Formacion de Minerales en La Naturaleza

Ingeniera de Minas Universidad Nacional de Cajamarca

FORMACIN DE MINERALES EN LA NATURALEZA Pg. 1

FORMACION DE MINERALES EN LA

NATURALEZA

I. INTRODUCCIN

Los elementos qumicos que componen nuestro planeta estn distribuidos de

una forma que a grandes rasgos es muy regular, ya que depende de dos grandes

factores:

Su abundancia en cada una de las capas que componen el planeta, la naturaleza

y composicin de las rocas presentes en cada sector concreto que analicemos.

Sobre la base de los datos conocidos sobre la naturaleza y composicin

geoqumica, mineralgica y petrolgica de las diferentes capas en que est

dividido nuestro planeta, la composicin es simple y homognea en la zona ms

profunda (ncleo), e intermedia en el manto, mientras que la capa ms superficial

(la corteza) presenta una composicin ms compleja y heterognea. Esto ltimo

se debe a su vez a dos factores:

El hecho de que la diferenciacin planetaria haya producido un enriquecimiento

relativo de esta capa en los elementos ms ligeros, que no tienen cabida en los

minerales que componen el manto, que son de composicin relativamente

simple: fundamentalmente silicatos de Mg y Fe. Eso hace que con respecto al

manto, la corteza slo est empobrecida en elementos como Fe y Mg (en lo que

se refiere a elementos mayoritarios) y Ni, Cr, Pt, en lo que se refiere a minoritarios

o trazas.

La mayor complejidad de los procesos geolgicos que operan en la corteza

produce fenmenos muy variados de enriquecimiento o empobrecimiento de

carcter local, que afectan a la concentracin de los distintos elementos qumicos

de diferentes maneras.

De esta manera, podemos entender a la corteza como aquel segmento de

nuestro planeta en el que se rompe la homogeneidad de la distribucin de los

elementos que encontramos en capas ms profundas. Por ejemplo, a pesar de

que existan algunas variaciones composicionales en el manto, stas son

insignificantes con respecto a la altsima variabilidad que observamos en la

corteza. As, en sta podemos observar rocas gneas que independientemente

de su lugar de origen (manto astenosfrico, manto litosfrico, corteza) van desde

composiciones peridotticas hasta las granticas. Es en la corteza donde,

adems, encontraremos las rocas sedimentarias y metamrficas.



II. OBJETIVOS

Conocer los diferentes procesos geolgicos debido a los cuales se

forman los minerales (proceso endgeno y exgeno).

Determinar qu factores intervienen en el metamorfismo regional.

Interpretar las diferentes zonas de enriquecimiento secundario.

Conocer la parte descriptiva y clasificacin de los minerales.

III. PROCESOS MINERALOGENESIS

La Filogenia Mineral estudia las especies Minerales y su paragnesis, mientras

la Ontogenia Mineral estudia el proceso de formacin de los individuos de la

especie.

El estudio de la Ontogenia Mineral implica, entre otros temas, el estudio de la

Morfologa y sus implicaciones genticas. En efecto, la gran variedad

morfolgica que un Cristal puede presentar no puede ser justificada atendiendo

nicamente a su estructura. Un Cristal-Mineral crece a partir de un ncleo

microscpico hasta alcanzar la morfologa que macroscpicamente presenta. El

proceso de crecimiento se realiza en las caras del Cristal, es decir en la frontera

o interface entre el cristal que crece y el medio que le rodea y a partir del cual se

nutre. Las caractersticas de esta frontera y las condiciones de crecimiento

(sobresaturacin, temperatura, composicin del medio etc.) influyen

poderosamente en la morfologa que el Cristal adquiere y son factores a tener

en cuenta, junto a la estructura, para explicar las diferentes morfologas que una

misma especie mineral puede presentar.

Es decir, que podemos hacer una primera aproximacin terica y prever la

morfologa de un Cristal en base solamente a criterios estructurales: seria

la morfologa de equilibrio que en realidad solo se puede observar en

experimentos muy precisos que anulen la influencia de otros muchos factores.

Si junto a los criterios estructurales se tienen en cuenta la influencia de las

condiciones de crecimiento, la morfologa resultante sera la morfologa de

crecimiento.

Por ltimo, si el Cristal a lo largo de su historia sufre un proceso de disolucin

parcial, generalmente selectiva, este evento quedar reflejado en lo que se

llama morfologa de disolucin.



Por tanto, las morfologas de crecimiento y de disolucin encierran una valiosa

informacin gentica que cuenta la historia y vicisitudes por las que el cristal ha

pasado, siendo posible dilucidar, a partir de ellas, parmetros tan interesantes

como el mecanismo de crecimiento o las condiciones fsico-qumicas presentes

en el proceso de su formacin.

La Cristalografa mediante la Teora del Crecimiento Cristalino nos da las claves

que permiten relacionar la presencia de defectos y morfologas en los Minerales

con las causas termodinmicas y cinticas que los generan.

Para ello se hacen experimentos de cristalizacin bajo condiciones de

crecimiento controladas, en los que se generan variaciones morfolgicas,

defectos cristalinos etc. que son fcilmente extrapolables a sistemas semejantes

que se producen en procesos naturales.

Cmo crecen los cristales en la naturaleza?

El proceso de cristalizacin puede presentarse a partir de sistemas diferentes

que comportan mecanismos distintos y que estn perfectamente modelizados.

Veamos cuales son estos modelos y cul de ellos se ajusta mejor a los procesos

que ocurren en la naturaleza, o dicho de otro modo, cmo crecen los cristales en

la naturaleza.

El crecimiento cristalino podemos dividirlo en los siguientes modelos:

Crecimiento slido-slido o recristalizacin, el slido inicial y final tienen la misma

estructura cristalina y la misma composicin qumica. Solo se produce un

incremento de tamao de grano a travs de movimientos de borde de grano.

Esto ocurre cuando se activa la energa que encierra todo borde de grano

mediante estimulacin trmica. No hay lquido alguno en el borde de grano sino

reajustes de dislocaciones. Se produce una distribucin equidimensional de los

granos. Ejemplos en la naturaleza lo serian el Mrmol creciendo a partir de la

Caliza, o la Cuarcita a partir de las Areniscas. Pero salvo estos casos, su uso es

muy restringido en la naturaleza.

Los cristales que crecen en medios metamrficos o metasomticos no pueden

ser tratados como un caso de cristalizacin slido-slido ya que los materiales

iniciales y finales son diferentes. En estos procesos los componentes solventes,

como elementos voltiles, pueden jugar un papel importante en el crecimiento

cristalino y los procesos son similares a los tipificados en el crecimiento en

solucin.

Cristalizacin lquido-slido: en este tipo de cristalizacin existe una

reorganizacin de las estructuras, una abrupta transicin de fase, de una fase

desordenada o con orden a corta distancia, propia de un lquido, pasamos a otra



ordenada, a un Cristal. El tipo de proceso y la fuerza impulsora que genera la

cristalizacin depender del todo de la fase liquida. De este modo podemos

tener:

a) Crecimiento a partir de solucin

La fase fluida es diluida y los tomos que van a formar el Cristal estn dispersos

en el lquido, es fundamental, por tanto, el transporte de masa para que nuclee

y crezca el Cristal.

El crecimiento de Cristales en medio hidrotermal y en solucin acuosa a baja

temperatura, en medio superficial o sedimentario, son ejemplos de crecimiento

cristalino a partir de solucin en que el agua es el componente solvente

mayoritario.

b) Crecimiento a partir de un fundido

La fase liquida est muy condensada lo que impide un transporte eficiente de la

materia en su seno. Por otra parte, en este caso, el fundido y el Cristal que crece

tienen casi la misma densidad y similar distancia interatmica con lo que

tampoco es necesario un gran transporte de materia. En estas condiciones es la

transferencia de calor quien juega un papel importante en el proceso de

cristalizacin.

Este tipo de crecimiento est ausente en cualquier proceso geolgico. El

crecimiento de Minerales en magmas, no es un crecimiento a partir de fase

fundida ya que los magmas son sistemas multicomponentes y se requiere la

transferencia de masa lo que le sita en un contexto de crecimiento de cristales

a partir de solucin de alta temperatura.

Aunque el transporte de masa y calor se combina en cualquier tipo de

crecimiento cristalino, podemos decir que la transferencia de calor es esencial

en el crecimiento en fundido, mientras que la transferencia de masa es esencial

en solucin.

c) Crecimiento a partir de vapor

Tiene lugar en al naturaleza: pensemos en la formacin de Minerales

pegmatticos, fumarolas o drusas. Pero al cristalizar a temperaturas supercrticas

siempre hay una interaccin slido-liquido, mas dbil que en agua y que en

soluciones a alta temperatura pero suficiente como para contemplar este

crecimiento como un intermedio entre el crecimiento en solucin acuosa y el

crecimiento puro a partir de vapor.

Resumiendo: En la cristalizacin natural el proceso ms extendido e importante

es el crecimiento cristalino en solucin. El crecimiento por un fundido no existe y

el crecimiento slido-slido est muy restringido. El crecimiento a partir de

vapor tiene un carcter cercano al crecimiento en solucin.Por todo esto el

modelo experimental y terico idneo para la interpretacin gentica de los



Minerales es el proporcionado por el crecimiento cristalino a partir de solucin y

a l nos remitimos.

3.1 FORMACION DE LOS MINERALES EN LA NATURALEZA

La formacin de minerales es el resultado de procesos qumicos y fsicos que se

verifican en todas las pocas geolgicas y que an continan manifestndose.

Los minerales se originan a travs de tres procesos fundamentales:

magmtico

metamrfico

sedimentario

Proceso magmtico:

Conduce a la formacin de minerales por solidificacin del magma. Teniendo en

cuenta la rapidez con la que se produce el enfriamiento del magma, se pueden

dar tres situaciones:

Si la consolidacin se produce en profundidad, bajo presiones elevadas, los

gases magmticos y el lento enfriamiento favorecen la cristalizacin a veces la

cristalizacin de distintos minerales no es simultnea, sino que sucede de forma

selectiva y se completa segn va disminuyendo la temperatura.

Los magmas se encuentran generalmente a gran profundidad pero en ocasiones

pueden alcanzar la superficie dando origen a una actividad volcnica superior,

en este caso el magma se solidifica creando una masa rocosa compacta, a veces

granulosa.

El granito es una de las rocas magmticas que ms abundan en la corteza

terrestre, presenta en su composicin una mezcla de mica, feldespato y cuarzo.

Proceso metamrfico:

Es toda la transformacin estructural, mineralgica y qumica que se produce en

las rocas bajo el efecto de la temperatura, la presin y los fluidos circulantes. Hay

dos tipos de metamorfismo: metamorfismo trmico y regional.

Metamorfismo trmico: las intrusiones magmticas provoca fenmenos de

metamorfismo en rocas incandescentes. Los minerales ms caractersticos

dentro de este tipo de metamorfismo son: granates, sillimanita, cordierita,

vesubiana, espinela, piroxeno, pirita, etc.



Metamorfismo regional: se desarrolla en grandes extensiones de la corteza

terrestre sujetas a hundimientos y dislocaciones. Se distinguen tres en funcin

de profundidad son: epizona, mesozona y catazona.

- Epizona: comprendida entre 5.000 y 7.000 m de profundidad. En esta zona

aparecen: talco, albita, epidota, hematites, titanita, minerales fibrosos y

lamelares.

- Mesozona: comprendida entre 7.000 y 12.000 m de profundidad. En esta zona

encontramos: biotita, moscovita, cianita, plagioclasas, epidota, etc.

- Catazona: comprendida entre 12.000 y 20.000 m de profundidad. En esta zona

encontramos: ortoclasa, biotita, plagioclasa, pirosenos, olivino, granate, grafito.

Migmatita: Roca de alto grado de metamorfismo.

Proceso sedimentario:

La mayor parte de los minerales que podemos encontrar en las rocas

sedimentarias provienen de la erosin mecnica y alteraciones qumicas de

rocas ya existentes. Estos procesos se producen sin la accin de grandes

presiones o temperaturas. Pueden ser clasificados teniendo en cuenta los

mismos criterios utilizados por las rocas sedimentarias, de este modo, tenemos:

Minerales de depsito mecnico, son principalmente detritos que, trasportados y

depositados sufren un proceso de consolidacin o cementacin, por ejemplo las

limonitas..minerales de depsito qumico, se forman por precipitacin de

sustancias que se encontraban en disolucin.

Minerales de depsito orgnico y bioqumico, en su formacin interviene

directamente la accin de organismos vivos.

3.2 Procesos geolgicos de mineralizacin.

Gran parte de los minerales naci con la consolidacin de la corteza

terrestre, hace aproximadamente 4.000 millones de aos, siendo parte del

magma, que fue el material que gener los minerales y las rocas gneas despus

de su enfriamiento.

El magma es una mezcla que se encuentra al interior de la tierra - a veces sale

a la luz a travs de las explosiones volcnicas- y est formada por gases y roca

fundida, su temperatura es altsima, pudiendo llegar a ms de 1000 grados

Celsius.

Los procesos geolgicos debido a los cuales se forman los minerales, se dividen

principalmente por la fuente de energa, en dos grandes grupos:



Endgenos (de origen interno), ligados con la energa interior de la

Tierra

Exgenos (de origen externo) relacionados con la accin de la

atmsfera.

Los procesos que tienen lugar por debajo de la superficie de nuestro planeta se

deben a la liberacin de su calor interno, y se manifiestan en una serie de

fenmenos, algunos de los cuales pueden observarse directamente en la

superficie, como es el caso del volcanismo.

Esta liberacin del calor interno se produce de dos formas: por radiacin (o

conduccin) y por conveccin. La radiacin es la liberacin del calor transmitido

desde zonas calientes a zonas fras. En la conveccin el calor se transmite en

forma de movimiento de lo caliente hacia zonas fras.

Por un lado, la Tierra emite calor hacia el espacio y por otra parte, la conveccin

produce un lentsimo movimiento de las rocas de zonas profundas hacia la

superficie, que fuerza el movimiento de las rgidas placas litosfricas, lo que

conocemos con el nombre de tectnica de placas.

La combinacin de estos dos mecanismos (y las interacciones que se producen

entre las placas) es responsable de los fenmenos internos del planeta:

Fenmenos ssmicos (terremotos),

Fenmenos magmticos (volcanismo)

Fenmenos de transformacin de las rocas al quedar sometidas

a altas presiones y/o temperaturas (metamorfismo).

Los fenmenos ssmicos no dan origen a rocas ni a minerales, pero los

otros dos s.

No slo desde dentro de la Tierra ocurren procesos que dan vida a los minerales.

La exposicin de las rocas y los minerales a la accin de los agentes

externos de nuestro planeta (atmsfera, hidrosfera) tambin produce una serie

de efectos: alteraciones (por ejemplo, la oxidacin de los metales, como el

hierro), cambios bruscos de temperatura, disolucin o desgaste de

componentes. Fenmenos que se conocen con el nombre de meteorizacin.

Todos estos cambios forman y deforman nuevos minerales.

3.2.1 Procesos geolgicos externos o exgenos

La exposicin de las rocas a la accin de los agentes externos de nuestro

planeta (atmsfera, hidrosfera) produce una serie de efectos que en

general conocemos bien: alteraciones (por ejemplo, la oxidacin de los



metales, como el hierro), cambios bruscos de temperatura, disolucin de

componentes. Fenmenos que se conocen con el nombre

de meteorizacin (qumica y fsica). Como resultado, los materiales duros

y compactos se disgregan y disuelven en parte, y los productos

(fragmentos, sales), son transportados hdrica o mecnicamente. La

migracin y posterior depsito de estos productos sern consecuencia de

las condiciones fsicas y qumicas del medio (barreras fsicas y qumicas).

Estos procesos conducen a la formacin de las rocas y yacimientos de

origen exgeno. A efectos de una clasificacin ms detallada, se pueden

diferenciar dos grandes subtipos: rocas o

yacimientosresiduales (originados como consecuencia de los fenmenos

de meteorizacin in situ, de la propia roca-madre), y rocas o

yacimientos sedimentarios, originados como consecuencia de los

fenmenos de depsito, en general a distancias ms o menos grandes de

las rocas-madre. Estos yacimientos o rocas sedimentarias se clasifican en

mayor detalle, en funcin del proceso sedimentario:

Rocas o yacimientos detrticos: el depsito se origina de forma

fsica, como consecuencia de la prdida de poder de arrastre del

agente de transporte, con lo que las partculas transportadas caen

al fondo de la cuenca. Se depositan as los materiales

sedimentarios (gravas, arenas) y minerales sedimentarios. Un

ejemplo de yacimientos de este tipo son los placeres de metales

preciosos, como el oro.

Rocas o yacimientos qumicos: el depsito se produce por

precipitacin de las sales o compuestos qumicos, como

consecuencia de una saturacin de las aguas en estas sales o por

la accin de barreras geoqumicas (Eh, pH, presencia de

electrolitos. Ejemplos de este tipo de yacimientos son las

evaporitas (sales, yeso) o las formaciones bandeadas de hierro

(BIF).

Rocas o yacimientos bioqumicos y orgnicos: la sedimentacin

es una acumulacin de restos de organismos (conchas,

caparazones, esqueletos, materia vegetal). Las fosforitas y el

carbn son ejemplos de este tipo de yacimientos.

Todas estas rocas o yacimientos de origen sedimentario presentan

caracteres generales comunes: suelen estar estructurados en capas,

estn afectados por la deformacin tectnica, y suelen presentar una gran

extensin lateral, y en general, una potencia (espesor) limitado.

3.2.2 Procesos geolgicos internos o endgenos



Los procesos que tienen lugar por debajo de la superficie de nuestro

planeta tienen su origen en la liberacin de su calor interno, y se

manifiestan en una serie de fenmenos, algunos de los cuales pueden

observarse directamente en la superficie, como es el caso del volcanismo.

Esta liberacin del calor interno se produce de dos formas: por radiacin (o

conduccin) y por conveccin. La radiacin es la liberacin del calor

transmitido desde zonas calientes a zonas fras, de la misma forma que el

extremo exterior de una cuchara sumergida en un lquido caliente termina

calentndose: no implica movimiento de materia, solo transmisin del

calor. En la conveccin el calor se transmite en forma de movimiento de

lo caliente hacia zonas fras. Ejemplos son la conveccin de aire caliente

que se produce desde los radiadores de las habitaciones, y el movimiento

que se produce del agua al calentarla en un recipiente.

De la misma manera, nuestro planeta, cuyo interior se encuentra a altas

temperaturas, libera su calor de estas dos formas. Por un lado, emite calor

hacia el espacio, con lo que la temperatura superficial es un compromiso

entre el calor que el propio planeta libera y el producido por la irradiacin

solar, y esta temperatura aumenta con la profundidad (gradiente

geotrmico). Por otra parte, la conveccin produce un lentsimo

movimiento de las rocas de zonas profundas hacia la superficie, que

fuerza el movimiento de las rgidas placas litosfricas, lo que conocemos

con el nombre de tectnica de placas.

La combinacin de estos dos mecanismos (y las interacciones que se

producen entre las placas) es responsable de los fenmenos internos del

planeta: fenmenos ssmicos (terremotos),

fenmenosmagmticos (volcanismo, como ms conocido) y fenmenos

de transformacin de las rocas al quedar sometidas a altas presiones y/o

temperaturas (metamorfismo). Los fenmenos ssmicos no dan origen a

rocas ni a yacimientos, pero los otros dos s.

4. El magmatismo

Incluye los procesos implicados en la gnesis y evolucin de los magmas, es

decir, de masas de roca fundida que se originan en regiones profundas del

planeta y ascienden, pudiendo llegar hasta la superficie. Estudiaremos con ms

detalle este proceso en los temas correspondientes, pero hay una serie de

apartados que permiten una subdivisin ms completa de las rocas y

yacimientos originados en relacin con este proceso:



El origen de los magmas. La formacin del magma obedece a fenmenos

complejos, que tienen lugar en regiones profundas de la corteza, o el

manto superior. Por tanto, su estudio solo se puede abordar desde la

experimentacin en laboratorios muy especializados, que permita

reproducir las condiciones de alta presin y temperatura responsables de

estos procesos. Un aspecto muy importante a considerar es que se

originan por fusin incompleta de los materiales correspondientes: no es

una fusin total de stas, sino parcial, comenzando por los minerales de

punto de fusin ms bajo, y finalizando con los ms reactivos. Esto hace

que, en funcin de cual sea el porcentaje de fusin, se puedan obtener a

partir de un mismo material madre magmas muy diferentes.

La evolucin del magma: una vez formado, y hasta que se consolida

completamente por cristalizacin, el magma asciende a travs de la

corteza terrestre, sufriendo algunos cambios mineralgicos y qumicos.

Entre estos cambios, los ms importantes son la cristalizacin fraccionada

(posibilidad de que algunos de los cristales que pueda contener el magma

se separen de ste), la asimilacin (digestin parcial de rocas de la

corteza por el magma durante su ascenso) y la mezcla de magmas. Estos

cambios, por tanto, pueden modificar de forma muy importante la

composicin de un magma.

La cristalizacin del magma: Al ascender en la corteza el magma se pone

en contacto con rocas ms fras, y l mismo se enfra. Al alcanzase las

temperaturas de cristalizacin de minerales determinados, stos se

forman, disminuyendo la capacidad del magma de ascender: aumenta su

viscosidad. Durante el proceso de enfriamiento se forman determinados

minerales, en funcin de la termodinmica del fundido, reteniendo

determinados elementos (los que pasan a formar parte de esos minerales)

y produciendo un enriquecimiento residual en los elementos que no tienen

cabida en los minerales formados. As, esta etapa de cristalizacin

principal da origen a las rocas plutnicas, cuya mineraloga y textura

estarn relacionadas con la historia global del magma.

Con posterioridad a la cristalizacin principal del magma, los fluidos

residuales se liberan y evolucionan entre la zona de cristalizacin y la

superficie. Cristalizan all donde se encuentran con condiciones

favorables para ello: cuando el enfriamiento del fluido provoca la

cristalizacin de determinados minerales, o cuando cambian las

condiciones de presin, o de Eh-pH. En ocasiones, estos fluidos llegan a

regiones superficiales, dando origen al desarrollo de sistemas

geotrmicos.

Por otra parte, el magma puede alcanzar la superficie de la corteza, dando

origen a los procesos volcnicos. En estas condiciones se pueden dar dos

situaciones diferentes: que alcance la superficie continental, en un medio

sub areo, o que la salida del magma, o erupcin, se produzca bajo el

agua del mar, o de lagos... Cuando el enfriamiento es muy brusco, los



componentes mayoritarios del magma cristalizarn o se enfriarn

formando un vidrio (obsidiana o perlita) o un material escoriceo (pmez),

mientras que los voltiles se liberarn a la atmsfera, y se dispersarn.

En el segundo caso, los voltiles podrn interaccionar con el agua y sus

sales, formando compuestos insolubles de esos elementos (Pb, Zn, Cu,

Fe, Hg....) lo que dar origen a yacimientos minerales.

De esta forma, los procesos magmticos se pueden considerar como un conjunto

de procesos muy activos en la formacin de yacimientos, tanto de rocas como

de minerales de inters minero.

Por contra, el metamorfismo es un proceso que no suele producir

transformaciones de inters minero. Algunas excepciones son la transformacin

de las calizas en mrmoles, de mayor compacidad y vistosidad que la de las

rocas originales, la formacin de serpentinitas, roca tambin con posibilidades

ornamentales, o la gnesis de minerales nuevos con aplicaciones industriales,

como el granate, la andalucita... Pero en general, el metamorfismo, al ir

acompaado de deformacin tectnica, y de removilizacin de componentes

voltiles, es un proceso que destruye los yacimientos, ms que generarlos.

Todo ello nos lleva a una clasificacin en que prima el criterio gentico, la

relacin que se establece entre el proceso geolgico responsable de la

formacin de la roca o mineral correspondiente y su producto final.

El proceso generador sedimentario

La erosin y el transporte

Sedimentacin detrtica

Sedimentacin qumica y bioqumica

Sedimentacin orgnica

El proceso generador magmtico

Plutonismo y subvolcanismo

Volcanismo

Metasomatismo

Hidrotermalismo

La erosin y el transporte

Dentro del ambiente exgeno, uno de los procesos ms importantes que tienen

lugar, debido a la dinmica superficial del planeta, es la erosin, es decir, el

desgaste fsico y qumico que sufren las rocas bajo la accin de los agentes

atmosfricos. Asociado a este proceso est el de transporte de los productos de

la erosin (fragmentos de rocas, minerales, sales) por los mismos agentes que

producen los fenmenos de erosin: el agua, el viento. Los procesos erosivos

tienen lugar como consecuencia de tres grupos de fenmenos:



1. Los de carcter fsico, ligados a cambios de temperatura, o de estado

fsico del agua (cristalizacin de hielo en grietas),

2. Los de tipo qumico (disolucin de minerales, hidrlisis de stos,

cristalizacin de sales)

3. Los de tipo biolgico (accin de determinados microorganismos, como

las bacterias, lquenes, o de las races de plantas).

Rocas y yacimientos sedimentarios detrticos

La sedimentacin detrtica tiene lugar, como consecuencia de la prdida de

energa del medio de transporte, que hace que este se interrumpa, con lo que

las partculas fsicas que son arrastradas tienden a depositarse por

decantacin. Se originan as los sedimentos, y a partir de stos, y mediante el

proceso de diagnesis, las rocas sedimentarias detrticas. Entre ambas, rocas

y sedimentos, las ms comunes son las arenas y areniscas y las rocas

arcillosas (lutitas o pelitas). Adems, a menudo estos materiales contienen

minerales de inters minero, que se depositan conjuntamente con el resto de

la roca (caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la misma

aprovechando su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del petrleo,

del gas natural).

Rocas y yacimientos sedimentarios carbonatados

Las rocas carbonatadas son rocas formadas mayoritariamente por carbonatos,

clcico (calcita en las calizas) o clcico-magnsico (dolomita en las dolomas).

De ellas, solo las calizas tienen un autntico origen sedimentario, pues las

dolomas se forman por procesos posteriores al depsito. Las rocas

carbonatadas tienen un inters minero, que se sustenta en sus aplicaciones

directas (por ejemplo, en la fabricacin de cemento). Tambin son interesantes

desde el punto de vista geolgico-minero por poder albergar concentraciones de

minerales metlicos, e incluso agua y otros fluidos (petrleo y gas).

Rocas y yacimientos de precipitacin qumica

La precipitacin qumica directa de los iones contenidos en las aguas que

rellenan las cuencas sedimentarias da origen a diversos tipos de yacimientos,

entre los cuales los ms caractersticos son los de evaporitas. En el resto de los

casos, y en especial en el caso de yacimientos metlicos, la presencia de estos

iones en el agua de la cuenca correspondiente a menudo est relacionada con

actividad volcnica, lo que hace que este tipo de yacimientos se agrupen como

volcanosedimentarios, o exhalativo-sedimentarios. No obstante, algunos de ellos



s se describen como relacionados con procesos sedimentarios sin participacin

volcnica, como es el caso de los ndulos de manganeso de los fondos abisales.

Las rocas evaporticas son las principales rocas qumicas, es decir, formadas por

precipitacin qumica directa de los componentes minerales. Suelen formarse a

partir del agua de mar, si bien tambin existen evaporitas continentales,

formadas en lagos salados, o en regiones desrticas que se inundan

espordicamente. Se originan, por tanto, como consecuencia de la evaporacin

de aguas conteniendo abundantes sales en disolucin. Al alcanzarse, por

evaporacin, el nivel de saturacin en las sales correspondientes, se produce la

precipitacin del mineral que forma ese compuesto. A menudo se producen

precipitaciones sucesivas: en un primer momento precipitan las sales menos

solubles, y cuando aumenta la evaporacin van precipitando las ms solubles

5. Ambiente Metamrfico

Cuando un mineral se somete a unas condiciones distintas a las que tuvo durante

su formacin y pierde la estabilidad, debe transformarse en una nueva fase

estable. El metamorfismo es un conjunto de procesos que se dan en

las rocas como respuesta a unas condiciones fsicas y qumicas diferentes a las

que existieron durante su transformacin. Es importante sealar que durante

el metamorfismo no se producen fusiones y si ello ocurriera se estaran

dando procesos de magmatismo. Pueden ser afectados por el metamorfismo,

tanto las rocas magmticas como las sedimentarias. Dada la gran cantidad de

materiales que pueden ser sometidos a metamorfismo, el nmero de minerales

que pueden aparecer es tambin muy considerable.

Los factores que intervienen en el metamorfismo son la temperatura, la presin y

los fluidos qumicamente activos (H2O, CO2, FH, ClH, SO2, SH2, etc.).

La TEMPERATURA aumenta con la profundidad a causa del calor

procedente del interior de la Tierra. Cuanto ms profunda se encuentre

una roca, ms difcil ser que pueda evacuar el calor que recibe y, por lo

tanto, su temperatura aumentar.

La PRESIN que soportan las rocas que se encuentran cierta

profundidad es de dos tipos:

A.- Presin Hidrosttica: Debida al peso de los materiales que se encuentran

por encima. Da lugar a un aumento en la densidad. Esta presin uniforme y

provoca la formacin de rocas con texturas granulares no orientadas.



B.- Presin Dirigida: Est causada por las fuerzas de cizalla que aparecen

como consecuencia de movimientos en el interior de la Tierra. Debido a la

naturaleza de estas fuerzas, las texturas de las rocas son orientadas (esquistos).

Los FLUIDOS QUMICAMENTE ACTIVOS intervienen en muchas

reacciones aunque no forman parte de las fases minerales. Estas

sustancias suelen circular libremente por las rocas y con frecuencia son

intercambiadas. Por este motivo, se dice que los procesos de

metamorfismo son cuasi-isoqumicos.

En funcin de la extensin y de la causa del metamorfismo se puede hablar de:

A.-METAMORFISMO LOCAL. De poca extensin.

A-1. METAMORFISMO DE CONTACTO: Est causado por el aumento de

temperatura que se produce cuando en una zona aparece una intrusin

magmtica que calienta una extensin de las rocas que la rodean. Se trata de

un metamorfismo trmico y esttico, en donde no se producen esquistos, sino

rocas de grano fino con fractura astillosa denominadas corneanas.

Debido a la baja conductividad trmica de las rocas, los gradientes trmicos son

grandes y las aureolas de contacto son de poca extensin, pudindose notar

grandes diferencias de tipo mineralgico, en funcin de la distancia al foco de

calor.

A-2. METAMORFISMO CATACLSTICO: Se produce en las proximidades

de fallas y cabalgamientos, en donde la trituracin mecnica y las fuerzas de

cizalla provocan cambios de textura en las rocas. En estos procesos no se

producen grandes calentamientos, no se dan cambios qumicos ni

mineralgicos, pero la presencia de fluidos puede provocar fenmenos de

alteracin posteriores. Algunas de las rocas que aparecen, como consecuencia

de estos procesos, son las brechas de friccin, las milonitas y

las pseudotaquilitas, cada una de ellas con el tamao de grano ms fino.

B.- METAMORFISMO REGIONAL. De mayor extensin.

B-1. METAMORFISMO DINAMOTRMICO: Est relacionado con las grandes

formaciones orognicas y est causado por calentamientos que pueden alcanzar

800 C. A diferencia con el metamorfismo de contacto, adems del

calentamiento, intervienen movimientos que provocan en las rocas la aparicin

de texturas esquistosas (micaesquistos).

B-2. METAMORFISMO DE SOTERRAMIENTO: Las rocas

sedimentarias y magmticas pueden ser enterradas a causa de diversos

procesos geolgicos y llegar a encontrarse a grandes profundidades

y temperaturasde hasta 450 C. No son frecuentes, en este caso, los

movimientos que provoquen esquistosidades, aunque s que se suelen dar

cambios mineralgicos.



Atendiendo a la temperatura y a la presin hay que hablar de grados de

metamorfismo. En principio, el grado de metamorfismo da una idea de la

intensidad con que se han transformado los materiales, independientemente de

la causa que lo provoque. Las clasificaciones ms simples se basan nicamente

en la temperatura, pero tambin debe tenerse en cuenta la presin y

considerarse la Mineraloga de cada caso:

Grado muy bajo Grado medio Grado bajo Grado alto

2kb: 200-300C 2kb: 500-600C 2kb: 300-500C 2kb: 600-800C

6kb: 150-350C 6kb: 550-650C 6kb: 350-525C 6kb: 650-800C

I. TIPOS DE METAMORFISMO

En los procesos metamrficos, la presin, la temperatura y los fluidos activos se

hallan siempre implicados, pero no actan con igual intensidad. As, en funcin

del grado de implicacin de cada uno de estos factores, se distinguen tres tipos

de metamorfismo:

Metamorfismo de presin o dinamometamorfismo.

Metamorfismo trmico.

Metamorfismo regional.

A. METAMORFISMO DE PRESIN O DINAMO METAMORFISMO

El metamorfismo de presin se produce en zonas poco profundas de la corteza,

en las que por movimiento de bloques se alcanzan presiones intensas que

generan fallas, sin que se alcancen temperaturas elevadas.

La imagen muestra una lnea roja discontinua que indica el plano de una falla.

Las rocas que se localizan en esta zona se encuentran muy alteradas por la

intensa deformacin a la que han sido sometidas. Suelen estar trituradas

(brechificacin) por la friccin provocada por el movimiento de los bloques de la

falla.

La roca que se genera se denomina brecha de falla y ocupa una banda de

dimensiones variables segn sea la energa del proceso, o el tipo de roca. Si la

roca es dura y rgida como el granito, las cuarcitas, etc. se forman bandas

anchas; mientras que rocas blandas y plsticas como las arcillas presentan una

brechificacin muy dbil. Si el proceso es muy intenso se produce la

pulverizacin de la roca (sus partculas son muy finas) y se origina una milonita,

como la de la imagen inferior.



Imagen. Brecha de falla

Imagen. Milonita

B. METAMORFISMO DE CONTACTO O TRMICO

Imagen. Aureola metamrfica.

Es un fenmeno esencialmente trmico, que se produce cuando aumenta la

temperatura a la que est sometida una roca sin que existan presiones elevadas.

Se produce cuando un magma asciende hacia la superficie formando intrusiones

en la corteza. Este hecho genera un ambiente de alta temperatura, que calienta

las rocas prximas, provocando en ellas transformaciones mineralgicas.



Como la temperatura disminuye con la distancia al cuerpo intrusivo, las

transformaciones en las rocas dan lugar a zonas concntricas cada una con

distintos minerales ndice. A esta formacin se la denomina aureola metamrfica.

Cuando las intrusiones magmticas son pequeas, el enfriamiento es rpido, no

hay tiempo para que se produzca esta gradacin mineral y, por tanto, no se

produce aureola metamrfica.

Las rocas resultantes del metamorfismo de contacto o trmico se llaman

corneanas y se caracterizan por la ausencia de orientacin y esquistosidad.

C. METAMORFISMO REGIONAL

METAMORFISMO REGIONAL

Metamorfismo regional, tambin conocido como metamorfismo dinmico, es el

nombre dado a los cambios en grandes masas de roca sobre un rea amplia.

Las rocas pueden ser metamorfoseadas simplemente estando a gran

profundidad debajo de la superficie de la Tierra, sometidos a altas temperaturas

y la gran presin provocada por el inmenso peso de las capas de roca ms arriba.

Gran parte de la corteza continental inferior es metamrfica, a excepcin de las

intrusiones gneas recientes.

Movimientos tectnicos horizontales tales como la colisin de los continentes

crean cinturones orognicos, y causan altas temperaturas, presiones y

deformaciones en las rocas a lo largo de estas correas. Si las rocas metamrficas

son posteriormente levantadas y expuestas por la erosin, que pueden ocurrir

en las correas largas u otras reas grandes en la superficie.

El proceso de metamorfismo puede haber destruido las caractersticas

originales que podran haber puesto de manifiesto la historia anterior de la roca.

La recristalizacin de la roca va a destruir las texturas y los fsiles presentes en

las rocas sedimentarias. Metasomatismo cambiar la composicin original.

Metamorfismo regional tiende a hacer que la piedra ms endurecida y al mismo

tiempo para darle una textura foliada, shistose o gnisica, que consiste en una

disposicin plana de los minerales, por lo que los minerales en forma de placas

o prismtica como la mica y hornblenda tienen sus ejes ms largos dispuestos

paralelos el uno al otro. Por esta razn muchas de estas rocas dividir fcilmente

en una direccin a lo largo de las zonas de soporte de mica.

En gneis, minerales tambin tienden a ser segregado en bandas, por lo que

existen costuras de cuarzo y de mica en un esquisto de mica, muy delgada, pero



que consiste esencialmente en un mineral. A lo largo de las capas minerales

compuestas de minerales suaves o fisionables las rocas se dividirn ms

fcilmente, y los especmenes divididos recin aparecern a ser enfrentado o

recubierto con este mineral; por ejemplo, un trozo de esquisto de mica mirado

facewise podra suponerse a consistir enteramente de escamas de mica

brillante.

En el borde de las muestras, sin embargo, la folia blanco de cuarzo granular ser

visible. En estos gneises folia alternando a veces son ms gruesas y menos

regular que en esquistos, pero lo ms importante menos miccea, que pueden

ser lenticular, desapareciendo rpidamente.

Gneises tambin, por regla general, contienen ms feldespato de esquistos

hacen, y son ms duras y menos fisionable. Contorsin o desmoronamiento de

la foliacin no es en absoluto infrecuente; rostros divisin son ondulante o

arrugada. Esquistosidad y gnisica bandas se forman por la presin dirigida a

temperatura elevada, y para el movimiento intersticial, o el flujo interno de la

organizacin de las partculas minerales mientras se estn cristalizando en que

campo de presin dirigido.

Rocas que originalmente eran rocas sedimentarias y que eran, sin duda, gneas

pueden transformaron en esquistos y gneis. Caso original de composicin similar

que puede ser muy difcil distinguir una de otra si el metamorfismo ha sido genial.

Un cuarzo prfido, por ejemplo, y una multa de arenisca feldespato, pueden

ambos transformaron en un gris o rosa mica-esqu

Se desarrolla en grandes extensiones de la corteza terrestre (miles de

kilmetros) sujetas a hundimientos y fracturas, como consecuencia de la accin

combinada de la presin y de la temperatura durante largos perodos de tiempo.

Es caracterstico de las zonas orognicas, ya sean originadas por la subduccin

o por la colisin continental.



El estudio del metamorfismo regional es complicado, ya que afecta a rocas muy

diversas y se producen multitud de transformaciones. Por ello, la clasificacin del

metamorfismo regional se hace mediante grados que abarcan todo el mbito de

presiones y temperaturas posibles para este tipo de metamorfismo, y que son

grado muy bajo, bajo, medio y alto.

Estos grados estn directamente relacionados con la intensidad del

metamorfismo y se basan en las reacciones minerales que originan los minerales

ndices para cada grado.

Las rocas generadas por este tipo de metamorfismo presentan distintos grados

de esquistosidad y foliacin, tal y como se muestra en la siguiente animacin. La

esquistosidad est asociada a metamorfismos de grado bajo y la foliacin a

grados medios y altos.

Los tipos de metamorfismo regional ms comunes son:

1) Metamorfismo regional de alta presin y baja temperatura

Se produce en la zona de contacto entre dos placas en la zona de subduccin

(fosa ocenica), donde existe un gran rozamiento (por efecto de altas presiones)

y escasa profundidad. La presin se genera por la convergencia de las placas lo

que provoca que las rocas se vean sometidas a intensas deformaciones y

desorganizacin de su estructura original.

Este proceso origina esquistos azules. La baja temperatura se debe a que la

corteza ocenica que subduce se encuentra a escasa profundidad.

2) Metamorfismo regional de alta temperatura y baja o media presin

Est asociado al plano de Benioff, donde, aunque el rozamiento es mucho

menor, la temperatura es alta debido al gradiente geotrmico. Se producen

transformaciones mineralgicas.



Cuando la temperatura se eleva considerablemente, las rocas sufren fusiones

parciales que dan lugar a la formacin de migmatitas, que son rocas

metamrficas de alto grado.

3) Enriquecimiento secundario (concentracin secundaria)

La expresin enriquecimiento secundario (supergnico) se aplica principalmente

a los yacimientos (criaderos), y ms concretamente a aquellas partes de stos

en las que el contenido en minerales metlicos (o, en el caso de una sustancia

no metlica su contenido mineral utilizable) se ha incrementado, como resultado

de la infiltracin de aguas que transportan material en solucin.

El material adicional puede:

a) Depositarse como un nuevo mineral

b) depositarse como un sedimento posterior al mineral ya preexistente



c) reemplazar al yacimiento mineral original por uno ms rico en el componente

explotable.

Por ejemplo, una veta que contiene calcopirita, - CuFeS2 (34,5% Cu) - puede

ser enriquecida tanto por deposicin de bornita -Cu5FeS4 (63,3% de Cu) o por

la transformacin de la calcopirita en calcosina -Cu2S (79,8%de Cu)

6. CLASIFICACIN DE MINERALES:

Un mineral es cualquier elemento o compuesto qumico que normalmente es

cristalino, y se ha formado como resultado de la accin de un proceso

geolgico. Actualmente se conocen ms de 4.500 minerales, y cada ao se

descubren unas 50 especies nuevas. Muchos minerales suelen presentar

distintas variedades, que se diferencian entre s por alguna propiedad fsica o

por pequeas variaciones composicionales. La diversidad de colores, brillos y

formas cristalinas son el reflejo de su composicin qumica y/o estructura

cristalina.

Los minerales se originan en ambientes geolgicos muy diversos (sedimentario,

metamrfico, magmtico), y aparecen asociados constituyendo diferentes tipos

de rocas. Cuando las condiciones mineralogenticas son favorables, los

minerales cristalizan dando lugar a formas geomtricas regulares de gran belleza

natural. Localmente, pueden concentrarse en depsitos o yacimientos que, en

ciertos casos, son susceptibles de explotacin minera con rendimiento

econmico. El desarrollo de nuestra civilizacin depende, en gran medida, de los

mltiples usos y aplicaciones de los minerales.

Los minerales se pueden clasificar de acuerdo a criterios genticos,

cristalogrficos y qumicos, todas ellos agrupados en lo que se denomina

mineraloga determinativa. El mtodo gentico presenta inconvenientes, pues

aborda el medio de presentacin y de formacin del mineral, pero no tiene en

cuenta que esa formacin puede ser producto de variados procesos. El mtodo

cristalogrfico, tambin llamado estructural, utiliza el conocimiento de la

estructura interna del mineral, su composicin qumica y propiedades fsicas

cristalinas, para explicar las relaciones que existen entre ellas. El mtodo

qumico se establece como el ms importante a efectos de identificacin

mediante un reconocimiento fsico a simple vista.

Los minerales se han ordenado en ocho clases, de acuerdo con el sistema de

clasificacin tradicional de H.G. Strunz



La clasificacin qumica divide a los minerales segn sus compuestos qumicos,

todos ellos agrupados en ocho categoras:

1. Elementos nativos.

2. Sulfuros y sulfosales.

3. Halogenuros o haluros.

4. xidos e hidrxidos.

5. Carbonatos, nitratos y boratos.

6. Sulfatos, cromatos, wolframatos y molibdatos.

7. Fosfatos, arseniatos y vanadatos.

8. Silicatos.

Cualquier mineral conocido puede ser integrado dentro de estos grupos, pues la

prctica totalidad de ellos incluyen alguno de estos compuestos.

1. ELEMENTOS NATIVOS:

Se consideran elementos nativos aquellos minerales constituidos por tomos de

un solo elemento que se encuentra en la naturaleza en estado nativo, es decir

en estado de oxidacin cero, incluyendo el mercurio y algunas aleaciones

metlicas naturales. De acuerdo con su naturaleza qumica, se diferencian

elementos metlicos (Au, Ag, Cu, etc.), semimetlicos o metaloides (As, Sb, Te),

y elementos no metlicos (C, S, Se).

Esta clase se caracteriza por una escasa diversidad mineralgica debido a que

solamente unos 20 elementos se encuentran en la naturaleza en estado nativo

(exceptuando los gases libres de la atmsfera). Su abundancia es insignificante

(representan menos de 0,15% de la masa de la corteza terrestre), y algunos

como el diamante y el oro alcanzan un gran valor econmico por su rareza y

propiedades.

ESPECIE Y VARIEDADES:

METALES SEMIMETALES NO METALES

Cobre Antimonio Azufre

Mercurio Arsnico Grafito

Oro Bismuto Selenio

plata Teluro

2. SULFUROS Y SULFOSALES:

Los sulfuros naturales (producto de metales y semiminerales) son la clase ms

importante en la metalurgia, pues en ella entran metales tan importantes como

el hierro, estao o manganeso, y otras menas como la galena o la esfalerita. Se

trata de compuestos de diversos minerales combinados con el azufre.



Pertenecen a esta importante clase aquellos minerales formados por

combinaciones no oxigenadas de metales o metaloides con azufre (o bien con

As, Sb, Se y Te), de modo que se incluyen tambin arseniuros, antimoniuros,

seleniuros y telururos, as como sulfosales (sulfuros dobles de un metal y un

metaloide).

La mayora de estos minerales son opacos, tiene un elevado peso especfico y

presentan un brillo metlico caracterstico. En general, son buenos conductores

del calor y de la electricidad. Muchos sulfuros y sulfosales tienen inters

econmico por tratarse de menas metlicas, como calcopirita (Cu), esfalerita

(Zn), galena (Pb), etc.

Por su parte, las sulfosales son minerales compuestos de plomo, plata y cobre

combinados con azufre y algn otro mineral como el arsnico, bismuto o

antimonio.


SULFUROS METLICOS SULFUROS

SEMIMETLICOS

SULFOSALES

Acantita Estibina Berthierita

Algodonita Oropimente Bournonita

Altaita Rejalgar Famatinita

Arsenopirita Freibergita

Bismutina Hutchinsonita

Bravoita Jamesonita

Calcopirita Luzonita

Calcosina Pirargirita

Cinabrio Proustita

Covellina Semseyita

Galena Tennatita

Esfalerita Tetraedrita

3. HALOGENUROS O HALUROS.

Los haluros con minerales compuestos por iones halgenos electronegativos

(especialmente F y Cl) con cationes metlicos, principalmente alcalinos y

alcalino-trreos (Na, K, Ca, Mg). Presentan estructuras cristalinas tpicamente

inicas. Cuando los iones halgenos se combinan con cationes ms pequeos

y polarizados, como Al, Cu y Ag, se forman estructuras de simetra ms baja,

con enlaces covalentes. En este caso, el agua o el grupo hidrxilo (OH)- son

componentes adicionales importantes.

Estos minerales se caracterizan por una dureza relativamente baja (los fluoruros

son ms duros que los cloruros), peso especfico variable segn el catin



principal, y puntos de fusin de moderados a elevados. Muchos son solubles en

agua. En general, son malos conductores del calor y de la electricidad en estado

slido, aumentando considerablemente por calentamiento, hasta llegar a una

excelente conductividad en estado fundido.


SIMPLES COMPLEJOS

Clorargirita Atacamita

Fluorita Boleita

Halita Carnalita

Villaumita Chiolita

Criolionita

Criolita

4. XIDOS E HIDRXIDOS.

Los xidos e hidrxidos son minerales en los que el oxgeno y el grupo hidroxilo

(OH-), respectivamente, aparecen combinados con uno o ms metales. Se

excluye la slice (SiO2). Presentan estructuras sencillas, de elevada simetra, con

enlace inico predominante.

En general, los xidos son ms duros y ms densos que los hidrxidos, y

presentan una elevada estabilidad qumica, alta temperatura de fusin y baja

solubilidad. Algunos minerales tienen valor econmico, por tratarse importantes

menas metlicas, como magnetita (Fe), cromita (Cr), pirolusita (Mn), casiterita

(Sn), ilmenita (Ti), etc.


Oxidos HIDRXIDOS

Anatasa Manganita

Brookita Litioforita

Casiterita Romanechita

Columbita Estibioconita

Corindn (rub) Gibbsita

Corindn (zafiro) Lepidocrosita

Coronadita Boehmita

5. CARBONATOS, NITRATOS Y BORATOS.

Los minerales de esta clase estn constituidos por grupos aninicos de tipo XO3,

donde X es C4+, N5+, B3+, respectivamente. El tomo central (X) est coordinado

con tres oxgenos, con una disposicin estructural triangular plana. Los enlaces

X-O son covalentes, mientras que los enlaces que unen los grupos aninicos con

los metales son inicos.



Los carbonatos se disuelven en cidos desprendiendo CO2 y produciendo

efervescencia. En general son incoloros, excepto los que contienen metales de

transicin, y presentan brillo vtreo y una elevada brirrefringencia.

Los nitratos se descomponen en medio cido con menos facilidad que los

carbonatos. Son muy solubles en agua. Se originan por precipitacin qumica en

cuencas continentales con fuerte evaporacin.

Los boratos son escasos pero tienen una gran diversidad mineralgica por su

gran capacidad de polimerizacin. Son relativamente blandos y presentan

coloraciones blancas, grises o amarillentas.


CARBONATOS NITRATOS BORATOS

Anquerita Boracita

Aragonito Brax

Auricalcita Colemanita

Azurita Fluoborita

Calcita Hidroboracita

Cerusita Kurnakovita

Dolomita Vonsenita

6. SULFATOS, CROMATOS, WOLFRAMATOS Y MOLIBDATOS.

Estos minerales estn formados por la unin de grupos aninicos (XO4)2- con

cationes metlicos, donde X es S, Cr, Mo W en estado hexavalente. Los

enlaces X-O son covalentes, mientras que la unin entre los grupos aninicos y

los cationes es de naturaleza electrosttica.

Los sulfatos son minerales de baja simetra, relativamente blandos, con peso

especfico variable segn el catin principal. Muchos son solubles en agua,

excepto los que contienen cationes de gran radio (Ba, Sr, Pb). Los sulfatos de

cationes alcalinos y alcalino-trreos suelen formarse por procesos

sedimentarios. Los sulfatos restantes generalmente son un producto de

alteracin superficial de sulfuros metlicos.

Los cromatos y molibdatos ms comunes (crocota y wulfenita, respectivamente)

son minerales supergnicos que se forman en las zonas de oxidacin de algunos

yacimientos de plomo, mientras que los wolframatos ms abundantes

(wolframita y scheelita) suelen encontrarse en pegmatitas granticas y filones

hidrotermales.




SULFATOS CROMATOS WOLFRAMATOS MOLIBDATOS

Alunogeno Fenicrocoita Ferberita Wulfenita

Anglesita Fornacita Scheelita

Anhidrita hemiedrita Wolframita

Antlerita

Barita

Botriogeno

Calcanita

7. FOSFATOS, ARSENIATOS Y VANADATOS.

Estn formados por la unin de grupos aninicos tetradricos (XO4)3- con

cationes metlicos, donde X es P, As V en estado pentavalente. Los enlaces

X-O son covalentes, mientras que la unin entre los grupos aninicos y los

cationes es de naturaleza electrosttica. Son frecuentes las sustituciones inicas

entre P, As y V en los minerales de esta clase, gracias a la similitud de sus radios

inicos.

Los fosfatos son relativamente numerosos aunque slo destaca el apatito por su

abundancia relativa, en cuya estructura pueden entrar otros aniones adicionales

como F-, Cl- y (OH)-. Los arseniatos y vanadatos ms comunes (e.g. mimetita,

vanadinita) son minerales supergnicos que se forman en las zonas de oxidacin

de algunos filones de minerales metlicos.


FOSFATOS ARSENIATOS VANADATOS

Anapaita Adamita Carnotita

Apatito Conicalsita Descloizita

Autunita Duftita Mottramita

Brasilianita Eritrina Vanadinita

Cornetita Escorodita

Monacita Koettigita

Piromorfita Legrandita

Scholzita Mimetita

Torbernita Olivenita

8. SILICATOS.

Es la clase mineralgica ms importante por la diversidad y abundancia de

especies. La unidad estructural bsica de estos minerales consta de cuatro

oxgenos dispuestos en los vrtices de un tetraedro regular coordinados con

silicio. Los tetraedros pueden estar aislados (nesosilicatos) o comparten vrtices



formando parejas (sorosilicatos), anillos (ciclosilicatos), cadenas (inosilicatos),

lminas (filosilicatos) y armazones tridimensionales (tectosilicatos).

Los nesosilicatos presentan los tetraedros aislados (sin compartir vrtices), pero

unidos entre s a travs de cationes intersticiales, mediante enlace inico. El

hbito generalmente es equidimensional o isomtrico. Son minerales

relativamente densos y duros, y no presentan direcciones de exfoliacin

importantes.

Los sorosilicatos se caracterizan por la presencia de grupos tetradricos dobles,

independientes, formados por dos tetraedros que comparten un oxgeno en el

vrtice comn.

Los ciclosilicatos estn constituidos por grupos tetradricos enlazados entre s

formando configuraciones cclicas cerradas (anillos triangulares, cuadrangulares

y hexagonales), con una relacin de coordinacin Si:O igual a 1:3. Los

ciclosilicatos hexagonales son los ms abundantes.

Los inosilicatos pueden ser de cadena simple (grupo de los piroxenos) o cadena

doble (grupo de los anfboles). Los piroxenos suelen presentarse en prismas

gruesos y cortos, mientras que los anfboles tienden a formar cristales

prismticos alargados, incluso aciculares o fibrosos, y se caracterizan por la

presencia de grupos aninicos adicionales (grupo hidroxilo).

Los filosilicatos presentan estructuras laminares formadas por capas

tetradricas, donde los tetraedros comparte tres vrtices entre s, y capas

octadricas donde se alojan los cationes (principalmente Al, Mg y Fe). Tienen un

hbito hojoso o escamoso, y una direccin de exfoliacin dominante (exfoliacin

basal). En general son minerales blandos y con bajo peso especfico.

Los tectosilicatos presentan un armazn tridimensional de tetraedros enlazados,

de modo que todos los vrtices estn compartidos, resultando una relacin de

coordinacin Si:O igual a 1:2. En muchos tectosilicatos el Si est parcialmente

sustituido por Al, lo que permite la entrada de cationes para compensar el exceso

de carga negativa.


NEOSILIC

ATOS

SICLOSILICATO

S

FILOSILICAT

OS

SOROSILICAT

OS

INOSILICAT

OS

TECTOSILI

CATOS

Almandino Axinita Apofilita Astrofilita Actinolita Cuarzo

Andalucita Benitoita Cavansita Espidota Aegirina Albita

Andradita Berilo(esmeralda) Clorita Hemimorfita Augita Brewsterita



Chapmanit

a

Berilo(aguamarin

a)

Crisocola Ilvaita Dipsido Danburita

Cianita Dioptasa Crisotilo Kinoita Eckermanita Edingtonita

Datolita Turmalina(chorlo) Flogopita Pienmontita espodumena Estilbita

Estaurolita Turmalina(elbata) Lepidolita Vesubianita Inesita Harmotoma

Euclasa Eudialita Lizardita Zoisita Miserita Lazurita

Olivino Joaquinita Moscovita Ruizita Pectolita Leucita

MINERALOGA DESCRIPTIVA

Mineraloga descriptiva: estudia los minerales y los clasifica sistemticamente

segn su estructura y composicin

ENLACE INICO

Caractersticas:

Est formado por metal + no metal

No forma molculas verdaderas, existe como un agregado de aniones (iones

negativos) y cationes (iones positivos).Los metales ceden electrones formando

por cationes, los no metales aceptan electrones formando aniones.

Los compuestos formados pos enlaces inicos tienen las siguientes

caractersticas:

Son slidos a temperatura ambiente, ninguno es un lquido o un gas.

Son buenos conductores del calor y la electricidad.

Tienen altos puntos de fusin y ebullicion.

Son solubles en solventes polares como el agua



ENLACE COVALENTE

Caractersticas:

Est basado en la comparticin de electrones. Los tomos no ganan ni pierden

electrones, COMPARTEN.

Est formado por elementos no metlicos. Pueden ser 2 o 3 no metales.

Pueden estar unidos por enlaces sencillos, dobles o triples, dependiendo de los

elementos que se unen.

Las caractersticas de los compuestos unidos por enlaces covalentes son:

Los compuestos covalentes pueden presentarse en cualquier estado de la

materia: solido, lquido o gaseoso.

Son malos conductores del calor y la electricidad.

Tienen punto de fusin y ebullicin relativamente bajos.

Son solubles en solventes polares como benceno, tetracloruro de carbono, etc.,

e insolubles en solventes polares como el agua.

FORMACION DE ENLACES COVALENTES

Ejemplificaremos, con elementos que existen como molculas diatnicas.

Cl2, cloro molecular, formado por dos tomos de cloro. Como es un no metal,

sus tomos se unen por enlaces covalentes.

..

:Cl:

.

El cloro es un elemento del

grupo VII A.

El atomos de cloro solo necesita un electron para completar su octeto. Al unirse

con otro atomo de cloro ambos comparten su electron desapareado y se forma

un enlace covalente sencillo entre ellos. Este enlace se representa mediante una

linea entre los dos atomos.



..

: Cl

..

-

..

: Cl

..

La linea roja representa un enlace covalente sencillo, formado por dos

electrones. Estos electrones se comparten por ambos atomos.

O2 La molecula de oxigeno tambien es diatomica. Pot ser del grupo VIA la

estructura de Lewis del oxigeno es:

..

: O .

.

Al oxigeno le hacen falta dos electrones para completar su octeto. Cada oxigeno

dispone de 6 electrones, con los cuales ambos deben tener al final ocho

electrones. Por lo tanto el total de electrones disponibles es:

2 x 6 e- = 12 e- menos dos que se ocupan para el enlace inicial restan 10.

Estos 10 e- se colocan por pares al azar entre los dos atomos.

..

: O

..

- ..

: O

Ahora revisamos cuantos electrones tiene cada atomo alrededor. Observamos

que el oxigeno de la izquierda esta completo, mientras que el derecha tiene solo

seis. Entonces uno de los pares que rodean al oxigeno de la izquierda, se coloca

entre los dos atomos formandose un doble enlace, y de esa forma los dos

quedan con 8 electrones.

..

: O =

..

O:

La molecula queda formada por un enlace covalente doble, 4 electrones

enlazados y 4 pares de electrones no enlazados.

N2 El nitrogeno, otra molecula diatomica, estaubicado en el grupo VA, por lo

tanto cada nitrogeno aporta 5 electrones x 2 atomos = 10 electrones, menos los

dos del enlace inicial son un total de 8 electrones.

..

: N -

..

N:

Ambos atomos estan rodeados por solo 6 electrones, por lo tanto, cada uno de

ellos compartir uno de sus pares con el otro atomo formandose un triple enlace.

: N = N :



La molecula queda formada por un enlace covalente triple, 4 electrones

enlazados y dos pares de electrones no enlazados.

En los compuestos covalentes formados por 3 elementos o mas, siempre debe

seleccionarse unatomo como central para hacer el esqueleto basico del

compuesto. Para esto se siguen la siguientes reglas:

El atomo central es de un elemento unitario (o sea que solo hay un atomo

de ese elemento en la molecula).

El oxigeno y el hidrogeno no pueden ser atomos centrales.

El carbono tiene preferencia como atomo central sobre el resto de los

elementos.

En compuestos que contengan oxigeno e hidrogeno en la misma

molecula, el hidrogeno nunca se enlaza al atomo central, sino que se

enlaza al oxigeno, por ser este el segundo elemento mas electronegativo.

El hidrogeno no cumple la regla del octeto, sino que es estable al lograr

la configuracion del gas noble helio con 2 electrones en su ultimo nivel.

Los atomos deben acomodarse de tal forma que la molecula resulte lo

mas simetrica posible

Tipos de enlaces covalentes

Los enlaces covalentes se clasifican en:

COVALENTES POLARES

COVALENTES NO POLARES

COVALENTES COORDINADO

Electronegatividad.- La electronegatividad es una medida de la tendencia que

muestra un atomo de un enlace covalente, a atraer hacia si los electrones

compartidos. Linus Pauling, fue el primer quimico que desarrolle una escala

numerica de electronegatividad. En su escala, se asigna al fluor, el elemento mas

electronegativo, el valor de 4. El oxigeno es el segundo, seguido del cloro y el

nitrogeno.



A continuacion se muestra los valores de electronegatividad de los elementos.

Observe que no se reporta valor par los gases nobles por ser los elementos

menos reactivos de la tabla periodica.

La diferencia en los valores de electronegatividad

determina la polaridad de un enlace.

Cuando se enlazan dos atomos iguales, con la misma electronegatividad, la

diferencia es cero, y el enlace es covalente no polar, ya que los electrones son

atraidos por igual por ambos atomos.

El criterio que se sigue para determinar el tipo de enlace a partir de la diferencia

de electronegativad, en terminos, generales es el siguiente:

Diferencia de

electronegatividad

Tipos de

enlace

Menor o igual a

0.4

Covalente no

polar

De 0.5 a 1.7 Covalente

polar

Mayor de 1.7 Inico

Casi todos los compuestos contienen enlaces covalente polares; quedan

comprendidos entre los extremos de lo covalente no polar y lo ionico puro.

Enlace

ionico

Enlace covalente

polar

Enlace covalente no

polar

Se

transfieren

Los electrones se

electrones

comparten de

manera desigual.

Los electrones

secomparten por

igual.

CARCTER INICO

CRECIENTE

Por tanto, en el enlace covalente polar los electrones se comparten de manera

desigual, lo cual da por resultado que un extremo de la molecula sea

parcialmente positivo y el otro parcialmente negativo. Esto se indica con la letra

griega delta (d).

Ejemplo: La molecula de HCl.



Atomos H Cl

Electronegatividad 2.2 3.0

Diferencia de

electronegatividad

3.0 -2.2 = 0.8 Diferencia entre

0.5 y 1.7, por lo tanto el enlace

es covalente polar.

d+ d-

H Cl

El atomo mas electronegativo, en este caso el cloro, adquiere la carga parcial

negativa, y el menos electronegativo, en este caso. el hidrogeno la carga parcial

positiva.

Ejercicio resuelto.- De acuerdo a la diferencia de electronegatividad, clasifique

los siguientes enlaces como polar, no polar o ionico.

Enlace Electronegatividades Diferencia de

electronegatividad

Tipo

de

enlace

N -O 3.0 3.5 3.5 - 3.0 = 0.5 Polar

Na -Cl 0.9 3.0 3.0 - 0.9 = 2.1 Ionico

H - P 2.1 2.1 2.1 - 2.1 = 0 No

polar

As -O 2.0 3.5 3.5 - 2.0 = 1.5 Polar

Observe que al obtener la diferencia, siempre es el

menor menos el mayor ya que no tendra sentido una

diferencia de electronegatividad negativa.



Enlace covalente coordinado.-

Se forma cuando el par electronico compartido es puesto por el mismo atomo.

Ejemplo:

Para el ion

amonio [NH4]

+

tres de los enlaces son covalentes tpicos, pero

en el cuarto enlace el par de electrones es

proporcionado por el nitrgeno, por lo tanto, el

enlace es covalente coordinado.

Un enlace covalente coordinado en nada se puede distinguir de un covalente

tipico, ya que las caracteristicas del enlace no se modifican.

CLASIFICACIONES: QUMICAS: DANA (1854) discpulos: BERMAN (1951) PALACHE (1944) y FRONDEL (1962) BERCELIUS (1892) BERRY y MASSON (1966) Clase I. Elementos Nativos Clase II. Sufuros y Sulfosales Clase III. Oxidos e Hidrxidos Clase IV. Halogenuros Clase V. Carbonatos, Nitratos y Boratos Clase VI. Sulfatos, cromatos y Volframatos



Clase VII. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos Clase VIII. Silicatos GEOQUMICAS: GOLDSCHMIDT (1923) UKLONSKII (1940) QUMICO-ESTRUCTURAL: STRUNZ (1941) DANA HURLBUT & KLEIN 4 ed (1997) 1. Elementos nativos 2. Sulfuros 3. Sulfosales 4. xidos (a) Simples y mltiples (b) Hidrxidos 5. Haluros 6. Carbonatos 7. Nitratos 8. Boratos 9. Fosfatos 10. Sulfatos 11. Wolframatos 12. Silicatos GALN y MIRETE (1979) Clase: Elementos Sulfuros-Sulfosales y Oxidos-Hidrxidos Silicatos: - Nesosilicatos - Sorosilicatos - Ciclosilicatos - Inosilicatos - Filosilicatos



- Tectosilicatos Haluros Boratos Fosfatos, Arsenisatos y Vanadatos Wolframatos y Molibdatos Sulfatos Cromatos Carbonatos Nitratos Minerales de Uraneo MILOWSKI (1982) Clase 1. Elementos nativos 2. Sulfuros 3. Haluros 4. Oxidos e hidrxidos 5. Silicatos 6. Boratos 7. Carbonatos 8. Nitratos 9. Fosfatos, arseniatos y vanadatos 10 Sulfatos, teluratos y saleniatos 11. Molibdatos y tungtatos

El encuadre mineralgico o clasificacin constituye una de las bases del estudio

de los minerales y la llave para el desarrollo de una Mineraloga Descriptiva



rigurosa. De hecho, han sido muy numerosos los intentos de clasificacin que ha

habido durante la historia. La primera clasificacin de minerales que se conoce

fue realizada por el griego Teofrasto, durante el siglo III a.C. El romano Plinio, en

el siglo I d.C., en su "Historia Natural", elabor una Sistemtica Mineral que

servira de base para los trabajos que realiz Avicena durante la Edad Media.

Sin embargo, estas clasificaciones siempre eran desbordadas por los nuevos

conocimientos.

Durante muchos siglos se ha intentado clasificar los minerales atendiendo a

numerosos criterios, pero stos siempre han sido unitarios y, tarde o temprano,

las clasificaciones quedaban obsoletas.

En la actualidad, las clasificaciones consideran varios criterios debidamente

ponderados. Las clasificaciones que mejor resultado han dado son las que se

apoyan en criterios qumicos, estructurales y geoqumicos. En esta lnea se

encuentran las clasificaciones de Kostov y de Strunz, las ms empleadas en los

ltimos aos.

A.- CLASIFICACIN DE KOSTOV (1957):

Considera criterios qumicos, estructurales y genticos. Dado que la mayora de

los minerales son de naturaleza inica, utiliza los aniones para el establecimiento

de clases y los cationes para subdividir las mismas.

En los silicatos debe usar criterios estructurales sirviendo estos para la creacin

de las subclases y los criterios geoqumicos para el establecimiento de grupos.

De esta forma Kostov crea una clasificacin basndose en los elementos ms

abundantes en el mundo mineral y en la que figuran las clases que aparecen en

la siguiente tabla:

I ELEMENTOS

II SULFUROS Y SULFOSALES

III HALUROS

IV OXIDOS E HIDROXIDOS

V SILICATOS

VI BORATOS

VII FOSFATOS, ARSENIATOS Y TELURATOS

VIII WOLFRAMATOS

IX SULFATOS, SELENIATOS Y TELURATOS



X CROMATOS

XI CARBONATOS

XII NITRATOS Y IODATOS

B.- CLASIFICACIN DE STRUNZ (1941 - 1970)

Hugo Strunz public entre estos aos 5 ediciones de la "Mineralogische

Tabellen" (Leipzig 1941, 1949, 1957, 1966 y 1970). Se consideran criterios

qumicos para el establecimiento de clases en funcin de la naturaleza del anin:

I ELEMENTOS

II COMPUESTOS SIMILARES

III HALOGENUROS

IV OXIDOS E HIDROXIDOS

V CARBONATOS, NITRATOS Y BORATOS

VI SULFATOS, CROMATOS, MOLIBDATOS Y WOLFRAMATOS

VII FOSFATOS, ARSENIATOS Y VANADATOS

VIII SILICATOS

IX SUSTANCIAS ORGNICAS (opcional)

De acuerdo con determinados criterios estructurales, la clase de los Silicatos

presenta 6 subclases:

NESOSILICATOS

SOROSILICATOS

CICLOSILICATOS

INOSILICATOS



FILOSILICATOS

TECTOSILICATOS

Las clasificaciones actuales se basan en la de Strunz, aunque continuamente se

introducen modificaciones y se van adecuando los criterios a los conocimientos

del momento. En este sentido hay que destacar los trabajos de la I.M.A.

La subdivisin de los silicatos en subclases responde a criterios estructurales.

Pero tambin se aplican estos criterios para establecer, en las dems clases,

los tipos estructurales (o tipos de frmula).

El establecimiento de grupos y de series responde a criterios qumicos (cationes,

agua, otros aniones,...) y geoqumicos o genticos. En este grado de la

clasificacin es donde aparecen actualmente los mayores problemas, ya que es

continua la aparicin de trabajos que revisan estructuras, composiciones y

procesos de formacin de materiales.

Los trminos existentes en cada grupo o en cada serie se corresponden con

la especie mineral, que ya se ha definido con anterioridad.

Por otra parte, se aplica el concepto de variedad a los distintos aspectos que

puede presentar una especie, bien sea por pequeas variaciones en la

composicin qumica que suelen originar cambios de color (la esmeralda es una

variedad de berilo que contiene cromo y es verde) o bien por presentarse con

diferentes hbitos caractersticos.

Teniendo en cuenta el significado del trmino variedad, debe quedar claro que

las polimorfas, o formas polimrficas, de una determinada sustancia, no

constituyen variedades, siendo cada una de ellas, una especie distinta. As por

ejemplo las alotropas del azufre, (a, b, g), constituyen especies distintas, lo

mismo que los polimorfos del cuarzo (a bajo, b alto) que presentan leves

diferencias estructurales que hacen que cada uno de ellos sea una especie,

aunque slo uno de ellos est presente en la naturaleza (el cuarzo a o cuarzo

bajo).

En lo que respecta al fenmeno de la sustitucin isomrfica, hemos de tener en

cuenta que las diferentes denominaciones que se dan a los trminos de una serie

isomrfica no suelen estar fijados de una forma muy estricta, salvo en algunos

casos (plagioclasas,...). De este modo, surgen tanto especies como variedades,

por lo que conviene estar atentos a la normativa de la IMA en este sentido.



7. CONCLUSIONES

La formacin de minerales es el resultado de procesos qumicos y fsicos

que se verifican en todas las pocas geolgicas y que an continan

manifestndose.

Los minerales se originan a travs de tres procesos fundamentales,

proceso endgeno y exgeno.

Los factores que intervienen en el metamorfismo son la temperatura,

la presin y los fluidos qumicamente activos (H2O, CO2, SO2).

La clasificacin qumica que divide a los minerales segn sus compuestos

qumicos, estn agrupados en ocho categoras.

REFERENCIAS BIBLIOGRFICAS

Hugo Rivera Mantilla Geologa General

Danna . Manual de Mineraloga

Educativa.catedu.es/44700165/aula/archivos/repositorio/750/985/html

/3_tipos_de_metamorfismo.html

http://www.windows2universe.org/earth/geology/meta_regional.html&l

ang=sp

Documents

Formacion de Minerales en La Naturaleza