Minerales
Un mineral es un sólido natural que posee una determinada composición química, o una escala definida de composiciones químicas, y propiedades físicas igualmente determinadas.
El número de minerales conocidos sobrepasa los 2.000, citando algunos autores cifras superiores a los 4.000, debiéndose esta diferencia a que estas últimos aplican con menor rigor las características anteriormente aludidas.
Los minerales poseen generalmente una estructura interna organizada como consecuencia de un ordenamiento sistemático de sus átomos constitutivos, es decir, son cristalinos. Algunos sólidos naturales carecen de esta propiedad de ordenación y son amorfas (vidrios volcánicos, ámbar, geles, carbones, asfaltos). Muchas de estas substancias amorfas, que algunos autores denominan mineraloides, no constituyen en realidad especies estables definitivas, sino fases intermedias de reestructuración, cuyo estado final son minerales perfectamente cristalinos.
Rocas
Las rocas son agregados naturales formados por uno a más minerales y/o mineraloides. No se trata en cada roca de una agrupación casual de minerales, sino que tales agrupaciones responden a unas condiciones de formación que se manifiestan con frecuencia y en extensiones importantes en la estructura de la corteza terrestre.
Dentro del conjunto de minerales que forman una roca determinada se distinguen los minerales esenciales y accidentales. Los primeros son los que se presentan de una manera constante en la composición de la roca y la ausencia de uno de ellos hace que la combinación de minerales se clasifique como una roca diferente a la anterior. Un mineral petrogénico es accidental cuando su presencia en una roca no es precisa para la existencia de la mísma.
Las rocas no constituyen por sí mismas asiento de vida, es necesario que se produzca una alteración en ellas para que den origen a un suelo que sea soporte de seres vivos.
El estado cristalino de los minerales se traduce por la anisotropía de la mayor parte de sus características; es decir, no se mantienen constantes sus propiedades físicas en todas las direcciones. Existen seis tipos de mallas o redes tridimensionales a la que se ajustan todas las posibles estructuras internas de los minerales cristalinos, dando origen a los conocidos sistemas de cristalización: regular, hexagonal, tetragonal, rómbico, monoclínico y triclínico.
La formación de los cristales es, pues, una ordenación de átomos o radicales que, sabemos por química, se mantienen unidos por una fuerza que, según su naturaleza, nos define cuatro tipos de enlace:
Iónico. Resultante de la atracción electrostática entre iones de cargas opuestas. Los cationes adquieren la configuración de un gas noble por medio de la pérdida de electrones, y los aniones por ganancia de éstos.
Covalente. Caracterizado por la integración de los orbitales de valencia compartiendo electrones.
Metálico. Asociaciones de iones positivos empaquetados estrechamente y penetrados por un continuo de electrones cargados negativamente.
De Van der Waals o enlace residual, muy débil y nacido de una distribución no uniforme de cargas.
Por conveniencia, en mineralogía se consideran iónicos a la mayoría de las estructuras internas, pero en realidad la unión es generalmente de carácter intermedio o mixto entre los varios tipos de enlace. Así, en sentido estricto, la sal común es iónica; el diamante, covalente; el cobre nativo, metálico; el grafito, en fin, dentro de cada hoja presenta enlaces covalentes mientras que entre hojas el enlace es de Van der Waals.
La formación de los cristales a partir de iones simples o de radicales más complejos se basa, entre otras, en las siguientes consideraciones descritas por Pauling:
Alrededor de cada catión están dispuestos aniones que ocupan los vértices de un poliedro. Este poliedro se llama de coordinación y su naturaleza está determinada por la relación de radios iónicos. Cuando iones de cargas opuestas constituyen un cristal, los iones tienden, en efecto, a colocarse de la forma más compacta posible. Si imaginamos a estos iones como esferas de radio ra (radio del anión) y rc (radio del catión), se puede considerar que cada catión cae en el centro de un poliedro regular cuyas vértices están ocupados por un anión, de manera que la esfera del catión esté en contacto con las de todos los aniones situados en los vértices. El número de aniones, en el poliedro, es el número de coordinación del catión con relación a los aniones
Naturalmente, la geometría del poliedro de coordinación depende de los tamaños relativos de los iones. Así, por ejemplo, para que el poliedro sea un cubo es preciso que rc/ra sea mayor de 0,732 porque, si el radio del catión fuera menor, esta esfera catiónica no podría ser tangente a todas las aniónicas. Poliedro de coordinación de forma cúbica
ln2 = lm2 + mn2
(1 + x)2 = 12 +(2½)2
1 + x = 3½ = 1,732
x = 0,732
Por consideraciones geométricas similares podemos llegar al siguiente cuadro, no exhaustivo:
El oxígeno es el elemento más común en la corteza terrestre y su radio iónico es de 1,40 Å. El radical oxhidrilo, también muy abundante en los minerales, tiene radio iónico similar. Comparando este valor con los radios iónicos de los cationes más frecuentes en los minerales, aun teniendo en cuenta que el radio iónico de los elementos varía ligeramente con su coordinación, por deformación o polarización de la red de electrones al acoplarse a una cavidad mayor a menor, podemos deducir las posibles coordinaciones de los siguientes cationes:
Recordar estas posibles coordinaciones es fundamental para comprender la estructura de los minerales petrogénicos y, de manera precisa, los más abundantes de la corteza terrestre: los silicatos.
Terminamos este apartado con cuatro conceptos relacionados, también, con la estructura interna de los minerales:
Polimorfismo. Muchos cuerpos pueden tener una composición química idéntica y presentarse bajo formas cristalinas diferentes. De acuerdo con lo dicho anteriormente, su anisotropía será distinta en un caso que en otro, y, por tanto, forman minerales diferentes. Entre los ejemplos más corrientes tenemos:
Isomorfismo. Recíprocamente, muchos cuerpos son mineralógicamente próximos entre sí porque: cristalizan en el mismo sistema cristalizan simultáneamente tienen similares propiedades físicas y químicas. Estos cuerpos se denominan isomorfos y pueden tener todas las composiciones intermedias entre las de dos constituyentes puros, A y B, presentando propiedades que varían de una manera continua de un compuesto a otro. Los olivinos y las plagioclasas son ejemplos de lo anterior, según se verá en apartados posteriores.
Cristalización y criptocristalización. La estructura interna organizada de los minerales puede, en muchos casos y bajo circunstancias favorables, manifestarse por la adopción de una forma poliédrica apreciable a simple vista. En otros casos, nunca se manifiesta la estructura interna en forma macroscópica. Cuando esto último ocurre se dice que el mineral es criptocristalino o microcristalino. Algunos autores consideran minerales diferentes a aquéllos que, dentro del mismo sistema de cristalización y con composición química idéntica, son criptocristalinos o no. Otros, por el contrario, consideran a estos últimos como variedades criptocristalinas de los anteriores.
Pseudomorfísmo. Se dan casos en que una sustancia mineral que ocupa la forma cristalográfica que le es propia, es sustituida por otra que adopta aparentemente una forma que no le corresponde. Este fenómeno se denomina pseudomorfismo.
Cohesión
Es la resistencia que ofrecen todas las partículas de todo cuerpo, sólido o líquido, a variar la distancia entre ellas.
La cohesión en los líquidos y en los sólidos amorfos es igual en todas las direcciones, mientras que en los sólidos cristalinos presentan una marcada anisotropía.
La cohesión varía de unos minerales a otros haciendo que sus comportamientos frente a distintos tipos de esfuerzos sean diferentes.Así, se clasifican los minerales de acuerdo con su comportamiento en:
Flexibles, cuando pueden deformarse sin rotura.
Elásticos, cuando recobran su forma primitiva al cesar la causa deformante.
Quebradizos, cuando poseen un límite de elasticidad bajo y por lo tanto son incapaces de sufrir deformaciones sin que se produzca rotura.
Dúctiles, cuando son susceptibles de ser estirados en hilos delgados.
Maleables, cuando permiten preparar láminas de fino espesor por aplastamiento.
Cuando la cohesión presenta diferencias considerables según las direcciones, no sólo el desmoronamiento por acción mecánica es mucho más fácil en unas que en otras, sino que, en la dirección perpendicular al mínimo de cohesión, la separación se efectúa según superficies planas, constituyendo los llamados planos de exfoliación.
Las direcciones de los planos de exfoliación guardan relación íntima con la forma cristalina del mineral. La perfección de la exfoliación es una propiedad característica y constante del mineral, distinguiéndose los siguientes grados de exfoliación: muy perfecta, perfecta, media (apreciable), e imperfecta.
A una exfoliación muy perfecta corresponden superficies muy planas de brillo nacarado o vítreo y se separan placas de escaso espesor, mientras que a una exfoliación imperfecta corresponden superficies irregulares, escalonadas a concoideas, carentes de brillo y únicamente se separan placas gruesas.
Si en un mineral la cohesión no presenta marcadas diferencias según las direcciones, o el esfuerzo que se aplica no es perpendicular a la dirección de cohesión mínima, al tratar de partirlo se producen superficies de fractura de diversa naturaleza, irregulares, en vez de los planos de exfoliación. Se distinguen diversos tipos de fractura según sea la superficie de rompimiento: concoide o en forma de concha; plana; ganchuda o con superficie cubierta de pequeños "ganchitos"; terrosa, con superficie rugosa y mate, y astillosa, cuando la superficie se encuentra cubierta de delgadas fibras rotas.
Dureza
Se llama dureza de un mineral a la mayor a menor resistencia que opone a ser rayado.
La dureza es una característica importante en la determinación de minerales, siendo constante en minerales idénticos. Puede medirse directamente con un aparato denominado esclerómetro, que consiste en una palanca de brazos iguales en uno de cuyas extremos va sujeto un estilete de acero o diamante sobre el que se colocan pesas. La placa de mineral se desliza horizontalmente por debajo del estilete y se va aumentando la carga sobre éste hasta que se produce una raya fina. El peso utilizado expresa la dureza. Más corrientemente se recurre a hacer una media comparativa, probando a rayar el mineral con una serie de minerales de creciente dureza que constituyen la llamada escala de dureza de Mohs.
La dureza de un mineral hay que determinarla sobre una superficie pulida del mísmo.
Los minerales de dureza 1 y 2 se rayan con la uña, la navaja raya a la fluorita y al apatito. El cuarzo y los minerales de mayor dureza rayan al vidrio con facilidad.
Propiedades ópticas
De todas las propiedades físicas, las ópticas son las más importantes para la determinación práctica de los minerales.
Su importancia teórica es también grande en la que respecta al estado cristalino.
El brillo de un mineral se presenta con la reflexión de la luz y depende de la naturaleza de su superficie, del valor del índice de refracción, de la absorción y de otras cualidades. Así, un mineral puede tener brillo metálico cuando es opaco y de gran absorción, brillo adamantino cuando es transparente y tiene el índice de refracción elevado, brillo vítreo cuando es transparente y su índice de refracción es medio, siendo este tipo de brillo el de la mayoría de los minerales, o brillo anacarado cuando se produce reflexión total en las finas capas de aire intercaladas entre las hojas de exfoliación.
El color natural de un cuerpo cualquiera depende de su capacidad de absorber o reflejar la luz de una u otra tonalidad. Esta capacidad puede ser alterada por la presencia de impurezas orgánicas o inorgánicas en los minerales, pudiéndose encontrar un mismo mineral con coloraciones diversas.
Aparte de la variación que introduce el factor antes mencionado, la apreciación de la coloración de un mineral depende del observador, de la naturaleza de la luz y de fenómenos de reflexión y difracción de la luz sobre la superficie, por lo que el tratar de determinar un mineral por su color es, frecuentemente, erróneo e inexacto. En este sentido, muchas veces es más constante el color del polvo del mineral que puede apreciarse por la raya obtenida al frotarla sobre una superficie áspera y más dura que él.
En los cristales anisótropos transparentes, la absorción es distinta según las direcciones, tanto en cualidad como en intensidad. En el caso de que la cualidad sea muy diferente, el color que veremos en las diversas direcciones no será el mísmo. Esta propiedad se denomina pleocroísmo y su observación es un medio excelente de distinguir entre sí algunos minerales petrográficos.
Otra propiedad de los minerales extraordinariamente importante es la birrefracción. Consiste en que, a través de ciertos cristales, se pueden ver dos imágenes distintas de un solo objeto, por desdoblamiento de la luz al cambiar de medio.
Propiedades térmicas
Existe una perfecta analogía con las propiedades ópticas, lo cual se comprende considerando la naturaleza de las radiaciones caloríficas. Los cristales se dividen en térmicamente isótropos y térmicamente anisótropos en los que la dilatación no es igual en todas las direcciones.
La conductividad térmica puede ser, en ocasiones, un medio eficaz en la determinación de minerales, ya que sus valores difieren bastante de unos a otras y es fácilmente apreciable al tacto.
Propiedades magnéticas y eléctricas
La propiedad de la atracción magnética activa se presenta en muy pocos minerales. Este magnetismo ha sido producido por inducción en el campo magnético terrestre. No obstante, el diferente comportamiento de los minerales situados en un campo magnético potente puede utilizarse en la separación y determinación de minerales.
En cuanto a su comportamiento eléctrico, hay cristales conductores, semiconductores y no conductores. En los minerales no conductores hay fenómenos en los cuales la energía de un excitante se transforma en electricidad, apareciendo zonas con carga positiva y otras con carga negativa. Entre estos fenómenos se dan la piroelectricidad, por calentamiento, y la piezoelectricidad, por presión unilateral.
Densidad
La densidad de un cuerpo es el cociente entre su peso y volumen. La densidad varía considerablemente de unos minerales a otros y, para medirla, se suelen utilizar uno de los métodos siguientes:
Aparato de Le Chatelier. Se pesa el cuerpo y, a continuación, se le introduce en un recipiente graduado lleno de agua, determinándose así su volumen.
Consiste en tomar un líquido de gran densidad e ir rebajando ésta mediante dilución hasta que el mineral queda sin caer y sin flotar superficialmente. En este momento se mide la densidad del líquido con un densímetro. Este método se utiliza corrientemente para medir la densidad de minerales no muy pesados. Se parte del bromoformo, de densidad 2,9 gr/cm3, y se va añadiendo benceno rebajando así la densidad.
De una manera más grosera puede estimarse la densidad tomando al peso la muestra de mineral, comparándola con otra de densidad conocida y volumen semejante.
Sabor
Esta propiedad sólo es apreciable en los escasos minerales solubles en agua. Es útil en la diferenciación de ciertas sales.
Las substancias naturales que anteriormente se han definido pueden tener uno o varios de los siguientes orígenes:
Enfriamiento, separación y consolidación de un material fundido que denominamos magma.
Alteración de otro material preexistente a grandes presiones y/o a grandes temperaturas sin que exista cambio del estado primitivo.
Alteración de otro material preexistente en condiciones de presión y temperatura próximas a las de la superficie terrestre.
Los minerales formados por el primer sistema se denominan minerales magmáticos; los causados por el segundo fenómeno se conocen generalmente como minerales de metamorfismo. A aquéllos que tienen su origen en los fenómenos apuntados en último lugar, se les conoce como minerales de alteración.
Del gran conjunto de minerales conocidos en la Naturaleza sólo un grupo reducido de unos cincuenta, los denominados petrogénicos o petrográficos, desempeñan un papel esencial en la formación de rocas. En el presente capítulo se incluyen, únicamente, los minerales comprendidos en este pequeño grupo, anotándose de cada uno de ellos la composición química, la estructura interna, alguna de sus características mensurables, el origen y, por fin, si su presencia en las rocas tiene carácter esencial o accidental.
Se utiliza un sistema de clasificación esencialmente químico aceptado por la mayor parte de los autores y que tiene la ventaja de su fácil desarrollo. Los diversos grupos de minerales se numeran en orden decreciente de su importancia petrogénica, separando para el estudio, a los silicatos, grupo de gran importancia petrogénica, del resto de los minerales asilicatados.
Los silicatos son los componentes más importantes de las rocas y, por consiguiente, de la corteza terrestre, integrando el 95 por ciento de ésta. Es, además, el grupo de minerales más rico en especies.
Son silicatos todos los minerales en los cuales el silicio y el oxígeno se coordinan en estructura tetraédrica, formando los denominados tetraedros (SiO4).
En general, los silicatos se caracterizan por no tener aspecto metálico y por su elevada dureza. Su división se establece en varios conjuntos atendiendo a su estructura que está determinada, en cada caso, por la forma de agrupación de los tetraedros (SiO4). En cualquier tipo de silicatos, el silicio puede ser sustituido parcialmente por el aluminio (y en algunos casos, el boro), obteniéndose así los aluminosilicatos, minerales que se describen junto a los silicatos.
Por lo tanto, el grupo funcional de todos los silicatos puede expresarse así:
(Sia-kAlkOb)-(2b+k-4a)
Descrición
Tetraedros (SiO4) aislados o independientes unidos por puentes de cationes metálicos.
Tetraedros (SiO4) en anillos triples, cuádruples o séxtuples.
Tetraedros (SiO4) en cadenas sencillas.
Tetraedros (SiO4) en cadenas dobles.
Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes planas.
Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes tridimensionales.
Grupo funcional
(SiO4)-4
(Si4-kAlkO16) -(16+k)
(Si6O18)-12
(Si6-kAlkO18)-(12+k)
(SiO3)-2
(Si4-kAlkO12)-(8+k)
(Si4O11)-6
(Si4-kAlkO11)-(6+k)
(Si2O5)-
(Si4-kAlkO10)-(4+k)
(SiO2)
(Si4-kAlkO8)-k
Geometría
Los nesosilicatos, caracterizados por su estructura de tetraedros aislados se dividen, a su vez, en:
Nesosilicatos verdaderos
Subnesosilicatos, donde existen, además, iones oxígenos no ligados al silicio 0, si se prefiere, poliedros aniónicos distintos de la coordinación tetraédrica.
Nesosilicatos-Sorosilicatos, donde existen, además de tetraedros aislados, pares de tetraedros unidos por el vértice (Si2O7)
Los minerales petrogénicos más importantes de cada uno de estos grupos se ven a continuación.
También denominado Peridoto, es un silicato ferromagnesiano de fórmula SiO4(Fe,Mg)2. La proporción relativa de hierro y magnesio es variable formándose así una serie isomorfa continua de minerales que, genéricamente, se llaman Olivino, pero que cuando hay ausencia de hierro se conoce por Forsterita y cuando no hay magnesio se denomina Fayalita.
Sistema de cristalización: rómbico.
Dureza: de 6,5 a 7. Es un mineral frágil.
Densidad: de 3,2 a 4,2 g/cm3 cm según su riqueza en hierro.
Color: de verde oliva a verde amarillento (a veces parduzco por oxidación del hierro). En general se presenta en fragmentos pequeños, equidimensionales, de brillo vítreo, transparentes o traslúcidos.
Exfoliación: imperfecta y poco visible, presentando fractura concoidea.
Origen fundamental: magmático.
Presencia: es un mineral esencial en una serie de rocas ígneas: Peridotita, Gabro olivínico, Dolerita olivínica y Basalto olivínico.
Los granates son minerales de composición química muy variable, definiéndose como silicatos dobles de fórmula genérica (SiO4)3D3T2 donde D es un catión divalente (calcio, hierro, magnesio, manganeso) y T uno trivalente (aluminio, hierro, cromo, titanio).
Sistema de cristalización: regular.
Dureza: de 6,5 a 7,5.
Densidad: de 3,4 a 4,3 g/cm3.
Color: variable; generalmente rojo, pardo, amarillo o verde, de transparente a opaco. Brillo vítreo y resinoso.
Exfoliación: muy imperfecta, con fractura concoidea.
Origen: fundamentalmente, de metamorfismo, aunque también puede tener origen magmático.
Presencia: es un mineral accidental, muy común en rocas metamórficas y, menos, en rocas ígneas, presentándose en cristales equidimensionales, frecuentemente rombododecaedros. Las variedades más corrientes son Grosularia (Ca y Al), Almandina (Fe y Al) y Piropo (Mg y Al).
Silicato de zirconio, de fórmula SiO4Zr.
Sistema de cristalización: tetragonal.
Dureza: 7,5.
Densidad: 4,6 g/cm3.
Color: incoloro en estado puro, pero presenta tintes amarillos o parduzcos por impurezas de hierro. Brillo vítreo diamantino. La variedad roja es el verdadero Jacinto.
Exfoliación: imperfecta y fractura concoidea.
Origen fundamental: magmático.
Presencia es mineral accidental en muchas rocas ígneas, aunque también aparece en metamórficas y en sedimentarias debido a su inalterabilidad. Se suele presentar en cristales equidimensionales, con aspecto de granate, formando, a veces, prismas tetragonales apuntados por dos pirámides.
Es muy normal que exista en el circón una substitución isomórfica parcial por Torio o Uranio, lo cual le convierte en mineral radioactivo.
Existen tres minerales petrogénicos, todos ellos con origen fundamental de metamorfismo, accidentales en este tipo de rocas y con la misma fórmula estequiométrica (SiO4)Al2O: Andalucita, Sillimanita y Distena.
Los tres poseen cadenas de octaedros de aluminio, (AlO6), unidas entre sí por tetraedros aislados de silicio (SiO4), pero se diferencian entre sí en que en la distena estas cadenas se unen, también, por octaedros (AlO6), en la Andalucita por grupos AlO5 y en la Sillimanita por tetraedros de aluminio, AlO4, con lo que este mineral es, en realidad, un aluminosilicato de aluminio.
Es decir, la escritura estructural de estos tres minerales puede significarse así:
Sistema de cristalización: rómbico, presentándose siempre en cristales muy sencillos, prismas de sección cuadrada.
Dureza: 7,5.
Densidad: 3,1 a 3,2 g/cm3.
Color: gris rojizo. Frecuentemente los cristales se recubren de muscovita formada por alteración de la andalucita. Raya blanca.
Fractura: variable.
Exfoliación: imperfecta.
La andalucita tiene una variedad: la Quiastolita, que se presenta en prismas redondeados impregnados de sustancias carbonosas que ofrecen en sección transversal un núcleo oscuro con figura de cruz.
Sistema de cristalización: triclínico, presentándose en prismas alargados, rayados transversalmente y ligeramente ondulados en su superficie.
Dureza: en dirección vertical, de 4 a 4,5, y en dirección transversal de 6 a 7 siendo esta anisotropía lo que le da el nombre de distena.
Densidad: de 3,6 a 3,7 g/cm3.
Color: generalmente azul de diferentes tonos en manchas irregulares. También blanco, rosa y otros colores.
Exfoliación: perfecta, con brillo nacarado en los planos de exfoliación.
Sistema de cristalización: rómbico, presentándose en agregados finamente fibrosos algo aplanados y redondeados, no formando nunca cristales aislados.
Dureza: 6 a 7.
Densidad: 3,2 g/cm3
Color: gris amarillento, verde grisáceo y parduzco. Brillo: sedoso o nacarado.
Exfoliación: perfecta.
La estructura de la estaurolita puede concebirse intercalando entre los planos de una estructura de distena, láminas de Fe(OH)2. Su fórmula, pues, es ((SiO4)Al2O)2Fe(OH)2.
Se presenta corrientemente en cristales prismáticos, formando frecuentemente maclas de penetración en ángulo recto o en ángulo de 60º aproximadamente.
Sistema de cristalización: monoclínico.
Dureza: 7 a 7,5
Densidad: 3,7 g/cm3
Color: pardo rojizo o pardo negruzco, con brillo vítreo a mate y raya blanca.
Exfoliación: media, dando normalmente fractura concoide.
Origen fundamental: de metamorfismo.
Presencia: es mineral accidental en rocas metamórficas.
La Esfena o Titanita posee tetraedros independientes (SiO4) y octaedros de titanio (TiO6) unidos entre ellos por iones calcio. Su fórmula es (SiO4)TiCaO.
Sistema de cristalización: monoclínico.
Dureza: 5 a 5,5.
Densidad: 3,5 g/cm3.
Color: verde amarillento a pardo rojizo, con brillo resinoso intenso a adamantino.
Exfoliación: media, con fractura concoide, siendo muy frágil.
Origen fundamental: magmático.
Presencia: es un mineral accidental en rocas ígneas y, a veces, en metamórficas, presentándose en cristales tabulares.
La epidota o pistacita tiene tetraedros aislados (SiO4) y dobles tetraedros (Si2O7) que se unen con octaedros de aluminio, hierro y calcio rodeados por iones de oxígeno y oxhidrilo. Su fórmula es (SiO4)3(Al,Fe)3Ca2(OH).
Sistema de cristalización: monoclínico.
Dureza: 6 a 7.
Densidad: 3,3 a 5,5 g/cm3.
Color: cristales de color verde, con brillo vítreo, que dan raya gris.
Exfoliación: perfecta, con fractura concoide, desigual y astillosa.
Origen fundamental: de metamorfismo.
Presencia: es un mineral accidental en rocas metamórficas, que se presenta en cristales prismáticos o grupos radiados de cristales.
En los carbonatos, la unidad estructural esencial es el ion CO32-. Éste se combina con cationes divalentes pero éstos, en función de su tamaño, se encuentran, bien en coordinación octaédrica cuando no son muy grandes (Fe2+, Mg2+, etc.), bien en coordinación mayor cuando se trata de cationes mayores (Pb2+, Ba2+, etc.).
En el primer caso, el sistema de cristalización es el hexagonal y en el segundo, el rómbico. El tamaño del catión calcio, intermedio entre los citados, admite las dos posibles coordinaciones y así tenemos dos minerales cuya fórmula es CaCO3 Calcita y Aragonito.
Vamos a limitarnos a citar tres carbonatos hexagonales: Calcita, Dolomita y Siderita, y uno rómbico:Araganito.
La calcita es carbonato cálcico de fórmula CaCO3.
Sistema de cristalización: hexagonal, cristalizando en forma de romboedros, de prismas hexagonales apuntados por romboedros y de escalenoedros apuntados por romboedros (Diente de perro).
Dureza: 3.
Densidad: 2,72 g/cm3.
Color: en general incoloro, blanco, gris o amarillo. La variedad transparente y cristalizada en romboedros recibe el nombre de espato de Islandia, presentando una notable doble refracción. Si se presenta en forma de cristales bien formados, no siendo romboedros transparentes, se llama espato calizo.
Propiedades químicas: da efervescencia por desprendimiento de CO2 al tratarla con ácido clorhídrico, incluso en frío.
Exfoliación: muy perfecta, en tres planos oblicuos que originan fragmentos romboédricos, anulándose la fractura concoidea.
Origen fundamental: de alteración.
Presencia: la calcita es un mineral esencial en muchas rocas sedimentarias (caliza, marga, etc.) y metamórficas (mármol).
La dolomita es carbonato cálcico-magnésico de fórmula: CaMg(CO3)2.
Sistema de cristalización: hexagonal. Forma cristales de aspecto lenticular y, en general, cristales de aristas curvas y caras abombadas.
Dureza: de 3,5 a 4.
Densidad: 2,72 g/cm3.
Color: siempre claro, blanco y, menos frecuentemente, rosado, pardo o amarillo.
Propiedades químicas: no reacciona en frío con ácido clorhídrico.
Exfoliación: perfecta, puede dar fractura concoidea.
Origen fundamental: de alteración y, en algunos casos, es metamórfico.
Presencia: es un mineral esencial en la roca sedimentaria dolomía y en la metamórfica mármol dolomítico.
La siderita o Espato de hierro es carbonato ferroso, de fórmula FeCO3.
Sistema de cristalización: hexagonal, frecuentemente en cristales lenticulares.
Dureza: de 4 a 4,5.
Densidad: de 3,7 a 3,9 g/cm3.
Color: normalmente gris, pardo negruzco o pardo amarillento, dando raya blanca o amarilla. Por alteración toma tonalidades más oscuras.
Propiedades químicas: no reacciona con ácido clorhídrico en frío.
Exfoliación: perfecta.
Origen fundamental: magmático y de alteración.
Presencia: es un mineral accidental, sin importancia petrogénica, aunque constituye una buena mena de hierro.
El carbonato cálcico es una sustancia que, como hemos dicho, presenta polimorfismo. Cuando cristaliza en el sistema rómbico, se llama aragonito. Fórmula CaCO3.
Sistema de cristalización: rómbico. Se presenta en forma de prismas rómbicos que se yuxtaponen de tres en tres, formando prismas hexagonales, y en masas fibrosas de color blanco de aspecto esferoidal, estalactítico o astilloso formando la variedad criptocristalina Aragonito fibroso-radiado.
Dureza: de 3,5 a 4.
Densidad: 2,95 g/cm3.
Color: incoloro, blanco, amarillo, rojizo, gris y negro.
Propiedades químicas: reacciona con efervescencia con el ácido clorhídrico, incluso en frío.
Exfoliación: imperfecta y poco patente.
Fractura: concoidea.
Origen fundamental: de alteración.
Presencia: el aragonito es un mineral accidental en terrenos sedimentarios, normalmente asociado al yeso rojo y al jacinto de Compostela.
Se presenta, también, como variedad criptocristalina en forma de agregados arborescentes, sacaroideos, de color rojizo o blanco, recibiendo el nombre de Aragonito coralino siendo, bajo esta forma, mineral esencial en la roca sedimentaria de origen orgánico Caliza coralina.
Se engloban en el presente apartado los minerales pertenecientes a los siguientes grupos:
Sulfatos
Sulfuros
Cloruros
Fosfatos
En los sulfatos, el azufre actúa como catión por pérdida de los seis electrones presentes en el nivel exterior. El radio iónico de este catión es pequeño, 0,30 Å, lo que permite una coordinación 4 muy estable. Estos grupos tetraédricos SO42- son las unidades estructurales fundamentales de los sulfatos minerales y se unen a través de cationes medianos en coordinación 6 (calcio) o grandes en coordinación 12 (bario).
La anhidrita, sulfato cálcico anhidro, SO4Ca, es un mineral de alteración, accidental en rocas sedimentarlas yesosas, pasando a yeso por hidratación.
Sistema de cristalización: rómbico. Forma pequeños cristales que componen masas compactas de aspecto sacaroideo o nacarado.
Dureza: de 3 a 3,5. No se raya con la uña, pero sí con la navaja.
Densidad: de 2,8 a 3 g/cm3.
Color: blanco, grisáceo, azul celeste y rosado.
Exfoliación: según tres planos principales, en uno de ellos más perfecta.
El yeso, CaSO4·2H2O, tiene una estructura en capas paralelas de grupos SO42- fuertemente enlazados a Ca2+. Las capas sucesivas de este tipo están separadas por capas de moléculas de agua y, como los enlaces entre moléculas de agua son débiles, la exfoliación es perfecta según un plano dando láminas finas.
Sistema de cristalización: monoclínico.
Dureza: 2. Se raya fácilmente con la uña.
Densidad: de 2,3 a 2,4 g/cm3.
Color: transparente, blanco, gris y rojo, según variedades.
Variedades: cuando se presenta cristalizado en macla de punta de flecha o lanza, constituye la variedad yeso cristalizado y si está cristalizado en forma de cristales tabulares con exfoliación laminar muy marcada, dando láminas transparentes algo parecidas a las de la muscovita, se trata deyeso laminar o selenita. Cuando aparece en forma de masas fibrosas, más o menos compactas y de color blanco o gris, se denomina yeso fibroso. El yeso nodular o alabastro es una variedad granular que forma masas redondeadas bastante compactas por la que, a veces, no se puede rayar con la uña. La variedad yeso rojo está teñida de este color, por impurezas, y se presenta frecuentemente asociada al jacinto de Compostela y al aragonito.
Origen fundamental: de alteración.
Presencia: es un mineral esencial en la roca sedimentaria yeso.
La baritina o espato pesado es sulfato de bario, SO4Ba.
Sistema de cristalización: rómbico, frecuentemente forma cristales tabulares en forma de ataud, agrupados como las hojas de un libro (cresta de gallo).
Dureza: de 3 a 3,5.
Densidad: de 4,5 a 4,7 g/cm3. Su alta densidad, teniendo en cuenta su aspecto no metálico, es un carácter sutil para su identificación.
Color: blanca grisáceo, amarillento a rosado.
Exfoliación: perfecta.
Origen fundamental: de alteración.
Presencia: es un mineral accidental aunque muy difundido en terrenos sedimentarios. Muy abundante como ganga y acompañante de menas de los sulfuros que estudiamos a continuación.
Ninguno de los muchos minerales existentes en este grupo es esencial en petrografía, aunque es muy normal que constituyan menas de los metales correspondientes. Vamos a prestar atención, solamente, a aquellos que, por ser más abundantes en España, pueden aparecer como accidentales: Galena, Cinabrio,Blenda y Pirita.
Los tres primeros son sulfuros. El anión S- se coordina octaédricamente con el plomo y el mercurio en la galena y el cinabrio, y tetraédricamente con el cinc en la blenda a causa del menor radio iónico de este último catión.
La pirita es un bisulfuro de hierro y su estructura se basa en fuertes enlaces covalentes S-S y enlaces iónicos Fe2+ y S22- en coordinación octaédrica.
Los cuatro tienen origen magmático y, por ello, aparecen accidentalmente en las rocas ígneas. La pirita puede tener también origen metamórfico y presentarse en este último tipo de rocas.
La pirita, también llamada pirita de azufre o de hierro, tiene como fórmula FeS2.
Sistema de cristalización: regular. Forma cristales cúbicos muy perfectos y pentadodecaedros (piritoedros) con estriación en las caras. También se presenta en masas granulares. Los cristales suelen formar maclas de penetración.
Dureza: de 6 a 6,5.
Densidad: de 4,9 a 5,2 g/cm3.
Color: amarillo latón. Brillo metálico. A veces presenta color pardo mate por limonitización superficial.
Exfoliación: ninguna, fractura concoidea.
La galena o galenita tiene como fórmula PbS.
Sistema de cristalización: regular, formando cristales con buena conformación.
Dureza: 2,5.
Densidad: de 7,3 a 7,6 g/cm3.
Color: gris con brillo metálico. Da raya gris.
Exfoliación: muy perfecta en tres planos perpendiculares.
El cinabrio tiene como fórmula HgS.
Sistema de cristalización: hexagonal. Los cristales no son frecuentes, siendo normal que se presente en forma de agregados compactos o terrosos.
Dureza: de 2 a 2,5.
Densidad: 8,1 g/cm3.
Color: color y raya rojo cochinilla, aunque puede ser también, por impurezas, rojo escarlata a pardo rojizo.
Exfoliación: perfecta, con fractura astillosa.
La blenda tiene como fórmula ZnS.
Sistema de cristalización: regular.
Dureza: de 3,5 a 4.
Densidad: de 3,9 a 4,1 g/cm3.
Color: amarillo, pardo negruzco y, a veces, rojo, verde o blanco. Brillo resinoso a diamantino. Da raya blanca a amarilla.
Exfoliación: perfecta, con fractura concoidea.
El radio iónico del ion Cl- es de 1,81 Å. Cuando se combina con cationes relativamente grandes (Na+, K+) lo hace en coordinación octaédrica, los enlaces son típicamente iónicos y los minerales poseen, al máximo, las propiedades de los cristales iónicos.
Por el contrario, cuando el catión es de talla más modesta (Mg++) la unión es menos rígida y, normalmente, entran moléculas de agua en la estructura.
Los minerales que vamos a mencionar tienen todos su origen de alteración y están, muchas veces, asociados entre sí.
La sal común, halita o sal gema es cloruro sódico, NaCl.
Sistema de cristalización: regular. Forma casi exclusivamente cubos.
Dureza: de 2 a 2,5.
Densidad: 2,1g/cm3
Color: incoloro a blanco; otros colores debido a impurezas. Brillo vítreo.
Exfoliación: perfecta en tres planos perpendiculares.
Presencia: es mineral esencial en la roca sedimentarla sal gema. Es frecuente en otras rocas sedimentarlas como son el yeso, la arcilla, margas, siempre formando capas. Es muy soluble en agua y tiene sabor característico.
La silvina es cloruro potásico, KCI.
Sistema de cristalización: regular. Forma masas granudas y compactas.
Dureza: 2.
Densidad: de 1,9 a 2 g/cm3.
Color: incoloro o blanco, a veces teñida por impurezas.
Exfoliación: perfecta.
Presencia:es un mineral accidental, frecuentemente asociado a la sal común y a la carnalita. Tiene sabor amargo.
La carnalita es cloruro potásico-magnésico hidratado, de fórmula KCl·MgCl2·6H2O.
Sistema de cristalización: rómbico.
Dureza: de 1 a 2.
Densidad: 1,6 g/cm3.
Color: incoloro, blanquecino, amarillento, pero sobre todo rojo a rosado, (color carne).
Exfoliación: imperfecta, presenta fractura concoide.
Presencia: es un mineral accidental, asociado normalmente a la sal común y a la silvina. Tiene sabor picante y amargo, y es delicuescente por lo que tiene tacto húmedo.
El fósforo pentavalente tiene un tamaño similar al del azufre hexavalente. Por ello, al igual que en los sulfatos la unidad estructural es el tetraedro SO42-, aquí esa unidad básica es el tetraedro PO43-. En el único mineral que vamos a considerar, el apatito, los tetraedros están enlazados por cationes calcio en coordinación 6; pero otros cationes calcio se coordinan con cinco oxígenos de tetraedros PO43- y con un flúor.
En otros fosfatos la estructura sufre diversas modificaciones en función del tamaño de los cationes y de la admisión de otros aniones o cationes suplementarios.
El apatito es fluoclorofosfato cálcico, de fórmula (PO4)3(F,Cl)Ca5. Sus características son:
Sistema de cristalización: hexagonal.
Dureza: 5.
Densidad: de 3,1 a 3,2 g/cm3.
Color: incoloro, verde amarillento, verde azulado, violeta, rojo ladrillo. Raya blanca.
Exfoliación: imperfecta, fractura concoidea.
Origen fundamental: magmático.
Presencia: es un mineral accidental en muchas rocas ígneas.
El nombre de colofana o fosforita se ha dado a los tipos macizos y criptocristalinos de apatito. En su aspecto externo la fosforita es, generalmente, maciza, con una estructura concrecionada, color amarillo, blanco grisáceo o pardo y fractura irregular.
La fosforita presenta impurezas, tiene origen de alteración y es esencial en la roca sedimentaria fosfato concrecionado y, accidental en otras rocas sedimentarias. Presenta dos variedades: fosforita veteada, de textura arriñonada o arracimada con vetas de colores pardo rojizas, y fosforita terrosa, en masas blanquecinas, ásperas y compactas.
Los óxidos e hidróxidos son minerales que casi siempre se encuentran presentes, aunque en pequeña cantidad, en la mayor parte de las rocas; sobre todo, los óxidos e hidróxidos de hierro. Nunca son minerales esenciales en cuanto a su importancia petrogénica, pero su importancia en minería y de manera fundamental en algunas casos, su importancia edafológica justifican los apartados siguientes:
Óxidos e hidróxidos de hierro
Óxidos e hidróxidos de aluminio
Otros óxidos
Aunque los óxidos e hidróxidos de hierro suelen presentar, asociados o no a su estructura, el catión titanio, vamos a prescindir del mismo en las siguientes líneas.
La magnetita es el óxido ferroso-férrico, de fórmula Fe3O4, se presenta, muy corrientemente, en octaedros negros y también en masas granulares. Presenta magnetismo natural, sobre todo si está alterada, siendo fuertemente atraída por el imán. Es un mineral accidental y ubicuista porque se encuentra prácticamente en casi todas las rocas ígneas y metamórficas. Sus características son:
Sistema de cristalización: regular.
Dureza: de 5,5 a 6,5.
Densidad: de 5 a 5,2 g/cm3.
Color: negra, con brillo metálica. Raya negra.
Exfoliación: imperfecta. Fractura concoidea o desigual.
Origen fundamental: magmático y de metamorfismo.
El oligisto o hierro especular, de fórmula Fe2O3 es también un mineral que se encuentra, de forma accidental, en rocas de todas las edades y formas, y, también, en mayor o menor cantidad en todos los suelos. Sus características son:
Sistema de cristalización: hexagonal.
Dureza: 6,5 bajando considerablemente en las masas terrosas.
Densidad: 4,9 a 5,3 g/cm3.
Color: El color y el brillo son variables según las variedades, pero siempre da raya roja. La variedad oligisto cristalizado la forman cristales de aspecto metálico de color casi negro o rojo oscura y de caras abombadas. Cuando se presenta en forma de láminas muy brillantes de aspecto metálico y brillo acerado recibe el nombre de oligisto especular cuando aquellas son relativamente grandes y de oligisto micáceo cuando son pequeñas y muchas veces se adhieren a las manos. De todas formas, las variedades más corrientes son la hematites roja (algunos autores dan este nombre al mineral) en masas fibrosas, compactas de coloración rojo fuerte y el ocre rojo, terroso.
Exfoliación: ninguna, aunque las variedades fibrosas o micáceas se parten de modo parecido a una exfoliación.
Origen fundamental: de alteración, pudiendo tener también origen magmático y de metamorfismo.
La goetita y la lepidocrocita tienen ambas como fórmula FeO-OH y difieren entre sí en la forma de unirse los octaedros Fe-O-OH. Se forman, en condiciones de oxidación, como productos de la alteración de minerales que contienen hierro; por ello son minerales accidentales en casi todas las rocas y en la totalidad de los suelos. Ambas son criptocristalinas y cristalizan en el sistema rómbico. La goetita, más abundante, tiene las siguientes características:
Dureza: 5 a 5,5.
Densidad: 4,0 a 4,4 g/cm3.
Color: pardo oscuro a pardo amarillento con frecuentes irisaciones. Raya pardo-amarillenta.
Exfoliación: buena.
De todas formas, la frecuente asociación de goetita y lepidocrocita y el hecho de que ambas sean capaces de absorber agua y aparecer bajo una forma aparentemente amorfa e hidratada, FeO·OH,nH2O, es la causa de que, en lenguaje vulgar, se designe con el nombre de limonita a esta asociación hidratada junto, muchas veces, con una serie de impurezas.
Así, se habla de Limonita botrioide o estalactítica a una variedad de aspecto arriñonado, de color negro azulado, con irisaciones, compacta y bastante dura, que da raya de color amarilla a pardo amarillenta. La variedad Limonita compacta son masas escoriáceas de color pardo y da raya pardo-amarillenta. El Ocre amarillo es una variedad terrosa, de color y raya amarillenta. El Hierro de los pantanos es una variedad muy porosa, con frecuentes restos vegetales y escasa densidad, que da raya pardo-amarillenta. La Piedra de águila de aspecto nodular, con huecos internos, color pardusco y raya, asimismo, pardo-amarillenta.
El Corindón, Al2O3, que cristaliza en el sistema hexagonal no tiene importancia petrogénica aunque es sintomático de las rocas ígneas muy deficitarias en sílice. Solamente es preciso recordar su dureza, 9, y que las variedades transparentes y homogéneamente teñidas constituyen piedras preciosas: rubí, zafiro, amatista oriental, topacio oriental, esmeralda oriental, etc.
La Gibsita tiene como fórmula Al(OH)3 y cristaliza en el sistema monoclínico. La Boemita tiene como fórmula AlO(OH) y cristaliza en el sistema rómbico. Ambos hidróxidos de aluminio son blancos o de tonalidad amarillenta y dan raya blanca. Su importancia petrológica es nula pero no así su papel edafológico ya que se han formado en la descomposición de los aluminosilicatos, a través de un proceso de alteración, en forma coloidal muy hidratada y una posterior diagénesis.
La casiterita es óxido de estaño, de fórmula SnO2. Es un mineral accidental en rocas ígneas y es una mena casi exclusiva en la obtención del estaño. Sus características son las siguientes:
Sistema de cristalización: tetragonal, presentándose en prismas bien formados terminados en pirámides que frecuentemente se unen formando la macla en visera o en pico de estaño.
Dureza: de 6 a 7.
Densidad: de 6,8 a 7,1 g/cm3.
Color: negro a pardo oscuro, con brillo metálico, dando raya blanca a amarillenta.
Exfoliación: imperfecta, fractura curva o irregular.
Origen fundamental: magmático.
La casiterita se confunde fácilmente con la Wolframita (wolframato de Fe y Mn), que cristaliza en el sistema monoclínico en forma de cristales negros y brillantes y que se encuentra, fundamentalmente, en los mismos yacimientos que la casiterita. Se diferencian ambas minerales en que la wolframita da raya parda o negra.
La pirolusita es óxido de manganeso, MnO2. Es un mineral accidental pero frecuente en rocas sedimentarlas formando impregnaciones de tipo dendrítico. Sus características son:
Sistema de cristalización: tetragonal.
Dureza: 2,6 en masas pulverulentas; de 6 a 6,5 en formas cristalizadas.
Densidad: de 4,5 a 5,2 g/cm3.
Color: gris acero a negro azulado, dando raya negra o parda negruzca.
Exfoliación: a veces muy patente y visible.
Origen fundamental: de alteración.
Anteriormente se han definido las rocas como agregados naturales formados por una o más minerales o/y mineraloides, y se ha significado que tales agrupaciones responden a unas condiciones de formación que se manifiestan con frecuencia y en extensiones importantes de la estructura de la corteza terrestre.
Las rocas se dividen en tres grandes grupos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.
Son ígneas las rocas que se originaron como resultado del enfriamiento y consolidación de un magma a material natural fundido, por lo que también se conocen como magmátitas.
Las rocas sedimentarias o sedimentitas proceden de fenómenos de alteración, transporte, sedimentación y consolidación de cualquier otro tipo de roca.
Las rocas metamórficas o metamorfitas se han formado en el interior de la corteza como resultado de una profunda modificación de rocas preexistentes, bajo la acción de elevadas presiones o/y temperaturas pero sin pérdida del estado sólido del material.
El lugar en que se ha producido la consolidación del magma que origina las rocas ígneas, determina la división de éstas, según su origen en:
Plutónicas: Formadas a grandes profundidades en condiciones de alta presión y alta temperatura, con lento descenso de ésta y sin pérdida de gases magmáticos.
Hipabisales (o filonianas): Formadas a profundidades intermedias gracias al desplazamiento parcial (sin llegar a aflorar) de masas de magma, y con enfriamiento más rápido de éste por las dimensiones limitadas de los filones en que se inyecta.
Volcánicas (o extrusivas): Formadas por consolidación rápida del magma a nivel superficial o subsuperficial, bajo condiciones atmosféricas o cuasi-atmosféricas.
Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas, cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa.
Asimismo, el tamaño de los cristales puede presentar grandes diferencias: se denominan fenocristales a aquéllos que poseen tamaño relativamente grande, siendo fácilmente apreciables a simple vista; se denominan microcristales a los de pequeño tamaño que sólo pueden ser apreciados con la ayuda de un microscopio. Con frecuencia, estos últimos presentan una forma alargada o astillosa y se denominan microlitos.
La estructura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación de los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de consolidación del magma:
Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga duración, la estructura se llama granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más o menos equidimensionales. Un caso particular de ésta es la estructura pegmatítica, en la cual los fenocristales son de tamaño desproporcionadamente grandes.
Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta duración, la estructura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por una masa de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son muy abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí dichos fenocristales.
Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se obtiene la estructura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea, aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.
Otra forma de clasificar la estructura es atendiendo a la forma de los cristales:
Estructura idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales euhedrales (cristales que han desarrollado sus formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos laterales de espacio).
Estructura hipidiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales anhedrales (formas cristalinas imperfectas porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el magma ya repleto de cristales).
Otras estructuras (o texturas, ya que ambos términos se manejan indistintamente en petrografía) particulares que se presentan frecuentemente son:
Estructura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de posterior génesis alrededor de núcleos de anterior cristalización.
Estructura fluidal: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber sido transportados por un magma móvil.
Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban multitud de otros, más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado a los fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares.
Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones cuneiformes de un mineral en otro al producirse una consolidación simultánea.
De forma general y aproximada puede decirse que las rocas plutónicas poseen estructuras granulares e hipidiomorfas; las rocas hipabisales, estructuras porfídicas e idiomorfas, y las rocas volcánicas, estructuras porfídicas, vítreas e idiomorfas.
La clasificación de las rocas ígneas es compleja. En general, se conjugan criterios como son el contenido en minerales máficos (minerales coloreados, principalmente los ferromagnesianos) y félsicos (minerales poco o nada coloreados, como son el cuarzo, feldespatos y feldespatoides). Cuando dominan los minerales máficos y ultramáficos, las rocas correspondientes reciben el nombre de melanocratas, y cuando dominan los minerales félsicos, se las llama leucocratas.
Los conceptos anteriores tienen relación con el contenido de SiO2 en los distintos minerales de la roca (recuérdese que el cuarzo y los feldespatos tienen mayor proporción de SiO2 que los ferromagnesianos, neso, ciclo, ino y filosilicatos); por ella y de forma genérica, las rocas ígneas pueden agruparse en cuatro categorías de quimismo: ácido, intermedio, básico y ultrabásico en orden decreciente de contenido en sílice.
O: Ortoclasas Ps: Plagioclasas sódicas Pc: Plagioclasas cálcicas Fd: Feldespatoides »: Predominante
Los minerales esenciales del granito son el cuarzo, que puede llegar a ocupar el 40 por ciento de la masa de la roca, feldespatos ortoclasas y silicatos ferromagnesianos no olivínicos, frecuentemente biotita y, a veces, hornblenda y augita.
Los granitos, asociados con otras rocas que le siguen en la serie, como son la granodiorita y la tonalita, son característicos de la actividad geológica constructora de montañas. La mayoría de las grandes cordilleras de los tiempos actuales y las cadenas montañosas desgastadas de tiempos geológicos pasados, muestran núcleos de tipo granítico.
Frecuentemente contiene como mineral accidental a la muscovita. En el granito se aprecia macroscópicamente la estructura granular. Tiene colores claros, generalmente gris y, a veces, rosado, según el color de la ortoclasa. Densidad de 2,6 a 2,7 g/cm3. Es una roca dura y resistente por lo que se usa frecuentemente en construcción.
Las mayores extensiones de granito en España se encuentran en Galicia, Sistema Central (Somosierra, Guadarrama y Gredos), Sierra Morena, Montes de Toledo y provincias de Gerona y Barcelona. También hay manchas más pequeñas en Extremadura, Sevilla y Huelva.
Los pórfidos son rocas de estructura porfídica, de consolidación en dos etapas. En esta roca, la masa de microcristales está formada fundamentalmente por ferromagnesianos no olivínicos, la que le da un color oscuro sobre el que destacan los fenocristales de feldespato y cuarzo de color claro.
Las características físicas y mecánicas son similares a las del granito por lo que se emplea en los mismos usos. Los pórfidos se encuentran, en general, en la periferia de los núcleos graníticos, en los que emite frecuentemente filones y apófisis, por la que su distribución en España es semejante a la del granito, siendo más frecuente en los macizos antiguos que en los modernos.
Figura entre las rocas hipabisales por su génesis a profundidades intermedias, presentando una estructura muy característica a la que da su nombre, estructura pegmatítica. Se compone de cuarzo (45 a 55 por ciento) y feldespato ortoclasa (de 55 a 45 por ciento), presentando a veces como minerales accesorios biotita y muscovita.
Los grandes cristales de cuarzo y ortoclasa forman maclas de penetración.
Comúnmente las pegmatitas se presentan en diques que suelen incluir casiterita, micas, piedras preciosas y minerales radioactivos.
Es frecuente poder reconocer a simple vista la estructura pegmatítica. El color es siempre claro, blanco, rosado o crema, según el color de la ortoclasa.
La pegmatita es poco abundante y se encuentra asociada al granito, por lo que su distribución en España es semejante.
La sienita está compuesta por ortosa y un silicato ferromagnesiano no olivínico, que puede ser hornblenda, augita o biotita.
Las sienitas puras, de acuerdo con la composición anterior, son muy raras, existiendo normalmente en pequeñas proporciones plagioclasas y cuarzo.
Es una roca de estructura granular. La ortosa da a la sienita un color claro, blanco o rosado, sobre el que destaca el color oscuro del mineral ferromagnesiano.
De densidad 2,7 a 2,9 g/cm3, algo superior a la del granito, tiene unas propiedades mecánicas semejantes y, por la tanto, iguales usos.
Las sienitas son menos abundantes que el granito y presentan, en España, una distribución semejante.
Está constituida por una pasta vítrea generalmente salpicada de fenocristales de cuarzo y feldespato potásico.
Su color oscila ampliamente, pero el más común es el blanco a amarillo claro, pardo o rojo. Casi todas las riolitas presentan textura fluidal en bandas, con alineación de los fenocristales.
En España se presenta, sobre todo, en Cabo de Gata (Almería).
El término traquita antiguamente se aplica a todas las lavas muy ásperas al tacto, pero ahora está limitado a los equivalentes volcánicos de las sienitas, es decir, lavas ricas en ortoclasa o en otros feldespatos alcalinos.
Son rocas de color gris, raramente amarillentas o rosadas. Puede presentar fenocristales de feldespatos. Su densidad es de 2,6 g/cm3.
En España únicamente existe en el Pirineo aragonés, en la provincia de Murcia (Jumilla) y en las Islas Canarias.
Es una roca granuda formada principalmente por plagioclasas cálcicas y piroxenos, de color gris oscuro. Sí el olivino sustituye al piroxeno, tiene color verde y se denomina gabro olivínico. Densidad elevada: de 2,9 a 3,1 g/cm3.
Existen manchas, no muy grandes, en Badajoz, Huelva y La Coruña.
La peridotita es una roca ígnea ultrabásica, constituida casi exclusivamente por olivino. Es una roca bastante dura y muy densa (4 g/cm3).
El olivino es un mineral inestable, que se altera fácilmente, convirtiéndose en una mezcla de minerales hidratados de color verdoso. Las peridotitas así alteradas reciben el nombre de serpentinas.
En España es conocida la zona de peridotitas de la Serranía de Ronda. Existen, también, manchas en la provincia de La Coruña.
Es una roca volcánica compuesta por plagioclasas cálcicas y ferromagnesiano no olivínico, de color oscuro y gran densidad. Los fenocristales de plagioclasas son muy raros y más frecuentemente aparecen los de augita. Es una roca básica, ya que tiene menos de un 50 por ciento de sílice. Es la roca volcánica más común.
Es corrientemente utilizada en adoquinados y construcción.
En España se presenta en algunos puntos próximos al litoral murciano y, sobre todo, en Olot (Gerona) y Ciudad Real. Procedente de erupciones modernas es muy abundante en las Islas Canarias.
Son las dos lavas más conocidas y extendidas. Tienen, las dos, estructura vítrea y son anhidras.
La Obsidiana es un vidrio de color negro, fractura concoidea y elevada dureza. En sección delgada es casi transparente.
La Liparita o Pumita es una roca extremadamente ligera y porosa, de color blanco a gris, formada por vidrio volcánico que ha sufrido desgasificación simultánea a la solidificación.
En España, prácticamente sólo se encuentran lavas en las Islas Canarias.
Todas las rocas básicas y ultrabásicas, si bien de color oscuro cuando no están alteradas, adquieren coloraciones pardas o rojizas como consecuencia de la alteración superficial de los minerales férricos.
Las rocas sedimentarlas son las que se han producido como consecuencia de fenómenos de alteración, transporte y sedimentación sobre cualquier tipo de roca anterior, por lo tanto los minerales que las componen pueden ser los mismos que existían en la roca anterior después de haber sufrido disgregación física, transporte y sedimentación, o bien pueden ser minerales formados por alteración química de otras preexistentes, que son los que se denominan minerales de alteración.
La división fundamental de las rocas sedimentarlas se hace teniendo en cuenta la forma predominante de producirse el depósito o sedimento:
Detríticas, en que la sedimentación se produce por disminución de energía del agente transportante. El sedimento se denomina detrítico o clástico.
Químicas, en que la sedimentación se produce o bien por concentración, como es el caso de la evaporación del disolvente o de una sobresaturación de la disolución, o bien por precipitación, lo cual ocurre cuando se produce una reacción química con formación de sustancias insolubles. En este caso el depósito se denomina químico.
Orgánicas, cuando en la sedimentación se acumulan restos vegetales o animales, produciéndose un depósito orgánico.
Sin embargo, es tan corriente la coexistencia de dos o más de las causas que producen sedimentación, que, desde el punto de vista práctico, haremos, exclusivamente, dos apartados:
Rocas sedimentarias detríticas, cuando la sedimentación mecánica sea el proceso predominante en la formación del sedimento.
Rocas organoquímicas, cuando en la sedimentación jueguen papel determinante los procesos químicos o/y la acumulación de restos orgánicos.
En el estudio de las rocas sedimentarias detríticas tiene gran importancia el tamaño y la forma de los granos que las componen y la composición mineral de éstos. Los minerales difícilmente alterables, de gran dureza y estabilidad química, son capaces de recorrer grandes distancias en el proceso de transporte sin destruirse, por lo que es frecuente encontrarlos en forma de granos pequeños y redondeados formando rocas sedimentarias a gran distancia del punto en que se produjo la disgregación física. Si se produce la sedimentación después de un corto recorrido, la forma de los granos será angulosa y su tamaño no habrá disminuido sensiblemente.
Por el contrario, los minerales fácilmente alterables únicamente aparecen formando rocas sedimentarias detríticas en puntos próximos al lugar de disgregación física y con granos angulosos, ya que los transportes largos que redondean las aristas los hacen desaparecer.
Una vez formado el depósito, los distintos grados de cohesión determinan diferentes rocas sedimentarias. La consolidación se produce por alguna de las siguientes causas: porque entre las partículas sedimentadas detríticamente haya minerales aglomerantes, como por ejemplo es la arcilla; o porque simultánea o posteriormente a la sedimentación, un precipitado químico, por ejemplo sílice o carbonato cálcico, actúe como cemento.
La división de las rocas sedimentarlas detríticas según su cohesión es la siguiente:
Rocas sedimentarias detríticas incoherentes o pastosas
Rocas sedimentarias detríticas coherentes
Se consideran rocas incoherentes o pastosas aquellas en las que los granos que las forman son completamente independientes entre sí. En realidad más que de rocas debe hablarse de depósitos o sedimentos no diagenizados. La granulometría establece los diferentes tipos de sedimentos de acuerdo con la siguiente clave:
Este último se subdivide, según la granulometría, en Arena, Limo, Arcilla y Loam.
Tanto la arena, como el limo, la arcilla y el loam se subdividen atendiendo a la composición química de los granos. El origen de estos sedimentos puede ser el arrastre hídrico, el arrastre eólico o bien el depósito volcánico. Atendiendo a estos dos aspectos se determinan los diferentes sedimentos incluidos en el concepto genérico "tierra". Así, por ejemplo, el limo de arrastre eólico y de composición química más o menos caliza se denomina loess.
Las rocas sedimentarlas detríticas coherentes se dividen atendiendo a la granulometría según la siguiente clave:
Más de 10 % de partículas > 2 mm
Más del 25 % de partículas > 50 micras
Menos de 25 % de part. > 50 micras
Psefitas
Psammitas
Pelitas o Fangolitas
Las Psefitas son, como se aprecia en la clave, las de mayores granos, aglomerados por un cemento cuya naturaleza sirve para posteriores subdivisiones.
Las psefitas de partículas redondeadas se denominan Conglomerados o Pudingas y las de partículas angulosas se llaman Brechas. El depósito de las psefitas, dado el gran tamaño de sus partículas, se produce en el seno de aguas torrenciales o de glaciares, ya que otro tipo de agente de transporte no posee la energía suficiente.
En las Psammitas se establece una primera división para separar aquellas rocas en las que los granos arenosos o/y el cemento que los aglutinan tienen abundancia de carbonato cálcico de forma que el porcentaje de este mineral, aun inferior al 50%, es lo suficientemente alto como para que la roca dé reacción clara al tratamiento con clorhídrico: Calcarenitas.
El resto de las psammitas se dividen en areniscas y grauvacas, según que el porcentaje de partículas menores de 50 micrómetros (matriz o cemento) sea menor o mayor del 15 por ciento.
Las Pelitas o Fangolitas, se dividen según su grado de consolidación. Las poco consolidadas se denominanlutitas y las que están más consolidadas, pizarras arcillosas o lutitas apizarradas.
Los conglomerados o pudingas son gravas de canto rodado cementadas. Los cantos y gravas pueden proceder de una o varias rocas; muchas veces son de cuarcitas, pero otras lo son de granito, gneis, calizas, etc. Casi todos los conglomerados, especialmente los de origen fluvial, encierran gran cantidad de arena y demás materiales finos que rellenan los espacios entre los cantos. Algunos conglomerados costeros que han estado sometidos a intenso lavado contienen poca arena.
Las brechas se diferencian de las pudingas, únicamente, en que las gravas que las forman son angulosas, de lo que se deduce que estos fragmentos han tenido un transporte corto antes de su sedimentación definitiva (muchas veces de tipo glaciar).
Por su composición, los cementos de las brechas y pudingas pueden ser silíceos (cemento de sílice o de sílice hidratada), calcáreos (de carbonato cálcico), ferruginosos y arcillosos (cemento a base de arcilla).
Es decir, tanto las pudingas como las brechas se dividen de acuerdo con la naturaleza de los cantos rodados y del cemento. Por ejemplo, brecha de cuarcitas con cemento arcilloso, pudinga de cuarcitas y calizas con cemento calizo, etc.
Las calcarenitas, según se ha dicho, tienen un porcentaje de carbonato cálcico inferior a 50, pero suficiente para dar clara reacción con ácido clorhídrico en frío.
Se forman, frecuentemente, en aguas dulces o marinas (prefosas), normalmente en España en el Oligoceno superior y Mioceno.
El color depende de las impurezas en el cemento y en los granos, pudiendo variar desde colores claros a pardos o pardo rojizos.
En España se presentan en pequeñas masas en las grandes manchas miocenas de Castilla y Aragón, y en masas más extensas en el valle del Guadalquivir y provincia de Almería.
En las areniscas el cemento o matriz representa menos del 15 por ciento del total del material.
Atendiendo a la composición mineralógica de las partículas, mayores de 50 micrómetros, distinguiendo porcentajes de cuarzo, feldespato y otros minerales y fragmentos de roca, las areniscas se dividen de acuerdo con la siguiente clave:
Más de 95% de cuarzo
Entre 75-95% de cuarzo
Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca
Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos
Menos de 75% de cuarzo
Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca
Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos
Cuarzoarenitas
Subarcosas Sublitoarenitas
Arcosas Litoarenitas
La naturaleza del cemento permite otra división de las areniscas. Generalmente este cemento es ferruginoso, micáceo o arcilloso lo que permite distinguir las areniscas ferruginosas de coloración rojiza o parda, las areniscas micáceas con cemento de naturaleza micácea y las areniscas arcillosas con cierto olor a tierra mojada.
Menos corrientes son las areniscas calizas, con alguna proporción de carbonato cálcico que determina una ligera reacción clorhídrica menos patente que en las calcarenitas, las areniscas dolomíticas y las yesosas.
En las cuarzoarenitas es muy normal que la matriz sea escasa y esté formada por sílice secundaria con lo que la roca es blanquecina si no está muy cementada y aun conserva aire en sus poros, o gris si la cementación ha progresado más.
Las areniscas son rocas relativamente abundantes y que pueden formar series de gran espesor. En España abundan en el Sistema Ibérico y estribaciones, forman manchas en Cataluña alternando con conglomerados calcáreos o margosos en Galicia alternando con conglomerados silíceos y, también, en localidades que rodean a los macizos graníticos o gnéisicos en las provincias de Ávila, Salamanca, Zamora, Madrid, Cáceres, Badajoz y Toledo.
En general, las cuarzoarenitas proceden de sedimentación marina, mientras que las arcosas y las litoarenitas se localizan cerca de las rocas originales siendo, normalmente, procedentes de sedimentación continental, como ocurre en las manchas que rodean los núcleos de granito y gneis.
Grauvacas
La división de las grauvacas, según la composición mineralógica de las partículas mayores de 50 micrómetros, es parecida a la de las areniscas.
Más de 95% de cuarzo
Menos de 95% de cuarzo
Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca
Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos
Cuarzovacas
Grauvacas feldespáticas Grauvacas líticas
Como en las areniscas, el cemento o matriz suele ser arcilloso, micáceo o ferruginoso y la abundancia del mismo origina que su color sea gris, gris verdoso o gris rojizo.
Muchas veces, las grauvacas se presentan en zonas en las que ha habido movimientos tectónicos importantes con erosión activa y sedimentación casi inmediata que no ha permitido mejor separación del calibrado de los granos. Por ello, las partículas mayores de 50 micrómetros suelen ser angulosas y algunos autores denominan microbrechas a estas rocas.
En España se encuentran en las mismas zonas que las areniscas pero, en general, mucho menos abundantes (Teruel, Ciudad Real, Toledo, etc.). De todas formas, a simple vista, muchas veces es difícil distinguir areniscas de grauvacas.
Las lutitas son pelitas poco consolidadas, de aspecto estratificado, untuosas, pulverulentas, muchas veces abigarradas por coloraciones irregulares de óxidos de hierro.
Las lutitas enteramente silíceas están constituidas fundamentalmente por arcilla mineralógica. Al estar esta roca poco consolidada, muchas veces se deshacen total o parcialmente con el agua por lo que es difícil establecer la separación entre éstas y las arcillas incoherentes.
Es muy normal que las lutitas presenten una cierta cantidad de carbonato cálcico (menor del 50%) con lo que el carácter aglomerante de éste les da una mayor estabilidad frente al agua. Si el contenido es bastante grande (generalmente superior al 20%) la roca se denomina marga o marga caliza y da clara reacción con clorhídrico en frío. Si el contenido en caliza es pequeño la reacción no es aparente y la roca se denominalutita margosa o marga silícea aunque este último nombre no es muy apropiado.
En España están ampliamente representadas las margas, tanto las de origen continental como las de origen marino. Frecuentemente entremezcladas con bancos de calizas, areniscas, yesos y sales. Atendiendo a estas dos últimas rocas también puede hablarse de margas yesosas y de margas salinas como tránsito a las rocas evaporitas de las que se hablará más adelante, cuando el porcentaje de yeso o sal es menor del 50% y predomina la arcilla detrítica.
Bajo el nombre de pizarras arcillosas o lutitas apizarradas se incluyen todas las pelitas bastante consolidadas, de apreciable estratificación y dureza variable.
Son rocas que se han formado en gran variedad de ambientes lo que hace que su color sea muy variable. Los colores oscuros corresponden a pizarras que se han formado en ambiente reductor, por lo que contienen gran cantidad de materia orgánica rica en carbono. Los colores rojizos se presentan en pizarras formadas en ambiente oxidante. Las tinciones y recubrimientos superficiales enmascaran, frecuentemente, el color verdadero de estas rocas.
Según las diferentes inclusiones o impregnaciones que contienen, se distinguen las variedades: pizarras arcillosas calizas, cuando contienen cierta proporción de carbonato cálcico, siempre que ésta sea menor del 50 por ciento, dando reacción clorhídrico. Pizarras arcillosas filadios, si están muy consolidadas por fuertes presiones, lo que las aproxima a las rocas metamórficas. Pizarras arcillosas micáceas, cuando contienen muscovita. Pizarras arcillosas ferruginosas con gran riqueza en óxidos de hierro, muy frecuentemente recubiertas de limonita pardusca o amarillenta. Pizarras arcillosas sericíticas, caracterizadas por ser suaves al tacto. Pizarras arcillosas bituminosas, de color negro, con restos orgánicos y generalmente impregnadas de hidrocarburos (asfaltos o petróleo).
No es fácil diferenciar, muchas veces, las pizarras arcillosas de las pizarras metamórficas (filitas y micacitas) porque no se puede establecer, con claridad, un límite entre la diagénesís y el metamorfismo. Muchos autores califican a todas las pizarras como metamórficas. Aunque, con todas las excepciones que matizan las afirmaciones generales, en España puede adoptarse el criterio de que las pizarras correspondientes a los sistemas geológicas del precámbrico y paleozoico son metamórficas y que, por el contrario, son sedimentarlas aquéllas de los tiempos más modernos, como ocurre con las formaciones de"cayuela" en el País Vasco.
La división de este tipo de rocas se hace atendiendo a la composición química de los sedimentos:
Sedimentos carbonatados: abundancia de CO32-
Sedimentos carbonosos: abundancia de C orgánico
Sediemntos no carbonatados
El sedimento original está formado por un conjunto de núcleos, generalmente ricos en carbonato cálcico, (restos de fósiles, fragmentos de otras rocas carbonáticas preexistentes, detríticos, etc.) aglomerados por un cemento o matríz de CaCO3 que se denomina micrita y que precipita sobre los anteriores según la siguiente reacción química:
Ca2+ + 2(HCO3-) → CaCO3 + CO2 + H2O
Esta reacción expresa claramente cómo al disminuir el contenido de CO2 de las aguas se produce dicha precipitación. La disminución de CO2 en el agua puede ser consecuencia de un calentamiento de ésta, de una disminución de presión, de la actividad fotosintética de las algas, de la evaporación, del cese de respiración de organismos vivos, o de una combinación de dos o más de estas causas.
Naturalmente, en todos los casos, la micrita puede presentar una serie de impurezas de arcilla, hidratos de hierro, etc.
Dentro de este grupo se distinguen las siguientes rocas:
Calizas concrecionadas
Calizas orgánicas "sensu strictu"
Calizas comunes
Calizas espáticas
Dolomías
Calizas concreccionadas
Se denominan así a las rocas en las que la precipitación del cemento ha tenido lugar sobre núcleos visibles, pueden ser:
Oolíticas: gránulos menores de 2 mm de diámetro formados por precipitación de carbonato cálcico alrededor de partículas de cuarzo o de otro mineral.
Pisolíticas: concepto análogo al anterior cuando los granos son de tamaño superior.
Travertínicas: precipitación sobre núcleos no granulares, que se subdividen en:
Travertinos: depósitos superficiales en los cauces de ciertos ríos o en sus proximidades sobre material vegetal, o mineral.
Estalactitas y estalagmitas: depósitos calcáreos en grutas.
Tobas: depósitos sobre ciertos vegetales subacuáticos que se recubren de una película de caliza al favorecer la precipitación del carbonato cálcico mediante la absorción de CO2 para la fotosíntesis. Se forma, así, una roca esponjosa de aspecto muy característico.
Estas calizas concrecionadas no ocupan gran extensión en España, aunque travertinos, estalactitas y estalagmitas son muy frecuentes como consecuencia del modelado kárstico de las calizas comunes y los travertinos aparecen, también muy corrientemente, en algunas capas de suelos como consecuencia de fenómenos edáficos que se estudiarán más adelante.
Calizas orgánicas "sensu strictu"
En este apartado se incluyen las calizas en las que el cemento o micrita juega un papel secundario frente a unos núcleos orgánicos que, por su tamaño o por su abundancia, definen las características más notables de estas rocas. Se citan la lumaquela, la creta y el aragonito coralino.
La Lumaquela es una roca formada por valvas fósiles de moluscos aglomeradas por un cemento calizo. El carbonato cálcico está en forma de calcita y suele incluir muchas impurezas de naturaleza variable.
La Creta está formada por corazas de foraminíferos, especialmente globigerinas, por fragmentos de conchas y escípulas de esponjas, todo ello aglomerado por un cemento calizo-arcilloso. La calcita ocupa, aproximadamente, la mitad de la roca, siendo el resto impurezas.
El Aragonito coralino lo componen restos de corales en los que el carbonato cálcico está en forma de aragonito. El cemento que aglomera estos restos suele ser de calcita.
Calizas comunes o en masa
Se denominan así a aquellas rocas en las que los núcleos son microfósiles o/y de otra naturaleza pero de tamaño muy pequeño con lo que, a simple vista, no se distinguen núcleos y micrita, sobre todo si las impurezas no carbonatadas de arcilla, óxidos de hierro, partículas de cuarzo, etc. son relativamente abundantes.
Dentro de estas calizas, pueden distinguirse como variedades:
Caliza litográfica: de grano muy fino, criptocristalina y de fractura concoidea. Colores claros.
Caliza bituminosa: con impregnaciones de asfalto y otros hidrocarburos. Suele tener color negro.
Caliza arcillosa: con bastantes impurezas de arcilla, lo que le da menor dureza.
Caliza ferruginosa: con óxidos de hierro. Color pardo o pardo rojizo con tinciones más o menos irregulares.
La caliza común es muy abundante en España, ocupando la casi totalidad de la mitad oriental de la Península. También están formadas por caliza muchas montañas de Cantabria y Asturias. Existen, asimismo, importantes manchas en las provincias de Palencia y Valladolid.
La caliza espática tiene cristales visibles de calcita que se han formado como consecuencia de un proceso diagenético de recristalización del primitivo sedimento carbonatado. No son muy abundantes y su presencia forma manchas o enclaves en las comarcas citadas anteriormente.
La dolomía es una roca compuesta por CaMg(CO3)2 aunque raramente se presenta la dolomita pura, conteniendo un cierto número de cristales de carbonato cálcico. Se forma como consecuencia de un proceso diagenético de metasomatosis (dolomitización) a partir de las calizas y en medios ricos en magnesio.
Se distinguen las siguientes variedades de dolomía:
Dolomía común: es la variedad más corriente y abundante. Tiene siempre un contenido más a menos elevado de arcillas, partículas de cuarzo, etc. Suelen apreciarse frecuentemente zonas de descarbonatación formando fisuras más a menos entrecruzadas.
Calizas dolomíticas: son mezclas, en distintas proporciones, de caliza y dolomía.
En España, las dolomías se encuentran principalmente en el Sistema Ibérico, provincias de Tarragona, Barcelona, Castellón y Baleares, provincias de Albacete, Jaén y Ciudad Real, provincias de Almería, Murcia, Granada y Málaga, y pequeñas manchas en la provincia de Badajoz.
En esta sección se incluyen todos los depósitos modernos y antiguos en los cuales el constituyente más significativo es el carbono orgánico, procedente de despojos de seres vivos.
Prescindiendo de la coprolita, formada por acumulación de excrementos de animales, de petróleos y asfaltos, vamos a comentar, brevemente, los carbones turba, lignito, hulla y antracita.
La Turba es el término más moderno de la serie de los carbones, con formación incluso actual. Tiene color pardo o negro, textura normalmente fibrosa, baja densidad y presenta en su interior restos vegetales apreciables. La roca turba contiene menos de un 50 por ciento de carbono.
El Lignito es un carbón formado hace unas cuantas decenas de millones de años. Tiene color pardo o negro, con textura leñosa, terrosa o compacta. Es blando y suave, con densidad superior a la de la turba, pero inferior a la de la hulla. Contiene de un 55 a un 75 por ciento de carbono.
La Hulla se formó hace unas cientos de millones de años. De color negro y brillo graso, se aprecia en ella, al microscopio, la estructura orgánica. Tiene fractura concoidea y su contenido en carbono es de 75 a 90 por ciento.
La Antracita es más antigua que la hulla o, coetánea con ella, se formó a partir de los órganos más duros de los vegetales. Color negro, con brillo vítreo a veces. Tiene fractura concoidea y es la más densa de los carbones. Contiene más de un 90 por ciento de carbono.
Dentro de este conjunto, se diferencian dos grupos: en el primero, evaporitas, la actividad orgánica es nula o prácticamente nula; en el segundo, es esencial.
Entre las evaporitas podemos citar las rocas Sal, Silvina, Carnalita, Calcedonia, Ópalo y, sobre todo,Yeso y Anhidrita. Todas ellas están formadas por los respectivos minerales del mismo nombre más impurezas, normalmente de arcillas, calizas y óxidos de hierro. Así, yesos y sales aparecen en las comúnmente llamadas margas yesíferas o salinas.
Estas evaporitas se encuentran, en España, en algunos pisos de las formaciones lagunares terciarías y, en el caso del yeso y la anhidrita, además, en algunas facies del Trías media y superior.
En cierto modo similares, aunque su proceso de formación es esencialmente edáfico y no deja de influir la materia orgánica del suelo, son los depósitos ferruginosos formando corazas limoníticas muy corrientes bajo cierta tipo de climas tropicales.
Se incluyen en el segundo grupo, dos rocas: trípoli y fosfato concrecionado.
El Trípoli se denomina, también, tierra de diatomeas, por estar constituido, principalmente, por los caparazones silíceos de estas algas. Es una roca gris clara o amarillenta, blanda al tacto, que fácilmente se convierte en polvo. Tiene un gran poder de absorción por lo que se emplea en la fabricación de explosivos.
El fosfato cálcico es utilizado por los peces, los crustáceos y algunos braquiópodos para formar sus esqueletos y exosqueletos que, al depositarse en el fondo del mar, pueden sufrir una redisolución, lo que da lugar a que los fosfatos se depositen alrededor de núcleos formando concreciones nodulares. Esto es el origen de la roca denominada Fosfato concrecionado.
Las rocas metamórficas son el resultado de la transformación de cualquier otro tipo de rocas, ígneas, sedimentarias e, incluso, metamórficas, mediante fenómenos de metamorfismo.
Estos fenómenos debidos al cambio de las condiciones físico-químicas a que estaban sometidas las primitivas rocas, modifican en ellas no sólo su composición mineralógica, sino también la composición química, así como la estructura y la textura.
El grado de metamorfismo de las rocas puede ser distinto, por eso existen transiciones graduales a las rocas metamórficas desde las correspondientes ígneas y sedimentarias.
Los tipos de metamorfismo son: dinámico, cuando la causa de la transformación de las rocas son grandes presiones; de contacto, si la causa ha sido una alta temperatura por proximidad de un magma; y regional, cuando concurren las dos causas anteriores.
Estas especiales condiciones que inciden en la formación de las rocas metamórficas hacen que todas ellas se encuentren cristalizadas. Las presiones, que de una manera constante y con mayor o menor intensidad, siempre se producen en los fenómenos de metamorfismo, hacen que las rocas de este tipo, normalmente, presenten cierta pizarrosidad.
El tamaño de los cristales dependerá de los minerales existentes en la primitiva roca y de los procesos de neoformación y recristalización. Los minerales que componen las rocas metamórficas pueden formarse en el metamorfismo o bien ser los mismos existentes antes de la iniciación del proceso.
Las rocas metamórficas pueden dividirse, esencialmente, con arreglo a dos criterios:
Según las facies de aparición de minerales de metamorfismo, esto es, según las condiciones de presión y temperatura en las cuales, si el quimismo lo permite, van a formarse actinota, o sillimanita, o granates, etc.
Según las secuencias metamórficas o, lo que es lo mismo, según el tipo de roca que les da origen.
Nosotros vamos a utilizar este segundo criterio, menos interesante desde el punto de vista científico, pero más útil para su descripción e identificación macroscópica y, sobre todo, con vistas a considerar la roca como material a partir del cual va a desarrollarse el suelo.
Las rocas metamórficas más corrientes quedan especificadas en el siguiente cuadro.
Interesa aclarar dos ideas importantes:
Tradicionalmente se han empleado los prefijos orto y para para significar la procedencia ígnea o sedimentaria de la roca afectada por el metamorfismo. Así, un ortogneis es un gneis procedente, por ejemplo, del metamorfismo de un granito y un paragneis aquél consecuencia del metamorfismo de una arenisca. Sin embargo, el empleo del prefijo adecuado no siempre es fácil y tanto más cuanto que el metamorfismo, algunas veces, es muy complejo y una serpentina metamórfica de secuencia ultrabásica, en proceso de metamorfismo posterior puede dar lugar a un mármol dolomítico.
Cuando el metamorfismo no es muy intenso y actúa sobre rocas sedimentarias pueden quedar en la roca metamórfica resultante restos fosilíferos utilizables para la aplicación de los principios de cronología relativa en los estudios de geología histórica.
La composición mineralógica del gneis es la misma que la del granito o de la sienita: cuarzo más a menos abundante, feldespato no cálcico y ferromagnesiano no olivínico, pudiendo contener muscovita y otros minerales accidentales.
Suele ser de grano grueso y siempre se aprecia cierta esquistosidad.
Son bastantes las rocas que pueden dar origen al gneis, por lo que es una roca que presenta muchas variedades. Entre ellas, las más significativas son: gneis micáceo con abundancia de muscovita en láminas orientadas, y gneis glandular en el que se aprecian cristales nodulares de cuarzo o/y feldespato.
En España es abundante el gneis en Galicia y Sistema Central, ocupando menores extensiones en Montes de Toledo, Pirineos y Penibética.
Algunos autores denominan a estas rocas pizarras metamórficas, diferenciándose las micacitas por la abundancia de muscovita. A simple vista, sólo la mayor consistencia de estas rocas permite diferenciarlas de las pizarras arcillosas sedimentarias siendo la cristalización y la aparición de minerales de metamorfismo los criterios seguros para su identificación.
En España abundan en los terrenos antiguos de Asturias, León, en algunos puntos del Sistema Central y Pirineos y, sobre todo, en Extremadura y Sierra Morena.
Procedentes ambas rocas del metamorfismo de psammitas y psefitas se diferencian entre ellas en que las cuarcitas tienen más del 90 por ciento de sílice, y unas y otras de sus orígenes respectivos, en la esquistosidad que presentan y por su consistencia.
Son ejemplares angulosos, esquistosos y que, al romperse, se fracturan sus cristales; las psammitas, sedimentarias, son redondeadas y, cuando son angulosas, se rompen por la matriz a cemento que une sus granos.
La localización en España de estas rocas es similar a la de filitas y micacitas, presentándose, muchas veces, bastante mezcladas unas y otras.
Son rocas de grano fino a grueso, de aspecto sacaroideo y colores claros, presentando frecuentemente alteraciones en bandas.
No son abundantes en España. Las Sierras Blancas, entre las provincias de Granada y Málaga, son las manchas más importantes de mármol dolomítico.
Eclogita, Piroxenita metamórfica y Anfibolita metamórfica
Procedentes, respectivamente, de metamorfismo de gabros y perknitas tienen los mismos constituyentes que aquéllas y se presentan entremezcladas con las mismas sobre todo en la provincia de La Coruña.
Es una roca procedente de la actuación de procesos de metamorfismo sobre rocas olivínicas. Está formada esencialmente por serpentina. Se emplea como piedra decorativa en construcción.
En España se presenta en la Serranía de Ronda y Sierra Nevada.
La observación microscópica de secciones delgadas de rocas es un instrumento muchas veces decisivo en petrografía. Unicamente cuando la roca sea de grano muy grueso y de composición mineralógica variable, este tipo de observación será incompleta.
En petrografía, el fin del examen microscópico de una roca es la determinación precisa de sus minerales constituyentes y de su estructura, es decir, la manera como estos elementos están asociados. Este examen necesita la apreciación de una serie de caracteres visibles, unos con luz ordinaria o natural, y otras con la ayuda de luz polarizada.
Los cuerpos transparentes, en los cuales puede propasarse la luz, se dividen en:
Cuerpos isótropos o monorrefringentes, en los cuales la luz se propaga con una velocidad independiente de la dirección. En ellos el índice de refracción es igual en todas las direcciones. Pertenecen a este grupo los minerales amorfos y los cristalizados en el sistema regular.
Cuerpos anisótropos o birrefrigentes, en los cuales la velocidad de la luz es función de su dirección de propagación y en ellos el índice de refracción varía según la dirección. Son birrefringentes los minerales cristalinos de todos los sistemas de cristalización, excepto los del sistema regular.
En petrografía microscópica se emplea el microscopio petrográfico polarizante cuyas características más importantes son el poseer una lente denominada polarizador, entre la fuente luminosa y la preparación, que permite realizar observaciones con luz polarizada; tener una platina giratoria con limbo graduado que permite girar la preparación y medir los ángulos que ésta va tomando; y tener intercalada en el tubo, entre el objetivo y el ocular, otra lente denominada analizador que tiene un plano de polarización perpendicular al del polarizador, y que puede interponerse, o no, a voluntad.
La acción del polarizador se puede resumir en el siguiente esquema:
Luz normal → P → Luz polarizada
Si se interpone el analizador al ser el plano de polarización de éste perpendicular al anterior, se obtiene:
Luz normal → P → Luz polarizada → A → Oscuridad
El mismo resultado se obtiene al intercalar un cristal monorrefringente, que no altera ni desdobla la luz polarizada:
L. normal → P → L. pol. → C.M. → L. Pol. → A → Oscur.
Si entre P y A se introduce un cristal birrefringente, la luz polarizada que incide sobre él se divide en dos rayos que vibran en planos perpendiculares con índices de refracción diferentes (no, ne). Dichos rayos, después de atravesar el cristal de espesor "e" se recombinan para formar un rayo polarizada, con dos componentes con un retraso relativo igual a (no-ne)·e, el cual, al atravesar A, en parte es absorbido y otra parte da una componente coloreada variable con el giro de la platina, existiendo dos direcciones de extinción total:
L. normal → P → L. pol. → C.B. → L. pol. → A → Color
La identificación de cristales en una preparación en lámina delgada de una roca, observando con luz polarizada, se basa en que, con el analizador intercalado, al girar la platina se pasa de luz a extinción. Como excepciones en este caso cabe citar la de los cristales de coloración negra, que se identificarán por el contorno poligonal marcado, como es el caso de la magnetita; o la de los cristales del sistema regular, que son muy escasos en las rocas.
La pasta vítrea se identificará porque, al observar sin analizador, se advierte la presencia de materia, y con analizador permanece de color negro o gris oscuro aunque se gire la platina, siempre sin variaciones de intensidad.
Los agujeros que puedan existir en la preparación se reconocen por la ausencia de materia al observar sin analizador y por permanecer siempre negro con analizador.
A continuación se indica la forma de reconocer algunos minerales petrográficos importantes observados microscópicamente con luz polarizada.
Sin analizador: se observa incoloro, transparente o translúcido y con superficie no corroída aunque ocasionalmente pueda presentar grietas.
Con analizador: al girar la platina pasa de color claro a gris oscuro o negro, apreciándose, también, que la superficie no presenta corrosión.
Sin analizador: igual que en el caso del cuarzo, pero se advierte corrosión en la superficie.
Con analizador: la extinción es semejante a la del cuarzo, pero se sigue observando la corrosión superficial.
Sin analizador: igual que el cuarzo, pero con algo de corrosión superficial.
Con analizador: se observan maclas polisintéticas que se manifiestan por la presencia de bandas alternativamente claras y oscuras orientadas en una misma dirección.
Sin analizador: se aprecian coloraciones diversas.
Con analizador: las mismas coloraciones que sin analizador que, al girar la platina, pasan de tonos claros a algo más oscuros.
Sin analizador: se presentan mallas coloreadas en tonos verdosos claros, que dejan huecos incoloros y transparentes.
Con analizador: se pueden localizar las divisiones de los cristales a la vez que continua la presencia de las mallas anteriormente descritas. Puede suceder que cada cristal abarque más de un retículo de la malla.
Sin analizador: es transparente a translúcida y blanca, pero con bandas o estrías en dos direcciones y a veces presenta irisaciones.
Con analizador: se siguen apreciando las bandas y, al girar la platina, pasa de claro a oscuro (extinción).
La pasta vítrea, que en algunos casos forma parte integrante de las rocas, puede tener color negro, con la que recibe el nombre de pasta melanocrata o bien tener coloraciones de tonos claros o blancos, denominándose en este caso pasta leucocrata.
En las rocas sedimentarias se aprecia fácilmente la estructura homogénea de sedimentación en la que todos los cristales tienen un tamaño muy semejante, e incluso forma parecida. Dentro de este tipo de estructuras se distingue la estructura psammítica en la que todos los cristales tienen un diámetro casi idéntico y son de tamaño pequeño.
Los distintos tipos de estructura de las rocas ígneas se hacen muy patentes en la observación microscópica: estructura vítrea, en la que prácticamente toda la masa de la roca es pasta vítrea, excepto algún fenocristal aislado o algunos microlitos; estructura porfídica, con ausencia de pasta vítrea y en la que cristales de pequeño tamaño engloban a fenocristales equidimensionales, o bien, cuando los fenocristales son muy abundantes, los microcristales aparecen simplemente rellenando huecos e intersticios; y estructura granular, formada por fenocristales únicamente y que presenta como variedad la estructura pegmatítica, en la que se aprecian cristales pequeños incluidos dentro de otros más grandes que forman el conjunto de la roca.
Las rocas metamórficas se identifican más que por la estructura, por la textura esquistosa que presentan de una forma constante. Este tipo de textura se reconoce porque, en ella, el ferromagnesiano está orientado en la misma dirección, lo que se aprecia fácilmente sin analizador.
La textura escoriácea propia de algunas rocas efusivas como y es la liparita, se caracteriza por la presencia de muchos agujeros en la masa de la roca.
Andesita
Cuarcita
Marmol
Peridotita