características son:
• Normalmente incoloros o blancos. O rosa o gris claro.
• Densidades bajas, porque su estructura es abierta, el empaquetamiento.
• Dureza: 4−6
• Esta subclase es muy homogénea, siendo sus constituyentes muy similares en composición y
propiedades.
Los más importantes son:
Sílice: se encuentra formando distintos minerales (fotocopias) Hay 8 polimorfos y 2 amorfos, que son el
Ópalo y Lechaterlita, siendo el Ópalo el más importante. Los polimorfos pueden convertirse los unos en los
otros, en procesos lentos y en algunos casos con gran consumo de energía. A veces no son reversibles, es
decir, son meta estables durante mucho tiempo. La temperatura de transformación (inversión) disminuye con
la presión. Los polimorfos estables a altas presiones son:
Coesita y Estisorita. Dentro de cada tipo de polimorfo hay transformaciones entre alta y baja que son rápidas y
reversibles y la temperatura de inversión se mantiene bastante constante. Pudiéndose repetir el proceso sin
rotura de los cristales. Los polimorfos de altas temperaturas presentan una simetría superior que los de bajas
temperaturas. Los polimorfos más densos primero fueron sintéticos y luego encontraron en la Naturaleza en
pequeñas cantidades, en cráteres formados por el choque de un meteorito. Se formaron con cuarzo normal, al
exponerse a las condiciones de choque (altas temperaturas y presiones). La Coesita se encontró en antiguos
volcanes de África.
Cuarzo: es de los dos más abundantes y estudiados. Los cristales están bien formados, con aspecto prismático,
acabando con caras romboédricas, dándole forma de bipiramide hexagonal. También son frecuentes las
maclas. Puede aparecer en forma de drusas, agregados tapizando una superficie ó agregados granulares. Su
color es muy variado, normalmente blanco o incoloro. Los transparentes con colores específicos, tienen
nombres específicos, como:
Las violetas, se dan por presencia de catión hierro III y se llama amatista.
Las rosas se dan por presencia de Titanio, y se llaman cruz rosa.
Los ahumados se deben a la formación de Silicio libre en el retículo cristalino, puesto que esta siempre
aparece con minerales radiactivos.
Los amarillos son cuarzo citrino.
Los negros son cuarzo morrión.
Los de aspecto a leche se llaman cuarzo lechoso, debido a inclusiones fluidas y gaseosas microscópicas y se
forman en yacimientos hidrotermales.
El rojo, es debido a que arrastra hidróxido de hierro y se llama Jacinto de Compostela.
Otros al cristalizar arrastran mica (venturinas) o rutilo.
Sus características físicas son:
• Alta dureza: 7
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• Baja densidad
• Psicoeléctrico; bajo una presión aparece carga.
Sus propiedades ópticas son:
• Es capaz de girar el plano de polarización en cualquier dirección.
Sus propiedades Criptocristalinas son:
• Propiedades fibrosas: como las calcedonias, que pueden teñirse en varios colores para mejor
observación.
• Propiedades granulares: silex o pedernal, es una masa irregular muy dura, con fracturas conoidales.
Otras variedades: jaspe con diversas coloraciones.
Sus propiedades amorfas son:
• Ópalo: es el más abundante, con aspecto macizo, con fractura conoidal. Si lo observamos al
microscopio eléctrico apreciaremos una estructura ordenada. Nos muestra empaquetamiento
hexagonal de pequeñas esferas de Sílice, con cantidades variables de agua, esto hace que se presenten
zonas dispuestas en capas, donde distintos ópalos se comportan como redes de difracción con brillo
intenso y colores llamativos. Existe una variedad de ópalo de grano fino: diatomita o tierra de
diatomea. Se produce por acumulación de caparazones de microorganismos marinos. (fotocopias)
• Cristobalita: empaquetamiento cúbico, donde el Si ocupa ½ de los huecos octaédricos. Los oxígenos
rodean al Si, formando coordinación 4.
• Tridimita: el Si ocupa ½ de los huecos tetraédricos del empaquetamiento hexagonal y los O están en
coordinación 4.
Feldespatos: constituidos por todos los silicatos cuya composición química es aluminosilicatos de Na, K, Ca y
a veces de Ba. Son los más abundantes en la corteza, constituyendo el 50% en peso. Se parecen mucho en
cuanto a propiedades físicas, pero lo dividimos en:
• Feldespatos potásico y feldespatos de Bario: cristalizan en el sistema monoclínico.
• Feldespato sódico, cálcico o plagioclásico: cristaliza en el sistema triclínico.
Su estructura puede considerarse derivado de los polimorfos de la Si con incorporación de Al, en los poliedros
tetraédricos de SiO4. Los otros cationes aparecen en los huecos libres, fuera del tetraedro.
En los plagioclásicos el Al varia dependiendo de las cantidades de Ca y Na, de manera que se cumple la ley.
El Feldespato potásico puede cristalizar en distintas formas dependiendo de la temperatura. Así la especie de
altas temperaturas recibe el nombre de sanidina y cristaliza en el sistema monoclínico don del Si y Al se
distribuyen en el retículo de forma aleatoria entre dos posiciones tetraédricas no equivalentes.
Los iones K aparecen distribuidos sobre unos planos específicos que ligan a las cadenas de tetraedros.
El polimorfo de bajas temperaturas se llama microclina, que cristaliza en el sistema triclínico y la distribución
de Si y Al es ordenada. Pero los iones K no tienen posiciones específicas.
Los polimorfos de temperatura media se llaman ortosa, su estructura es intermedia entre las dos anteriores, no
hay un total orden pero tampoco hay desorden. Cristaliza en el sistema monoclínico.
Feldespato plagioclásico cristaliza en el sistema triclínico y tiene estructura similar a la microclina.
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Feldespato de Bario: son raros y poco importantes como minerales petrográficos (formación de rocas), aunque
el Ba puede sustituirse por K en los feldespatos potásicos. Si prescindimos de este último, los otros podemos
representarlos en un diagrama ternario (fotocopias)
Sus características generales son:
• buena esfoliación en dos direcciones con ángulos de 90º
• Dureza media
• Bajo peso específico
• Colores pálidos o blancos
• Son frecuentes las maclas
• En los cristales de ortoclasa, son frecuentes las maclas de contacto o penetración
• En los plagioclásicos son frecuentes las maclas de contacto de repetición o polisintéticas.
Feldespatoides: constituyen un grupo similar al de los feldespatos. La diferencia es que contienen un ¼ menos
de Si. Son anhidros y se forman en magmas ricos en Na y K. Se forman en las etapas finales de cristalización
del magma.
Escapolitas: son fundamentalmente metamórficas. Su composición se parece a la de los feldespatos
plagioclásicos y se diferencia en que presenta aniones como: Cl−,F−, C−, OH−, etc. Otra semejanza es que
hay una sustitución de Si y Na por Ca y Al. Son comunes las soluciones sólidas. También hay sustituciones
entre aniones complementarios.
Zeolitas: forman una gran familia de silicatos hidratados, de composición y génesis muy parecida. Son
aluminosilicatos de Na y Ca, con cantidades variables de agua. Su estructura está formada por armazones de
tetraedros con grandes canales donde se aloja el agua. Ej.: natrolita o chabacita. El interés de estos minerales
radica en que al calentarlos el agua se desprende con facilidad y constantemente. No se produce
desmoronamiento de la estructura, cuando se desprende el agua. Una vez deshidratada se pueden volver a
hidratar, con agua o con otro líquido como el amoniaco o vapores como el Mercurio. Esta hidratación es
selectiva y depende del tamaño de las moléculas del agente hidratante. Por ello, las zeolitas se usan como
tamices moleculares. Otra propiedad importante es que al pasar agua fácilmente, los iones que puede llevar en
disolución su pueden intercambiar con los iones de la estructura, por lo que se puede utilizar para hacer
bandas de agua. Como cambiar Ca del agua por Na de la estructura. Otra característica es que se funden con
marcada intumescencia (como si hirviera). Su origen es secundario, a expensas de otros minerales, rellenando
huecos en las rocas ígneas.
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