La gran mayoría de los minerales que componen las rocas de la corteza terrestre son minerales silicatos. Entre ellos se incluyen minerales como el cuarzo, el feldespato, la mica, la anfíbola, el piroxeno, la olivina y una variedad de minerales arcillosos. La unidad estructural básica de todos estos minerales es el tetraedro de sílice, una combinación de cuatro átomos de oxígeno y un átomo de silicio. Como hemos visto, se denomina tetraedro porque los planos trazados a través de los átomos de oxígeno forman una figura con cuatro caras (véase la Figura 2.2.4).Dado que el ión silicio tiene una carga de +4 y cada uno de los cuatro iones oxígeno tiene una carga de −2, el tetraedro de sílice posee una carga neta de −4.
En los minerales silicatos, estos tetraedros se organizan y enlazan de diversas maneras, desde unidades individuales hasta estructuras complejas en armazón (véase la Tabla 2.6).La estructura de silicato más simple, correspondiente al mineral olivino, está compuesta por tetraedros aislados unidos a iones de hierro y/o magnesio. En el olivino, la carga de −4 de cada tetraedro de sílice se compensa con dos cationes divalentes (es decir, con carga +2) de hierro o magnesio. El olivino puede tener la composición Mg₂SiO₄ o Fe₂SiO₄, o bien una combinación de ambas, expresada como (Mg,Fe)₂SiO₄. Los cationes divalentes de magnesio e hierro son muy similares en radio iónico (0,73 frente a 0,62 Å [angstroms]). Debido a esta similitud de tamaño, y a que ambos son cationes divalentes (ambos pueden tener carga +2), el hierro y el magnesio pueden sustituirse fácilmente entre sí en el olivino y en muchos otros minerales.
Tabla 2.6 Configuraciones de los minerales silicatos.
Los triángulos representan tetraedros de sílice.
En el olivino, a diferencia de la mayoría de los demás minerales silicatos, los tetraedros de sílice no están unidos entre sí. En su lugar, están enlazados a los iones de hierro y/o magnesio, en la configuración que se muestra en la Figura 2.4.1.
Como ya se ha señalado, los iones de hierro y magnesio son similares en tamaño (aunque no exactamente iguales). Esto les permite sustituirse mutuamente en algunos minerales silicatos. De hecho, los iones comunes en los minerales silicatos presentan una amplia gama de tamaños, tal como se muestra en la Figura 2.4.2. Todos los iones representados son cationes, excepto el oxígeno. Cabe destacar que el hierro puede existir tanto como un ión con carga +2 (si pierde dos electrones durante la ionización) como un ión con carga +3 (si pierde tres electrones). El Fe²⁺ se conoce como hierro ferroso, mientras que el Fe³⁺ se conoce como hierro férrico. Los radios iónicos son críticos para la composición de los minerales silicatos, por lo que volveremos a referirnos a este diagrama más adelante.
La estructura del silicato en cadena simple piroxeno se muestra en las Figuras 2.4.3 y 2.4.4. En el piroxeno, los tetraedros de sílice están enlazados en una sola cadena, en la cual un ion oxígeno de cada tetraedro se comparte con el tetraedro adyacente. Como resultado, hay menos átomos de oxígeno en la estructura. Esto implica que la relación oxígeno-silicio es más baja que en el olivino (3:1 en lugar de 4:1), y la carga neta por átomo de silicio también es menor (−2 en lugar de −4). Por lo tanto, se necesitan menos cationes para equilibrar esa carga.
Las composiciones de piroxeno son del tipo MgSiO₃, FeSiO₃ y CaSiO₃, o alguna combinación de estos. También se puede expresar como (Mg,Fe,Ca)SiO₃, donde los elementos entre paréntesis pueden estar en cualquier proporción. En otras palabras:
- El piroxeno tiene un catión por cada tetraedro de sílice (p. ej., MgSiO₃).
- El olivino tiene dos cationes por cada tetraedro de sílice (p. ej., Mg₂SiO₄).
Dado que cada ión silicio tiene carga +4 y cada ión oxígeno −2, los tres oxígenos (−6) y el silicio (+4) dan una carga neta de −2 para la cadena simple de tetraedros de sílice. En el piroxeno, un catión divalente (+2) por tetraedro compensa esa carga de −2. En el olivino, se necesitan dos cationes divalentes para equilibrar la carga de −4 de un tetraedro aislado.
La estructura del piroxeno es más “permisiva” que la del olivino, lo que significa que cationes con un rango más amplio de radios iónicos pueden encajar en ella. Por esta razón, los piroxenos pueden tener cationes de hierro (radio 0,63 Å), magnesio (radio 0,72 Å) o calcio (radio 1,00 Å) (véase la Figura 2.4.2).
En las estructuras de anfíboles, los tetraedros de sílice están enlazados en una doble cadena, la cual tiene una relación oxígeno-silicio menor que la del piroxeno, y por tanto se necesitan aún menos cationes para equilibrar la carga.
El anfíbol es incluso más “permisivo” que el piroxeno y sus composiciones pueden ser muy complejas. Por ejemplo, la hornblenda puede incluir sodio, potasio, calcio, magnesio, hierro, aluminio, silicio, oxígeno, flúor y el ion hidroxilo (OH⁻).
En las estructuras de las micas, los tetraedros de sílice están dispuestos en láminas continuas, en las cuales cada tetraedro comparte tres aniones oxígeno con los tetraedros adyacentes. Esta mayor compartición de oxígenos entre los tetraedros adyacentes implica que se necesitan aún menos cationes para equilibrar la carga de la estructura de tetraedros de sílice en los minerales laminares. La unión entre las láminas es relativamente débil, lo que explica la exfoliación unidireccional bien desarrollada característica de las micas (Figura 2.4.5). La mica biotita puede contener hierro y/o magnesio, lo que la convierte en un mineral silicato ferromagnesiano (al igual que el olivino, el piroxeno y el anfíbol). La clorita es otro mineral similar que comúnmente incluye magnesio. En la mica moscovita, los únicos cationes presentes son aluminio y potasio; por ello se considera un mineral silicato no ferromagnesiano.
Además de la moscovita, la biotita y la clorita, existen muchos otros silicatos laminares (también llamados filosilicatos), muchos de los cuales se presentan en forma de fragmentos de tamaño arcilla (es decir, menores de 0,004 milímetros). Entre ellos se incluyen los minerales de arcilla caolinita, illita y esmectita. Aunque son difíciles de estudiar debido a su tamaño extremadamente pequeño, son componentes de gran importancia en las rocas y, especialmente, en los suelos.
Todos los minerales silicatos laminares también contienen moléculas de agua dentro de su estructura.
Los tetraedros de sílice están enlazados en armazones tridimensionales tanto en los feldespatos como en el cuarzo. Estos son minerales no ferromagnesianos, es decir, no contienen hierro ni magnesio. Además de los tetraedros de sílice, los feldespatos incluyen los cationes aluminio, potasio, sodio y calcio en diversas combinaciones. El cuarzo contiene únicamente tetraedros de sílice.
Los tres principales minerales de feldespato son el feldespato potásico (también llamado K-feldespato o K-spar) y dos tipos de feldespato plagioclasa: albita (solo sodio) y anortita (solo calcio). Como sucede con el hierro y el magnesio en el olivino, existe una gama continua de composiciones (serie de solución sólida) entre la albita y la anortita en la plagioclasa. Dado que los iones calcio y sodio son casi idénticos en tamaño (1,00 Å frente a 0,99 Å), pueden existir composiciones intermedias entre CaAl₂Si₃O₈ y NaAlSi₃O₈ (véase la Figura 2.4.6). Esto resulta algo sorprendente porque, aunque son muy similares en tamaño, los iones calcio y sodio no tienen la misma carga (Ca²⁺ frente a Na⁺). Este problema se resuelve mediante la sustitución correspondiente de Al³⁺ por Si⁴⁺. Así, la albita es NaAlSi₃O₈ (1 Al y 3 Si), mientras que la anortita es CaAl₂Si₂O₈ (2 Al y 2 Si), y los feldespatos plagioclasas de composición intermedia presentan proporciones intermedias de Al y Si. Este fenómeno se denomina “sustitución acoplada” (coupled-substitution).
Los feldespatos plagioclasas de composición intermedia son:
- Oligoclasa (10 % a 30 % Ca),
- Andesina (30 % a 50 % Ca),
- Labradorita (50 % a 70 % Ca),
- Bytownita (70 % a 90 % Ca).
El K-feldespato (KAlSi₃O₈) tiene una estructura ligeramente diferente de la de la plagioclasa, debido al mayor tamaño del ion potasio (1,37 Å). A causa de este tamaño tan grande, el potasio y el sodio no se sustituyen fácilmente entre sí, salvo a altas temperaturas. Estos feldespatos de alta temperatura suelen encontrarse únicamente en rocas volcánicas, ya que las rocas ígneas intrusivas se enfrían lo suficientemente lento hasta bajas temperaturas, permitiendo que los feldespatos se transformen en una de las formas estables a baja temperatura.
En el cuarzo (SiO₂), los tetraedros de sílice están enlazados en un armazón tridimensional “perfecto”. Cada tetraedro está unido a otros cuatro tetraedros, compartiendo un átomo de oxígeno en cada vértice; como resultado, la relación silicio-oxígeno es 1:2. Dado que un catión silicio tiene una carga de +4 y los dos aniones oxígeno tienen cada uno una carga de −2, la carga total está equilibrada. Por ello, no se necesita aluminio ni otros cationes como sodio o potasio. La dureza y la ausencia de exfoliación (clivaje) en el cuarzo se deben a los fuertes enlaces covalentes/iónicos característicos del tetraedro de sílice.
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