Minerales de Silicato: _{El tetraedro de sílice y los minerales más comunes de la Tierra}

Observando la estructura de los silicatos

Los primeros científicos minerologistas agruparon los minerales de acuerdo a sus propieades físicas, lo cual esparció a los silicatos a través de muchos grupos, ya que éstos tienen propiedades muy diferentes. Sin embargo, al principio de los años 1800, Berzelius empezó a clasificar los minerales basádonse en sus composiciones químicas, en vez de en sus propiedades físicas, y así definió a grupos como los oxídos y súlfidos, además, por supuesto, de los silicatos. En ese entonces, Berzelius pudo determinar las proporciones absolutas de los elementos dentro de un mineral, pero no pudo ver los arreglos internos de los átomos de estos elementos en su estructura cristalina.

Hubo que esperar unos 100 años para obtener una visión detallada de los arreglos internos de los átomos dentro de los minerales. En ese momento, Max von Laue desarrolló la difracción de rayos X (XRD), que fue usada años mas tarde por el equipo formado por el padre e hijo, W.H. and W.L. Bragg (ver el enlace Biografía a la derecha). En los proceso de XRD, los rayos X se dirigen hacia el cristal. Los electrones en el átomo dentro del cristal interactúan con los rayos X y provocan difracción en estos electrones. De la misma manera que la luz puede ser difraccionada con una tarjeta o una pantalla (ver nuestro módulo Luz I para más información sobre este tema), los rayos X se difraccionan por el cristal y se produce un patrón bidimensional de bandas de interferencias constructivas y destructivas. Este patrón puede ser usado para determinar la distancia entre los átomos dentro de la estructura de cristal según la Ley de Bragg (ver el enlace Experimento! a la derecha, para apreciar cómo ésto se produce). El trabajo de los Bragg abrió un nuevo mundo en la mineralogía. En 1915, les fue concedido el Premio Nobel por su trabajo en la determinación de las estructuras de cristal NaCl, ZnS y de los diamantes. Los XRD revelaron que hasta los minerales con fórmulas químicas similares podrían tener estructuras muy distintas, influenciando en gran medida las propiedades químicas y físicas de esos minerales.

A medida que los científicos creaban imagenes XRD de la estructura atómica de los minerales, podían comprender mejor la naturaleza de los enlaces entre los átomos de silicato y otros cristales. Dentro del silicio tetraédrico, cualquier enlace sencillo Si-O requiere la mitad de los electrones del ión O^2- disponible para el enlace, lo cual quiere decir que cada O^2- puede unirse a un segundo ión, incluído el otro ión Si⁴⁺. El resultado de este potencial enlace es que el silicio tetraédrico puede causar polímeros, o formar unos compuestos parecidos a cadenas, al compartir un átomo de oxígeno con un silicio tetraédrico vecino. La subdivisión de los silicatos se basa en la forma y en el patrón de enlace de estos polímeros, ya que esa forma influye sobre la forma externa del cristal, la dureza y clivaje del mineral, la temperatura de su derretimiento y la resistencia al desgaste. Dado que estas diferentes estructuras atómicas producen propiedades físicas reconocibles y consistentes, es útil entender las estructuras a nivel atómico para poder identificar y clasificar los minerales silicatos. La identificación de minerales en una roca puede parecer un ejercicio arcaico, pero es sólo al identificar los minerales que empezamos a entender la historia de una roca en particular.

Los minerales silicatos más comunes pueden ser de cuatro tipos de estructuras, descritas a continuación: tetraédrico aislado, cadenas tetraédricas de silicio, láminas tetraédricas y un marco de tetraédros interconectados. El enlace siguiente abre una nueva página que contiene versiones tridimensionales de estas diferentes estructuras. Puede manipular y comparar estas estructuras a medida que lee sobre ellas.

Tetraédros Aislados: Olivina

La estructura atómica más sencilla contiene aniones de silicato individuales y cationes de metal, generalmente hierro (Fe) y magnesio (Mg) y ambos existen más comúnmente como iones con carga de +2. Por consiguiente, se necesitan dos atómos de Fe²⁺ o Mg²⁺ ( o uno de cada uno) para equilibrar la carga de -4 del anión de silicato. La olivina (ver las Figuras 2a y 2b debajo) es el más común de los silicatos de este tipo y conforma la mayoría del manto. Debido a que estos minerales contienen una proporción relativamente alta de hierro y magnesio, tienden a ser densos y oscuros. Ya que los tetraédros no están polimerizados, no hay planos consistentes de debilidades atómicas internas, así que tampoco tienen clivaje. El granate es otro mineral común con esta estructura.

Cadenas de tetraédros: Piroxenos y amfíboles

Cuando los aniones silicato se polimerizan, comparten un átomo de oxígeno con un tetraédro vecino. Comúnmente, cada tetraédro comparte dos de sus átomos de oxígeno, formando largas estructuras encadenadas. Sin embargo, estas cadenas siguen teniendo una carga neta negativa, y las cadenas se unen a los cationes de metal como el Fe²⁺, Mg²⁺, y Ca²⁺ para equilibrar esa carga negativa. Estos cationes de metal se unen comúnmente para formar cadenas múltiples, tendiendo puentes entre las cadenas. Las cadenas sencillas de silicatos incluyen un grupo común llamado piroxenos, que es generalmente oscuro (ver las Figuras 3a y 3b debajo). Debido a que los enlaces dentro del tetraédro son fuertes, los planos de debilidad atómica no cruzan estas cadenas; al contrario, los piroxenos tienen dos planos de clivaje paralelos a las cadenas y casi en ángulos derechos.

Las cadenas dobles se forman cuando un tetraédro por medio en una cadena sencilla comparte el tercer ión de oxígeno con una cadena vecina (ver la Figura 4a debajo). Como las cadenas sencillas, las cadenas dobles todavía mantienen una carga neta negativa y se unen a los cationes que a su vez pueden formar puentes entre múltiples cadenas dobles. Las cadenas dobles de silicato, llamadas amfíboles, alojan una mayor variedad de cationes, incluídos Fe²⁺, Mg²⁺, Ca²⁺, Al³⁺, y Na⁺ y, además, tienen una gran variedad de colores. El amfibol es la hornblenda, un mineral negro que se encuentra en rocas ígneas como la granita y la andesita (ver las Figuras 4b y 4c debajo). Los amfíboles tienden a formar cristales prismáticos con dos clivajes planos separados a 120 grados.

Los silicatos de doble cadena, llamados anfíboles, albergan una variedad más amplia de cationes, incluidos Fe2 +, Mg2 +, Ca2 +, Al3 + y Na +, y tienen una amplia variedad de colores. El anfíbol más común es la hornblenda, un mineral negro que se encuentra en rocas ígneas como el granito y la andesita (ver Figuras 4b y 4c). Los anfíboles tienden a formar cristales prismáticos con dos planos de división a 120 grados entre sí.

Los piroxenos y amfíboles pueden ser difícil de distinguir entre sí, ya que ambos son minerales oscuros y densos. Para identificarlos, se necesita un examen cuidadoso del ángulo entre los planos de clivaje, descrito anteriormente.

Láminas: Micas y barros

Cuando cada tetraédro comparte tres de sus iones de oxígeno con sus tetraédros vecinos, se forman láminas (ver Figura 5a debajo). Las micas como la muscovita y la biotita (ver Figura 5b debajo) son silicatos en láminas comunes, además de ser notables por su clivaje perfecto. Este clivaje perfecto produce un tipo de enlace que ocurre entre las láminas - los enlaces van der Waals. Debido a que los enlaces van der Waals son débiles, el clivaje ocurre entre las láminas, nunca a través de las láminas. Los barros son otro silicato en lámina muy importante que incorpora agua en su estructura atómica. La presencia del agua lubrica las láminas y es lo que hace que los barros sean fáciles de trabajar para crear cerámica: el contacto con fuego calienta los minerales a tal punto que el agua desaparece, lo que produce una estructura rígida y durable como la de una vasija.

Estructura: Quarzo y feldespato

Cuando cada tetraédro comparte todo sus átomos de oxígeno con sus tetraédros contiguos, se forma una estructura tridimensional muy fuerte de enlaces Si-O (ver Figura 6a). El cuarzo es puro SiO²; observe que la carga está ahora exactamente equilibrada y no se necesita otros iones de enlace. En los feldespatos, uno o dos de cada cuatro iones Si⁴⁺ está reemplazado por un ión Al³⁺, produciendo una carga desequilibrada que debe ser resuelta con la presencia de cationes adicionales K⁺, Na⁺ y Ca²⁺. Hay dos tipos de feldespatos que permiten la incorporación de cationes en la estructura. Los feldespatos que contienen el catión K⁺ llamado feldespatos K, o feldespatos álcali, mientras que aquellos que contienen Na⁺ y Ca²⁺ son llamados feldespatos de plagioclase (ver Figura 6b debajo). Esta separación ocurre debido a que K⁺ es un catión mucho mayor que Ca²⁺ o Na⁺ y su presencia produce una estructura ligeramente expandida.

Como la olivina, el cuarzo no tiene clivaje ya que carece de una debilidad natural dentro de su estructura tridimensional. Al contrario, los feldespatos, tienen dos buenos planos de clivaje a 90 grados de cada uno debido, en parte, a la manera en la que el ión de aluminio cambia ligeramente la estructura, lo que abre los planos de debilidad. De igual manera, los cuarzos y los feldespatos son generalemente claros, lo que los hace más fácilmente distinguibles de minerales más oscuros como la olivina y el piroxeno.

El cuarzo y el feldespato componen la mayoría de las rocas que vemos en la superficie. El feldespato plagioclase es el mineral más común en la costra terrestre y conforma, aproximadamente, 39% de la costra oceánica y continental. El cuarzo sólo conforma cerca de 12% de toda la costra pero es, de lejos, el mineral más común que vemos en la superficie debido a su resistencia a desgastarse.

La familiaridad con estos cuantos minerales - olivina, granate, piroxeno, hornblenda, muscovita, biotita, feldespato K, plagioclase, y cuarzo, nos prepara para identificar e interpretar la gran mayoría de rocas que vemos en la superficie de la tierra.

Los silicatos como un recurso natural

A pesar de que generalmente pensamos en el carbón o el petróleo, cuando discutimos sobre los recursos naturales, los minerales de silicato son unos recursos naturales sin los cuales no podemos vivir y no sólamente debido a que cada vez necesitamos más los ordenadores personales o computadoras. Sin el cuarzo, no existiría el vidrio. Sin los minerales de barro, no tendríamos cerámicas o alfarería. Usamos los minerales de silicato en la manufactura de muchos materiales de construcción, incluídos ladrillos y cemento. El desgaste de los minerales de silicato en la superficie de la tierra produce los suelos dónde plantamos nuestros alimentos y la arena de nuestras playas. Las propiedades de los minerales que nos son importantes se basan en la versatilidad de los aniones de silicato combinados con otros elementos.