Guia de Los Minerales y Piedras Preciosas

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de los minerales las piedras preciosas

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• Claves de d ete rm in ación tabular.

W. Schumann

LOS MINERALES Y* 0/L^Plifb SCHUM ANN 22/06/2000 PA/AO y.

Ediciones Omega, S. A. - Plató, 26 - 08006 Barcelona

Walter Schumann

Guía de los minerales y de las piedras preciosas Mineralogía: rocas, menas y piedras preciosas. Petrografía. Meteoritos Más de 600 fotografías en color

Indice Introducción 8

Minerales

11 Introducción a la Mineralogía Historia de la mineralogía 11 Origen y estructura de los minerales 12 Propiedades de los minerales 20 Clasificación de los minerales 32

35 Minerales formadores de rocas M in e ra le s de la s ro ca s m a g m á tica s 35 Grupo del cuarzo 36, Grupo del feldespato 40, Plagioclasas 42, Grupo de la mica 46, Grupo del piroxeno 48, Grupo del anfíbol 52, O livino 52, A polifita 54, Fluorita 54, Rutilo 56, Grupo de la zeolita 58 M in e ra le s de las ro ca s se d e n ta ria s 62 Grupo de los m inerales arcillosos 62, Grupo de los minerales salinos 62, Grupo de los carbonatos 70, Celestina 74, Barita 74

Minerales de las rocas metamórficas 76 Andalucita 76, Silmamtá 76, Estaurolita 78, C ianita 78, Grupo del granate 80, Zoisita 82, Epidota 82, C lorita 84, Talco 84, Actinolita 86, Serpentina 88, G rafito 88, Cordierita 90, W ollastonita 92

95 Minerales de mena Yacim ientqs de mena 96

Minerales de las menas de metales nobles 100 M in e ra le s d e la s m enas d e l h ie rro 104 Minerales de mena del hierro 104, M inerales de mena del manganeso 108, M inerales de mena del molibdeno 112, M inerales de mena del níquel 114, M inerales de mena del wolfram io 116, M inerales de mena del cromo 116, M inerales de mena del cobalto 118, Minerales de mena del vanadio 120, M inerales de mena del titanio y del tántalo y del niobio 122 M in e ra le s de m ena de lo s m e ta le s no fé rre o s 124 Minerales de mena del cobre 124, M inerales de mena del plomo 128, M inerales de mena del cinc 132, Minerales de mena del bism uto 136, M inerales de mena del m ercurio 138, M inerales de mena del arsénico 140, M inerales de mena del antim onio 144, Materias primas de los m etales ligeros 148, M inerales radiactivos 150, M inerales sulfurosos 152

157 Los minerales como piedras preciosas y ornamentales Diamante 162, Corindón 162, Berilio 164, Espinela 166, Topacio 166, Circón 166, Turm alina 168, Jadeíta 168, Peridoto 170, Am azonita 170, Rodonita 172, Lapislázuli 172, Turquesa 172, M alaquita 172, Am atista, Citrino 174, Aventurina 176, Calcedonia 178, Opalo 180, Azurita 182, Dioptasa 182, Corales 184, Perlas 184, Ambar 184

Rocas

187 Introducción a la petrografía 190 Rocas magmáticas Rocas plutónicas 195 Familia de la cuarzolita 198, Fam ilia del granito 200, Fam ilia de la sienita 216, Fam ilia diorita/gabro 220, Fam ilia de la peridotita 224

Rocas volcánicas 228 Roca piroclástica 232, V idrio rocoso 236, Fam ilia de la riolita 240, Fam ilia de la traquita 242, Fam ilia andesita/ basalto 244, Fam ilia de la pirita 252

Rocas filonianas 256

260 Rocas sedimentarias Rocas sedimentarias clásticas 26 4 Familia de las psefitas 266, Fam ilia de las psamitas 272, Fam ilia de las pelitas 276

Rocas sedimentarias químico-biogénicas 2 80 Fam ilia de las rocas calcáreas 280, Fam ilia de las rocas silíceas 292, Fam ilia de las rocas fosfóricas 294, Fam ilia de las rocas salinas 296, Fam ilia de las rocas residuales 300

304 Rocas metamórficas Familia de los gneis 308, Familia de los esquistos 312, Familia de los «fels» 318

Meteoritos 331 Rocas del espacio Im pactitas 331, M eteorito ferrífero 232, Meteorito pétreo 332, M eteorito pétreo-ferrífero 332, tectitas 334, Fulgurita 334

Apéndice

Indicación para coleccionistas 336 Tabla de los elementos químicos 337 Normas DIN para rocas naturales 338 División de la historia de la tierra 339 Bibliografía 340 Normas para la clasificación de rocas 366

Introducción Definición de conceptos Piedra En el lenguaje popular, la palabra piedra se utiliza de manera colectiva para designar a todos los elementos sólidos de la corteza terrestre, salvo el hielo. En cambio, el joyero entiende por piedras únicamente las piedras preciosas y ornamentales; el constructor utiliza esta palabra para referirse al material con el que puede edificar construcciones. Pero en la geología, la ciencia de la Tierra, no se habla de piedras, sino únicamente de rocas y minerales. Roca Una roca es una mezcla natural de minerales. Forma cuerpos geológicos de gran extensión. La ciencia que estudia las rocas se llama petrología o petrógrafía.

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Mineral Un mineral es un componente homogéneo y de origen natural de la corteza terrestre o de la corteza lunar. La mayoría de minerales tienen una deter­ minada forma cristalina. La ciencia de los minerales se denomina mineralop.a. Micromounts Los micromounts son fases minerales de tamaño muy roducido, aproximadamente del de una uña. El concepto de micromounts se emplea sólo en los círculos especializados. La afición por las colecciones de micromounts se ha extendido por todo el mundo en los últimos años. Cristal Un cristal es un cuerpo homogéneo con una estructura interna regular, una estricta disposición de sus partículas constitutivas (átomos, iones o molécu­ las) en una red cristalina. La ciencia de los cristales es la cristalografía. Piedra preciosa (gema) No existe una definición general de lo que es una piedra preciosa. La mayoría de gemas son minerales, algunas son agregados minerales o también materiales orgánicos, o incluso productos sintéticos. Todas tienen en común su carácter especial, su belleza. Una distinción real entre verdaderas piedras preciosas, piedras semipreciosas y piedras ornamentales, si bien es habitual en el lenguaje común, no es posible en el lenguaje científico, ya que no se dispone de los criterios necesarios. El concepto de piedra semipreciosa es muy impreciso; sería mejor no utilizarlo. La ciencia que estudia las piedras preciosas es la gemología. Mena En la minería se entiende por mena de manera general una mezcla de minerales con un contenido explotable de metal. Por su estructura tiene el carác­ ter de una roca. Pero también otras materias primas utilizadas en la técnica reci­ ben el nombre de menas o minerales metalíferos aunque carecen de carácter me­ tálico. En cambio, la petrología denomina menas a todos los componentes metálicos de las rocas, es decir a todos los minerales metálicos. Meteorito Los meteoritos son fragmentos sólidos que chocan contra la Tierra procedentes del espacio interplanetario. Puede denominárseles también rocas extratéirrestres. Tectita Las tectitas son piedras redondeadas, vitreas, formadas por condensa­ ción a partir de los productos de evaporación originados en el choque de los meteoritos gigantes. Es erróneo el nombre de meteoritos vitreos que reciben a veces. 8

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Sobre la estructura de este libro División La materia ha sido dividida en tres grandes capítulos, dedicados a los minerales, las rocas y los meteoritos. Cada una de las tres partes puede ser leída por separado o bien en relación con los demás capítulos. Una amplia tabla de clasificación de los minerales (págs. 342-365) y unas normas para la clasificación de las rocas (págs. 366-370) ayudarán a identificar los distin­ tos ejemplares. No se estudian aquí las rocas lunares, que no representan un grupo independiente en el sistema genético de las rocas. Las rocas lunares son magmatitas, sobre todo de composición basáltica y dolerítica. Ilustraciones El texto se complementa con numerosas ilustraciones a gran esca­ la. Gracias a ello, las explicaciones del texto pueden ser breves y en algunos casos reducidas al mínimo. Los modelos para las fotografías no fueron ejemplares raros de museo ni tampoco micromounts, sino unos minerales y agregados como los que el coleccionista pue­ de encontrar o bien adquirir en comercios especializados. Cada uno de los ejem­ plares ha sido reproducido a tamaño aproximadamente natural, salvo en unos pocos casos que ya se indican. Con ello, el lector podría observar, como.en la Naturaleza, muchos de los detalles de mineral o la roca en cuestión.

Sobre la presentación Texto El texto ha sido resumido para poder dedicar el máximo de espacio a las fotografías. En algunos casos se ha utilizado incluso el estilo telegrama. Las nu­ merosas subdivisiones y definiciones facilitan la comprensión, sobre todo al lector que tenga prisa. Se han evitado las explicaciones extensas pero también las abre­ viaturas de términos específicos habituales en los libros de mineralogía para espe­ cialistas. Se ha procurado que los textos fueran sencillos y comprensibles, en función del círculo de lectores a que va dedicado el libro. Se ha renunciado voluntariamente a temas tan importantes para los especialistas como las clases de simetría, las es­ tructuras de los silicatos o los componentes atómicos de los cristales. El autor es consciente de la problemática de esta simplificación de los conocimientos cientí­ ficos. Elección de los ejemplares Toda selección de minerales y rocas para un tratado es siempre más o menos subjetivo. Los criterios utilizados al escoger los ejempla­ res para este libro fueron de tipo científico, pero se tuvo también en considera­ ción al coleccionista aficionado. Fórmulas químicas Como concesión al lector con pocos conocimientos de quí­ mica se han simplificado algo las fórmulas químicas. En el recuadro de datos que acompaña a cada mineral, el concepto de «fórmula química» ha sido sustituido, por motivos de espacio, por el de «química». Croquis de los cristales Los croquis de los cristales dispuestos junto al texto de los minerales son, evidentemente, tan sólo ejemplos de un grupo por lo general más amplio. Proporcionan al lector una idea general sobre las posibles formas del mineral en cuestión. Los modelos fueron tomados de diversas obras. Localidad Los datos sobre las localidades de origen de los minerales deben ser entendidos únicamente como ejemplo. No se ha pretendido una enumeración exhaustiva de las localidades.

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Introducción a la Mineralogía Historia de la mineralogía El hombre prehistórico supo aprovechar ya los distintos tipos de minerales y de mezclas minerales. El cobre y el cinc, el oro y la plata, y también numerosas piedras preciosas (malaquita, turquesa, lapislázuli, ópalo, ágata) fueron utiliza­ dos en Mesopotamia, hacia el año 3500 a.C., para ornamentos, armas y herra­ mientas. La capacidad de encontrar y obtener los elementos metálicos de las rocas se basó en la Antigüedad en la observación y la experiencia. No existía aún un concepto científico de los temas mineralógicos. La primera publicación científica del mun­ do de los minerales conocidos hasta entonces la escribió el filósofo griego Aristó­ teles (384-322 a.C.). Su sistemática de los minerales continuó siendo válida hasta el siglo xvi. Durante toda la Edad Media no se prodiijo en Europa ningún tipo de progreso en el campo de la mineralogía. La alquimia, la astrología, la especulación y las fuer­ zas supuestamente ocultas de las piedras dominaban a las ciencias naturales. Los libros sobre el tema publicados en aquella época, los lapidarios, no contienen conocimientos nuevos, sino que constituyen únicamente un compendio sin visión crítica de las ideas antiguas y medievales. A principios del siglo xvi las ciencias naturales adquieren un nuevo impulso du­ rante el Renacimiento. El médico Georgius Agrícola (1494-1555), nacido en Sa­ jorna, escribe el primer tratado científico sobre la minería y los minerales. Recha­ za los conceptos de la alquimia y se basa en sus propias observaciones. Agrícola desarrolló una clasificación sistemática de los minerales que conservó su validez hasta principios del siglo xix. Su obra tuvo una importancia tal para esta rama de la ciencia que Agrícola puede ser considerado como el padre de la mineralogía. El inicio de la revolución industrial en el siglo xviii significó un nuevo impulso para las ciencias naturales. La creciente demanda de materias primas minerales hizo necesaria una base científica para la explotación de las minas y la búsqueda de nuevos yacimientos. El mineralogista sajón A. G. Warner (1749-1817) propu­ so una nueva sistemática de los minerales cuyos principios son válidos aún hoy día. La colaboración de la física y de la química con el estudió de los minerales dio lugar finalmente al desarrollo de la ciencia que llamamos hoy mineralogía, la ciencia de los minerales.

Los nombres de los minerales Los nombres de los minerales no derivan de un sistema homogéneo. Algunos fueron tomados del lenguaje de las minas o de la lengua popular, otros son puras creaciones artificiales. Hacen referencia a nombres de lugares, a personas, a cier­ tas propiedades del mineral en cuestión o también a sus supuestas fuerzas ocultas o místicas. Puesto que los nombres de los minerales derivan de distintos idiomas (en especial del latín, el griego, las lenguas germánicas y las lenguas orientales), su ortografía puede variar algo.

Fase con cuarzo estalactítico, apofilita bipiramidal y girolita esférica, Poonah/lndia

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Origen y estructura de los Minerales Origen de los minerales Los minerales se forman de distintas maneras. Incluso el mismo tipo de mineral puede originarse en condiciones muy diferentes. La mayoría de minerales necesi­ tan muchos milenios para formarse, aunque algunos requieren sólo unos pocos años o incluso algunas horas. La formación de los minerales ocurre en la masa de rocas en fusión, el magma, o bien en las proximidades de la superficie terrestre, así como también en las pro­ fundidades de la corteza terrestre como consecuencia de las fuerzas de transfor­ mación, es decir de las fuerzas metamórficas. El especialista habla de la serie magmàtica, de la serie sedimentaria y de lá serie metamòrfica. Serie magmàtica Muchos minerales se originan directamente a partir del mag­ ma. El feldespato, la mica y el cuarzo, por ejemplo, se forman durante el enfria­ miento de la ipasa magmàtica a gran profundidad y a temperaturas de 1100-550°C. Otros minerales tienen su origen en las exhalaciones gaseosas del magma. A tra­ vés del enfriamiento de estos gases y de la reacción con las rocas vecinas se desa­ rrollan cloruros, fluoruros y sulfatos, así como también plata y oro. Al enfriarse aún más el magma, por debajo de los 400°C, la precipitación y el aporte de sustancias procedentes de las rocas encajantes conducen a la formación de minerales.'Este es el origen de los minerales de las grietas alpinas. Serie sedimentaria En la superficie terrestre, o cerca de ella, se forman minera­ les a causa de la erosión y la nueva formación de rocas. Los factores principales son aquí el agua, el dióxido de carbono y el oxígeno del aire. Las sustancias de las capas superiores del suelo son disueltas, se filtran a mayor profundidad y se acu­ mulan en ciertas zonas, en relación con el agua freática, dando lugar a la forma­ ción de nuévos minerales, por ejemplo a yacimientos de plata y cobre. En las regiones cálidas y poco lluviosas se forman minerales salinos, por precipita­ ción química debida a la elevada evaporación, a partir de los lagos o pantanos salados. Existen también numerosos organismos que tienen una participación directa o indirecta en la formación de los minerales, por ejemplo a través del aporte de oxígeno o la absorción de ácido carbónico, a través de los procesos de putrefac­ ción y a través de la formación de conchas calcáreas o de esqueletos silíceos a partir de las sustancias disueltas. Serie metamòrfica Cuando las rocas son desplazadas hacia una zona más pro­ funda de la corteza terrestre a causa de una mayor presión de los sedimentos que las cubren o de unos procesos orogénicos, los minerales existentes se transforman en otros por acción de las temperaturas más elevadas y de la mayor presión que reinan en las zonas más profundas. Se produce un efecto metamòrfico parecido, aunque en menor escala, cuando el magma líquido penetra en grietas o hendiduras y entra en contacto con las rocas vecinas. Paragénesis Muchos minerales aparecen de manera conjunta, en las llamadas paragénesis, ya que se originan en condiciones iguales o parecidas. En cambio, otros minerales se excluyen mutuamente en condiciones naturales. El conocimiento de las paragénesis es una ayuda importante en la búsqueda y la identificación de los minerales, y especialmente en la ciencia de los yacimientos. Así por ejemplo, la barita, la fluorita y la galena se presentan siempre juntas en determinadas rocas. En cambio, los feldespatos y la halita no pueden aparecer nunca juntos en la misma fase. 12

Estructura de los minerales Mineral Un mineral es un componente homogéneo y de origen natural de la corteza terrestre o lunar. La mayoría de minerales tienen una determinada forma cristalina. Composición química Los minerales tienen una composición bien determinada, que viene indicada por una fórmula química (tabla de los elementos químicos, pág. 337). Esta fórmula está idealizada, es decir que sólo cita los componentes principales del mineral. No tiene en cuenta los elementos que se presentan en cantidades mínimas ni las impurezas, qué pueden provocar una alteración del color del mineral. Modificaciones Existen minerales que muestran la misma composición química que otros y que, a pesar de ello, son minerales distintos. La causa de ello estriba en las diferencias de su red cristalina. Este fenómeno de que la misma sustancia química se presente con distintas estructuras cristalinas y dé lugar con ello a mine­ rales diferentes recibe el nombre de polimorfismo; las distintas estructuras se denominan modificaciones. Así, por ejemplo, el carbono aparece en las modifica­ ciones grafito y diamante. El cuarzo, la cristobalita, la coesita, la stishovita y la tridimita, así como el ópalo, son modificacioens del ácido silícico. Red cristalina Para el aspecto externo y las propiedades físicas de un mineral es decisiva su estructura interna, es decir la disposición de sus partículas constituti­ vas: átomos, iones o moléculas. Si estas partículas están ordenadas de manera regular, hablamos de una red en el espacio o de una red cristalina. Cristalina, amorfo Los minerales que presentan una red cristalina reciben el nombre de cristalinos; los que carecen de ella, es decir de una ordenación regular de sus partículas, se denominan amorfos. La gran mayoría de los minerales son cristalinos; es amorfo, por ejemplo, el ópalo. Cristales mixtos En algunos minerales, ciertos elementos pueden ser sustituidos pof otros parecidos, sin que se alteren la estructura cristalina ni la estructura química básica. Ya que el intercambio puede producirse en mayor o menor gra­ do, existen numerosos cristales mixtos en una serie de este tipo. Las plagioclasas constituyen una serie isomorfa de este tipo (pág. 40). Variedades Dentro de una especie mineral se pueden presentar variedades con caracteres típicos. Las variedades de color se utilizan como piedras preciosas y ornamentales. Las inclusiones crista­ linas, las formaciones raras de los cristales y los agregados pueden con­ ducir también a variedades cuando estas peculiaridades no se producen una sola vez sino que aparecen en un gran número de ejemplares del mi­ neral en cuestión. La estructura quí­ mica y cristalina fundamental sé con­ serva en su mayor parte, en función de la formación normal del mineral.

Representación esquemática de la red cristalina de la halita; en rojo: ion sodio; en blanco: ion cloruro.

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Sistemas cristalinos y formas cristalinas Cúbico

I Cubo

w Octaedro

Rombododecaedro

Tetragonal

Prisma cuadrado

Bipirámide

Hexagonal

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! | #ifP Prisma hexagonal

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Prisma hexagonal

Prisma con pirámides

Sistemas cristalinos y formas cristalinas Trigonal

Bipirámide

Romboedro

Escalenoedro

Rómbico

Bipirámide

Prisma

Monoclínico

Prisma

Clinopinacoide

Triclínico

Prisma

Prisma

Bipirámide

Aspecto externo de los minerales Sistemas cristalinos La mayoría de minerales son cristalinos. Forman unos cuer­ pos geométricos típicos, las formas cristalinas. Todas las formas cristalinas pue­ den ser referidas a 7 sistemas cristalinos (cúbico, tetragonal, hexagonal, trigonal, rómbico, monoclínico, triclínico). La diferenciación de estos sistemas se basa en los ejes cristalinos y los ángulos que forman dichos ejes. En las páginas 14 y 15 están representados los sistemas cristalinos, con sus formas cristalinas típicas. Sistema cúbico (sistema regular) Los tres ejes tienen la misma longitud y son perpendiculares entre sí. Son formas cristalinas típicas el cubo, el octaedro, el rombododecaedro, el dodecaedro pentagonal, el icositetraedro, el hexaquisoctaedro. Sistema tetragonal Los tres ejes son perpendiculares entre sí; dos de ellos son de igual longitud y se encuentran en un plano, el tercero (eje principal) es más largo o más corto. Son formas cristalinas típicas los prismas y pirámides tetragonales, los trapezoedros y las pirámides ditetragonales, así como las bipirámides. Sistema hexagonal Tres de los cuatro ejes se encuentran en un plano, son de igual longitud y se cortan formando ángulos de 120°; el cuarto eje, de diferente longitud, es perpendicular a los tres primeros. Son formas cristalinas típicas los prismas y pirámides hexagonales, así como las pirámides dihexagonales y las bipi­ rámides. Sistema trigonal (sistema romboédrico) Tres de los cuatro ejes se encuentran en un plano, son de igual longitud y se cortan formando ángulos de 120°; el cuarto eje, de diferente longitud, es perpendicular a los tres primeros. Los ejes y ángulos son iguales a los del sistema anterior, y por ello ambos sistemas son agrupados a veces bajo el nombre de sistema hexagonal. La diferencia radica en los elementos de simetría. En el sistema hexagonal, la sección transversal de la forma prismática básica tiene seis lados, mientras que en el sistema trigonal tiene tres lados. Por biselamiento de las aristas del triángulo aparece la forma hexagonal con seis la­ dos. Son formas cristalinas típicas*del sistema trigonal los prismas y pirámides de tres caras, el romboedro y el escalenoedro. Sistema rómbico (sistema ortorrómbico) Tres ejes de distinta longitud son per­ pendiculares entre sí. Formas cristalinas típicas son el pinacoide básico, los pris­ mas y pirámides rómbicos y las bipirámides rómbicas. Sistema monoclínico De jos tres ejes de distinta longitud, dos son perpendicula­ res entré sí y el tercero está inclinado respecto a los otros dos. Son formas cristali­ nas típicas el pinacoide básico y los prismas con caras inclinadas. Sistema triclínico Los ti;es ejes son de longitud distinta y están inclinados unos con respecto a otros. Son formas cristalinas típicas los pares de caras. Deformaciones Cada cristal, incluso dentro de la misma especie mineral, tiene un aspecto algo distinto. Hay cristales grandes y pequeños, finos y gruesos, rectos e inclinados. La forma ideal (cristal ideal) que se muestra en los libros de texto y las guías de clasificación casi nunca existe. El cristal que encontramos en la Natu­ raleza (cristal real) suele estar algo deformado. Las dimensiones de las caras y las. relaciones entre éstas son diferentes en cada cristal. Pero a pesar de sus distintos aspectos, el cristal presenta una serie de caracteres reconocibles. Los ángulos formados por las caras son siempre iguales en una misma especie cristalina. Facies Por facies entendemos el conjunto de todas las caras de un cristal. Exis­ ten formas sencillas (por ejemplo, cubo, rombododecaedro) y combinaciones de dos o más formas cristalinas. Hábito Es el nombre que recibe la forma del desarrollo cristalino. Puede ser, por ejemplo, tabular, acicular, columfíar. 16

Pseudomorfosis Los minerales que se presentan en una forma cristalina atípica que no les correspondería reciben el nombre de pseudomorfos. Se originan cuan­ do un cristal es disuelto y su espacio es llenado de nuevo por otra sustancia, conservándose de modo parcial o total la forma cristalina original. Así, la forma externa de un mineral puede corresponder a una barita, mientras que su conteni­ do mineral corresponde al cuarzo. Se habla entonces de una pseudomorfosis de cuarzo en barita. También la llamada madera fosilizada es una pseudomorfosis (xilópalo, pág. 38). Compacto Se aplica a los minerales o agregados que carecen de caras cristalinas, es decir sin unas superficies regulares. Fase (fase cristalina) Agregado mineral con varios cristales diferenciados (por ejemplo, cristal de roca, pág. 37). Drusa Cavidad en una roca (de hasta 1 m de diámetro, aproximadamente), con acumulación de cristales en las paredes. Véase también geoda. Geoda Antigua cavidad de una roca (drusa) que ha quedado rellenada por sus­ tancia mineral (n.° 3, pág. 179). Pero es frecuente que los conceptos de geoda y drusa sean empleados como sinónimo para el rellenado más o menos total de una cavidad.

Drusa de amatista con numerosos cristales, Minas Gerais/Brasil

Maclas

Yeso Macla de compenetración

Macla en cola de golondrina

Estaurolita Macla de compenetración

Ortoclasa Macla de Karlsbad

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Ocasionalmente, los cristales de un mismo mineral y con la misma for­ ma crecen juntos de un modo regu­ lar y simétrico. Hablamos entonces de maclas dobles, triples o múlti­ ples, según el número de cristales que intervienen en ellas. En función de la posición recíproca de los cristales distinguimos entre maclas de contacto y maclas de pe­ netración. Una variedad de estas últimas son las maclas de compene­ tración, con cristales que se entre­ cruzan de manera más o menos re­ gular. Algunas veces, los nombres de maclas de penetración y maclas de compenetración se utilizan tam­ bién como sinónimos. Por repetición del proceso de ma­ claje se pueden producir maclas triples, cuádruples y múltiples. Las maclas se reconocen a menudo por la presencia de ángulos entran­ tes, es decir de unos ángulos cuyos vértices señalan hacia el interior del cristal. Estos ángulos no se pueden presentar nunca en los cris­ tales aislados. Las maclas reciben a menudo nom­ bres especiales: macla del Brasil, del Delfinado, del Japón en el caso del cuarzo; macla en cola de golon­ drina, macla de Montmartre del yeso; maclas de Karlsbad, de Baveno y de Manebach de la ortocla­ sa; macla de cruz de hierro de la pirita; macla en forma de codo de la casiterita. Otras fotografías de maclas dobles y múltiples: macla del Japón/cuar­ zo [n.° 3, pág. 37] — estaurolita [n.° 3, pág. 79] — alexandrita [n.° 9, pág. 165].

Maclas del yeso, la estaurolita y la orto­ clasa.

Agregados minerales Mezcla agrupada de minerales, con un tamaño de unos centímetros hasta unos metros. Los agregados macrocristalinos, las denominadas fases (pág. 17) son ra­ ros; habitualmente formaciones microcristalinas. Estructura espática Numerosas superficies de ex­ foliación lisas, brillantes, sobre el plano de fractura de un agregado que está for­ mado por minerales con exfoliación per­ fecta. granular Granos perceptibles a simple vista. densa Individuos tan pequeños que no se perciben a simple vista. política Pequeñas esferas, del tamaño de una cabeza de alfiler o de un guisan­ te. Similares: pisolítica, concoidal. cauliforme Disposición alargada de los individuos del agregado. Similares: ra­ dial, fibrosa. laminar Estructura aplanada. Similar: escamosa, hojosa. Aspecto v calva Superficie formada por estructu­ ras semiesféricas, lisas, a menudo bri­ llantes. Estructura interna habitualmen­ te estrellada. Similares: esférica, réniforme, tuberoso, arracimado, botroidal. estalactítico Superficie alargada, pare­ cida a estalactitas. arrosetado Individuos hojosos dispues­ tos de modo que recuerda a una rosa. en haces Disposición agrupada de indi­ viduos alargados. Similar: en gavillas. esquelético Form aciones aplanadas parecidas a los copos de nieve. Simila­ res: dendrítico, musgoso, filamentoso. costroso Fino revestimiento de otro agregado. terroso Masa poco sólida, uniforme, a menudo de textura suelta. Similares: pulvurulento, harinoso. 1 Agregado mineral oolítico (aragonito) 2 Agregado mineral estrellado (pirita) 3 Calva o agregado mineral reniforme (he­ matites) 4 Agregado mineral en roseta (yeso) 5 Agregado mineral esquelético (cobre)

Propiedades de los minerales Kara vez se consigue identificar con seguridad a un mineral sobre la base de su forma cristalina o de otro aspecto típico. Por lo general se deben examinar otras propiedades de los minerales. El no especialista debería empezar la clasificación de un mineral con el color de la raya, la dureza, la densidad, la fractura y la exfoliación. Iiste libro presenta en las páginas 342-365 una amplia tabla de determinación de Ion minerales.

Color y raya Tan sólo un número muy reducido de minerales presentan un único color caracte­ rístico; así sucede con la malaquita siempre verde, con el cinabrio rojo, con la azurita azul y el azufre amarillo. En cambio, muchos minerales aparecen con varios colores, incluso con todos los colores del espectro. Por esta razón, el color no suele ser una ayuda en el momento de reconocer un mineral. Por el contrario, el color de la raya, llamado también simplemente raya, es un dato objetivo en la clasificación de los minerales. Mientras que el color que se aprecia en un mineral o en una variedad está provocado generalmente por una cantidad mínima de un material extraño o por perturbaciones de la red cristalina, y es por lo tanto un color no característico, la raya refleja siempre el color propio, único y siempre igual,, de toda la especie mineral. En el caso de la fluorita, por ejemplo, el color de la raya es siempre blanco, independientemente de que el. ejemplar aparezca amarillo, azul, verde o negro. Para obtener el color de la raya se frota una esquina del ejemplar sobre una tabla de porcelana sin vidriar, la llamada lámina de rayado. En caso necesario, puede servir también el borde infeDistintos colores de la raya. Parte superior, de izquierda a derecha: oropimente, pirita, cina­ brio; parte inferior, de izquierda a derecha: hematites, azurita, malaquita.

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Examen de la raya sobre una lámina de porcelana. La pirita de color amarillo latón deja una raya de color negro verdoso.

rior, no vidriado, de una taza, un jarrón de porcelana, o la superficie de un fusi­ ble. Al frotar se observa una raya pulverulenta de color. Estos finos granos de polvo actúan como plaquitas translúcidas finísimas, quedando eliminada la colo­ ración extraña del mineral. Cuando al frotar sobre la lámina de rayado no se obtiene una raya de color, se dice que la raya es incolora o blanca. En el caso de los minerales que son más duros que la lámina de rayado, es decir que tienen una dureza de Mohs superior a 6, es necesario primero pulverizar en el mortero un pequeño fragmento del mineral a clasificar, frotando luego el polvo obtenido sobre la lámina de porcelana. Para la prueba de la raya se utilizarán sólo zonas de fractura reciente, evitando las zonas oxidadas, las capas meteorizadas y las pátinas.

Irisaciones superficiales y figuras de luz Las irisaciones superficiales y las figuras lumínicas en bandas que se observan en algunos minerales no dependen del color del mineral ni de las impurezas, como tampoco de la composición química. La causa de estos fenómenos estriba más bien en la reflexión, la interferencia y la difracción de la luz. Adularescencia Irisación de color blanco azulado que se observa en la piedra de luna [n.° 7, pág. 171]. Efecto de aventurina Juego de colores de reflejos brillantes en las hojitas deposi­ tadas generalmente sobre un fondo opaco [aventurina, n.° 1 y 4, pág 177 — piedra de sol, n.° 10, pág. 171]. Labradorización (labradorescencia) Juego de colores en tonos con brillo metáli­ co, en especial de la labradorita [n.° 3, pág. 43]. Opalescencia Aspecto azulado lechoso o con brillo de perla del ópalo común [n.°5, pág. 39]. Opalinización Juego de colores en manchas del ópalo noble [n.° 8 y 9, pág. 181]. Ojo de gato (chatoyance) Fenómeno luminoso que recuerda al ojo rasgado de un gato. Se produce por reflexión de la luz sobre fibras, acículas y cavidades dispuestas en paralelo. Resulta más patente en la talla en cabujón [ojo de tigre, n.° 2, pág. 177 — piedra de luna, n.° 7, pág. 171]. Asterismo Franjas luminosas estrelladas que se cruzan en un punto. Tiene el mismo origen que el ojo de gato,,pero las fibras reflectantes están agrupadas en distintas direcciones [zafiro sintético, n.° 1, pág. 163 — rubí sintético, n.° 4, pág. 163]. 21

Dureza El coleccionista de minerales entiende por dureza de un mineral la dureza de éste al rayado. Se trata de la resistencia que opone un mineral a ser rayado con un material afilado. El concepto de dureza al rayado fue introducido hace más de 150 años por el mineralogista vienés Friedrich Mohs (1773-1839). Estableció una escala compara­ tiva (escala de Mohs), utilizada aún hoy en todo el mundo, sobre la base de 10 minerales de distinta dureza. El número l es el grado más blando, el número 10 el más duro. Los minerales de los niveles intermedios rayan a los de dureza inferior y son rayados por los de dureza superior. Los minerales de igual dureza no se rayan entre sí. En la práctica se ha dividido los niveles de dureza en medios grados. Todos los minerales que conocemos hoy en día quedan incluidos en esta escala de dureza de Mohs. En los libros sobre minerales se cita siempre la dureza al descri­ bir a cada uno de los minerales. Los minerales de dureza 1 y 2 se consideran blandos, los de dureza 3-6 semiduros, y los de dureza superior a 6 duros. Antiguamente se hablaba también de dureza de gema para los grados 8-10. Pero esta denominación es hoy en día rechazada, ya que existen valiosas .piedras preciosas que no tienen una dureza 8. La dureza de los minerales no es igual en todas las caras del cristal. Pero las diferencias suelen ser tan reducidas, que el coleccionista no necesita preocuparse por ello. De todos modos, algunas veces estas diferencias son considerables y deben ser tenidas en cuenta. En la cianita, por ejemplo, la dureza de Mohs en la dirección vertical de los cristales alargados es de 4-4 1/2, pero de 6-7 en la direc­ ción perpendicular.

Escala de dureza relativa y absoluta Dureza de Mohs

Mineral patrón

Examen sencillo de la dureza

Dureza absoluta

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

talco yeso calcita fluorita apatito ortosa cuarzo topacio corindón diamante

se raspa con la uña se raya con la uña se raya con una moneda de cobre se raya fácilmente con la navaja se raya aún con la navaja se raya con la lima de acero raya al vidrio

0,03 1,25 4,5 5,0 6,5 37 120 175 1000 140000

g ljg

Para un examen científico especializado de la dureza, la escala de Mohs no resulta útil, ya que es sólo relativa y además demasiado imprecisa. Por ello, dicho exa­ men requiere la obtención de los valores absolutos de dureza. En la tabla se han incluido las durezas absolutas (dureza al pulido según Rosiwal) que permiten reconocer la desigualdad existente entre los distintos niveles de la escala de Mohs. Pero, de todos modos, la escala de dureza de Mohs tiene un gran valor para el coleccionista, a quien resulta prácticamente imposible determinar la dureza abso­ luta de un mineral. Examen de la dureza En el comercio especializado se venden minerales tipo y estuches con lápices de rayado para determinar la dureza (fig. pág. 24). Si no se dispone de los minerales tipo de la escala d¿ dureza, es posible determinar algunos grados de dureza con medios sencillos. Así, con la uña se pueden rayar minerales 22

de hasta 2 grados de dureza; una moneda de cobre raya hasta la dureza 3, la navaja hasta aproximadamente el grado 5, un cuchillo de acero de muy buena calidad raya incluso hasta el grado 5 1/2. Las limas de acero son más duras, rayan hasta la dureza 6. Con cuarzo, n.° 7 de la escala .de Mohs, se puede rayar clara­ mente el vidrio de una ventana. Debido a la sencillez de su aplicación, la escala de dureza de Mohs es muy apre­ ciada por los coleccionistas. Sin necesidad de grandes gastos se puede efectuar una determinación grosera de los minerales en el terreno, durante las excursiones y los paseos, de un modo rápido y cómodo. En la prueba del rayado se debe tener en cuenta que el examen debe ser efectua­ do con un trozo anguloso de mineral sobre una cara lisa y no alterada. Las forma­ ciones estriadas u hojosas y las carás de los cristales alteradas por la meteorización aparentan una dureza menor de la que realmente tienen. Después del rayado queda una raya pulverulenta sobre el mineral desconocido. Este polvo puede proceder tanto del material tipo como del material examinado. Por ello se pasa luego el dedo sobre la superficie rayada. Si con ello se borra la raya, el material tipo era más blando que el mineral desconocido. En caso contra­ rio, el primero era más duro y ha abierto un surco en el objeto a examinar. En caso de duda, recurrir a la ayuda de una lupa. La escala de dureza de Mohs sirve realmente sólo para la determinación de mine­ rales, no de rocas. En el caso de rocas monominerales, es decir de las que están formadas por una sola especie mineral como la sal de roca, la caliza y el mármol, el examen de la dureza según la escala de Mohs permite obtener unos valores aproximados que pueden ser útiles para la determinación de las rocas y con ello de los minerales.

Diferencias de la dureza en el cristal de diamante (según E.M. y J. Wilks). Cuanto más corta es la flecha, tanto mayor es la dureza al tallado en dicha dirección.

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Estuche con lápices metálicos de rayado, que contienen esquirlas de mineral.

Minerales tipo de la escala de dureza de Mohs. La caja contiene además un lápiz de acero, una navaja y una lima para ensayos sencillos.

Brillo No sólo las gemas talladas muestran caras brillantes; también muchos minerales tienen un brillo característico. Se debe a la reflexión de la luz sobre la superficie del mineral, y depende del índice de refracción del mineral y de su estructura superficial, pero no de su color. En la descripción de los minerales y en las tablas de determinación del presente libro (págs. 342-365) se utilizan los conceptos de brillo vitreo y resinoso, sedoso y nacarado, adamantino, graso y céreo, así como metálico. Los minerales sin brillo se denominan mates. El brillo vitreo es el más extendido en el mundo de los minerales; lo presentan aproximadamente dos tercios de todos los minerales. El brillo metálico existe sólo en los minerales opacos, en especial en los metales nativos, los sulfuros y álgunos óxidos. El brillo sedoso se presenta en Jos minerales o agregados fibrosos. El brillo nacarado y el brillo graso aparecen sobre todo en las superficies de exfolia­ ción. Los recubrimientos, las pátinas y los fenómenos de meteorización superficial pue­ den alterar el brillo de un mineral. Por ello su determinación se efectuará en un ejemplar no alterado. Efectuar el examen con una luz intensa y clara. En función de la dirección, el brillo puede ser distinto en las superficies cristalinas y las super­ ficies de exfoliación.

Transparencia Por transparencia se entiende la posibilidad de paso de la luz a través de un medio. Existen minerales transparentes, translúcidos (semitransparentes) y opa­ cos. Los minerales opacos son transparentes o translúcidos en láminas muy finas. To­ dos los metales son siempre opacos, incluso en láminas finas. Los minerales gra­ nulosos, fibrosos o caulinares, así como los agregados, son siempre opacos, ya que la luz es reflejada una y otra vez en las numerosas caras hasta que finalmente es reflejada o absorbida por completo. Para la mayoría de piedras preciosas, la transparencia es un factor que interviene en su valoración.

Birrefringencia Si se coloca un romboedro de calcita sobre un fondo marcado, por ejemplo sobre unas líneas cruzadas, se observa que las líneas aparecen duplicadas si se mira a través del cristal. Esto es debido a la llamada doble refracción o birrefringencia. Su causa estriba en que un rayo de luz es descompuesto en dos durante su paso a través del cristal. Todos los minerales transparentes que no cristalizan en el sistema cúbico presen­ tan una birrefringencia más o menos acentuada. El es­ pato de Islandia muestra una doble refracción espe­ cialmente marcada, y por ello recibe el nombre de «espato doble». La birre­ fringencia es un dato ex­ tremadamente importante en la determinación de las gemas. Birrefringencia del espato de Islandia.

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Densidad Por densidad (o peso específico) se entiende el peso de una sustancia en relación al peso del mismo volumen de agua. Así pues, el cuarzo, con su densidad de 2,65, es 2,65 veces más pesado que el mismo volumen de agua. La densidad de los minerales oscila entre 1 y 20. Los valores inferiores a 2 son considerados ligeros (ámbar, aproximadamente 1,0), los comprendidos entre 2 y 4 como normales (calcita, aproximadamente 2,7) y los superiores a 4 como pesa­ dos (galena, aproximadamente 7,5). Para la ciencia y la minería, todos los mine­ rales con una densidad,superior a 2,9 son minerales pesados. Las gemas más valiosas y los metales preciosos tienen una densidad que es clara-» mente superior a la de la arena (de cuarzo y feldespato). Por ello, en las aguas de los ríos y en las costas son depositados antes que los minerales arenosos más ligeros y se acumulan en yacimientos denominados placeres. La densidad se calcula del siguiente modo: ., , densidad ==

peso del mineral -------- —— m— ü volumen del mineral

El peso de un mineral se mide con una balanza. Cuanto más exacta es la pesada tanto más segura será la identificación del mineral desconocido. El principiante puede emplear un pesacartas, pero es mejor una determinación del peso a 1/10 de gramo. El especialista trabaja con una exactitud de pesada de 1/100 de gramo, es decir con dos cifras después de la coma. El volumen puede ser determinado de distintas maneras: por el desplazamiento de agua en una probeta graduada o de acuerdo con el método del impulso ascen­ dente con una balanza hidrostática. Este último procedimiento es más exacto y más adecuado para las muestras de pequeño tamaño. Se basa en el principio de Arquímedes: el impulso ascendente es igual al peso del agua desplazada por el mineral.

Representación esquemática de una balanza hidrostática.

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El mineral desconocido es pesado primero en el aire y luego en el agua. La dife­ rencia de peso corresponde al peso del agua desplazada y con ello al volumen del mineral. Ejemplo: Peso en el aire Peso en el agua

5,2 gr 3,3 gr

Diferencia == Volumen

1,9 gr

I j j Peso 5,2 1 0 Densidad = flg¡------- = t t ; = 2,7 Volumen 1,9 La densidad de este ejemplar es 2,7. Por el peso podría tratarse de calcita. Es importante tener en cuenta que el mineral a identificar ha de estar seco y libre de sustancias extrañas durante la pesada al aire. Pero algunos minerales presen­ tan siempre pequeñas impurezas o bien oscilaciones de su composición. En este caso también oscilan los valores calculados de la densidad, que entonces sólo serán aproximados. El lector se puede fabricar una balanza hidrostática siguiendo el esquema de la página anterior. Para el principiante basta un pesacartas transformado. El colec­ cionista más especializado debería utilizar una balanza de precisión que le permi­ ta efectuar pesadas a 1/100 de gramo. En la gemología se utiliza, además de la medición con la balanza hidrostática, el denominado método de la suspensión para determinar la densidad de las piedras preciosas. Se basa en el principio de que los objetos no flotan ni se hunden en un líquido que tenga su misma densidad. Utilizando líquidos indicadores de densidad conocida o mediante la dilución de líquidos pesados hasta alcanzar el estado de suspensión de la gema a examinar, se puede determinar la densidad de la piedra preciosa desconocida. El método de la suspensión resulta aconsejable sobre todo cuando se deben selec­ cionar determinadas gemas entre una partida de piedras desconocidas o cuando interesa diferenciar piedras sintéticas o imitaciones de las gemas verdaderas.

Fractura Cuando los minerales se rompen con superficies irregulares a consecuencia de un golpe o una presión, se habla de fractura; cuando se rompen en caras planas se habla en cambio de exfoliación (pág. 28). La separación de los individuos de una macla recibe el nombre de partición. La estructura cristalina del mineral determi­ na si éste presenta fractura o exfoliación. Si los elementos de la red cristalina están distribuidos de tal modo que no puede introducirse un plano a través de ella, la rotura del mineral se pro­ ducirá con superficies irregulares y se tratará de una fractura. A este respecto véanse las redes cristalinas dibujadas en la pág. 28. La fractura puede ser concoidea (como la huella redondeada de una concha) desigual (irregular), lisa, fibrosa, ganchuda, astillosa o terrosa.

Fractura concoidea del vidrio volcánico obsidiana.

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Exfoliación Exfoliación significa separación de partes de un mineral con caras planas. La propiedad de exfoliación de un mineral depende de la estructura de su red cristali­ na. Si los átomos, los iones o las moléculas se hallan dispuestos de tal modo que sería posible introducir superficies planas a través de la red cristalina, el mineral será exfoliable; en caso contrario presentará fractura, es decir separación con caras irregulares (pág. 27). La exfoliación será más o menos buena en función de la intensidad de las fuerzas de cohesión entre los elementos del cristal. En la mineralogía no existe una clasifi­ cación clara del grado de exfoliación. Para la descripción de los minerales en este libro se utilizan los siguientes niveles de exfoliación: muy perfecta — perfecta — imperfecta ¡j$g- nula Algunos minerales sólo son exfoliables en una dirección, otros en dos o más direc­ ciones. Los planos de exfoliación no tienen nada que ver con la forma externa del mine­ ral. Sólo dependen de la estructura de su red cristalina. También en minerales con formas distintas pueden formarse figuras de exfoliación iguales. La galena y la halita dan siempre cubos, la calcita romboedros. El ángulo de exfoliación (ángulo formado por dos planos de exfoliación) es un carácter típico de muchos minera­ les. La homblenda y la augita, de aspecto parecido, pueden ser diferenciadas por el ángulo de exfoliación: 124° para la homblenda y 87° para la augita (véase el croquis de la pág. 52). Las caras de los cristales no son nunca tan lisas ni generalmente tampoco tan brillantes como las caras de exfoliación. Suelen presentar estrías, pequeñas figu­ ras, entalladuras u otras irregularidades. En los escritos de mineralogía se sustituye a menudo el concepto de exfoliación por el símbolo Para el tallado y el engarzado de las gemas tiene una gran importancia el conoci­ miento de la exfoliación y de su dirección.

Red cristalina de la halita

Red cristalina del cuarzo

Luminiscencia La luminiscencia es un término colectivo para los diversos tipos de emisión de luz por parte de una sustancia bajo la influencia de cualquier radiación, a excepción de la radiación térmica pura. Para el coleccionista de minerales es interesante sobre todo la luminiscencia con luz ultravioleta (UV), la llamada fluorescencia, ya que muchos minerales brillan no sólo en blanco, sino en diversos colores del espectro. El concepto de fluorescencia deriva del mineral fluorita, pues en él se reconoció por primera vez este fenómeno. Si la sustancia continúa brillando una vez finalizada la irradiación, hablamos de fosforescencia, llamada así por la bien conocida luminosidad del fósforo. La causa de la fluorescencia son ciertos factores de perturbación (impurezas o defectos estructurales) de la red cristalina. La mayoría de minerales reaccionan ante la UV de onda corta (254 nanómetros). Existen minerales que sólo reaccio­ nan ante la luz UV de onda corta; otros lo hacen sólo ante la UV de onda larga (366 nanómetros), y un tercer grupo reacciona tanto a la UV de onda corta como a la de onda larga. El comercio especializado ofrece una amplia gama de aparatos radiadores de luz ultravioleta. La fluorescencia no suele ser apropiada para la identificación de los minerales, ya que los distintos ejemplares de una especie mineral pueden mostrar una fluores­ cencia de diferentes colores, mientras que otros ejemplares de la misma especie mineral pueden no reaccionar con fluorescencia ante los rayos UV. En algunos casos, la fluorescencia puede ayudar a reconocer una localidad, ya que el color de fluorescencia es a veces típico de una localidad o un yacimiento. La importancia práctica de la fluorescencia para el coleccionista estriba en que le permite reconocer ciertas falsificaciones. En el caso de minerales pegados, el pe­ gamento utilizado muestra a veces fluorescencia mientras que los fragmentos de mineral no la presentan, o tiene una fluorescencia distinta a la del resto dél ejem­ plar. La fluorescencia es muy útil también en el diagnóstico de las gemas, espe­ cialmente en la identificación de las piedras sintéticas. Los fenómenos de luminiscencia ante los rayos X permiten distinguir las perlas verdaderas de las cultivadas. El nácar de las perlas marinas no es luminiscente, mientras que el de las perlas de agua dulce tiene una intensa luminiscencia. Pues­ to que el núcleo artificial de las perlas cultivadas está constituido por nácar de agua dulce, las perlas cultivadas, a diferencia de las verdaderas, muestran la co­ rrespondiente luminiscencia. Minerales fluorescentes vistos con luz blanca (izquierda) y ultravioleta (derecha).

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Otras propiedades En algunos casos, la identificación de un mineral se puede basar en pruebas senci­ llas del olor, el sabor, el tacto o la solubilidad en agua. El especialista ha de efectuar a veces exámenes muy especiales cuando quiere, por ejemplo, diferen­ ciar piedras preciosas y piedras sintéticas o cuando desea determinar los minera­ les de menos de un yacimiento. Los fenómenos ópticos de la dispersión (descom­ posición de la luz blanca en los colores del arco iris), de la absorción y de los espectros de absorción, los estudios microscópicos con luz incidente y con luz transmitida en el caso de laminillas dé 0,03 mm de espesor, y otros exámenes que exigen gran precisión yi el material adecuado, son a menudo los únicos que pue­ den proporcionar una identificación completamente segura de un mineral o de un agregado. El coleccionista que posea ya una cierta experiencia debería incluir en la identifi­ cación de los minerales las propiedades denlos mismos que se citan a continuación. Magnetismo El comportamiento magnético varía de un mineral a otro. Existen minerales (por ejemplo la magnetita) que ejercen una atracción magnética, otros (como la pirrotina) que son atraídos por los imanes, y un tercer grupo que no presentan ningún tipo de reacción magnética. Con ayuda de una brújula se pueden detectar ambos comportamientos magnéti­ cos. La aguja de la brújula reacciona con .gran sensibilidad a cualquier influencia magnética. Se coloca el ejemplar a examinar junto a la brújula, y se observa si la aguja se desvía. Los fragmentos pequeños de un mineral deben ser desplazados tan cerca como sea posible por encima de la aguja de la brújula. En el caso de algunos minerales, el magnetismo Varía según el origen y el conteni­ do en hierro. A ello se debe que los datos sobre el magnetismo de los minerales no coincidan siempre, en los distintos libros. Tenacidad Por tenacidad se entiende, en los minerales, su fragilidad (frágil, blando, séctil), su ductilidad (maleable, forjable, dúctil) y su elasticidad (flexible elástico, flexible no elástico o plástico). Las características de tenacidad pueden resultar útiles en la identificación de algu­ nos minerales. Pero por lo general pertenecen más bien al campo del especialista. En el presente libro, lp descripción de los minerales cita en algunos casos las propiedades de tenacidad al hablar de la fractura. Pleocroísmo En algunos minerales transparentes, los colores o la intensidad de los mismos varían según la dirección. La causa de ello radica en una distinta absorción de la luz en los cristales birrefringentes en función de la dirección. Cuando se observan dos colores principales se habla de dicroísmo, y en el caso de tres colores de tricoísmo o pleocroísmo. El dicroísmo sólo es posible en los siste­ mas cristalinos tetragonal, hexagonal y trigonal, el tricroísmo únicamente en los sistemas rómbico, monoclínico y triclínico. El concepto de pleocroísmo se aplica también como término colectivo para ambos tipos. Los minerales amorfos y los que cristalizan en el sistema cúbico no presentan pleocroísmo. El fenómeno del pleocroísmo puede ser débil, marcado o intenso. Ha de ser tomado en consideración en el tallado de las gemas para evitar la aparición de colores defectuosos, es decir de tonos demasiado claros o demasiado oscuros, y para conseguir una piedra con la mayor profundidad posible del color. Coloración de la llama Algunos elementos dan color a una llama, y por ello la prueba de la llama permitirá determinar la composición química de un mineral. Para este ensayo es preferible un mechero Bunsen a una vela, ya que el primero puede ser regulado de tal modo que la llama no presente un color propio. La coloración de la llama se percibe mejor en una habitación sin luz. El estroncio da un color rojo púrpura a la llama, el litio un color rojo carmín, el calcio un color 30

bario

calcio

potasio

sodio

estroncio

La coloración de la llama como método auxiliar de la identificación de los minerales.

rojo anaranjado, el sodio un color amarillo, el bario un color verde amarillento, el boro un color verde, el cobre un color azul y verde, y el potasio un color violeta. Para efectuar el examen basta con un pequeño fragmento del mineral, que se mantiene con unas pinzas o con un alambre de platino sobre la llama. Ensayos con el soplete Las reacciones de fusión y-la coloración de la llama con ayuda, de un soplete se utilizan para la identificación de los minerales. El soplete es de latón, tiene una boquilla de madera y un agujero muy fino en el otro extre­ mo. Inyectando aire con el soplete se puede conseguir una llama muy caliente en un mechero de Bunsen, una vela o una lámpara de alcohol, llama que se dirige luego sobre una muestra del mineral. Los procesos de reducción y oxidación así originados provocan fenómenos de fusión, de descomposición y de sublimación, así como gasificaciones y coloración de la llama. Todos ellos permiten deducir la composición química de la muestra de mineral. Radiactividad La propiedad de emitir rayos sin necesidad de un aporte de ener­ gía recibe el nombre de radiactividad. Existen tres tipos de rayos: rayos alfa, rayos beta y rayos gamma. La radiación alfa es la rnehos conspicua. Se debilita rápidamente. La radiación beta es algo más intensa, pero su alcance y su poder de penetración son reducidos. La más intensa es la radiación gamma. Puede atrave­ sar el hierro y las paredes gruesas. La medición de la radiación se efectúa con el aparato denominado contador Geiger. Para el coleccionista es aconsejable un aparato con indicador óptico-acústico. Al aproximarse a la fuente de radiación, este aparato emite unos sonidos que se aceleran y finalmente constituyen un tono crepitante cada vez más intenso. Los minerales radiactivos deben ser manejados con precaución, ya que su radia­ ción puede ser perjudicial para la salud. Las sustancias radiactivas no se guarda­ rán nunca en las habitaciones o dormitorios; los ejemplares de mayor tamaño se encerrarán en recipientes de plomo; después de manejarlos se deben lavar cuida­ dosamente las manos; mantenerlos alejados de los niños.

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Clasificación de los minerales Se conocen unas 3000 especies minerales y cada año se descubren nuevos minera­ les. Además existen varios miles de variedades. Un número tan elevado de mine­ rales es prácticamente imposible de estudiar en detalle. Por ello es necesario agrupar los minerales, es decir establecer grupos con los minerales que poseen características iguales o similares. Para ello disponemos de varias posibilidades. Así, los minerales se pueden clasifi­ car según su origen, su distribución en las rocas o según caracteres externos como por ejemplo la forma cristalina, la dureza, el brillo o la densidad. Cada una de estas divisiones puede ser más o menos útil en función del objetivo y la finalidad. En la mineralogía científica es habitual clasificar a los minerales según su compo­ sición química y luego según su estructura. Cuando la ciencia habla hoy en día del «sistema mineral» se refiere siempre a este sistema de la clasificación química. Existen diversos modelos con grupos diferentes de minerales, pero en la ciencia ha prevalecido una clasificación con nueve clases de minerales. Para el lector aficionado que no tiene unos conocimientos científicos de mineralo­ gía y para la mayoría de profesionales que emplean las piedras y las rocas (picape­ dreros, escultores y constructores), el sistema químico de la clasificación de los minerales no suele ser aceptable. Por ello, el presente libro ha clasificado los minerales del modo que resulta más apropiado para el no especialista: en minera­ les formadores de rocas, minerales de mena y gemas. Evidentemente, al utilizar este sistema de clasificación se presentan casos conflic­ tivos, lo que hizo necesario aceptar algunos compromisos. La tabla que se incluye a continuación va destinada al aficionado que colecciona sus ejemplares siguiendo el sistema científico. Con ayuda del índice del final del libro podrá encontrar luego los correspondientes textos e ilustraciones. La selección de los minerales descritos siguió los criterios de su importancia para la petrología y como minerales metalíferos, de su utilización como piedras precio­ sas y también de su valor como objetos para la colección del aficionado. Eviden­ temente, esta selección no está libre de valoraciones subjetivas.

El sistema mineral científico i

La clasificación de los minerales comprende nueve clases. La última clase abarca los compuestos orgánicos que son similares a los demás minerajes. Clase Clase Clase Clase Clase Clase Clase Clase

1 II III IV V VI V il V ill

Clase IX

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Elem entos Sulfuras y com puestos afines Halogenuras O xidos e hidróxidos N itratos, carbonates, boratos Sulfates, crom atos, m olibdatos, wolfram atos Fosfatos, arseniatos, vanadiatos S ilicatos (nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos, filosilicatos, tectosilicatos) Com puestos orgánicos

Minerales del esquema científico de clasificación (selección) Clase I: Elementos Amalgama, antimonio, arsénico, diamante, oro, grafito, cobre, platino, mercurio, azufre, pla­ ta, teluro, bismuto. Clase II: Sulfuras y compuestos afines Acantita, antimonita, argentita, mispiquel, oropimente, berthierita, galena, bomita, boulangerita, bournonita, cloantita, covellina, cubanita, enargita, freibergita, gersdorfita, jamesonita, jordanita, cobaltina, calcosina, linnerta, lolingita, pirrotina, marcasita, millerita, molibdenita, niquelina, patronita, pentlandita, petzita, polibasita, proustita, pirargiríta, pirita, rejalgar, safflorita, schapbachita, schwazita, esperrílita, skutterudita, estannina, estefanita, estibiopaladinita, silvánita, tenantita, tetraedrita, bismutina, wurtzita, esfaleríta, cinabrio. Clase III: Halogenuros Atacomita, carnalita, clorargiríta, fluorita, halita, mercurio córneo, criolita, cloruro amónico, silvina. Clase IV: Oxidos e hidróxidos Alumogel, anatasa, arsenolita, asobolana, bismita, bixbita, bohemita, branerita, braunita, brookita, cromita, crisoberilo, coesita, columbita, coronadita, cristobalita, cuprita, diásporo, hielo, franklinita, gahnita, gibbsita, goethita, hematites, hausmanita, heterogenita, holandita, ilmenita, casiterita, corindón, criptomelana, lepidocrocita, magnetita, manganita, molibdita, niobita, ópalo, pechblenda, perovsquita, psilomelana, pirocloro, pirolusita, cuarzo, rutilo, sasolina, senarmontita, espinela, stishovita, tantalita, tenorita, torianita, tridimita, uraninita, pechurana, valentinita, wolfromita, zincita. Clase V: Nitratos, carbonatos, boratos Anquerita, aragonito, auricalcita, boracita, azurita, bismutita, boracita, calcita, cerusita, cole­ manita, dolomita, gaylusita, hambergita, hidrozincita, nitrato potásico, kernita, kurnakovita, leadhillita, magnesita, malaquita, nitrato sódico, fosgenita, rodocrosita, siderita, sinhalita, smithsonita, carbonato sódico, estroncianita, ulexita, witherita. Clase VI: Sulfatos, cromatos, molibdatos, wolframatos Alunita, anglesita, anhidrita, barita, brocantita, calcantita, celestina, epsomita, yeso, halotri•quita, jarosita, cainita, keseríta, crocoíta, linarita, powelita, scheelita, picromerita, thenardita, wulfenita. Clase VII: Fosfatos, arseniatos, vanadiatos * Adamina, ambligonita, annabergita, apatito, autinita, berilonita, brasilianita, carnotita, descloizita, eritrina, cacoxeno, lazulita, mimetesita, monacita, motramita, olivenita, farmacolita, purpurita, piromorfita, scholzita, estolcita, estrengita, tobernita, turquesa, uranocircita, vanadinita, variscita, vivanita, wardita, wavellita. Clase VIII: Silicatos Egirina, actinolita, allanita, analcima, andalucita, antofilita, apofilita, arfvedsonita, augita, axinita, benitoíta, berilo, broncita, cancrinita, chabasita, chamosita, clorita, crisocola, cordierita, danburita, dafnita, datolita, delesita, diópsido, diaptasa, dumortierita, enstatita, epidota, euclasa, fasaíta, fayalita, feldespatos, forsterita, garnierita, glaucofana, mica, granate, girolita, harmótoma, haüyna, hedembergita, hemimorfita, heulandita, homblenda, hiperstena, ilita, ilvaíta, jaderta, caliofilita, caolinita, clinocloro, cornerupina, cianita, lapislázuli, laumontíta, leucita, melilita, mesolita, milarita, montmorilonita, natrolita, nefelina, neptunita, noseana, olivino, onfacita, pectolita, pennina, petalita, fenaquita, filipsita, piemontita, prehnita, pirofilita, ripidolita, rodonita,/iebeckita, sepiolita, serpentina, sillimanita, escapolita, escolecita, sodalita, espodumena, estaurolita, estilbita, talco, thomsonita, thorita, turingita, titanita, topa­ cio, tremolita, turmalina, uranofano, vesubiana, willemita, wollastonita, zoisita, circón. Clase IX: Compuestos orgánicos Ambar, melita, ozocerita, whewellita. 33

Minerales formadores de rocas De los 3000 minerales conocidos, tan sólo unas pocas docenas intervienen de modo esencial en la formación de las rocas. En función de su proporción cuantitativa se distingue entre componentes minera­ les principales, secundarios y supragénicos. Componentes principales Minerales que aparecen en gran cantidad en la roca. Componentes secundarios Minerales que aparecen en menor proporción en la roca. Reciben también el nombre de minerales accesorios. Componentes supragénicos Minerales que por lo general aparecen en una pro­ porción reducida en la roca, pero que ocasionalmente pueden representar un elevado porcentaje de la misma de modo local y que por ello pueden ser caracte­ rísticos de una roca. Si bien no existe una delimitación porcentual obligada de los componentes mine­ rales de una roca, los componentes principales no deberían representar menos del 10 % de la misma. A continuación se estudiarán los minerales en fundón de su presencia en los tres grupos de rocas: rocas magmáticas, rocas sedimentarias y rocas metamórfícas. Ha sido inevitable llegar a ciertos compromisos, ya que si bien los minerales tienen un origen magmatico, sedimentario o metamòrfico (pág. 12), ello no significa que dichos minerales queden después limitados al grupo correspondiente de rocas. Existe toda una serie de minerales que aparecen en dos de dichos grupos de rocas o incluso en los tres. Para evitar las repeticiones, la fotografía y el texto de cada mineral se incluye en uno solo de los grupos de rocas. Los minerales de las menas y las gemas, que en sí son componentes también de las nocas, han sido tratados en sendos grupos debido a su importancia económica.

Minerales de las rocas iroagmáücas Los componentes principales de las rocas magmáticas son el cuarzo, los feldespa­ tos, los feldbspatoìdes, la mica, la augita, la homblenda y el olivino. Sus compo­ nentes saauundarios son el apatito, la hematites, la Amenità, la magnetita, la nafró­ t e , la nefelina, la titanita, el circón y otros.

Durante ¡las erupciones wricdmicas» las cenizas y Ha lava pueden ser proyectadas a cientos tole metros de Ottura. Volcán Stromboli, iisitas Lípari/ltaíia, JuJiio die 1977..

35

Grupo del cuarzo Al grupo del cuarzo pertenecen el cuarzo y el ópalo, así como los minerales raros tridimita, cristobalita, coesita y stishovita. Todos están compuestos por ácido silí­ cico. Cuarzo (1-6) Químíca: Si 0 2 Dureza de Mohs: 7 Densidad: 2,65 Exfoliación: nula Fractura: concoidea

Color: incoloro, blanco, todos los colores Raya: blanca Brillo: vitreo, graso Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: trigonal

Los cristales muestran en general un prisma hexagonal con terminación piramidal. La estriación transversal visible en las caras longitudinales es un carácter de reco­ nocimiento esencial. Ocasionalmente se hallan incluidos otros minerales, y con frecuencia también gases y líquidos. Se conocen grandes cristales de la altura de un hombre. Son posibles las pseudomorfosis de cuarzo en minerales muy diversos. .Maclas de compenetración (Delfínado, Brasil) por lo general tan estrechamente unidas que los distintos cristales apenas se reconocen. Maclas de contacto (Japón (3)) con ángulo entrante bien marcado. Por lo general, los cristales de cuarzo aparecen en grupos (4). Los agregados pueden ser granulares densos (6), caulinares o fibrosos. El cuarzo tiene una gran resistencia mecánica y química (sólo soluble en ácido fluorhídrico) y por ello está ampliamente difundido; después de los feldespatos es el mineral más frecuente en la capa superior de la corteza terrestre. Es un compo­ nente principal de las rocas magmáticas y metamórficas ricas en ácido silícico, así como de la mayoría de arenas. Como componente mineral, el cuarzo se suele presentar incoloro o de color turbio lechoso. Localidades: Fichtelgebirge, Palatinado, Alpes, Brasil. El cuarzo es materia prima para la industria del vidrio y de la cerámica. En la técnica se utiliza (a causa de su efecto piezoeléctrico) para el control de emisoras y relojes. Los cuarzos de hermosos colores son piedras preciosas y ornamentales apreciadas (pág. 174/176). Cristal doble (2) Cristal de cuarzo provisto de pirámides en ambos extremos. Formado por crecimiento libre (por ejemplo en una roca de carbonates). Cuarzo en cetro (1) Cristal dispuesto sobre un pedúnculo delgado; anomalía cristalina. Cuarzo ferrífero (5) Agregado de cuarzo de color amarillo, pardo o rojo a causa del óxido de hierro. Se presenta en grietas de rocas sedimentarias. Variedades de color macrocristalinas Amatista (1), aventurina, cristal de roca (4), cuarzo azul, citrino, cuarzo ferrífero (5), cuarzo filoniano (pág. 198), cuarzo común (6), cuarzo lechoso (2), morión, prasio, cuarzo ahumado, cuarzo rosado. Véase también pág. 174. Variedades de forma macrocristalinas Cuarzo fibroso, cuarzo fantasma, cuarzo prismático (4), cuarzo esquelético, cuarzoLestrella, cuarzo en cetro (1). Variedades microcristalinas Calcedomafen sentido amplio. Variedades de pseudomorfosis Ojo delralcón, xilópalo, cuarzo ojo de gato, ojo de tigre (pág. 176). 1 Cuarzo en cetro (amatista), México 4 Cristal de roca con pirita, Trepca/Yugoslavia 2 Cristal doble de cuarzo, Warstein 5 Cuarzo ferrífero, Warstein/Westfalia Westfalia . 6 Cuarzo común, fragmento de canto rodado, 3. Macla del Japón, Arizona/USA Renania

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Calcedonia La calcedonia en sentido amplio comprende los cuarzos microcristalinos (ágata,, calcedonia verdadera, crisoprasa, ágata dendrítica, heliotropo, xilópaio, jaspe, carneóla, ágata musgosa, ónice, sardo), en sentido estricto únicamente a la varie­ dad de color azul grisáceo.

Calcedonia verdadera (1) Química: SQ? Color azulado, gris blanquecino Dureza de Mohs: 61/2-7 Raya: blanca Densidad: 2,58-2,64 Brido: céreo, mate Exfoliación: nula Transparencia: translúcido Fractura: desigual, cóncava Sistema cristalino: trigonal La calcedonia consta de fibras muy pequeñas en disposición paralela. Agregados estrellados, estalactíticos, arracimados o arriñonados. Siempre porosa y por ello puede ser teñida. Aparece en forma de costras y como relleno de cavidades. Yacimientos: Brasil, India, Madagascar, Namibia. Utilización como piedra orna­ mental (pág. 178).

Cuarzo poliédrico (2) Pseudoágata Estas formas geométricas son drusas de calcedonia, a veces en bandas alternadas con cuarzo macrocristalino. Numerosos nombres de fantasía. Formadas como relleno en cuña de cristales tabulares posteriormente desplazados. Localidades: Brasil.

Agata musgosa (3) El ágata musgosa es una calcedonia incolora, translúcida (no es un ágata), con inclusiones de homblenda verde en forma de musgo. Aparece como relleno de grietas o secundariamente en forma de cantos rodados. Localidades: India, Chi­ na, USA. Piedra ornamental. Xilópaio (4) Madera fosilizada o silificada El xilópaio debe su origen a que el agua circulante disuelve a los elementos orgá­ nicos cubiertos por sedimentos y los sustituyen por sustancias minerales (en espe­ cial calcedonia). Por consiguiente, el xilópaio u ópalo xilomorfo es una pseudomorfosis de calcedonia en madera. Localidades: Arizona/USA, Egipto, Patagonia/Argentina. Opalo (5) Química: SiCVnH^ Dureza de Mohs: 51/2-61/2 Densidad: 1,96-2,50 Exfoliación: nula Fractura: concoidea, astillosa, frágil

C olor. Blanco, todos los colores, a veces con

opalinización Raya: blanca Brillo: vitreo, céreo Transparencia: opaco a translúcido

El ópalo es amorfo, con una pequeña proporción de cristobalita y tridimita microcristalinas, que producen la irisación típica u opalinización. Contenido en agua: 1-30 %. Se presenta en forma de costras. Localidades en todo el mundo. Tres grupos de variedades: el ópalo común opaco (5) (ópalo vidrio, ópalo de miel, ópalo dendrítico, ópalo lechoso, ópalo prasio, ópalo céreo, ópalo agua), el ópalo noble con opalinización y el ópalo de fuego de color rojo anaranjado. Ge­ mas y piedras ornamentales (pág. 180). 1 Calcedonia con sus colores naturales, 3 Agata musgosa, tallada, Kathiavar/lndia pulida, Minas Gerais/ Brasil 4 Xilópaio, superficie de corle pulida, OregorWUSA 2 Cuarzo poliédrico, Brasil 5 Opalo común (ópalo dendrítico) Hungría

38

Grupo del feldespato El grupo del feldespato comprendre una serie de silicatos con varias propiedades en común. Constituyen más del 60 % de la corteza terrestre superficial. Feldespato potásico = ortoclasa en sentido amplio Ortoclasa verdadera (ortoclasa en sentido estricto) Adularía Piedra de luna Sanidina Microclina Amazonita

Feldespato calcosódico = plagioclasa

Albita Periclina Oligoclasa Piedra de sol Andesina Labradorita Bitownita Anortita

% Na

% Albita % Anortita = Ab ü An

100

100-90

0- 10

80

90-70

10- 30

60 40 20 0

70-50 50-30 30-10 10- 0

30- 50 50- 70 70- 90 90-100

Feldespatos alcalinos Cristales mixtos entre feldespato potásico y feldespato só­ dico, por ejemplo anortoclasa, pertita, también ortoclasa y microclina con sodio.

Ortoclasa verdadera (5) Ortoclasa en sentido estricto, ortosa Química: K[AISi3Oe] Dureza de Mohs: 6 Densidad: 2,53-2,56 Exfoliación: perfecta Fractura: concoidea, desigual, frágil

Color: blanco, amarillo, rojo carne, también otros colores^ Raya: blanca Brillo: vitreo, nacarado Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: monoclínico

Cristales tabulares, prismáticos. Angulo de exfoliación 90°. Maclas de compene­ tración (de Karlsbad (2), de Baveno, de Manebach). Masas espáticas compactas. Se presenta en pegmatitas (n.° 3, pág. 257) y otras rocas ricas en ácido silícico. Se emplea como materia prima en la industria de la cerámica y el vidrio. Localidades: Fichtelgebirge, Tauern/Austria, Tessino/Suiza, Suecia. Adularía (6) Variedad transparente de ortoclasa en grietas alpinas. Sanidina (1) Variedad de ortoclasa transparente a opaca, con frecuencia agrie­ tada, en rocas volcánicas ácidas.

Microclina (4) Química: K[AlSi30 8] Dureza de Mohs: 6 Densidad: 2,53-2,56 Exfoliación: perfecta | Fractura: concoidea, desigual, frágil

Color: blanco, amarillo, rojizo, también otros colores Raya: blanca Brillo: vitreo, nacarado Transparencia: turbio a opaco Sistema cristalino: triclínico

Cristales tabulares, a menudo maclados. Masas macrocristalinas compactas, espá­ ticas. Aparece en rocas ácidas. Localidádes: Alto Palatinado, Escandinavia. Apli­ cación como materia prima para la industria de la cerámica; la variedad verde amazonita (3) se emplea como piedra ornamental (véase también la pág. 170). 1 Sanidina, Vetralla/Lacio/ltalia central 4 Microclina, Setesdalen/Noruega 2 Macla de Karlsbad, Colorado/USA .5 Ortoclasa, Arendal/Noruega 3 Amazonita, Pikes Peak/Colorado/USA 6 Adularía, Valais/Suiza

40

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IjKpia^Qdasa&cansIftB^eDRM serie cseoo«l&icMbelsaB)AQi|INI4AISbjOb|)^ fa amomtìta ((CalAlzSbOJI), w ase Eai taiMa de fa pág.. 4(L Los n fe n fo m de esta serie quepaseen mui ramatare progne (/oigoclasa,. arsdeswa,. falbradosnilía y bito\»m«a)) ss» denominados. e» tos iMtliim®»tiempos; segóni sm poircemtaije e t allibita (I= Alt»)) y amor­ tóla ((— A b): par ejeimplkg>„ Afe^Amta = labradorita.. Q u ir r i c a : r lM a [ A lS i:.O a | -

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Cristales, simples ( sistema; tciclÉM30>]| poem fiieom nes, talwfares» prisnaaticos, par Ib general macáis famimates- Apegadlos; densos,, granMitosos.. Aparece sofere tbDxdk» em tocas tmagnttáticas; y metamòrfica».. Localidades en tod© el miMidb;. Siti ¡agSkwr etoaes t&mfcas. La iabiadtoiita ((piedra de El Lalaiaifar (3)) se utillim em deco*aaám, fa wnnedad piedra db lana a veces ramo piedra e m a m lla l ((tu..“’ 10,

üü m lin fas nicas. n>ás pobres em arado süeíco aparecen,, em tagar die los feldespatos;,, m a s jmmerales más pratoies em s f t e „ Redbem eli Mamltaie de feMeqpafflowllES.. A este grupo, pertenecen, emttre otras, fa Bemitta, fa amakwiiia, fa ineUima, fa wdaEtta, fa moseama, la haüyma y la mefifita. N o pvuedem sqpaseeer mnmea Juan» cora el eman©..

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5

Ptemidima«mot i n a u b M TauemMushia

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A n a lís im a ,. F a r m s e n / S a p n i a . in fe rio r

Haüyna (1) Química: (Na, Ca)&_4[S 04)2-i |(AISi04)e] Dureza de Mohs: 5 1/2 Densidad: 2,44-2,50 Exfoliación: perfecta Fractura: concoidea

Color: azul, a veces amarillo o rojo Raya: blanca B rillo' vitreo, graso, nacarado Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: cúbico

Cristales, agregados y aparición como la noseana y la sodalita.

Noseana (2) : Química: Na8[S04|AISi04)6] Dureza de*Mohs: 51/2 Densidad: 2,28-2,40 Exfoliación: perfecta Fractura: concoidea

Color: gris, amarillento, verde, azulado, blanco Raya: blanca Brillo: vitreo, graso Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: cúbico

Cristales y agregados como la sodalita, aparición en rocas volcánicas.

Nefelina

(3)

Química: KNa3[A!Si04]4 Dureza de Mohs: 5 1/2-6 Densidad: 2,60-2,65 Exfoliación: imperfecta Fractura: concoidea, desigual, frágil

Color: gris blanquecino, ligeramente teñido, rara vez incoloro Raya: blanca Brilló: vitreo, graso Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: hexagonal

Cristales columnares cortos. Agregados densos, compactos. Aparición en rocas magmáticas. Eleolita Variedad turbia de la nefelina.

Melilita (4)

Cristales columnares cortos. Agregados granulosos. Aparición en rocas volcáni­ cas básicas.

Sodalita (5). Química: Na8[CI2|(AISi04)6] Dureza de Mohs: 5-6 Densidad: 2,13-2,29 Exfoliación: perfecta Fractura: desigual, concoidea

Color: azul, gris, blanco, amarillento Raya: blanca Brillo: vitreo, graso Transparencia: transparente a opaco Sistema cristalino: cúbico

Rombododecaedros implantados. Agregados granulosos. En rocas magmáticas.

Caliofilita (6) (K[Ais¡04]) Parecida a la nefelina; acículas finas, blancas. Aparición en rocas volcánicas. 1 Haüyna, Mendig/Eifel 2 Noseana, Mendig/Eifel 3 Nefelina, Vesubio/Italia

44

4 Melilita, Capo di Bove/Italia 5 Sodalita, Hastings Co./Ontario/Canadá 6 Caliofilita, Lacio/Italia

Grupo ile la mica Todas las juicas muestran a causa de su exfolitadon muy perfecta un brillo resplaradeoenlte en bts caías fe«s~ Lai moscowiira, Ha ífoiotrta y la flDCTito soon im portantes minerales petrogénicos, sofbre ttodo de las nocas unaagmáticas y metamorfacas. La seridta, la paragonata y la mmaingairiifta ¡aparecen espedalmenifce on mocas metamórífiicas ((p%. 92% la glauconifca exdusrvamente 'em rocas sedimentarias., la Änw alddta y la kpwdoitta fratoitualmemtbe on

Dureza de IWbte: 2 H/Æ-3 Densidad: 2jR !b® ,ß ID Exfrdliaciom:: ¡muy perfecta iRtadtuina:: ¡hojosa, flexible elástica

Color: pardo oscuro, verde oscuro, negro Raya: fallanca B rillo : nacarado, wftnsDi, metálico Transparencia: translúcido a opaco Sistem a cristalino:: monoclínico

Crlisítaltes ttalbulares im plantados o semii-mnplanrados, de contorno hexagonal. Agregados lam inares, -escamosos, granulosos densos.. C om ponente «fle ro o ts rne-

ttænniKÔaÆiiC^s^ nmiæ^]oaæltii£^s.. Oro de gato

^

Dm om inadon vulgar de HafoikoÄa aliterada , de color bronce .

Química: K Ä lJ p W ^ ^ fS iä O )^ IDuí©zaoriginadas a partir de ellas, las formaciones continentales de los depósitos termales, denomi­ nadas concreciones calcáreas, y las calizas lacustres depositadas en los lagos.

Caliza (figs. pág. 281, 283, 285) Por caliza entendemos aquí únicamente a la roca calcárea de origen marítimo. La caliza es una roca monomineral de calcita, que puede representar hasta el 95 % de la misma. Son componentes secundarios la dolomita, la siderita, el cuar­ zo, los feldespatos, la mica y los minerales arcillosos: los componentes accesorios causan el color de la caliza. Las calizas casi puras son de un color blanco de nieve (n.° 1, pág. 281), la limonita y la siderita le confieren unas tonalidades pardas y amarillas, la hematites un color rojizo, la glauconita y la clorita unos tonos verdo­ sos, los betunes un color gris a negro. 1 Caliza cretácica, Champagne/Francia 3 Caliza tableada de Solnhofen, 2 Caliza de crinoideos, Fränkische Alb Crailsheim/Württemberg 4 Caliza tableada, Walchensee/Alta Baviera

280

Montes calizos con laderas abruptas y silueta recortada, Alpes

Origen Unicamente en el mar, y a partir de fragmentos de partes duras animales y vegetales, a partir de barro calcáreo precipitado físicamente y a partir de las secre­ ciones calcáreas de los organismos. La fuente principal de la sustancia calcárea la constituyen los organismos, entre otros las algas calcáreas, los corales, las esponjas calcáreas, los foraminíferos, los briozoos, los braquiópodos, los equinodermos, los moluscos, los crustáceos y los pterópodos. Estos organismos construyen sus capa­ razones a partir de la cal disuelta en el agua, y tras su muerte, esta cal se acumula en los fondos marinos en forma de restos esqueléticos o, disuelta, en forma de barro calcáreo. En algunas calizas se pueden reconocer claramente las partes duras de los organismos (n.° 2, pág. 281). En otras, los restos de los organismos quedaron totalmente borrados al ser triturados o a causa de la compactación diagenètica. Las calizas son siempre estratificadas, a excepción de los arrecifes. La estructura es compacta o porosa, de grano fino o grueso. En función de la presencia de materiales extraños se presentan todas las posibles transiciones con las rocas genética o mineralmente emparentadas, especialmente con la dolomita y las rocas sedimentarias clásticas; también con las rocas silícicas. Son caracteres distintivos esenciales de la caliza su poca dureza (dureza de Mohs 3, como la calcita) y la prueba del ácido clorhídrico. Al dejar caer unas gotas de ácido clorhídrico diluido sobre una caliza, se observa una intensa efervescencia debida a la formación de ácido carbónico. Los macizos montañosos muestran unas estructuras de meteorización característi­ cas, paredes abruptas y contornos dentados. Al disolverse la cal se producen for­ mas kársticas. Nomenclatura No existe un esquema de clasificación general para las calizas. La clasificación se basa en su contenido mineral, en la estructura o en el origen. No existe tampoco una nomenclatura general y homogénea. Los nombres hacen referencia a los organismos que intervienen en la formación de la roca, a sus localida­ des, a su estructura, a sus inclusiones o a las épocas geológicas de formación. Caliza S o lo th u r n , Jura/Suiza Caliza U n te rs b e rg , Salzburg/Austria 3 Caliza V illo n , Jura/Francia

1 2

282

Caliza R o jo Alem án, Oberfranken/Baviera Caliza G r a n ito B e lg a , Bélgica 6 Caliza R o jo V e ro n a , Verona/ltalia 4 5

Utilización Las calizas son muy abundantes. Constituyen incluso grandes maci­ zos montañosos: Prealpes, Jura suizo y de Franconia. Se utilizan en la construc­ ción como grava y gravilla, en la producción de cemento y como piedra de sillería; en la fabricación de azúcar, en la fabricación de vidrio y pinturas, como fundente en la fundición de menas de hierro, como abono. Los tipos sólidos, compactos de caliza, que pueden ser pulimentados, se emplean en la decoración. En la industria de la construcción reciben el nombre de MAR­ MOL. Se trata puramente de una denominación comercial, y no debe confundirse con el mármol verdadero, metamòrfico (pág. 324). La diferenciación resulta a veces difícil, ya que la transición entre la caliza y el verdadero mármol es continua. Los gases de combustión son un peligro para las calcitas. En la cara sometida a la intemperie, la caliza es disuelta por el agua de lluvia cargada de ácido carbónico. En la cara resguardada de la lluvia, los compuestos de azufre provocan su trans­ formación en yeso, lo que provoca un aumento de tamaño que disgrega la caliza a modo de hojas. Caliza cretácica (n.° 1, pág. 281) (caliza litogràfica) Caliza de color claro. Por lo general de un blanco de nieve, ocasionalmente gris claro o amarillento, como compactada, porosa. Se origina a partir de las partes duras de los microorganis­ mos, en especial de algas y foraminíferos. Es un agregado de calcita casi puro. Localidades: Rügen/RDA, Mon/Dinamarca, Dover/Inglaterra. Antiguamente utilizada como tiza para escribir, en la actualidad ha sido sustituida por el yeso. Caliza tableada (n.° 3 y 4, pág. 281) Caliza de estratos delgados que puede ser dividida en tablas delgadas. Siempre muy compacta y de grano fino. Denominada erróneamente pizarra. Las calizas tableadas son estratificadas, no esquistosas. Caliza tableada de Solnhofen (n.° 3, pág. 281) (pizarra de Solnhofen). Caliza amarillenta, muy compacta, de grano fino. Famosas gracias a Alois Senefelder, quien utilizó estas calizas tableadas para el método litogràfico ideado por él en 1793; por esta razón reciben también el nom­ bre de pizarras litográficas. Esta roca se hizo aún más famosa por su enorme abundancia de fósiles, en especial cuando en ellas se descubrió en 1861 el primer fósil del ave primitiva Archaeopteryx. Las estructuras musgosas de las caras y superficies de fractura de la caliza tablea­ da son depósitos de hierro y manganeso, las denominadas dendritas. No se trata de restos de plantas. Localidad: Franconia central/Baviera. Utilización para suelos y revestimientos. Caliza fosilífera (n.° 2, pág. 281, n.° 1, pág. 283) Caliza en la que los restos fósiles reconocibles constituyen por lo menos el 50 % de la masa. Se nombran en función de los restos que contienen, por.ejemplo caliza de crinoideos. Caliza lumaquélica Caliza fosilífera con fragmentos de fósiles agrupados a modo de cascajo. Oolita calcárea (4) Caliza constituida por pequeñas bolitas de estructura concén­ trica. Se origina en el caso de sobresaturación de cal en aguas poco profundas. Localidades: Harz, Turingia/RDA, Jura suizo, Texas/USA. Caliza de arrecifes (2,3) Caliza originada por el depósito calcáreo continuado de los organismos formadores de arrecifes (algas, corales, briozoos, esponjas calcá­ reas). Aparición en cuerpos rocosos no estratificados. Localidades: Jura de Franconia/Baviera, Harz, Turingia/RDA, Nuevo México/USA. Caliza masiva Caliza de aspecto macizo, sin estratificación reconocible. 1 Muschelkalk, Unterfranken/Baviera 2 Caliza de arrecife, Oahu/Hawai

284

3 Caliza coralina, Tegernseer Berge/Alta Baviera 4 Oolita calcárea, Harz/Baja Sajonia

Concreciones calcáreas En las formaciones calizas no marinas, la nomenclatura es bastante confusa. Aquí entenderemos por concreciones calcáreas todos los precipitados calcáreos que se forman en la salida de los manantiales, así como las estalactitas y estalagmitas, cuyo origen es semejante. Toba calcárea (1, 2) (toba caliza, toba) Roca calcárea calcítica, poco sólida y muy porosa. Originada por precipitación de cal en la salida de los manantiales o en sus proximidades. La causa de la precipitación calcárea es la pérdida del dióxido de carbono que previamente estaba unido a la cal. La liberación del dióxido de car­ bono es provocada principalmente por el calentamiento del agua del manantial, pero es indudable que en este fenómeno intervienen también las plantas que to­ man dióxido de carbono del agua para su asimilación. De hecho, es frecuente encontrar tallos, ramitas y hojas englobados en la toba calcárea. Utilización como piedra de construcción ligera para bóvedas, como relleno para paredes entramadas y, debido a su pureza, para cal calcinada. En la actualidad, múchos de los yacimientos, habitualmente pequeños, están ya agotados. Para algunos autores, toba calcárea es sinónimo de concreción calcárea y travertino. La toba calcárea, que abreviadamente se llama también toba, no debe ser confun­ dida con la toba volcánica (pág. 232). Travertino (3,4) Concreción calcárea porosa, pero muy sólida. En algunos tipos parece tratarse de una toba calcárea modificada por diagénesis en la que muchos poros han quedado rellenados con cemento calcáreo. Habitualmente bandeado. Color blanquecino, amarillo a pardo. Localidades: Cannstatt/Würtemberg, Ehringsdorf/Turingia, montes Sabinos/Italia central. Uti­ lización como placas para revestimiento de suelos y fachadas. Da buenos resulta­ dos al pulimento. Para algunos autores, travertino es sinónimo de toba calcárea. Travertino romano (3) Travertino más conocido, con colores claros y bandeado fino. Estalactitas y estalagmitas Concreciones calcáreas en forma de cortinas o de columnas que se forman en las cuevas (fig. pág. 288). Se originan de modo pura­ mente inorgánico por precipitación gota a gota de cal, ya que el dióxido de carbo­ no que se halla en la solución es eliminado a causa de la evaporación o del aumen­ to de temperatura. Estas rocas suelen estar formadas por calcita; sólo en los montes dolomíticos están constituidas por espato dolomítico. Ocasionalmente pueden presentar una cierta cantidad de aragonito. A lo largo de los salientes y vértices o en otros puntos apropiados para el goteo de agua se produce la precipitación de cal.. Según la dirección de su crecimiento distinguimos las estalactitas, que cuelgan del techo de las cuevas, y las estalagmitas, que crecen desde el suelo hacia la estalacti­ ta correspondiente. Estas estructuras pueden presentar las más diversas formas, a causa de las variaciones en el depósito de cal y en el recorrido de las aguas. Mármol ónice (ónice mármol) Nombre comercial de las concreciones calcáreas translúcidas de color blanco, amarillo, pardo o verdoso. Siempre bandeado. For­ mado por goteo o como precipitación en la salida de fuentes calientes. Está cons­ tituido por calcita o aragonito. Localidades: Yugoslavia, Turquía, Irán, Argenti­ na, México, USA. Utilización para objetos de arte y bisutería. No debe ser confundido con el ónice calcedonia (pág. 180). El nombre abreviado de ónice para esta roca calcárea puede inducir a error. A veces es ofrecido como alabastro. 1 Toba calcárea con restos de madera, California/USA 2 Toba calcárea con laca del desierto, Arabia Saudí

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3 Travertino pulido, montes Sabinos/ Italia central 4 Travertino pulido, Eslovaquia/ Checoslovaquia

Aragonito de Karlsbad (1) Concreción de carbonato cálcico depositada en las fuentes termales, con el mineral aragonito. Por lo general con bandas sinuosas y de color amarillento, pardo o rojizo por la presencia de hierro. Localidades: Karlsbad/Checoslovaquia, Argentina, México. Utilización para objetos artís­ ticos. Pisolita (2) Agrupación de pequeñas bolitas (ooides) calcáreas con el mineral aragonito. Se forma en las fuentes termales a consecuencia del depósito concén­ trico sobre cuerpos extraños en suspensión. Al aumentar de peso, los ooides caen finalmente al suelo y forman pequeños agregados sedimentarios. Localidades: Karlsbad/Checoslovaquia, Austria meridional, Suiza, Francia.

Caliza lacustre Roca calcárea limnícola. Precipitación a causa de la sobresaturación o con ayuda de la acción de las plantas, que toman dióxido de carbono del agua de los lagos para la asimilación. Creta (3) Caliza lacustre de grano fino, de color entre blanquecino y gris. Las variedades puras se emplean en la fabricación del vidrio y en la industria química. Caliza de agua dulce (4) Caliza lacustre de grano fino y con restos de fósiles. El concepto de caliza de agua dulce puede ser utilizado como sinónimo de caliza lacustre e incluso de todas las formaciones calizas continentales de los climas húmedos.

Cueva estalactítica, Carlsbad Caverns/Nuevo México/USA

1 Aragonito, Karlsbad/Checoslovaquia 2 Pisolita, Karlsbad/Checoslovaquia

288

3 Creta, Rosenheim/Baviera 4 Caliza de agua dulce, Steinheim/Württ.

Dolomía (1-3) La dolomía es una roca monomineral, constituida (por lo menos en un 50 %) por el mineral o espato dolomitico. Por la inclusión de cal o arcilla presenta todas las formas de transición hacia la caliza o las margas. Tiene una estructura parecida a la del azúcar a causa del desarrollo de la forma típica de los minerales. La dolomía es áspera, y existe en todos los colores. Aparición casi únicamente como roca sedimentaria marina, junto con calizas. En caso de depósitos altemos con caliza, la dolomía sobresale formando una especie de «costillas» ya que es más resistente a la meteorización. Localidades: Jura, Dachstein/Austria, Dolomitas/Italia, Inglaterra central, Arkansas, Iowa/USA. Utilización en la industria de la construcción menos importante que para la caliza. Se emplea para grava, ocasionalmente como piedra de sillería. Importante como fundente en la industria siderúrgica y recientemente también para la obtención del metal ligero magnesio. Debido a su elevado volumen de poros ampliamente difundida como roca acumuladora de petróleo. Dolomitización El modo en que se origina la dolomía no ha podido ser dilucida­ do totalmente; es probable que se forme principalmente a partir de caliza o de rocas calcáreas. Este proceso de diagénesis recibe el nombre de dolomitización. Se distingue entre una diagénesis temprana y una diagénesis tardía. En la diagénesis temprana se produce la transformación de la calcita en espato dolomitico con magnesio; este proceso ocurre en el mar y en el sedimento calcá­ reo aún no compactado. Los caracteres de la estructura de la caliza, tales como la estratificación y la presencia de fósiles, se conservan en su mayor parte. Los cris­ tales de dolomita apenas alcanzan un diámetro de 0,02 mm. Parece que el espesa­ miento de la solución salina causada por la concentración de magnesio favorece la transformación diagenètica. Es frecuente encontrar capas alternadas de dolomías y rocas salinas. La diagénesis tardía se produce fuera del mar en la caliza compactada por causa del agua con magnesio que se mueve en los poros de la roca. Durante esta acción posterior sobre la caliza, los cristales de calcita son sustituidos metasomáticamente por espato dolomitico. Este proceso enmascara o elimina totalmente los carac­ teres originales de la estructura de la caliza. Por consiguiente, estas dolomías carecen de estratificación fina y de fósiles. Es característica la estructura maciza y de grano grueso. Los cristales de espato dolomitico suelen tener un tamaño supe­ rior a los 0,02 mm. Porosidad elevada. Cuanto más intensa ha sido la dolomitiza­ ción, tanto mayor es el volumen de poros. Diferenciación de calizas y dolomías La-caliza y la dolomía son dos rocas muy parecidas que con frecuencia no pueden ser distinguidas a simple vista. Es de gran ayuda aquí el ácido clorhídrico diluido. La caliza muestra una intensa efervescen­ cia con el ácido clorhídrico, mientras que la dolomía sólo presenta esta reacción si se halla en forma pulverizada. La prueba del ácido clorhídrico no es fiable en el caso de las rocas carbonatadas impuras o cuando existen depósitos alternos de caliza y dolomía. El especialista utiliza entonces métodos de tinción. La dureza de Mohs y la densidad son marcadamente más altas en la dolomita (3 1/2 y 2,85-2,95) que en la calcita (3 y 2,6-2,8). Rauhwacka (4) (dolomía celular) Dolomía con aspecto agujereado, celular. Las cavidades se han formado por la eliminación de los fragmentos de yeso o de cal que se encontraban incluidos en la roca. 1 Dolomía calcífica, Tirol meridional 2 Dolomía margosa, California/USA

290

3 Dolomía pulida, Jura de Franconia 4 Rauhwacka, Oahu/Hawai

m m

Familia de las rocas silíceas A este grupo pertenecen todas las rocas sedimentarias no clásticas con un conteni­ do en ácido silícico del 50 % por lo menos. Su origen, ocasionalmente discutido, se basa en la acumulación de restos silíceos de organismos, en la precipitación de material silícico en los manantiales o en la precipitación inorgánica de sílice. Los nombres hacen referencia a los organismos que intervienen en la formación, al origen o al aspecto externo de las rocas.

Diatomita Concepto colectivo para las rocas de diatomeas: el barro de diatomeas del mar, la tierra de diatomeas, la piedra esmeril. Las diatomeas son algas unicelulares de vida libre provistas de un caparazón silíceo bivalvo (frústula); su tamaño es de unas fracciones de milímetros; habitan en el mar y en agua dulce. Tierra de diatomeas (1) (kieselgur) Roca silícea formada por esqueletos de dia­ tomeas, predominantemente en forma de sustancia opalina. Elevada porosidad. Peso volumétrico inferior a 1 gr/cm3, la tierra de diatomeas flota en el agua. Las variedades puras son blancas. La presencia de inclusiones suele proporcionarles un color amarillento a pardo, verdoso, gris o casi negro. Aparición únicamente como roca sedimentaria de agua dulce. Localidades: Lüneburger Heide/Baja Sa­ jorna, Halle/RDA, Italia central, Califomia/USA. Debido a su elevada capacidad de absorción, a su resistencia química y a su eleva­ da porosidad se emplea como aislante, como relleno para papel y explosivos (di­ namita), como filtro, y como abrasivo. Piedra esmeril (2) (trípoli) Variedad de diatomita más compactada. Debido a su elevada porosidad se pega a la lengua. Utilizada como abrasivo y como relleno. El nombre deriva de Trípoli/Libia.

Radiolarita (3) Roca silícea formada por esqueletos de radiolarios. Los radiolarios son animales unicelu­ lares de vida libre que habitan exclusivamente en el mar. Su tamaño suele ser de unas fracciones de milímetro, aunque algunos pueden tener hasta 3 mm de diámetro. Las radiolaritas tienen una estructura densa, su fractura es concoidea y de aristas agudas. Color gris, pardusco, también verde y rojizo. Localidades: Bohemia/Checoslovaquia, Hohe Tauem/Austria, Córcega/Francia, Australia oriental, Montañas Rocosas/USA.

Pizarra silícea (4) Roca silícea estratificada (no esquistosa) sin un contenido importante en fósiles. Existen diversas opiniones acerca de su origen: floculación del ácido silícico en el mar, depósito de fuentes termales submarinas o depósito de radiolarios con alte­ ración diagenètica. Estructura muy compacta, dura y frágil, a menudo muy agrietada. Color pardo rojizo o verdoso. Localidades: Frankenwald/Baviera, Harz, montes pizarrosos del Rhin, Bohemia/Checoslovaquia, Turingia/RDA, Escocia. Algunos autores dan el nombre de pizarra silícea tan sólo a las rocas silíceas paleozoicas. Lidita (5) Variedad de pizarra silícea teñida de negro por sustancias bituminosas. Para algunos autores, lidita es sinónimo de pizarra silícea, mientras que para otros se trata de una roca de radiolarios, habitualmente paleozoica, que ha sufri­ do una intensa modificación diagenètica. 1 Tierra de diatomeas, Lüneburger Heide 2 Piedra esmeril, Macizo Central/Francia 3 Radiolarita, canto rodado fluvial, Isar/Baviera

292

4 Pizarra silícea, Mittelharz/RDA 5 Lidita, variedad de pizarra silícea, Frankenwald/Baviera

Concreciones silíceas Roca silícea formada por precipitación en las fuentes termales o en sus proximida­ des, a veces con intervención de las algas. Depósito poroso o a modo de costra, microcristalino o en forma de ópalo. Color blanco, con diversos tonos debidos a las inclusiones. Localidades: Islandia, Nueva Zelanda, Wyoming/USA. Geiserita Variedad de concreción calcárea depositada por los géiseres.

Roca córnea (1 ) En sentido amplio, el término de roca córnea abarca todas las rocas silíceas den­ sas, con aspecto córneo, en sentido estricto, únicamente las formaciones silíceas tuberosas, irregulares. Los agregados redondeados reciben el nombre de pe­ dernal. El origen de los tubérculos córneos no está totalmente aclarado. Es probable que las soluciones circulantes, con contenido en ácido silícico, provocaron un despla­ zamiento de los carbonatos en las agrupaciones de tipo concreción. Los tubércu­ los pueden tener un tamaño de varios decímetros. Color gris, amarillo, pardo a rojizo. Acumulados en algunos bancos de caliza. Localidades: Alpes calcáreos/ Suiza, Jura de Franconia/Baviera, Kent/Inglaterra, Columbia Británica/Canadá.

Pedernal (2) Piedra de chispa, fiint Formación de roca silícea redondeada, calcedónica, rara vez con un diámetro superior a los 10 cm. De color gris claro a casi negro, ocasionalmente también pardusco o verdoso. Adquiere colores oscuros debido a inclusiones. A causa de la pérdida de agua se forma una corteza blanca. Estructura muy densa, fractura concoidea. A menudo con restos de esponjas silíceas incluidos en la parte central. Acerca de su origen, véase la roca córnea. Aparición en horizontes de caliza cretácico7 en especial del Cretácico superior. Localidades: Rügen/RDA, Món/Dinamarca, Dover/Inglaterra. En la Edad de Piedra fue materia prima para la fabricación de armas y herramien­ tas. En el siglo xvn se empleó para provocar la chispa en las armas de fuego (de ahí su nombre de piedra de chispa).

Familia de las rocas fosfóricas Las rocas fosfóricas son portadoras de ácido fosfórico. Sus representantes princi­ pales son: el guano (excremento de aves), los «bonebeds» (acumulaciones de huesos) y la fosforita, gris, pardusca, terrosa o densa (3). Son importante materia prima de abonos y para la industria química. Yacimientos en Marruecos, Argelia, Túnez.

Familia de las rocas férricas Por rocas férricas entendemos aquí aquellas menas sedimentarias del hierro que presentan un contenido en hierro del 15 % como mínimo. Mineta (4) Mena de hierro, finamente oolítica. Masa fundamental de silicatos o carbonatos. Cuantos más ooides, más rica en hierro. Acerca de su origen, véase la pág. 98. Taconita (itabirita) Capas ricas en hierro alternadas con capas silícicas. Grandes yacimientos de mena del hierro, formados en el Precámbrico. 1 Roca córnea, Abenrade/Dinamarca 2 Pedernal, Rügen/RDA

294

3 Fosforita, Austria septentrional 4 Mineta (oolita de hierro), Luxemburgo

Familia de las rocas salinas Las rocas salinas (denominadas también a veces evaporitas) se forman por preci­ pitación en el agua, cuando la evaporación excede en cantidad al aporte de los ríos y las precipitaciones, es decir en los climas áridos y cálidos. La mayoría de yacimientos salinos, y los más importantes económicamente, se han originado en el mar. De entre las formaciones continentales, tan sólo los yacimientos de salitre de Chile tienen una importancia suprarregional. La sedimentación se produce en lagunas ó en otras partes del mar muy cerradas. Se producen capas muy gruesas de rocas salinas allí donde el agua de mar penetra continuamente en estas bahías estranguladas sin que pueda escaparse de nuevo, por lo que la concentración salina es cada vez mayor debido a la elevada evapora­ ción en un clima seco. La precipitación de las sales del agua de mar concentrada se produce en orden de solubilidad creciente. Primero sedimentan la cal y la dolomita. A continuación el yeso y la anhidrita, luego la halita y finalmente las sales de potasio y magnesio. Puesto que estas últimas sales son muy solubles, suelen faltar en la mayoría de yacimientos salinos. La adición de agua dulce impide a menudo que se desarrolle toda la serie de sedimentación salina. Nomenclatura Las rocas se denominan en función del mineral que predomina en ellas, añadiendo el sufijo -ita al nombre de dicho mineral; por ejemplo, silvina y silvinita. Son excepciones a esta regla los antiguos conceptos de anhidrita y yeso que, como agregados compactados, deberían ir precedidos siempre de la palabra roca, es decir roca de anhidrita y roca de yeso, aunque ello se suele omitir.

Sal gema (1) Halitita La sal gema es una roca sedimentaría monomineral con el componente esencial halita. Son componentes secundarios la anhidrita, la carnalita, la kieserita, la polihalita; además contiene con frecuencia impurezas arcillosas. Debido a la presencia de hierro, de sustancias bituminosas y arcillosas, la sal gema originariamente incolora o blanca puede aparecer azulada, parda o roja. A consecuencia de la alternancia rítmica de capas de sal gema y de capas con sulfatos se produce un bandeado característico. La sal gema es explotada desde hace ya 3000 años. Actualmente sólo se explotan los yacimientos muy puros. Las sales con abundantes impurezas se extraen con­ virtiéndolas en salmuera: son disueltas con agua debajo de tierra; el agua es eva­ porada luego en la superficie para obtener la sal. En las regiones secas o con veranos muy calurosos, la sal gema puede ser obtenida también por evaporación directa del agua de mar en las denominadas salinas. Para las aplicaciones y localidades véase la halita, pág. 64.

Yeso (3, 4) El yeso es una roca sedimentaria monomineral con el componente principal yeso espático. A menudo presenta también anhidrita, halita, cal y dolomita. Originado por precipitación en la evaporación del agua de mar o por absorción de agua en la roca anhidrita.

1 Sal gema, Grasleben/Baja Sajonia 2 Alabastro, Toscana/Italia

296

3 Yeso, Osterode/Harz 4 Yeso fibroso, Perm/URSS

Estructura granular como de azúcar o densa, en capas finas o bandeado por depó­ sito alternado con otras sustancias. Color blanco, pero también gris, amarillento, rojizo o casi negro a causa de las impurezas. Aparición con otras rocas salinas. Localidades: Harz, Turingia, Baviera, Salzburg, Carintia/Austria. Utilización como cemento o mortero, para estucados y solados. Para ello, se elimina por calentamiento una parte del agua de cristalización del yeso, agua que vuelve a absorber luego con aumento de volumen. Se utiliza además como aditivo del cemento y para materiales de construcción ligera para interiores. Yeso sinuoso Roca de yeso intensamente plegada. Formado a partir de anhidrita por absorción de agua (y el consiguiente aumento de volumen). Yeso fibroso (n.° 4, pág. 297) Roca de yeso fibrosa. Originado como relleno de pequeños filones. La longitud de las fibras es limitada, ya que se disponen en sentido perpendicular a las paredes del filón. Alabastro (n.° 2, pág. 297) Nombre colectivo para rocas densas o de grano fino, blancas o de hermoso color, especialmente yeso o concreciones calcáreas (el de­ nominado mármol ónice, pág. 286), ocasionalmente también caliza de grano fino.

Anhidrita (2) Roca anhidrita La anhidrita (del griego «sin agua») es una roca monomineral de la anhidrita espática. Son componentes secundarios el yeso espático, la calcita, el espato dolo­ mitico, los minerales arcillosos y las sustancias bituminosas. Originada por preci­ pitación a partir del agua de mar, o diagenèticamente a partir del yeso a conse­ cuencia de las altas temperaturas y la elevada carga en las montañas. Estructura finamente estratificada u homogénea, densa o granular. Color blan­ quecino, gris, azulado, rojo. Aparición con otras rocas salinas. Localidades: Baja Sajonia, Alta Baviera, Valais/Suiza, Carintia/Austria. Materia prima para abonos y para la fabricación de ácido sulfúrico, también para la industria de los materiales de construcción.

Sales nobles

Sales de desescombro

Denominación colectiva para las sales de potasio y magnesio que precipitan en último término en la evaporación del agua de mar: silvinita, carnalitita, cainitita. Antiguamente eran eliminadas como algo sin valor (sales de desescombro), pero en la actualidad son una materia prima muy apreciada para abonos. Por ser muy solubles sólo se encuentran en unos pocos yacimientos salinos. Localidades: Stassfurt/RDA, Canadá, Nuevo México/USA. Silvinita (1) Roca salina con silvina y halita como componentes principales. Pre­ senta también anhidrita espática, kieserita y sustancia arcillosa. Bien estratificada a causa del depósito alternado. Color rojo. Sal noble más importante. Carnalitita (3) Roca salina con carnalita y halita como componentes esenciales, y con anhidrita espática, kieserita, silvina y sustancias arcillosas. Minerales en depósitos alternos por capas. Color rojizo, a veces blanco o verde. Cainitita (4) Roca salina de cainita y halita. Estructura fibrosa (parecida a las fibras musculares), en bancos o maciza. Color habitualmente anaranjado a rojizo, amarillo, a veces blanco; sin brillo. Sal dura Roca salina con silvina y halita como componentes esenciales, y con anhidrita espática, kieserita, polihalita y sustancias arcillosas. Estructura lenticu­ lar, rara vez bien estratificada. Color normalmente rojo. El nombre es una anti­ gua expresión de los mineros porque era considerada como especialmente dura. 1 Silvinita, Philippsthal/Hessen 3 Carnalitita, Philippsthal/Hessen 2 Anhidrita, Tettenborn/Harz meridional 4 Cainitita, Philippsthal/Hessen

298

Familia de las rocas residuales Las rocas residuales son incluidas dentro del grupo de las sedimentarias aunque en su formación no ha intervenido un transporte del material. Se forman a partir de los residuos de las rocas atacadas químicamente, y en el mismo lugar de la destrucción de la roca madre. Desde el punto de vista cuantitativo, este grupo de rocas es casi insignificante, pero no así desde el punto de vista económico. Los datos esenciales sobre los distintos tipos de rocas han sido descritos en otros apartados: caolín pág. 278, bauxita pág. 148, bentonita pág. 276.

Familia de los carbones Los carbones (denominados también antracitas o caustobiolitas) son rocas resi­ duales, pero se incluyen en un grupo independiente a causa de su origen orgánico.

Carbonización Los carbones se forman a partir de acumulaciones de sustancia vegetal que no se han podrido sino carbonizado. Carbonización significa un aumento relativo del carbono a consecuencia del empobrecimiento en oxígeno. Los procesos orogénicos y volcánicos desencadenan a través de la presión y las elevadas temperaturas estos procesos diagenéticos y en parte metamórficos. Normalmente, los carbones antiguos muestran una carbonización más intensa que las formaciones recientes. Serie de carbonización

%C

%H

%0

%N

Madera (seca) Turba Lignito Hulla Antracita Grafito

50 60 73 83 94 100

6 6 6 5 3 —

43 33 19 10 2 —

1 1 1 1 1 —

Turba (1) Los restos vegetales son fácilmente reconocibles. Color pardo, mate. Densidad 1,0. Lignito (2) Los restos vegetales sólo son parcialmente reconocibles. Color negro pardusco. Densidad 1,2. Raya de color pardo. Se disgrega fácilmente. Xilita (3) Restos de madera poco alterados, incluidos en lignito. Carbón brillante Formación reciente pero intensamente carbonizada a causa de los procesos tectónicos, casi como la hulla. Brillo de brea. Hulla o carbón de piedra (4) En ella sólo se reconocen algunas impresiones vege­ tales. Color negro, brillo graso. Densidad 1,3. Raya de color negro; a menudo con estructura estriada. Carbón cannel (5) Variedad de hulla formada predominantemente a partir de esporas y polen vegetales. Habitualmente mate, pero adquiere un brillo intenso al ser pulimentado. Utilizado aveces para pequeños objetos decorativos. Es pareci­ do el azabache o ámbar negro, que es una variedad bituminosa de carbón. Antracita Los restos vegetales no se reconocen; parecida a la hulla. Brillo inten­ so, metálico. Densidad 1,5. Fractura concoidea. Difícil de hacer arder. Grafito De origen metamòrfico, cristalino, no combustible (véase la pág. 88). 1 Turba de esfagno de hojas pequeñas, 3 Xilita, Ville/Renania turbera alta, Stiftsmoor/Baja Sajonia 4 Hulla, Essen/región del Ruhr 2 Lignito, Ville/Renania 5 Carbón cannel, Duisburg/jregión del Ruhr

300

Características técnicas de las rocas sedimentarias

Cuarcita, grauwacka Arenisca cuarcítica Arenisca de cuarzo Caliza, dolomía (densa, sólida) Caliza (no muy sólida) Travertino

Arenisca Grauwacka, arcosa Dolomía Caliza Travertino, toba calcárea Yeso

302

Peso específico absoluto en bruto Densidad en bruto Peso volumétrico Densidad en volumen

Peso específico absoluto neto Densidad neta Peso específico Densidad granulométrica Densidad

Porosidad real Porosidad total

Absorción de agua

Porosidad aparente Porosidad útil

g/cm3

g/cm3

% espacio

%

peso

% espacio

2,60-2,65 2,60-2,65

2,64-2,68 2,64-2,68

0,4- 2,0 0,4- 2,0

0,2- 0,5 0,2- 0,5

0,4-1‘3 0*4-1,3

2,00-2,65 2,65-2,85

2,64-2,72 2,70-2,90

0‘5-25 0,5- 2,0

0,2- 9 0,2- 0,6

0,5-24 0,4- 1,6

1,70-2,60

2,70-2,74

0,5-30

0,2-10

0‘5-25

2,40-2,50

2,69-2,72

5 -12

2 - 5

4 -10

1,95-2,70 2,58-1,73 2,05-2,84 1,75-2,75 2,18-2,56 2,05-2,28

2,60-2,72 2,62-2,77 2,68-2,86 2,64-2,80 2,69-2,73 2,28-2,32

0,5-35,0 0,4- 6,6 0,4-27,5 0,6-31,0 5,0-19,0 1,0- 8,0

0,2-13,0 0,1- 2,3 0,1-10,0 0,2-12,0 2,0- 5,0 0,4- 3,6

Resistencia a la presión en seco

kg/cm2 Cuarcita, grauwacka Arenisca cuarcítica Arenisca de cuarzo Caliza, dolomía (densa, sólida) Caliza (no muy sólida) Travertino

Resis­ tencia á la flexotracción

kg/cmí

Resistencia a la percusión*

Resis­ tencia a la abrasión

Número de golpes hasta la desintegración

Pérdida en cm3 sobre 50 cm2

1500-3000130-250 1200- 2000120-200

10-15 8-10

7- 8 7- 8

300-1800 30-150 800-1800 60-150

5-10 8-10

10-14

200- 900 50- 80

ObserFuente vaciones

Valores medios de fre; cuencia

DIN 52100

200- 600 40-100

Peschel * 1977

303

Rocas metamórficas Origen Las rocas metamórficas se forman por transformación (metamorfismo) de cual­ quier tipo de roca, o sea de rocas magmáticas, sedimentarias y metamórficas ante­ riores. Esta transformación se produce bajo la influencia de las elevadas presio­ nes y temperaturas, es decir que va más allá del efecto de la diagénesis. El límite entre diagénesis y metamorfismo se halla aproximadamente a los 200-300 ÓC. En todas las transformaciones metamórficas, la masa pétrea permanece más o menos en un estado de agregado consolidado. Tan sólo en el caso de los procesos hipermetamórficos se pueden producir fusiones parciales (denominadas anatexia) a temperaturas de 650-700 °C. La fusión total (palingénesis) se produce por enci­ ma de los 800 °C, En función de su extensión, distinguimos entre metamorfismo regional y metamorfismo de contacto. Metamorfismo de contacto Por la penetración de material magmàtico (en forma de plutón o de lava) en partes de la corteza terrestre, las rocas vecinas se ven alteradas por las elevadas temperaturas, así como por los gases y, en menor gra­ do, por la presión. En la zona de contacto directo es donde la transformación de la roca resulta más intensa. La aureola de contacto, que es el ámbito de la altera­ ción metamòrfica, abarca sólo unos dos o tres kilómetros. Las pizarras granula­ res, las granatitas, las comeanas y el mármol son rocas típicas del metamorfismo de contacto. Metamorfismo regional Cuando una parte de la corteza terrestre se hunde debi­ do a los movimientos tectónicos y a los recubrimientos por potentes masas de rocas, penetrando en la zona de las grandes presiones y elevadas temperaturas, se produce una transformación metamòrfica de complejos rocosos muy extensos, a veces de cientos de kilómetros cuadrados. La magnitud del metamorfismo depende de la temperatura y la presión alcanza­ das. Ambos factores aumentan con la profundidad hacia el interior de la Tierra. Se creyó que a partir de este conocimiento se podía relacionar la intensidad del metamorfismo regional con la profundidad de hundimiento del complejo rocoso. La consecuencia de esta idea fue una clasificación en tres niveles: epizona, mesozona y catazona. Antigua idea sobre los niveles de profundidad del metamorfismo regional Nivel de profundidad

Profundidad en km

Temperatura en °C

Presión en kbar

Epizona Mesozona Catazona

8-10 18-20 30-35

300-400 500-600 700-800

3 5 9

Aunque en la ciencia ha caído ya en desuso la división de la intensidad en función de los niveles de profundidad, tal como lo muestra la tabla anterior, esta división proporciona al profano una idea muy simplificada del modo en que podemos imaginar el efecto del metamorfismo regional. Los acontecimientos reales que se producen en la transformación de las rocas son mucho más complicados. El metamorfismo no depende únicamente de las altas temperaturas y las fuertes presiones, sino también de la relación entre estos dos factores y sobre todo de la velocidad de hundimiento de los complejos rocosos. La figura de la pág. 306 muestra esta idea de un modo simplificado. 304

Proceso del metamorfismo El modo de acción del metamorfismo se pone de ma­ nifiesto en una alteración de la estructu­ ra, en la recristalización y en el aporte o eliminación de sustancia mineral. Los fósiles suelen quedar aniquilados. Debido a la presión que actúa siempre en el mismo sentido se produce una ordena­ ción de los minerales de forma hojosa o bacilar (como la mica y la clorita) en una misma dirección, lo que da lugar a una estructura paralela denominada esquistosidad. Es un rasgo distintivo muy carac­ terístico de la mayoría de rocas metamórficas (véanse también las figs. de las págs. 308 y 314). En el metamorfismo de con­ tacto no se produce estratificación. Otro tipo de alteración de la estructura es el ocasionado por la recristalización a minerales de mayor tamaño. Especial­ mente en las rocas monominerales (como la cuarcita y el mármol), los com­ ponentes de pequeño tamaño son reab­ sorbidos y la roca adquiere un aspecto de grano grueso. Las especies minerales no se modifican. El metamorfismo produce a veces mine­ rales nuevos, ya sea por modificación de los cristales existentes o por aporte de nueva sustancia.

Esquistosidad característica de la pizarra arcillosa cristalina.

Sinónimos Los siguientes términos se emplean como sinónimos de rocas metamórficas: metamorfitas, rocas de alteración, pizarras cristalinas. Esta última denominación puede inducir a error, ya que no todas las rocas metamórficas son esquistosas; además, este nombre se aplica a veces tan sólo a las rocas metamórficas con una verdadera estructura de pizarra.

Clasificación y nomenclatura En ningún otro grupo de rocas resulta tan difícil como en las metamórficas la obtención de una imagen de conjunto. No existe una clasificación que tenga vali­ dez general. Y por consiguiente falta también una terminología homogénea. El número de rocas metamórficas es muy elevado, ya que para cada roca magmà­ tica y para cada roca sedimentaria existen una o varias rocas metamórficas. La clasificación de las rocas metamórficas se puede basar en el aspecto (estructu­ ra, composición mineralógica) o en el origen (roca original, tipo e intensidad del metamorfismo). La denominación de las rocas metamórficas se basa en la estruc­ tura, en los minerales predominantes o en la roca original. Ocasionalmente se antepone el prefijo meta- al nombre de la roca original. Ortogénesis - paragénesis Por ortorroca se entiende una roca metamòrfica que deriva de una roca magmàtica. Las pararrocas se han formado a partir de rocas sedimentarías. En una muestra la distinción es a menudo imposible, ya que diver­ sos tipos de metamorfismo pueden dar lugar al mismo producto final. 305

Nueva clasificación científica Los esfuerzos por clasificar a las rocas metamórficas se basan cada vez más en su génesis. Se ha demostrado que determinadas comunidades minerales (denominadas paragénesis) pueden servir de indicador de todos los factores que conducen al metamorfismo. En función del material de partida se formarán a partir de estas paragénesis unas rocas metamórficas de aspecto externo distinto, pero genéticamente emparentadas. Un grupo de rocas metamórficas de este tipo, que sobre la base de las condiciones de presión/temperatura está caracterizado por una agrupación mineral, recibe el nombre de facies metamòrfica. La ciencia clasifica actualmente las rocas meta­ mórficas basándose en estas facies. Clasificación simple de uso práctico La clasificación científica de las rocas meta­ mórficas no es aceptable para quien trabaja prácticamente con rocas ni para el amplio círculo de las ciencias emparentadas con la petrología, ya que presupone un elevado nivel de conocimientos especializados. Por ello, este libro utiliza una clasificación de las rocas metamórficas basada en caracteres de estructura externa claramente reconocibles: gneis, pizarras y «fels». («Fels» es una palabra alemana que se aplica a las rocas metamórficas masivas, sin estructura hojosa.)

Clasificación de las rocas metamórficas según caracteres externos Familia de los gneis

Familia de los esquistos

Familia de los fels

Desarrollo de los minerales

grano medio a grueso

en placas

grano fino a grueso

Esquistosidad

débil a marcada

muy marcada

nula

Placas de partición

medianas a gruesas

delgadas

nulas

Minerales tipo

feldespatos, cuarzo

mica, minerales arcillosos

numerosos

Diagrama esquemático de presión/temperatura de los tipos de metamorfismo (según varios autores) Temperatura °C

200

800

600 _i_

400

i____

i

i

Facies de comubianita

)

Epizona

I 10 Meso-

Facies

I Facies /

zeolítica

í de es-V \q u is to

zona

verde

h2 Ana-

j Facies

J de

texia

V

■o < (05 -4 °;