La gran mayoría de los minerales que componen las rocas de la corteza terrestre son minerales de silicato. Entre ellos se encuentran minerales como el cuarzo, el feldespato, la mica, el anfíbol, el piroxeno, el olivino y una gran variedad de minerales arcillosos. El bloque de construcción de todos estos minerales es el tetraedro de sílice, una combinación de cuatro átomos de oxígeno y uno de silicio. Éstos están dispuestos de tal manera que los planos trazados a través de los átomos de oxígeno forman un tetraedro (Figura 2.6). Dado que el ion de silicio tiene una carga de +4 y cada uno de los cuatro iones de oxígeno tiene una carga de -2, el tetraedro de sílice tiene una carga neta de -4.
En los minerales de silicato, estos tetraedros se organizan y enlazan entre sí de diversas maneras, desde unidades individuales hasta complejos entramados (Figura 2.9). La estructura de silicato más simple, la del mineral olivino, está compuesta por tetraedros aislados unidos a iones de hierro y/o magnesio. En el olivino, la carga -4 de cada tetraedro de sílice está equilibrada por dos cationes divalentes (es decir, +2) de hierro o magnesio. El olivino puede ser Mg2SiO4 o Fe2SiO4, o una combinación de ambos (Mg,Fe)2SiO4. Los cationes divalentes del magnesio y del hierro tienen un radio bastante cercano (0,73 frente a 0,62 angstroms). Debido a esta similitud de tamaño, y a que ambos son cationes divalentes (ambos tienen una carga de +2), el hierro y el magnesio pueden sustituirse fácilmente entre sí en el olivino y en muchos otros minerales.
| Configuración del tetraedro | Ejemplo Minerales | |
 |
Isolados (nesosilicatos) | Olivino, granate, circón, cianita |
 |
Pares (sorosilicatos) | Epidota, zoisita |
 |
Anillos (ciclosilicatos) | Turmalina |
 |
Cadenas simples (inosilicatos) | Piroxenos, wollastonita |
 |
Cadenas dobles (inosilicatos) | Amfíboles |  |
Láminas (filosilicatos) | Micas, minerales de arcilla, serpentina, clorita |
| Estructura tridimensional | Estructura (tectosilicatos) | Feldespatos, cuarzo, zeolita |
Figura 2.9 Configuraciones de minerales de silicato. Los triángulos representan tetraedros de sílice.
Ejercicios
Ejercicio 2.3 Haz un tetraedro
Recorta alrededor del exterior de la forma (líneas sólidas y líneas punteadas), y luego dobla a lo largo de las líneas sólidas para formar un tetraedro.
Si tienes pegamento o cinta adhesiva, fija las pestañas al tetraedro para mantenerlo unido. Si no tienes pegamento o cinta adhesiva, haz una hendidura a lo largo de la línea gris fina e inserta la pestaña puntiaguda en la hendidura.
Si estás haciendo esto en un aula, intenta unir tu tetraedro con otros formando parejas, anillos, cadenas simples y dobles, láminas e incluso entramados tridimensionales.
En el olivino, a diferencia de la mayoría de los otros minerales de silicato, los tetraedros de sílice no están unidos entre sí. Sin embargo, están unidos al hierro y/o al magnesio como se muestra en la Figura 2.10.
Figura 2.10 Una representación de la estructura del olivino vista desde arriba. La fórmula de este olivino en particular, que tiene tres iones de Fe por cada ion de Mg, podría escribirse Mg0,5Fe1,5SiO4.
Como ya se ha señalado, los iones +2 del hierro y del magnesio son de tamaño similar (aunque no exactamente iguales). Esto les permite sustituirse mutuamente en algunos minerales de silicato. De hecho, los iones comunes en los minerales de silicato tienen una amplia gama de tamaños, como se muestra en la figura 2.11. Todos los iones mostrados son cationes, excepto el oxígeno. Obsérvese que el hierro puede existir como ion +2 (si pierde dos electrones durante la ionización) o como ion +3 (si pierde tres). El Fe2+ se conoce como hierro ferroso. El Fe3+ se conoce como hierro férrico. Los radios iónicos son fundamentales para la composición de los minerales de silicato, por lo que volveremos a consultar este diagrama.
Figura 2.11 Los radios iónicos (tamaños efectivos) en angstroms, de algunos de los iones comunes en los minerales de silicato
La estructura del silicato de cadena simple piroxeno se muestra en las Figuras 2.12 y 2.13. En el piroxeno, los tetraedros de sílice están unidos en una sola cadena, donde un ion oxígeno de cada tetraedro se comparte con el tetraedro adyacente, por lo que hay menos oxígenos en la estructura. El resultado es que la relación oxígeno-silicio es menor que en el olivino (3:1 en lugar de 4:1), y la carga neta por átomo de silicio es menor (-2 en lugar de -4), ya que se necesitan menos cationes para equilibrar esa carga. Las composiciones de piroxeno son del tipo MgSiO3, FeSiO3 y CaSiO3, o alguna combinación de ellas. El piroxeno también puede escribirse como (Mg,Fe,Ca)SiO3, donde los elementos entre paréntesis pueden estar presentes en cualquier proporción. En otras palabras, el piroxeno tiene un catión por cada tetraedro de sílice (por ejemplo, MgSiO3) mientras que el olivino tiene dos (por ejemplo, Mg2SiO4). Como cada ion de silicio es +4 y cada ion de oxígeno es -2, los tres oxígenos (-6) y el único silicio (+4) dan una carga neta de -2 para la cadena única de tetraedros de sílice. En el piroxeno, el único catión divalente (2+) por tetraedro equilibra esa carga de -2. En el olivino, se necesitan dos cationes divalentes para equilibrar la carga de -4 de un tetraedro aislado.
La estructura del piroxeno es más «permisiva» que la del olivino – lo que significa que pueden caber en ella cationes con una gama más amplia de radios iónicos. Por eso los piroxenos pueden tener cationes de hierro (radio 0,63 Å) o de magnesio (radio 0,72 Å) o de calcio (radio 1,00 Å).
Figura 2.12 Una representación de la estructura del piroxeno. Las cadenas tetraédricas continúan a la izquierda y a la derecha y cada una está intercalada con una serie de cationes divalentes. Si se trata de iones de Mg, la fórmula es MgSiO3.
Figura 2.13 Un único tetraedro de sílice (izquierda) con cuatro iones de oxígeno por cada ion de silicio (SiO4). Parte de una cadena simple de tetraedros (derecha), donde los átomos de oxígeno de las esquinas contiguas se comparten entre dos tetraedros (flechas). Para una cadena muy larga la relación resultante entre el silicio y el oxígeno es de 1 a 3 (SiO3).
Ejercicios
Ejercicio 2.4 Privación de oxígeno
El diagrama de abajo representa una cadena simple en un mineral de silicato. Cuenta el número de tetraedros frente al número de iones de oxígeno (esferas amarillas). Cada tetraedro tiene un ion de silicio, por lo que esto debería dar la proporción de Si a O en los silicatos de cadena simple (por ejemplo, piroxeno).
El diagrama de abajo representa una cadena doble en un mineral de silicato. De nuevo, cuenta el número de tetraedros frente al número de iones de oxígeno. Esto debería darte la proporción de Si a O en los silicatos de doble cadena (por ejemplo, el anfíbol).
En las estructuras de anfíbol, los tetraedros de sílice están enlazados en una doble cadena que tiene una proporción de oxígeno a silicio menor que la del piroxeno, y por lo tanto aún se necesitan menos cationes para equilibrar la carga. El anfíbol es aún más permisivo que el piroxeno y sus composiciones pueden ser muy complejas. La hornblenda, por ejemplo, puede incluir sodio, potasio, calcio, magnesio, hierro, aluminio, silicio, oxígeno, flúor y el ion hidroxilo (OH-).
En las estructuras de la mica, los tetraedros de sílice están dispuestos en láminas continuas, donde cada tetraedro comparte tres aniones de oxígeno con los tetraedros adyacentes. Los tetraedros adyacentes comparten aún más oxígenos y, por lo tanto, se necesitan menos cationes para equilibrar la carga en los minerales de silicato en láminas. La unión entre láminas es relativamente débil, lo que explica el buen desarrollo del clivaje unidireccional (Figura 2.14). La mica biotita puede contener hierro y/o magnesio, lo que la convierte en un mineral de silicato ferromagnesiano (como el olivino, el piroxeno y el anfíbol). La clorita es otro mineral similar que suele incluir magnesio. En la mica muscovita, los únicos cationes presentes son el aluminio y el potasio, por lo que es un mineral de silicato no ferromagnesiano.
Figura 2.14 Mica biotita (izquierda) y mica muscovita (derecha). Ambas son silicatos de lámina y se dividen fácilmente en capas finas a lo largo de planos paralelos a las láminas. La biotita es oscura como los demás silicatos que contienen hierro y/o magnesio (por ejemplo, olivino, piroxeno y anfíbol), mientras que la muscovita es de color claro. (Cada muestra tiene unos 3 cm de diámetro.)
Además de la muscovita, la biotita y la clorita, hay muchos otros silicatos en forma de lámina (o filosilicatos), que suelen existir como fragmentos del tamaño de la arcilla (es decir, menos de 0,004 mm). Entre ellos se encuentran los minerales de arcilla caolinita, illita y esmectita, y aunque son difíciles de estudiar debido a su tamaño tan pequeño, son componentes extremadamente importantes de las rocas y especialmente de los suelos.
Todos los minerales de silicato en lámina también tienen agua en su estructura.
Los tetraedros de sílice están unidos en estructuras tridimensionales tanto en los feldespatos como en el cuarzo. Se trata de minerales no ferromagnesianos: no contienen hierro ni magnesio. Además de los tetraedros de sílice, los feldespatos incluyen los cationes aluminio, potasio, sodio y calcio en diversas combinaciones. El cuarzo sólo contiene tetraedros de sílice.
Los tres principales minerales de feldespato son el feldespato potásico, (también conocido como feldespato K o espato K) y dos tipos de feldespato plagioclasa: albita (sólo sodio) y anortita (sólo calcio). Al igual que ocurre con el hierro y el magnesio en el olivino, existe una gama continua de composiciones (serie de solución sólida) entre la albita y la anortita en la plagioclasa. Esto se debe a que los iones de calcio y sodio tienen un tamaño casi idéntico (1,00 Å frente a 0,99 Å). Puede existir cualquier composición intermedia entre CaAl2Si3O8 y NaAlSi3O8 (Figura 2.15). Esto es un poco sorprendente porque, aunque son muy similares en tamaño, los iones de calcio y sodio no tienen la misma carga (Ca2+ frente a Na+). Este problema se explica por la correspondiente sustitución de Al3+ por Si4+. Por lo tanto, la albita es NaAlSi3O8 (un Al y tres Si) mientras que la anortita es CaAl2Si2O8 (dos Al y dos Si), y los feldespatos de plagioclasa de composición intermedia tienen proporciones intermedias de Al y Si. Los feldespatos de plagioclasa de composición intermedia son la oligoclasa (10% a 30% de Ca), la andesina (30% a 50% de Ca), la labradorita (50% a 70% de Ca) y la bytownita (70% a 90% de Ca). El feldespato K (KAlSi3O8) tiene una estructura ligeramente diferente a la de la plagioclasa, debido al mayor tamaño del ión potasio (1,37 Å) y, debido a este gran tamaño, el potasio y el sodio no se sustituyen fácilmente, excepto a altas temperaturas. Es probable que estos feldespatos de alta temperatura sólo se encuentren en rocas volcánicas, ya que las rocas ígneas intrusivas se enfrían lo suficientemente lento hasta alcanzar temperaturas bajas para que los feldespatos cambien a una de las formas de menor temperatura.
Figura 2.15 Composición de los minerales de feldespato
En el cuarzo (SiO2), los tetraedros de sílice están unidos en un marco tridimensional «perfecto». Cada tetraedro está unido a otros cuatro tetraedros (con un oxígeno compartido en cada esquina de cada tetraedro), y como resultado, la proporción de silicio y oxígeno es de 1:2. Como el catión de silicio tiene una carga de +4 y los dos aniones de oxígeno tienen una carga de -2 cada uno, la carga está equilibrada. No es necesario el aluminio ni ninguno de los otros cationes, como el sodio o el potasio. La dureza y la falta de escisión en el cuarzo son el resultado de los fuertes enlaces covalentes/iónicos característicos del tetraedro de sílice.
Ejercicios
Ejercicio 2.5 ¿Silicatos ferromagnesianos?
Los minerales silicatos se clasifican como ferromagnesianos o no ferromagnesianos dependiendo de si tienen o no hierro (Fe) y/o magnesio (Mg) en su fórmula. A continuación se enumeran algunos minerales y sus fórmulas. Para cada uno, indica si es o no un silicato ferromagnesiano.
| Mineral | Silicato ferromagnesiano? |
| olivina | (Mg,Fe)2SiO4 | pirita | FeS2 |
| plagioclasa | CaAl2Si2O8 |
| piroxeno | MgSiO3 |
| Fe2O3 | |
| ortoclasa | KAlSi3O8 |
| cuarzo | SiO2 |
| Mineral | Fórmula* | Silicato de Ferromagnesia? |
| anfíbol | Fe7Si8O22(OH)2 | |
| muscovita | K2Al4 Si6Al2O20(OH)4 | |
| magnetita | Fe3O4 | |
| biotita | K2Fe4Al2Si6Al4O20(OH)4 | |
| dolomita | (Ca,Mg)CO3 | |
| granate | Fe2Al2Si3O12 | |
| serpentina | Mg3Si2O5(OH)4 |
*Algunas de las fórmulas, especialmente las más complicadas, se han simplificado.
- Un angstrom es la unidad comúnmente utilizada para la expresión de las dimensiones a escala atómica. Un angstrom es 10-10 m o 0,0000000001 m. El símbolo de un angstrom es Å. ↵