Rocas y MineralesMinerales III: Los Silicatos

por Anne Egger, Ph.D.

¿Sabía usted que?

Did you know that silicates like quartz and clay are among Earth’s most important natural resources? Imagine a world without glass, bricks, pottery, or computers – all of these rely on silicate minerals. These valuable materials make up 95% of the Earth’s crust.

Resumen

Understanding the structure of silicate minerals makes it possible to identify 95% of the rocks on Earth. This module covers the structure of silicates, the most common minerals in the Earth's crust. The module explains the significance of the silica tetrahedron and describes the variety of shapes it takes. X-ray diffraction is discussed in relation to understanding the atomic structure of minerals.

Términos que usted debe saber
  • cleavage = breakage in crystal structure of certain minerals along planes where atomic bonds are weakest
  • crust = the outermost layer of Earth; the surface layer of a planet
  • tetrahedron = a figure with four triangular planes; a triangular pyramid
Módulos de información de fondo
Tabla de Contenido

El mineral cuarzo (SiO2) se encuentra en todos los tipos de roca y en todas las partes del mundo. Se desarrolla como granos de arena en las rocas sedimentarias, como cristales en rocas ígneas y metamórficas, y como venas que corren a través de todo tipo de rocas, a veces como oro u otros metales preciosos. Es tan común en la superficie terrestre que, hasta fines de los años 1700, se lo llamaba simplemente “cristal de roca.” Hoy en día, el cuarzo sigue siendo lo que la gente imagina cuando piensan en la palabra “cristal.”

El cuarzo está dentro de un grupo de minerales llamados silicatos. En ellos, todos los minerales contienen, en alguna proporción, elementos de silicio y oxígeno. Los silicatos son, de lejos, los minerales más comunes en la costra y el manto terrestres y, según la mayoría de las estimaciones, componen el 95% de la costra y el 97% del manto. Los silicatos también tienen una gran variedad de propiedades físicas, a pesar de que comúnmente tienen fórmulas químicas similares. A primera vista, por ejemplo, las fórmulas del cuarzo (SiO2) y la olivina ((Fe,Mg)2SiO4) parecen ser bastante similares, con diferencias aparentemente menores; sin embargo, reflejan que las subyacentes estructuras de cristal son muy diferentes y, por lo tanto, que las propiedades físicas son distintas. Entre otras diferencias, el cuarzo se derrite a 600° C, mientras que la olivina permanece sólida a temperaturas casi el doble de ésta; el cuarzo es generalmente claro y sin color, mientras que la olivina recibió su nombre gracias a su color verde oliva.

La variedad y la abundancia de los minerales silicatos es el producto de la naturaleza del átomo silicio y, más específicamente, de la versatilidad y estabilidad del silicio cuando se une al oxígeno. Es más, el silicio puro no fue aislado hasta 1822, cuando el químico suizo Jöns Berzelius (ver el enlace Biografía a la derecha) finalmente pudo separar el silicio de su compuesto más común, el anión de silicato (SiO4)4-. Este anión toma la forma de un tetraedro, con un ión Si4+ en el centro y cuatro iones O2- en las esquinas (ver la Figura 1 debajo); por consiguiente, el anión molecular tiene un recargo neto de -4. Los enlaces Si-O dentro de la estructura tetraedral son parcialmente iónicos, parcialmente covalentes, y son muy fuertes. Los silicios tetraédricos se enlazan entre ellos y con una variedad de cationes de muchas maneras diferentes para formar los minerales de silicato. A pesar de que hay cientos de minerales de silicato, aproximadamente sólo 25 son verdaramente comunes. Por lo tanto, entendiendo cómo estos silicios tetraédricos forman minerales, es posible nombrar e identificar el 95% de las rocas que se encuentran en la superficie terrestre.

Figura 1: Tres maneras de dibujar el silicio tetraédrico: a) a la izquierda, un modelo compuesto de bola y palo, muestra el catión silicio en color anarajando, rodeado de 4 aniones de oxígeno en azul; b) al centro, un modelo que llena el espacio; c) a la derecha, un esbozo geométrico.


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: Ola o Partícula? 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 O2- disponible para el enlace, lo cual quiere decir que cada O2- 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.

Estructuras de Silicato animaciones con imágenes bimensionales e imágenes tridimensionales de los minerales de silicato.

Control de Comprensión

The silica tetrahedron is made up of


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.

Figura 2a: Dibujo de un tetraédro de silicato sencillo.

Figura 2b: Un dibujo de la olivina (los cristales verdes), un ejemplo de una estructura de silicato compuesta por tetraédros aislados, con una vena de basalto (el material gris). image © Creative Commons


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.

Figura 3a: Un diagrama esquemático de la estructura de silicato de la cadena sencilla. Cuándo dos tetraédros se tocan, comparten un ión de oxígeno.

Figura 3b: El piroxeno es uno de los minerales dominantes en este ejemplo de gabro. Es un mineral oscuro y puede ser difícil de reconocer. image © Clay Hamilton

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.

Figura 4a: Un diagrama esquemático de la estructura de la cadena doble de silicato.

Figura 4b: (izquierda) Los cristales individuales de hornblenda, donde se puede ver el clivaje característico ; Figura 4c. (derecha) La hornblenda es el mineral oscuro en esta roca. image © National Park Service

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.

Control de Comprensión

The best way to tell single-chain silicate minerals from double-chain silicate minerals is by examining their


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.

Figura 5a: Diagrama esquemático de la estructura de silicato en lámina.

Figura 5b: La biotita es el mineral a la izquierda, la muscovita está a la derecha; ambos son micas, que es un tipo de silicato en lámina. image © National Park Service


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.

Figura 6a: Un ejemplo de una estructura tridimensional formada por una estructura de silicato.

Figura 6b: Los minerales blancos y densos en las rocas de la izquierda son feldespatos de plagioclase; los minerales rosados en la roca a la derecha (granito) son feldespatos K. image © Clay Hamilton

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.

Control de Comprensión

Quartz has no cleavage because


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.

Conceptos Clave

  • La Silica tetrahedral, hecha de silicón y oxigeno, forma cadenas, hojas y marcos, y se enlazan con cationes para formar minerales de silicato.
  • Difracción de rayos X (DRX) permite a los científicos determinar la estructura cristalina de minerales
  • Las propiedades físicas de minerales de silicato son determinadas en gran parte por la estructura cristalina.

Lectura Adicional


Anne Egger, Ph.D. “Minerales III” Visionlearning Vol. EAS-2 (9), 2006.

La estructura del [oxígeno-silicato] es tan rígida...que determina la forma del cristal.

- W.L. Bragg, 1937