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Hace 14 años
martes, 30 de septiembre de 2008
jueves, 11 de septiembre de 2008
MINERALES Y SUS CARACTERISTICAS
Minerales
1.1 Introducción
La parte sólida de la superficie terrestre esta constituida, prácticamente en su
totalidad, por la asociación de un numero infinitamente grande de pequeñas proporciones de materia cristalina: los minerales.
1.2 Definición
Se llama minerales a aquellos sólidos inorgánicos de origen natural que poseen estructura reticular interna ordenada y composición química definida, aun cuando esta pueda variar dentro de determinados limites. No se incluyen en los minerales los productos obtenidos artificialmente (cristalizaciones hechas en el laboratorio, etc.) ni las sustancias naturales que se encuentran en estado liquido a temperatura ambiental, ni tampoco los compuestos de origen orgánico (carbones, ámbar, etc.). Se excluyen también los materiales en parte inorgánicos como los huesos o materiales producidos por seres vivos.
También tiene que pertenecer a la corteza terrestre como ser natural formado en ella. Es decir, el mineral es la especie cristalina natural, y como tal puede presentarse en formas poliédricas de gran belleza y dar lugar a los cristales naturales cuando las condiciones en que se han formado les permiten crecer libremente según sus caras propias. No obstante, en la mayoría de los casos, el mineral se ha formado simultáneamente con muchos otros, iguales o distintos, y ha creado un problema de espacio y dado lugar a las rocas, verdaderas asociaciones irregulares de cristales naturales cuyos individuos han debido adoptar la forma que el espacio disponible les imponía.
1.3 Características
Los minerales se caracterizan por la disposición geométrica en el espacio de las partículas (iones, átomos o moléculas) que los integran, es decir presentan una estructura cristalina. A veces, cuando las condiciones de formación (espacio, tiempo y reposo) son favorables, su aspecto externo no adopta una forma geométrica, reflejo de la disposición en la que se encuentran ordenadas las partículas en su interior. En este caso se llaman cristales. Los cristales se pueden clasificar en cúbicos, tetragonales, hexagonales, romboédricos, rómbicos monoclínico y triclínico.
Características químicas
Polimorfismo: a veces, la naturaleza química de una sustancia permite dos o más estructuras diferentes, que dependen de la temperatura y la presión en el momento que se forma. Esto origina dos o más minerales con la misma formula, pero con propiedades físicas distintas. Hay dos tipos de cambios polimórficos: unos reversibles y otros irreversibles.
Isomorfismo: muchos compuestos químicos similares, formados por iones de tamaño parecido y con el mismo tipo de enlace, cristalizan con estructuras que tienen la misma simetría i dimensiones muy parecidas, por lo cual a veces se produce la sustitución de uno o más iones de la red cristalina por otros de características equivalentes.
Las condiciones para que se produzca la sustitución están determinadas por la carga eléctrica y el tamaño de los iones,
Seudomorfismo: este fenómeno se produce cuando un mineral reemplaza a otro sin cambiar la forma externa del primero.
Hay dos clases de sustituciones seudomórficas: cuando no hay cambio de sustancia, el nuevo mineral es polimorfo del primitivo y cuando el nuevo mineral tiene otra composicion química, la sustitución se puede producir por diversos mecanismos:
1. Sustitución gradual de la materia primitiva por el nuevo mineral, sin ningún tipo de reacción química.
2. Desaparición del mineral primitiva por disolución o por exfoliación, dejando un molde que se rellena del nuevo.
3. Por alteración que puede ser por hidratación, deshidratación, por presión o por oxidación.
1.4 Propiedades
Los minerales poseen propiedades físicas y químicas, cuyo estudio supone una orientación más o menos precisa para la determinación de la especie y en otros, una seguridad absoluta que permite omitir técnicas más laboriosas y complicadas.
Propiedades relacionadas con la estructura
Dureza: la dureza de un cuerpo es la resistencia que opone su superficie a ser rayada por otro cuerpo que posea forma punzante. Un mineral es más duro que otro si puede rayarlo, de forma que no podrá ser rayado por él.
La dureza de cada mineral es constante; Se trata, por lo tanto, de una de las pruebas más inmediatas y fáciles que se pueden realizar para intentar identificar un mineral desconocido. Para esta identificación se recurre a la escala de Mohs, que establece diez grados de dureza, cada uno de los cuales corresponde a la dureza de un mineral patrón:
MINERAL
DUREZA DE
MOHS
DUREZA DE
VICKER
1. Talco
1
20
2. Yeso
2
70
3. Calcita
3
110
4. Fluorita
4
180
5. Apatito
5
500
6. Ortosa
6
700
7. Cuarzo
7
1300
8. Topacio
8
1600
9. Corindon
9
2000
10. Diamante
10
8000
La dureza es una propiedad vectorial que depende de la composicion del mineral y de su estructura. Los factores estructurales que la determinan son la densidad (relación que existe en la masa de un cuerpo y su volumen. Algunos minerales tienen densidad muy baja, como la silvita, y otros muy elevada, como el oro. En general, la densidad oscila entre 2,5 y 4,5 gr/cm³) del empaquetamiento (mayor dureza a mayor densidad de empaquetamiento) y el tamaño de los iones (mayor dureza a menor tamaño). Según la fórmula química existen diferentes tipos de enlaces y cargas de los iones: enlaces fuertes y cargas grandes se corresponden con durezas más elevadas.
La escala de Mohs es practica y fácil de aplicar, no obstante no permite determinaciones precisas e incluso no es lineal, ya que la diferencia de dureza entre los distintos términos consecutivos de la serie es muy dispar; por ejemplo la dureza del corindón es 1,25 veces mayor a la del topacio, y la del diamante es 4 veces la del corindón.
Existen otros métodos para determinar durezas (todos ellos requieren instrumental de cierta complicación) y otras escalas.
Fractura: cuando un mineral se somete a una serie de golpes puede responder rompiéndose, La fractura es el aspecto que ofrecen las superficies obtenidas por la rotura. Según las características se dividen en concoidea[1], irregular astillosa, ganchuda y terrosa.
Exfoliación: es resultado de la distribución geométrica especial de las partículas en la materia cristalina. Es una propiedad que no pueden ofrecer las sustancias amorfas. Consiste en que al someter un mineral a un esfuerzo o percusión, se produce una separación en superficies planas, y sus direcciones corresponden a las de los planos reticulares enlazados unos con otros de forma más débil.
Los números de direcciones de exfoliación y los ángulos que forman entre ellas es variable y coincide con caras reales o posibles del cristal.
La exfoliación es una propiedad que se utiliza en la talla de gemas.
Para definir el comportamiento de los minerales respecto a esta propiedad se utilizan los adjetivos perfecta, buena, imperfecta y mala. Además se hace referencia al numero de direcciones de exfoliación y a los ángulos que forman entre si, con los términos pinacoidal (una sola dirección de exfoliación), cubica, romboédrica, octaédrica y prismática.
No todos los minerales presentan exfoliación, y entre los que la presentan son pocos los que la tienen acentuada.
Tenacidad: es la resistencia que opone un cuerpo a ser roto o deformado. Hay palabras que permiten precisar las características de la tenacidad:
Frágil
minerales que se rompen con un golpe poco intenso
Dúctil
se pueden estirar en hilos
Maleable
pueden extenderse en laminas
Elástico
pueden flexionarse y recuperan su fuerza inicial cuando la fuerza para
Plástico
quedan deformados permanentemente al someterlos a esfuerzos
Séctil
pueden cortarse con un cuchillo extrayendo delgadas virutas
Peso especifico: es el peso de la unidad de volumen de dicha sustancia. En los minerales depende de la naturaleza de los átomos que los constituyen.
Propiedades ópticas
Color: siempre que se observe el color de un mineral se deberá estar seguro de que la superficie no está alterada, por lo cual se deberá apreciar sobre una fractura reciente.
Color de raya: consiste en practicar una raya al mineral con orto de mayor dureza.
Brillo: el brillo depende del porcentaje de luz que refleja la superficie del mineral y de las características de esta reflexión. La textura de la superficie tiene gran influencia sobre el tipo de brillo. Los brillos pueden ser: metálicos, vítreos, nacarados, sedosos, resinosos, grasos, etc.
Indice de refracción: cuando un rayo de luz pasa de un medio a otro, varia su velocidad y su dirección. Cuando la luz
Birrefrigencia: las sustancias amorfas y los minerales que cristalizan en el sistema cúbico solo tienen un índice de refracción (la luz se propaga en su interior a la misma velocidad en cualquier dirección). Los minerales que cristalizan de los demás sistemas, los rayos de luz que penetran, se dividen en dos.
Uno de estos dos rayos sigue las leyes de refracción, llamado ordinario. El otro no sigue estas leyes y es llamado extraordinario.
El ángulo que forman estos dos rayos depende del ángulo que forma el rayo que incide con la superficie del mineral. La máxima diferencia entre estas dos velocidades recibe el nombre de birrefrigencia.
Luminiscencia: es la emisión de luz por causas distintas a la incandescencia. Algunos minerales cuando reciben luz u otras radiaciones, devuelven la energía en forma de luz.
Se pueden clasificar en dos grupos: fosforescencia (cuando la emisión de luz continua después de parar la excitación) y fluorescencia (si solo se produce mientras dura la exposición).
Propiedades eléctricas
Conductividad: depende del tipo de enlace. Conducen muy bien la electricidad los metales nativos; otros como los sulfuros la conducen con dificultad. El grupo más amplio lo forman los no conductores.
En muchos minerales es una propiedad vectorial, es decir, ofrece valores distintos en diferentes direcciones.
Piroelectricidad: algunos cristales no tienen centro de simetría se cargan eléctricamente cuando son calentados diferenciándose un polo positivo y otro negativo. Cuando se somete el cristal a un enfriamiento los polos se invierten.
Piezoelectricidad: cuando un cristal piezoeléctrico sufre una compresión, se separan cargas eléctricas de signo contrario, que se sitúan en polos opuestos. Si el cristal se somete al estiramiento, los polos cambian de signo.
Propiedades magnéticas
Minerales ferromagnéticos: son atraídos fuertemente por los campos magnéticos. Un ejemplo es la magnetita.
Minerales paramagnéticos: los polos de los imanes los atraen débilmente. Unos ejemplos son el rutilo, el berilo y varios minerales que contienen hierro.
Minerales diamagnéticos: el imán los repele débilmente. Unos ejemplos son el azufre, el cobre y la plata nativos.
1.5 Tipos
En la naturaleza, gran parte de los compuestos inorgánicos conocidos se hallan en forma de minerales y se agrupan según su anión[2], en ocho clases: I. Elementos nativos; II. Sulfuros; III. Sales haloideas; IV. Oxidos e hidróxidos; V. Carbonatos, Boratos y Nitratos; VI. Sulfatos, Cromatos, Molibdatos y Wolframatos; VII. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos; VIII. Silicatos.
Los más abundantes son los silicatos, que constituye un 98% de la composición de la corteza terrestre.
I. Todos los minerales están compuestos por elementos químicos. Algunos de ellos se presentan en estado puro y dan lugar a los minerales llamados elementos nativos, como metales (oro, plata); y como no metales (azufre, grafito y diamante).
II. Son combinaciones sin oxígeno de diversos elementos, con azufre o con selenio, teluro, bismuto arsénico o antimonio. Casi siempre poseen aspecto metálico y densidad elevada. Algunos se hallan en concentraciones de gran importancia industrial (menas metálicas); por ejemplo, la galena (sulfuro de plomo), la blenda (sulfuro de cinc), la niquelina (arseniuro de niquel) y el cinabrio (sulfuro de mercurio).
III. Son combinaciones de metales con los elementos halógenos. Su dureza suele ser baja y algunos son solubles en agua.
IV. Están compuestos de metal y oxígeno. Forman un amplio grupo con pocas características comunes. Los óxidos e hidróxidos y los sulfuros comprenden las menas metálicas más importantes. La magnetita, el oligisto y la limonita son las más importantes menas del hierro.
V. Son el grupo más numeroso. La más importante es la calcita, componente esencial de las rocas calizas. Otros carbonatos importantes son la doromita, la siderita, la malaquita y la azurita. Los nitratos y boratos están mucho menos numerosos y están en concentraciones locales de depósitos salinos.
VI. Son minerales de aspecto no metálico y de poca dureza. En los sulfatos destaca el yeso, la anhidrita y la baritina.
Los Cromatos son raros y pocos numerosos al igual que los Molibdatos y Wolframatos.
VII. Son combinaciones de fósforo arsénico y vanadio con el oxígeno. La mayoría de los fosfatos son raros. Los Arseniatos y Vanadatos son también poco abundantes. Unos de ellos son la eritrina y la vanadinita.
VIII. Son la clase mineralógica más importante, ya que son la cuarta parte de las especies minerales conocidas. La mayoría de los minerales de las rocas ígneas, las cuales forman más del 90% de la corteza terrestre son silicatos.
Hay unas 500 especies de silicatos (40 comunes y el resto raro).
Están formados por la combinación del silicio, que se está en el centro de un tetraedro regular, con 4 oxígenos (uno en cada vértice). Este grupo tiene un enlace muy fuerte (por lo que tiene buena estabilidad).
La complejidad de las estructuras depende de la temperatura en que se formaron.
La clasificación de los silicatos se basa en la estructura del tetraedro. Al estudiarlos por rayos X se clasificaron así:
Neosilicatos: están formados por tetraedros aislados, sin ningún átomo de oxígeno en común y unidos por cationes[3] metálicos.
Son bastante duros y de colores variables. Algunos se utilizan como gemas. Destacan la serie del olivino, los granates, el circón, el topacio.
Estructura de los neosilicatos Granate
Sorosilicatos: están formados por grupos de dos tetraedros unidos por un vértice.
Los más difundidos son el grupo de la epidota. Otros sorosilicatos es la hemimorfita.
Estructura de los sorosilicatos
Ciclosilicatos: están formados por 3,4 ó 6 tetraedros unidos en forma de anillos. Son bastante duros. Muchos se usan como gemas como las turmalinas.
Estructura de los ciclosilicatos Turmalina
Inosilicatos: son grupos de tetraedros unidos en cadenas ilimitadas, sencillas o dobles.
Los de cadena sencilla son los más abundantes y son más complejos.
Estructura de los inosilicatos Estructura de los inosilicatos
de cadena sencilla de cadena doble
Filosilicatos: su estructura la forman tetraedros unidos formando redes planas. Tienen poca dureza y algunos son fibrosos.
Estructura de los filosilicatos
Tectosilicatos: los tetraedros están unidos en redes tridimensionales. Los tectosilicatos más importantes son el cuarzo, el grupo de los feldespatos y los feldespatoides.
Estructura de los tectosilicatos
1.6 Yacimientos minerales
Un yacimiento mineral es una acumulación natural de un mineral que permite su explotación con un rendimiento económico.
Muchos yacimientos se forman en masas magmáticas o en su cercanía: son yacimientos magmáticos. Cuando la mayor parte del magma cristaliza se pueden formar en su interior acumulaciones de algunos de sus componentes, dando lugar a yacimientos ortomagmáticos. Al finalizar la consolidación magmática, cuando la temperatura y la presión disminuyen, las sustancias gaseosas se escapan y arrastran elementos metálicos que se depositan en las grietas de las rocas y forman los yacimientos neumatolíticos.
Cuando precipitan los minerales arrastrados por el vapor del agua se originan los yacimientos hidrotermales.
Los yacimientos sedimentarios son lugares donde se acumulan minerales que se han arrancado de otras zonas, que se han transportado y sedimentado. Los más importantes son los placeres. Un placer es un deposito continental de minerales pesados y piedras preciosas situados en el fondo de los ríos y sobre las playas.
Algunas sustancias que han sido transportadas en disolución cristalizan en los mares y los lagos, donde existe una gran evaporación dando lugar a yacimientos evaporíticos. Cuando los depósitos minerales se ven sometidos a procesos de metamorfismo, sufren transformaciones y originan yacimientos metamórficos.
1.7 Ejemplos de minerales
plata elementos nativos cobre elementos nativos
diamante en bruto
Azufre elementos nativos
Pirita sulfuro
Galena sulfuro
Rocas
2.1 Introducción
El estudio de la corteza terrestre ha puesto de manifiesto que esta aparece constituida por grandes unidades que conservan, a lo largo y a lo ancho de toda su extensión, una cierta homogeneidad en cuanto a composicion y estructura: estas unidades son las rocas.
2.2 Definición
Por roca se entiende cualquier material sólido y mineral que constituye la corteza terrestre. La mayor parte de las rocas están formadas por dos o más minerales (rocas compuestas o heterogéneas), pero también existen rocas formadas por un solo mineral (rocas simples u homogéneas), aunque acompañando de manera totalmente subordinada por minerales accesorios o secundarios.
Toda la enorme cantidad numérica como la notable variedad morfológica de las rocas que hay en la naturaleza son causa de complejos problemas de identificación y clasificación. A lo largo del tiempo, los petrógrafos han propuesto numerosas divisiones a partir de hipótesis diferentes. De este modo, en las primeras épocas de la petrografía se confeccionaron subdivisiones realizadas a partir del origen y de la edad de las rocas, mientras que las recientes subdivisiones tienen en cuenta la constitución química, mineralógica y estructural de las rocas. Los científicos actuales consideran por igual todos estos aspectos y comienzan el estudio de las rocas después de haber efectuado una primera y gran subdivisión, realizada en función de su origen y su formación, en 3 grupos de rocas: rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas.
Las rocas no son cuerpos inalterables, si no que representan aspectos distintos y transitorios a lo largo de los tiempos geológicos de la litosfera, que ha venido experimentando una continua transformación de acuerdo con procesos litogénicos que todavía permanecen activos; se puede, por lo tanto, definir un ciclo de las rocas. La actividad dinámica de la Tierra tiende a elevar ciertas partes de la litosfera con respecto a otros, mientras que la hidrosfera y la atmósfera, interactuando con la litosfera, tienden a efectuar la nivelación de esta ultima a través de los procesos de demolición: la alteración química y la disgregación mecánica.
2.5 Tipos
Las rocas aunque presentan gran cantidad de formas y colores, solamente se originan de tres maneras posibles y estas están relacionadas con los tipos de bordes que limitan las placas litosfericas.
ROCAS ENDOGENAS
Rocas ígneas o magmáticas
Derivan de la consolidación de un magma. El magma es una masa fundida, de composicion silicatada, que puede contener cantidades variables de gases disueltos y sólidos en suspensión. Se forma por fusión de materiales de la corteza o el manto y tiende a ascender hacia la superficie debido a que su densidad es menor que la de las rocas que lo rodean, puesto que la roca fundida ocupa más volumen que la sólida.
Durante el ascenso, el magma se enfría y empieza a cristalizar. Según el lugar donde se solidifique se originan los distintos tipos de yacimientos de rocas ígneas, que permiten clasificarlas en 3 grandes grupos: plutónicas, filonianas y volcánicas.
Plutónicas
Cristalizan en el interior de la corteza y forman masas de considerable tamaño (plutones). Como pierden calor lentamente, todos los minerales disponen de un largo tiempo para cristalizar, presentan por lo tanto textura granuda holocristalina (formada totalmente por cristales) y equigranular (todos los cristales tienen aproximadamente el mismo tamaño, generalmente entre dos y en diez milímetros).
Existen diferentes yacimientos de rocas plutónicas; cuando forman masas de gran tamaño en forma de cúpulo, de las que no llega a surgir la base, se les llamó batolitos. Los lacolitos son yacimientos de menor tamaño y concordantes con la estratificación.
Filonianas
Se originan cuando el magma se abre paso hacia la superficie a través de planos de debilidad de las rocas circundantes (fracturas, diaclasas, superficies de estratificación, etc.) y solidifica en su interior. En este caso, la cantidad de magma inyectado es mucho menor y generalmente forma masas tubulares cuyo espesor oscila entre algunos centímetros y varios centenares de metros. Su longitud es muy variable y oscila normalmente entre algunos centenares de metros y decenas de kilómetros.
La mayor parte de las rocas filonianas presentan también textura holocristalina, pero generalmente los cristales no tienen tamaño uniforme, puesto que se han formado en dos etapas diferentes. Parte de ellos han ascendido ya formados en el interior del magma, son de tamaño grande y presentan formas regulares (fenocristales); el resto del magma cristaliza rápidamente en el interior de la fisura y origina de cristales de pequeño tamaño que constituyen la pasta. Se forma así la textura porfídica, que caracteriza a las rocas filonianas más comunes: los pórfidos.
Otras rocas filonianas, originadas en etapas tardías de la consolidación magmática, son las aplitas y pegmatitas. Estas se forman cuando, la cristalización de las rocas plutónicas, queda un residuo magmático rico en vapor de agua y volátiles, que se introduce y cristaliza en los alrededores de los plutones. Su textura es similar a la de las rocas plutónicas, pero el tamaño de grano es diferente: en las aplitas los cristales son muy pequeños, y en las pegmatitas muy grandes.
Las masas de rocas filonianas pueden situarse concordantemente con la estructura de las rocas encajantes (estratificación o equistosidad) y constituyen los silis, o bien pueden ser discordantes, en cuyo caso forman los diques.
Volcánicas
Son las que se forman cuando el magma llega a la superficie terrestre y origina los volcanes. Las erupciones pueden ser subaereas o subacuáticas.
En una erupción volcánica se emiten generalmente materiales sólidos, líquidos y gaseosos. El tipo y las características de la erupción dependen de la composicion del magma y de la proporción relativa de sus componentes.
Los materiales emitidos en forma liquida (lavas) discurren sobre la superficie terrestre formando las coladas, cuya longitud depende de la viscosidad de la lava.
Las rocas volcánicas suelen presentar texturas porfídicas, con los fenocristales con una pasta de grano muy fino, y a menudo se caracterizan por la presencia de vidrio, debido a que su enfriamiento es muy rápido. Es frecuente además que muestren texturas fluidales y burbujas producidas por el escape de gas.
Los materiales que llegan sólidos a la superficie terrestre (solidifican en el aire antes de caer), constituyen las rocas piroclasticas. Los fragmentos de mayor tamaño, bombas volcánicas y lapilli, se acumulan alrededor del punto de emisión formando el cono volcánico, los mas finos (cenizas volcánicas) son transportados por el viento y pueden depositarse a grandes distancias.
Clasificación de las rocas ígneas según su composicion mineralógica.
Las rocas ígneas, además de por el tipo de yacimiento, se clasifican por su composicion.
Según la proporción de sílice, las rocas pueden ser ácidas, cundo este componente se encuentra en exceso y, tras combinarse con todos los demás, queda en cantidad suficiente para cristalizar dando cuarzo; intermedias, cuando hay suficiente sílice para combinarse con los demás componentes, pero no queda en exceso; y basicas, cuando presentan deficit de silice y no aparece cuarzo.
Existen todavía rocas más pobres en sílice que las básicas, son las ultrabásicas; estas rocas son características del manto, y en la corteza solo aparecen en condiciones muy particulares.
Los minerales mayoritarios de las rocas ígneas son el cuarzo, el feldespato potásico, las plagioclasas y los minerales ferromagnesianos: biotita, anfiboles, piroxenos y olivinos principalmente.
Según la proporción relativa de estos, se clasifican las diferentes familias de rocas ígneas. Las más importante, de más ácidas a más básicas, son los granitos, sienitas, dioritas, gabros y peridotitas, entre las plutónicas; y sus equivalentes volcánicos, riolitas, traquitas, andesitas y basaltos. Las rocas filonianas se denominan con los nombres de sus equivalentes plutónicas: pórfido granítico, pórfido sienítico, etc.
Rocas metamórficas
Son las que se originan por transformaciones mineralógicas en estado sólido a partir de las rocas preexistentes, que pueden ser ígneas, sedimentarias o metamórficas. Los procesos de transformación en estado sólido incluyen recristalización, cambios polifórmicos y reacciones entre minerales, y se deben a la variación en las condiciones de presión y temperatura respecto a las de formación de las rocas iniciales.
Conforme la presión y la temperatura aumentan, los cambios mineralógicos son más importantes, se generan nuevos minerales a partir de los antiguos y aumenta progresivamente el tamaño de los cristales.
En general, las rocas metamórficas de bajo grado están constituidas por minerales de tamaño microscópico y frecuentemente muestran una foliación muy clara (esquistosidad), originada por el crecimiento paralelo de cristales planos, al estar la roca sometida a presión. En cambio, las rocas metamórficas de alto grado están formadas por cristales de gran tamaño, y poseen foliación menos marcada, debido a la presencia de minerales equidimensionales, como andalucita, granates, feldespatos, etc.
Los diferentes tipos de rocas metamórficas se originan según la composicion inicial y las condiciones de metamorfismo que se han alcanzado.
Cuando la roca inicial tiene un solo componente, la metamórfica resultante esta formada por el mismo mineral, aunque generalmente presenta cristales de mayor tamaño. Así por ejemplo, a partir de calizas se forman mármoles, y a partir de areniscas cuarcitas se forman las cuarcitas.
Sin embargo, cuando la roca de partida contiene diferentes componentes, se originan series mas complicadas de rocas metamórficas. Así, a partir de rocas arcillosas, se obtiene toda una serie de rocas metamórficas que forman la familia de las metapelitas. Estas incluyen, en orden de metamorfismo creciente: pizarras, filitas, micasquistos gneises pelíticos. Aunque todas ellas tienen composicion química similar, su composicion mineralógica varia notablemente; por ejemplo, en las pizarras los minerales fundamentales son la clorita y la moscovita; en las filitas la moscovita y la biotita; en los micaesquistos la biotita, acompañada por silicatos de aluminio, cordierita, granates, estaurolita, etc.; y en los gneises pelíticos predominan el feldespato y las paglioclasas acompañados por biotita, cuarzo y otros minerales.
Si la roca original es una marga o una roca básica se forman las anfibolitas. A partir de rocas con cuarzo y carbonatos se originan las rocas calcosilicatadas (que contienen granate, diopsido, vesubianita, wollastionita, etc.), y si la roca partida es un grauvaca (arenisca con feldespato y matriz pelítica) o una roca ígnea ácida, se forman los gneises (que contienen cuarzo, feldespato, plagiocasa y micas).
ROCAS EXÓGENAS
La meteorización y erosión producen partículas de diverso tamaño, que son transportadas por el hielo, el agua o el aire hasta las zonas de mínima energía, donde se acumulan. Una vez en reposo, los sedimentos sufren procesos de compactación, cementación, etc., que los transforman en rocas sedimentarias.
Los productos de meteorización pueden ser transportados en el fondo o bien dentro del fluido. El tipo de transporte condiciona al grupo que pertenece la roca sedimentaria que se forma. Aquellas que se originan a partir de partículas que mantienen su integridad física durante el transporte son las detríticas, y las que se forman por la precipitación de sustancias que se encontraban en disolución son las de origen fisico-quimico. Existe un tercer grupo de rocas sedimentarias, las biogénicas, en cuya formación interviene la actividad de organismos vivos. Por ultimo las rocas orgánicas son las formadas por acumulaciones de materia orgánica (carbones y petrorcas).
La clasificación de los distintos grupos de rocas sedimentarias se realiza según distintos criterios. En las rocas detríticas se basa en el tamaño de grano de sus componentes y en las de origen fisico-quimico en los compuestos minerales que las constituyen.
Dentro de las rocas de origen biógeno, las más representadas son los carbonatos, que se clasifican a su vez según su composicion química y el tipo y origen de las partículas que las constituyen. Las rocas orgánicas se clasifican según su grado de madurez, en base al contenido en carbono y volátiles.
En la formación de una roca sedimentaria puede actuar más de un proceso sedimentario por lo que se producen rocas mixtas de difícil asignación a un grupo concreto. Tal es el caso, por ejemplo, de una roca formada por la acumulación in situ de las partes duras de organismos, y por partículas aportadas por algún mecanismo de transporte.
Diagénesis
La formación de las rocas sedimentarias a partir de los sedimentos comporta la existencia de una serie de procesos que, en general, tienden a la reducción de la porosidad y al aumento de la compacidad. Estos se engloban bajo el nombre de diagénesis.
Los procesos diagenéticos se inician antes de que los componentes del sedimento hayan alcanzado su estadio de reposo. Así, los fragmentos que forman las rocas detríticas pueden haber quedado cubiertos por envueltos de oxido metálicos, y algunos minerales se degradan y forman arcillas. En ambientes marinos, sobre sustratos duros, son frecuentes los procesos de perforación y de incrustación por diversos organismos.
Sin embargo, la circulación de fluidos puede provocar también disolución.
Los procesos de compactación provocan a su vez un aumento de la porosidad; los efectos visibles son la interpenetración de componentes y las superficies de disolución que afectan porciones más extensas de la roca.
El conjunto de procesos diagenéticos se desarrolla a distintas profundidades, y no existe un limite entre los procesos diagenéticos que ocurren en profundidad y los de metamorfismo de bajo grado. Usualmente se ha convenido que este limite corresponde a la zona en la que se forma grafito a partir de los carbones naturales y se volatilizan los hidrocarburos.
Los procesos diagenéticos suelen realzar las diferencias originales que existen entre los sedimentos. Esto lleva a que las rocas sedimentarias se configuren en capas de una cierta continuidad lateral, que se denominan estratos. Normalmente la base y el techo de los estratos son plano-paralelos. A su vez existe paralelismo entre las distintas capas, aunque en ocasiones algunos estratos presentan distinto ángulo de inclinación con el resto de la serie.
Rocas sedimentarias
Aparecen como el resultado de los procesos geodinámicos internos, las rocas sedimentarias se hallan en intima relación con los mecanismos exógenos. En efecto, los productos de la meteorización de rocas preexistentes son transportados por los agentes geológicos y finalmente depositados en las cuencas de sedimentación. Los materiales sedimentados se hallan, en un principio, sueltos, pero luego, gracias a la presión de las propias capas suprayecentes, sufren el proceso de la diagénesis, haciéndose compactas y duras. Como el ritmo de la sedimentación experimenta fluctuaciones, las rocas sedimentarias presentan superficies de discontinuidad, de tal manera que una de sus más importantes características es el hecho de aparecer estratificadas.
Atendiendo a su mecanismo formativo, pueden dividirse en cuatro tipos fundamentales. Tenemos, en primer lugar, las rocas por precipitación química, que son aquellas cuyos elementos constituyentes han sido transportados en disolución. La precipitación de las sustancias disueltas puede obedecer a varias y diferentes causas: evaporación, disminución en cantidad del anhídrido carbónico disuelto en agua, etc. Citaremos, aunque su origen puede responder a otros mecanismos, las calizas, constituidas fundamentalmente por carbonato cálcico, por ser las rocas sedimentarias que ocupan mayor extensión en la superficie terrestre. Cuando aparecen mezclados el carbonato cálcico y el carbonato magnésico, las rocas se denominan dolomitas, siendo justamente celebres, por dar lugar a paisajes de extraordinaria belleza, las que constituyen el macizo del mismo nombre en los Alpes italianos.
Otro tipo de rocas sedimentarias son aquellas cuyos materiales constitutivos han sido transportados en arrastre mecánico: las rocas denominadas clásticas. Los productos sedimentarios pueden aparecer sueltos o bien cementados por una pasta de naturaleza diversa. En este caso se subdividen, atendiendo el tamaño del grano, en psamitas, psefitas y pelitas, según sea aquel del orden de centímetros, milímetros o micras. Entre las que presentan materiales de tamaño grande, debemos citar los conglomerados o pudingas, formados por cantos rodados cementados por sustancias de naturaleza diversa. Un ejemplo característico es la montaña de Montserrat, no lejos de Barcelona, conocida en todo el mundo por su atrevida, esbelta y recortada silueta. Los cantos rodados que constituyen la masa rocosa principal son calizos, pero los hay también pizarrosos y cuarzosos.
Las rocas clásticas, cuyos granos presentan el menor tamaño posible, ya en los límites de lo coloidal. El ejemplo clásico lo constituyen las arcillas y los limos, materiales de gran interés económico por ser materia prima de numerosas industrias.
Todas las rocas descritas aparecen formadas por materiales transportados; pero, cuando se meteoriza una roca, quedan in situ una serie de productos insolubles y no arrastrados: son los que constituyen las rocas residuales, cuyos ejemplos más característicos son las lateritas y las bauxitas, formadas bajo condiciones tropicales o subtropicales.
Las rocas organógenas, formadas por restos de seres vivos, acumulados en grandes cantidades.
ROCAS DECORATIVAS
Las rocas han sido siempre el material natural básico empleado en la construcción de edificios y viviendas, pero muchas veces han llegado a ser un objeto de lujo, por su escasez en una zona determinada, como para los pueblos que vivían en el desierto, donde solo existe arena y polvo, o bien debido a la dificultad de trabajarlas. Por esto, el hombre pronto aprendió a manipular la arcilla y construir mediante ella no solo utensilios domésticos, sino incluso ladrillos, que utilizaría para edificar. El uso de estos materiales hacia necesario un <> mediante el recubrimiento de las paredes que, en el mejor de los casos, eran decoradas con dibujos o pinturas. Sin embargo, pronto se aprendió también a revestir las paredes y las fachadas de los edificios con placas de materiales bellos que escondían a la vista de la gente un armazón hecho con materiales pobres y de feo aspecto.
A este fin los mármoles se utilizaron desde muy antiguo, siendo conocidas las construcciones griegas de mármol, entre las que destaca el Parteon de Atenas, donde se empleo mármol blanco procedente de Paro. En la actualidad, los mármoles se siguen utilizando mucho para la ornamentación y pavimentación de edificios y para la decoración de viviendas lujosas.
En la practica comercial se designa con la denominación de mármoles cualquier caliza que sea capaz de dejarse pulir y posea un aspecto compacto. A veces se consideran como mármoles rocas que no son calcáreas. Los verdaderos mármoles son rocas metamórficas provenientes de rocas calcáreas, que han cristalizado y adquirido un aspecto típico que les confiere su apreciada belleza.
Las variedades explotadas de mármol reciben diversos nombres, muchos de ellos muy antiguos. En construcción se utilizan desde los de colores lisos y uniformes hasta los veteados, concrecionados y de colores abigarrados. En escultura se utilizan únicamente mármoles de destacada blancura, con la misma tonalidad de color y sin defectos ni inclusiones. La extracción de mármoles se efectúa en canteras, siempre a cielo abierto.
Algunas rocas sedimentarias también se utilizan en construcción, pues si bien no son muy consistentes, son de fácil tallado y de abundancia tal que las hace ser de precio asequible. Entre ellas figuran principalmente ciertas areniscas, de coloraciones rojizas muy vivas y bastante apreciadas, también tobas de origen volcánico y por ultimo los travertinos.
DESTRUCCION DE LAS ROCAS
Los formados por las fuerzas interiores del planeta apenas formados, e incluso durante las primeras fases de su formación, resultan implacablemente atacados por los agentes geológicos externos, que acaban por producir su total desmantelamiento. La sucesión de fenómenos que lleva a cabo tal acción constituye el denominado ciclo erosivo terrestre, que podemos dividir en tres fases: meteorización, transporte y sedimentación. Siempre que se produce una orogénia se desencadena automáticamente el correspondiente ciclo erosivo.
La primera fase del ciclo es la de alteración de las rocas de la corteza por los agentes atmosféricos: de aahíque se le denomine meteorización. Esta acción puede ser de orden fisivo, produciendo la disgregación o desintegración de las rocas, o de orden químico, y en este caso se origina la descomposición, total o parcial, de los minerales que las integran, la cual puede efectuarse mediante una verdadera disolución y posterior deposición o mediante una transformación en estado sólido.
La disgregación aparece facilitada por soluciones de continuidad, las diaclasas, existentes en las rocas. Así, por ejemplo, en un clima de alta montaña, durante el día el agua se infiltra hasta el corazón de las masas rocosas a través de tales soluciones de continuidad; cuando llega la noche, el agua se hiela y, al aumentar de volumen, actúa a manera de cuña haciendo saltar las rocas en mil pedazos. De esta manera se forman los grandes canchales, constituyentes típicos del paisaje alpino.
La descomposición química puede producirse asimismo por disolución; las transformaciones mineralógicas pueden ocurrir sin que el mineral pierda su consistencia ni, en muchos casos, su forma: es la transformacion en estado solido. Un ejemplo clásico lo constituyen los cubos de pirita que se oxidan, pasando a limonita y conservando perfectamente su primitiva forma.
El resultado final de las acciones descritas es la formación de arena, cuando predomina la disgregación, y de arcilla, cuando prevalece la descomposición.
LA PIEDRA MÁS DURA: EL DIAMANTE
El elemento químico carbono no solo aparece en el mundo mineral formando parte de los combustibles, sino que se encuentra, en estado de gran pureza, constituyendo dos minerales muy característicos: cuando cristaliza en el denominado sistema hexagonal forma el grafito; cuando lo hace en el cúbico se tiene el diamante.
Aun cuando el diamante ofrece gran variedad de usos industriales, su característica más genuina es ser una piedra preciosa. Todo el mundo sabe que las piedras preciosas son escasas, bonitas y caras; pero es necesario precisar una serie de particularidades para definirlas con propiedad.
La primera de ellas es la inalterabilidad. Esta propiedad la presenta, en grado elevado, el diamante; en efecto se disuelve, en frío, en la mezcla de ácido sulfúrico y bicromato potásico, y, en cliente, en los carbonatos de sodio y de potasios fundidos, en los que es a todas luces imposible que nadie meta una mano ornamentada con un diamante.
La segunda propiedad es la dureza. El diamante la posee en grado superlativo, siendo la sustancia de origen natural más dura que se conoce; lo cual no impide que sea extraordinariamente frágil: si cae simplemente al suelo, según el choque, puede romperse en mil pedazos. Las demás propiedades son de tipo óptico.
UN MINERAL DE MULTIPLES USOS
El cuarzo es un mineral duro, muy abundante en la naturaleza y que presenta numerosas variedades. Una de ellas, el sílex, al comienzo de la historia del hombre, conformado groseramente a base de golpearlo contra otras piedras, se usó como utensilio y como arma durante mas de medio millón de años. Mas tarde el pulimento, a base de frotar entre si dos piedras, mejoro el acabado de las piezas y, si bien se unieron al sílex otros tipos de piedras, aquel siguió siendo el mas empleado.
El cuarzo ahumado es de color pardo y se encuentra en grandes cristales, como el existente en el museo de Berna, que pesa 100 Kg. y fue hallado en los Alpes suizos; los ejemplares transparentes y de color uniforme se tallan en brillante y constituyen gemas muy apreciadas. El cristal de roca, variedad incolora y transparente, tiene poco valor, excepto cuando lleva inclusiones que le producen iridiscencia; asi la denomina "cabellera de Venus", con finas agujas de rutilo de color amarillo reunidas en penacho. Su variedad más apreciada es el ágata.
Pero son principalmente sus propiedades piezoeléctricas las que le han dado un mayor campo de aplicación en la técnica moderna. También se utiliza como resonador en toda técnica que requiere oscilaciones determinadas, precisas y constantes.
MINERALES ORNAMENTALES
Los minerales para fabricar pequeños objetos decorativos son muy numerosos. A tal fin se utilizan dos tipos fundamentales de minerales: aquellos que, después de pulidos o tallados, pueden reunir condiciones aceptables de belleza sin llegar a piedra preciosa, pero que son algo mas que una piedra ornamental, y aquellas especies minerales cuyos cristales naturales son lo suficientemente bellos para, sin preparación alguna, ser utilizados como elemento decorativo.
Las piedras duras ocupan una posición intermedia entre las gemas y las simples piedras de decoración, y a menudo son minerales metalíferos opacos, que en nada recuerdan la transparencia y brillo de un diamante. Se emplean aisladamente en la fabricación de pequeños objetos, y a menudo en composiciones de varias piedras distintas formando mosaicos, arte éste cultivado en el Renacimiento y que ha llegado hasta nuestros días.
Los minerales ornamentales más usados son la malaquita, el lapislázuli, la turquesa, que en parte se utilizan para fabricar joyas, el jade y otros.
Una categoría especial de minerales ornamentales la constituyen los vidrios amorfos, entre los que destaca la obsidiana, de origen volcánico, y las tectitas, de origen meteórico. La obsidiana es de color negro, a veces con un precioso moteado de esferas blancas.
MINERALES ESTRATEGICOS
El estaño, al igual que el cobre, fue uno de los primeros metales utilizados por el hombre, que en los lejanos tiempos prehistóricos lo empleo ya en la aleación. La demanda de estaño por la industria ha ido en constante aumento, si bien sus usos han experimentado un cambio radical: en efcto, la antigua utilizacion en el techado y en la confeccion de utensilios de cocina se ha visto sustituida por la fabricacion de cojinetes de bronce y la de hojas de estaño para envases de productos alimenticios. Los minerales de estaño forman parte de los minerales estratégicos.
En la practica, todo el estaño consumido por la industria es extraído de la casiterita. Los principales yacimientos provienen de emanaciones del granito, y se encuentran en el mismo granito o en filones hidrotermales próximos al magma y correlativos con su consolidación.
Otro de los metales que aparece muy localizados en la corteza terrestre es el mercurio. Las aplicaciones del mercurio se basan en sus propiedades físicas y químicas. Se le utiliza principalmente en aparatos eléctricos, productos farmacéuticos, pilas secas y catalizadores.
Los yacimientos de cinabrio se hallan localizados en zonas que han sido sometidas a facturación, independientemente del tipo de roca que los contiene. Todos se formaron a partir de aportes hidrotermales, a temperatura relativamente baja, relacionados con el volcanismo terciario.
El yacimiento de Almaden, situado en las vertientes septentrionales de Sierra Morena (España), es el mayor del mundo. La zona esta constituida por pizarras y cuarcitas siluricas plegadas y falladas con intrusiones de pórfidos. Los depósitos de mineral se han formado por reemplazamiento en la cuarcita.
MINERALES FERTILIZANTES
El potasio es un de los tres fertilizantes más importantes; los otros dos son el fósforo y el nitrógeno. En escala menor, pero que no debe olvidarse, se encuentra el azufre.
El crecimiento de las plantas requiere disponer de muchos elementos; algunos de ellos, como el oxigeno, el hidrogeno y el carbono, son casi inagotables y la planta los toma de la atmósfera y del agua de lluvia.
El apatito es el único mineral común que puede suministrar fósforo, pero es relativamente insoluble. Por ello se le trata, generalmente con ácido sulfúrico, para producir un material más soluble, conocido como superfosfato.
Es frecuente hallar nódulos de apatito uncluidos en calizas y que se han formado en mares de poca profundidad. La mayoría de estas calizas, una vez erosionadas, han dado lugar a concentraciones secundarias de fosfatos que forman valiosos yacimientos.
El nitrógeno es el recurso principal que se extrae de la atmósfera.
El azufre no se emplea directamente como fertilizante, pero interviene en la obtención de superfosfato y del sulfato amónico, fertilizantes de primera categoría.
MINERALES ABRASIVOS
La gran preponderancia de compuestos y aleaciones duras, utilizados en la industria moderna, ha creado la necesidad de buscar materiales aptos para el pulido y trabajo de estas aleaciones. Existe una serie de minerales que poseen, como cualidad común, una elevada serie natural, ya en productos manufacturados. Sin embargo, los abrasivos naturales están siendo sustituidos actualmente por abrasivos artificiales, que se fabrican a su vez con productos minerales y se utilizan cada vez más.
Los abrasivos naturales se emplean en forma natural, después de darles una forma adecuada, o bien, reducidos a granos o polvo, haber fabricado con ellos ruedas o papeles.
No todo el diamante que se extrae se utiliza en la talla de piedras preciosas. Existen dos tipos de piedra industrial: los diamantes carbonados, negros, duros y resistentes, que proceden de Bahía (Brasil); y el bort, que comprende las piedras pequeñas, fragmentos y gemas de color deficiente o que presentan imperfecciones.
El corindón tiene una dureza 9 y, si bien es una piedra preciosa, ocurre lo mismo que con el diamante, es decir, existen ejemplares defectuosos utilizables para abrasivo. El corindón también puede presentarse mezclado con magnetita en la variedad denominada esmeril. Se emplea en forma de grano suelto en el pulimento óptico, se utiliza adosado a papel o tela y en forma de muelas de pulir.
El granate forma una serie isoforma con siete variedades, de las cuales el almandino es el que se usa generalmente como abrasivo. El mineral se fractura formando bordes afilados que, una vez redondeados, ya no sirven. No es muy abundante y para que sea rentable los granos deben tener, por lo menos, el tamaño de un guisante y el contenido de la roca no debe ser inferior al 10%.
Toda una serie de rocas silíceas, de grano mediano u fino, se han utilizado como abrasivos de dureza intermedia. Como abrasivos blandos se usan carbonatos y algunos óxidos metálicos. Entre los abrasivos artificiales el más importante es el carburo de silicio o carborundo. También se fabrica el carburo de boro, que sigue al diamante en dureza.
UN MINERAL QUE PUEDE TEJERSE
Algunos minerales cristalizan en formas fibrosas, que, convenientemente tratadas, son susceptibles, algunas de ellas, de ser tejidas, como lo son las fibras orgánicas, por ejemplo, de algodón y lana. Con todo, en la industria suele hacerse una doble distinción: se denominan con el nombre comun de amianto los materiales fibrosos, flexibles, capaces de ser hilados y tejidos, y con el nombre de asbesto al material de fibra dura, quebradiza y que da polvo, empleado para pastas aislantes y que no se puede hilar ni tejer. Sin embargo, el empleo de ambos términos no es, en general, uniforme, y por ello se presta a confusiones.
Los amiantos forman fibras delicadas y flexibles, de aspecto sedoso, que son fácilmente transformadas en hilo y hebras para tejer. Es un excelente material aislante del calor y de la electricidad y resiste la acción del fuego y de los ácidos.
Los minerales fibrosos que pueden producir amiantos forman parte de dos grupos principales de compuestos: serpentina y anfibol. El crisólito pertenece al grupo de las serpentinas y es el mineral más valioso; sus fibras son largas, sedosas y fuertes, y puede llegar a resistir temperaturas de 2760 ºC. Un kilogramo de este mineral puede llegar a dar 20000 metros de hilo. El crisólito se ha formado por alteración e hidratación cerca de la superficie de la peridotita, que ha pasado a dormar serpentina. La fibra se halla en venillas lenticulares incluidas en la serpentina y tiene tres modos de presentarse: fibra cruzada perpendicular a la longitud de la venilla; fibra deslizada paralela u oblicua a la venilla, que puede dar fibras muy largas; fibra de masa, compuesta de una masa de fibras entrelazadas sin orientación determinada y radiadas.
Las variedades de anfibol más importantes son la crocidolita y la amosita, aunque son de calidad inferior al crisólito, que llegan a veces a los 30 centímetros de longitud. Se hallan en pizarras, esquistos y sienitas asociadas a doleritas. Los mayores yacimientos se hallan en Africa del Sur.
La tremolita y la actinota tienen poco valor comercial, excepto, tal vez, la tremolita italiana. La actinota es, a veces, triturada para hacer aislantes.
MINERALES PARA LA CONSTRUCCION
Después de los combustibles, el producto de mayor tonelaje que explota el hombre son los materiales de construcción. Un puente se construye con acero, piedra y cemento, todos ellos productos minerales. Un edificio urbano moderno, salvo una pequeña cantidad de madera, esta totalmente formado por productos minerales: cimientos de cemento armado y acero; estructura de piedra, cemento o ladrillo; y tejado de pizarra, metal o caramica.
No existe ninguna clasificación satisfactoria, pero cabe considerar dos grandes grupos de materiales minerales de construcción: aquellos que se utilizan tal y como son extraidos y aquellos que han sido previamente transformados; éste comprende las arcillas para ladrillos, las materias primas para el cemento, yeso y otros minerales.
El vidrio se fabrica derritiendo rocas y minerales y luego enfriándolos tan rápidamente que no tienen tiempo de formar núcleos de cristalización. Se realiza fundamentalmente con sílice, obtenida del cuarzo de las arenas, al que se añaden bórax y óxidos de calcio y sodio, que rebajan el punto de fusión de la sílice.
La palabra cemento se refiere a un agente que una partículas entre sí. En las rocas sedimentarias detríticas se habla del cemento que une los diversos componentes.
MINERALES RADIACTIVOS
La importancia económica de los minerales radiactivos es consecuencia de los avances científicos realizados en los últimos veinte años por la investigación nuclear. La aplicación industrial del proceso de fisión nuclear ha llevado al uranio a la cabeza de los futuros combustibles, por ser el más potente de todos ellos; un gramo de uranio libera una cantidad de enrgia igual a 20000000000 de calorias, mientras que los combustibles normales producen una cantidad de calor muchisimo menor: un gramode carbon, 5000 calorias; un gramode carbbono puro, 7800, y un gramo de boro, 14000.
El uranio, U, elemento metálico de la serie del actinio, es el mejor conocido y el elemento base de todos los metales radiactivos. Tanto los óxidos como las sales de uranio son prácticamente las únicas menas, económicamente rentables, de minerales radiactivos. El uranio no es un elemento raro de la corteza terrestre, sino que su abundancia supera en mucho el porcentaje de otros metales más comunes, como estaño y zinc. El uranio esta dimensionado, impregnando cualquier tipo de rocas o sedimentos.
Aun cuando en los últimos años se han descrito una gran cantidad de minerales radiactivos, en su mayoría minerales secundarios producidos por oxidación y disolución de menas primarias, los minerales de uranio más importantes y mejor conocidos son los óxidos anhídridos o hidratados, que pueden reunirse en el grupo de la uraninita, y los fosfatos dobles del radical uranilo y de un catión divalente, que pueden agruparse en las series de la tobernita y la metatorbernita.
El grupo de la uraninita esta formado por la uraninita, la baddeleyita, y la thoririanita, conjuntamente con una serie de productos de alteración de la urninita, todos ellos óxidos hidratados, coloreados brillantemente de amarillo y anaranjado, mal cristalizados o amorfos, conteniendo una cantidad de agua variable, y cuyas mezclas se conocen con el nombre de gummita.
Las series de la torbernita y la metatorbernita comprenden, además de estos dos minerales, la autunita y la carnotita como los más importantes; todos ellos son fosfatos o vanadatos de uranilo y cobre, calcio o potasio. Se presentan en forma pulvurenta o en diminutos cristales de vivos colores, verde esmeralda, amarillo-verde y amarillo limón.
Las concentraciones de uranio en forma de depósitos metálicos, filones, etc. son raras, debido principalmente a la gran capacidad de reacción de este metal y a la gran solubilidad de sus sales. Esto hace que el uranio tenga una gran movilidad y se le encuentre diseminado en rocas eruptivas y pegmatitas o en rocas sedimentarias.
LAS PIEDRAS PRECIOSAS
Son una de las maravillas de la Naturaleza, pues reúnen propiedades físicas excepcionales que les confieren una gran belleza, como en el diamante, cuyo alto índice de refracción, dispersión y gran pureza le proporcionan su aspecto característico, imposible de imitar, o la esmeralda, el rubí y el zafiro, cuyos coloridos les dan gran valor.
La composicion química de una piedra preciosa no debe variar por la acción de los agentes meteóricos, o sea, no debe hidratarse, oxidarse o carbonatarse; asimismo debe ser resistente a la accion de los acidos y de las bases en condiciones normales.
La inalterabilidad y la dureza son condiciones necesarias pero no suficientes, para que un mineral alcance el rango de piedra preciosa; lo que realmente hace de él un ejemplar digno de ser admirado es que sea bello y raro. Lo primero depende esencialmente de sus propiedades ópticas y de su transparencia; las piedras incoloras, llamadas blancas, por poseer un indice de refraccion elevado pueden tallarse de tal manera que se produzca la reflexion total de la luz en sus facetas inferiores, dando a la piedra gran brillo, que la destaca entre todas. Es el caso del diamante y del zircon y, en menor grado, del topacio incoloro.
[1] Se caracteriza por sus superficies curvas y suaves, como el interior de una concha.
[2] Ion negativo
[3] Ion cargado positivamente
1.1 Introducción
La parte sólida de la superficie terrestre esta constituida, prácticamente en su
totalidad, por la asociación de un numero infinitamente grande de pequeñas proporciones de materia cristalina: los minerales.
1.2 Definición
Se llama minerales a aquellos sólidos inorgánicos de origen natural que poseen estructura reticular interna ordenada y composición química definida, aun cuando esta pueda variar dentro de determinados limites. No se incluyen en los minerales los productos obtenidos artificialmente (cristalizaciones hechas en el laboratorio, etc.) ni las sustancias naturales que se encuentran en estado liquido a temperatura ambiental, ni tampoco los compuestos de origen orgánico (carbones, ámbar, etc.). Se excluyen también los materiales en parte inorgánicos como los huesos o materiales producidos por seres vivos.
También tiene que pertenecer a la corteza terrestre como ser natural formado en ella. Es decir, el mineral es la especie cristalina natural, y como tal puede presentarse en formas poliédricas de gran belleza y dar lugar a los cristales naturales cuando las condiciones en que se han formado les permiten crecer libremente según sus caras propias. No obstante, en la mayoría de los casos, el mineral se ha formado simultáneamente con muchos otros, iguales o distintos, y ha creado un problema de espacio y dado lugar a las rocas, verdaderas asociaciones irregulares de cristales naturales cuyos individuos han debido adoptar la forma que el espacio disponible les imponía.
1.3 Características
Los minerales se caracterizan por la disposición geométrica en el espacio de las partículas (iones, átomos o moléculas) que los integran, es decir presentan una estructura cristalina. A veces, cuando las condiciones de formación (espacio, tiempo y reposo) son favorables, su aspecto externo no adopta una forma geométrica, reflejo de la disposición en la que se encuentran ordenadas las partículas en su interior. En este caso se llaman cristales. Los cristales se pueden clasificar en cúbicos, tetragonales, hexagonales, romboédricos, rómbicos monoclínico y triclínico.
Características químicas
Polimorfismo: a veces, la naturaleza química de una sustancia permite dos o más estructuras diferentes, que dependen de la temperatura y la presión en el momento que se forma. Esto origina dos o más minerales con la misma formula, pero con propiedades físicas distintas. Hay dos tipos de cambios polimórficos: unos reversibles y otros irreversibles.
Isomorfismo: muchos compuestos químicos similares, formados por iones de tamaño parecido y con el mismo tipo de enlace, cristalizan con estructuras que tienen la misma simetría i dimensiones muy parecidas, por lo cual a veces se produce la sustitución de uno o más iones de la red cristalina por otros de características equivalentes.
Las condiciones para que se produzca la sustitución están determinadas por la carga eléctrica y el tamaño de los iones,
Seudomorfismo: este fenómeno se produce cuando un mineral reemplaza a otro sin cambiar la forma externa del primero.
Hay dos clases de sustituciones seudomórficas: cuando no hay cambio de sustancia, el nuevo mineral es polimorfo del primitivo y cuando el nuevo mineral tiene otra composicion química, la sustitución se puede producir por diversos mecanismos:
1. Sustitución gradual de la materia primitiva por el nuevo mineral, sin ningún tipo de reacción química.
2. Desaparición del mineral primitiva por disolución o por exfoliación, dejando un molde que se rellena del nuevo.
3. Por alteración que puede ser por hidratación, deshidratación, por presión o por oxidación.
1.4 Propiedades
Los minerales poseen propiedades físicas y químicas, cuyo estudio supone una orientación más o menos precisa para la determinación de la especie y en otros, una seguridad absoluta que permite omitir técnicas más laboriosas y complicadas.
Propiedades relacionadas con la estructura
Dureza: la dureza de un cuerpo es la resistencia que opone su superficie a ser rayada por otro cuerpo que posea forma punzante. Un mineral es más duro que otro si puede rayarlo, de forma que no podrá ser rayado por él.
La dureza de cada mineral es constante; Se trata, por lo tanto, de una de las pruebas más inmediatas y fáciles que se pueden realizar para intentar identificar un mineral desconocido. Para esta identificación se recurre a la escala de Mohs, que establece diez grados de dureza, cada uno de los cuales corresponde a la dureza de un mineral patrón:
MINERAL
DUREZA DE
MOHS
DUREZA DE
VICKER
1. Talco
1
20
2. Yeso
2
70
3. Calcita
3
110
4. Fluorita
4
180
5. Apatito
5
500
6. Ortosa
6
700
7. Cuarzo
7
1300
8. Topacio
8
1600
9. Corindon
9
2000
10. Diamante
10
8000
La dureza es una propiedad vectorial que depende de la composicion del mineral y de su estructura. Los factores estructurales que la determinan son la densidad (relación que existe en la masa de un cuerpo y su volumen. Algunos minerales tienen densidad muy baja, como la silvita, y otros muy elevada, como el oro. En general, la densidad oscila entre 2,5 y 4,5 gr/cm³) del empaquetamiento (mayor dureza a mayor densidad de empaquetamiento) y el tamaño de los iones (mayor dureza a menor tamaño). Según la fórmula química existen diferentes tipos de enlaces y cargas de los iones: enlaces fuertes y cargas grandes se corresponden con durezas más elevadas.
La escala de Mohs es practica y fácil de aplicar, no obstante no permite determinaciones precisas e incluso no es lineal, ya que la diferencia de dureza entre los distintos términos consecutivos de la serie es muy dispar; por ejemplo la dureza del corindón es 1,25 veces mayor a la del topacio, y la del diamante es 4 veces la del corindón.
Existen otros métodos para determinar durezas (todos ellos requieren instrumental de cierta complicación) y otras escalas.
Fractura: cuando un mineral se somete a una serie de golpes puede responder rompiéndose, La fractura es el aspecto que ofrecen las superficies obtenidas por la rotura. Según las características se dividen en concoidea[1], irregular astillosa, ganchuda y terrosa.
Exfoliación: es resultado de la distribución geométrica especial de las partículas en la materia cristalina. Es una propiedad que no pueden ofrecer las sustancias amorfas. Consiste en que al someter un mineral a un esfuerzo o percusión, se produce una separación en superficies planas, y sus direcciones corresponden a las de los planos reticulares enlazados unos con otros de forma más débil.
Los números de direcciones de exfoliación y los ángulos que forman entre ellas es variable y coincide con caras reales o posibles del cristal.
La exfoliación es una propiedad que se utiliza en la talla de gemas.
Para definir el comportamiento de los minerales respecto a esta propiedad se utilizan los adjetivos perfecta, buena, imperfecta y mala. Además se hace referencia al numero de direcciones de exfoliación y a los ángulos que forman entre si, con los términos pinacoidal (una sola dirección de exfoliación), cubica, romboédrica, octaédrica y prismática.
No todos los minerales presentan exfoliación, y entre los que la presentan son pocos los que la tienen acentuada.
Tenacidad: es la resistencia que opone un cuerpo a ser roto o deformado. Hay palabras que permiten precisar las características de la tenacidad:
Frágil
minerales que se rompen con un golpe poco intenso
Dúctil
se pueden estirar en hilos
Maleable
pueden extenderse en laminas
Elástico
pueden flexionarse y recuperan su fuerza inicial cuando la fuerza para
Plástico
quedan deformados permanentemente al someterlos a esfuerzos
Séctil
pueden cortarse con un cuchillo extrayendo delgadas virutas
Peso especifico: es el peso de la unidad de volumen de dicha sustancia. En los minerales depende de la naturaleza de los átomos que los constituyen.
Propiedades ópticas
Color: siempre que se observe el color de un mineral se deberá estar seguro de que la superficie no está alterada, por lo cual se deberá apreciar sobre una fractura reciente.
Color de raya: consiste en practicar una raya al mineral con orto de mayor dureza.
Brillo: el brillo depende del porcentaje de luz que refleja la superficie del mineral y de las características de esta reflexión. La textura de la superficie tiene gran influencia sobre el tipo de brillo. Los brillos pueden ser: metálicos, vítreos, nacarados, sedosos, resinosos, grasos, etc.
Indice de refracción: cuando un rayo de luz pasa de un medio a otro, varia su velocidad y su dirección. Cuando la luz
Birrefrigencia: las sustancias amorfas y los minerales que cristalizan en el sistema cúbico solo tienen un índice de refracción (la luz se propaga en su interior a la misma velocidad en cualquier dirección). Los minerales que cristalizan de los demás sistemas, los rayos de luz que penetran, se dividen en dos.
Uno de estos dos rayos sigue las leyes de refracción, llamado ordinario. El otro no sigue estas leyes y es llamado extraordinario.
El ángulo que forman estos dos rayos depende del ángulo que forma el rayo que incide con la superficie del mineral. La máxima diferencia entre estas dos velocidades recibe el nombre de birrefrigencia.
Luminiscencia: es la emisión de luz por causas distintas a la incandescencia. Algunos minerales cuando reciben luz u otras radiaciones, devuelven la energía en forma de luz.
Se pueden clasificar en dos grupos: fosforescencia (cuando la emisión de luz continua después de parar la excitación) y fluorescencia (si solo se produce mientras dura la exposición).
Propiedades eléctricas
Conductividad: depende del tipo de enlace. Conducen muy bien la electricidad los metales nativos; otros como los sulfuros la conducen con dificultad. El grupo más amplio lo forman los no conductores.
En muchos minerales es una propiedad vectorial, es decir, ofrece valores distintos en diferentes direcciones.
Piroelectricidad: algunos cristales no tienen centro de simetría se cargan eléctricamente cuando son calentados diferenciándose un polo positivo y otro negativo. Cuando se somete el cristal a un enfriamiento los polos se invierten.
Piezoelectricidad: cuando un cristal piezoeléctrico sufre una compresión, se separan cargas eléctricas de signo contrario, que se sitúan en polos opuestos. Si el cristal se somete al estiramiento, los polos cambian de signo.
Propiedades magnéticas
Minerales ferromagnéticos: son atraídos fuertemente por los campos magnéticos. Un ejemplo es la magnetita.
Minerales paramagnéticos: los polos de los imanes los atraen débilmente. Unos ejemplos son el rutilo, el berilo y varios minerales que contienen hierro.
Minerales diamagnéticos: el imán los repele débilmente. Unos ejemplos son el azufre, el cobre y la plata nativos.
1.5 Tipos
En la naturaleza, gran parte de los compuestos inorgánicos conocidos se hallan en forma de minerales y se agrupan según su anión[2], en ocho clases: I. Elementos nativos; II. Sulfuros; III. Sales haloideas; IV. Oxidos e hidróxidos; V. Carbonatos, Boratos y Nitratos; VI. Sulfatos, Cromatos, Molibdatos y Wolframatos; VII. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos; VIII. Silicatos.
Los más abundantes son los silicatos, que constituye un 98% de la composición de la corteza terrestre.
I. Todos los minerales están compuestos por elementos químicos. Algunos de ellos se presentan en estado puro y dan lugar a los minerales llamados elementos nativos, como metales (oro, plata); y como no metales (azufre, grafito y diamante).
II. Son combinaciones sin oxígeno de diversos elementos, con azufre o con selenio, teluro, bismuto arsénico o antimonio. Casi siempre poseen aspecto metálico y densidad elevada. Algunos se hallan en concentraciones de gran importancia industrial (menas metálicas); por ejemplo, la galena (sulfuro de plomo), la blenda (sulfuro de cinc), la niquelina (arseniuro de niquel) y el cinabrio (sulfuro de mercurio).
III. Son combinaciones de metales con los elementos halógenos. Su dureza suele ser baja y algunos son solubles en agua.
IV. Están compuestos de metal y oxígeno. Forman un amplio grupo con pocas características comunes. Los óxidos e hidróxidos y los sulfuros comprenden las menas metálicas más importantes. La magnetita, el oligisto y la limonita son las más importantes menas del hierro.
V. Son el grupo más numeroso. La más importante es la calcita, componente esencial de las rocas calizas. Otros carbonatos importantes son la doromita, la siderita, la malaquita y la azurita. Los nitratos y boratos están mucho menos numerosos y están en concentraciones locales de depósitos salinos.
VI. Son minerales de aspecto no metálico y de poca dureza. En los sulfatos destaca el yeso, la anhidrita y la baritina.
Los Cromatos son raros y pocos numerosos al igual que los Molibdatos y Wolframatos.
VII. Son combinaciones de fósforo arsénico y vanadio con el oxígeno. La mayoría de los fosfatos son raros. Los Arseniatos y Vanadatos son también poco abundantes. Unos de ellos son la eritrina y la vanadinita.
VIII. Son la clase mineralógica más importante, ya que son la cuarta parte de las especies minerales conocidas. La mayoría de los minerales de las rocas ígneas, las cuales forman más del 90% de la corteza terrestre son silicatos.
Hay unas 500 especies de silicatos (40 comunes y el resto raro).
Están formados por la combinación del silicio, que se está en el centro de un tetraedro regular, con 4 oxígenos (uno en cada vértice). Este grupo tiene un enlace muy fuerte (por lo que tiene buena estabilidad).
La complejidad de las estructuras depende de la temperatura en que se formaron.
La clasificación de los silicatos se basa en la estructura del tetraedro. Al estudiarlos por rayos X se clasificaron así:
Neosilicatos: están formados por tetraedros aislados, sin ningún átomo de oxígeno en común y unidos por cationes[3] metálicos.
Son bastante duros y de colores variables. Algunos se utilizan como gemas. Destacan la serie del olivino, los granates, el circón, el topacio.
Estructura de los neosilicatos Granate
Sorosilicatos: están formados por grupos de dos tetraedros unidos por un vértice.
Los más difundidos son el grupo de la epidota. Otros sorosilicatos es la hemimorfita.
Estructura de los sorosilicatos
Ciclosilicatos: están formados por 3,4 ó 6 tetraedros unidos en forma de anillos. Son bastante duros. Muchos se usan como gemas como las turmalinas.
Estructura de los ciclosilicatos Turmalina
Inosilicatos: son grupos de tetraedros unidos en cadenas ilimitadas, sencillas o dobles.
Los de cadena sencilla son los más abundantes y son más complejos.
Estructura de los inosilicatos Estructura de los inosilicatos
de cadena sencilla de cadena doble
Filosilicatos: su estructura la forman tetraedros unidos formando redes planas. Tienen poca dureza y algunos son fibrosos.
Estructura de los filosilicatos
Tectosilicatos: los tetraedros están unidos en redes tridimensionales. Los tectosilicatos más importantes son el cuarzo, el grupo de los feldespatos y los feldespatoides.
Estructura de los tectosilicatos
1.6 Yacimientos minerales
Un yacimiento mineral es una acumulación natural de un mineral que permite su explotación con un rendimiento económico.
Muchos yacimientos se forman en masas magmáticas o en su cercanía: son yacimientos magmáticos. Cuando la mayor parte del magma cristaliza se pueden formar en su interior acumulaciones de algunos de sus componentes, dando lugar a yacimientos ortomagmáticos. Al finalizar la consolidación magmática, cuando la temperatura y la presión disminuyen, las sustancias gaseosas se escapan y arrastran elementos metálicos que se depositan en las grietas de las rocas y forman los yacimientos neumatolíticos.
Cuando precipitan los minerales arrastrados por el vapor del agua se originan los yacimientos hidrotermales.
Los yacimientos sedimentarios son lugares donde se acumulan minerales que se han arrancado de otras zonas, que se han transportado y sedimentado. Los más importantes son los placeres. Un placer es un deposito continental de minerales pesados y piedras preciosas situados en el fondo de los ríos y sobre las playas.
Algunas sustancias que han sido transportadas en disolución cristalizan en los mares y los lagos, donde existe una gran evaporación dando lugar a yacimientos evaporíticos. Cuando los depósitos minerales se ven sometidos a procesos de metamorfismo, sufren transformaciones y originan yacimientos metamórficos.
1.7 Ejemplos de minerales
plata elementos nativos cobre elementos nativos
diamante en bruto
Azufre elementos nativos
Pirita sulfuro
Galena sulfuro
Rocas
2.1 Introducción
El estudio de la corteza terrestre ha puesto de manifiesto que esta aparece constituida por grandes unidades que conservan, a lo largo y a lo ancho de toda su extensión, una cierta homogeneidad en cuanto a composicion y estructura: estas unidades son las rocas.
2.2 Definición
Por roca se entiende cualquier material sólido y mineral que constituye la corteza terrestre. La mayor parte de las rocas están formadas por dos o más minerales (rocas compuestas o heterogéneas), pero también existen rocas formadas por un solo mineral (rocas simples u homogéneas), aunque acompañando de manera totalmente subordinada por minerales accesorios o secundarios.
Toda la enorme cantidad numérica como la notable variedad morfológica de las rocas que hay en la naturaleza son causa de complejos problemas de identificación y clasificación. A lo largo del tiempo, los petrógrafos han propuesto numerosas divisiones a partir de hipótesis diferentes. De este modo, en las primeras épocas de la petrografía se confeccionaron subdivisiones realizadas a partir del origen y de la edad de las rocas, mientras que las recientes subdivisiones tienen en cuenta la constitución química, mineralógica y estructural de las rocas. Los científicos actuales consideran por igual todos estos aspectos y comienzan el estudio de las rocas después de haber efectuado una primera y gran subdivisión, realizada en función de su origen y su formación, en 3 grupos de rocas: rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas.
Las rocas no son cuerpos inalterables, si no que representan aspectos distintos y transitorios a lo largo de los tiempos geológicos de la litosfera, que ha venido experimentando una continua transformación de acuerdo con procesos litogénicos que todavía permanecen activos; se puede, por lo tanto, definir un ciclo de las rocas. La actividad dinámica de la Tierra tiende a elevar ciertas partes de la litosfera con respecto a otros, mientras que la hidrosfera y la atmósfera, interactuando con la litosfera, tienden a efectuar la nivelación de esta ultima a través de los procesos de demolición: la alteración química y la disgregación mecánica.
2.5 Tipos
Las rocas aunque presentan gran cantidad de formas y colores, solamente se originan de tres maneras posibles y estas están relacionadas con los tipos de bordes que limitan las placas litosfericas.
ROCAS ENDOGENAS
Rocas ígneas o magmáticas
Derivan de la consolidación de un magma. El magma es una masa fundida, de composicion silicatada, que puede contener cantidades variables de gases disueltos y sólidos en suspensión. Se forma por fusión de materiales de la corteza o el manto y tiende a ascender hacia la superficie debido a que su densidad es menor que la de las rocas que lo rodean, puesto que la roca fundida ocupa más volumen que la sólida.
Durante el ascenso, el magma se enfría y empieza a cristalizar. Según el lugar donde se solidifique se originan los distintos tipos de yacimientos de rocas ígneas, que permiten clasificarlas en 3 grandes grupos: plutónicas, filonianas y volcánicas.
Plutónicas
Cristalizan en el interior de la corteza y forman masas de considerable tamaño (plutones). Como pierden calor lentamente, todos los minerales disponen de un largo tiempo para cristalizar, presentan por lo tanto textura granuda holocristalina (formada totalmente por cristales) y equigranular (todos los cristales tienen aproximadamente el mismo tamaño, generalmente entre dos y en diez milímetros).
Existen diferentes yacimientos de rocas plutónicas; cuando forman masas de gran tamaño en forma de cúpulo, de las que no llega a surgir la base, se les llamó batolitos. Los lacolitos son yacimientos de menor tamaño y concordantes con la estratificación.
Filonianas
Se originan cuando el magma se abre paso hacia la superficie a través de planos de debilidad de las rocas circundantes (fracturas, diaclasas, superficies de estratificación, etc.) y solidifica en su interior. En este caso, la cantidad de magma inyectado es mucho menor y generalmente forma masas tubulares cuyo espesor oscila entre algunos centímetros y varios centenares de metros. Su longitud es muy variable y oscila normalmente entre algunos centenares de metros y decenas de kilómetros.
La mayor parte de las rocas filonianas presentan también textura holocristalina, pero generalmente los cristales no tienen tamaño uniforme, puesto que se han formado en dos etapas diferentes. Parte de ellos han ascendido ya formados en el interior del magma, son de tamaño grande y presentan formas regulares (fenocristales); el resto del magma cristaliza rápidamente en el interior de la fisura y origina de cristales de pequeño tamaño que constituyen la pasta. Se forma así la textura porfídica, que caracteriza a las rocas filonianas más comunes: los pórfidos.
Otras rocas filonianas, originadas en etapas tardías de la consolidación magmática, son las aplitas y pegmatitas. Estas se forman cuando, la cristalización de las rocas plutónicas, queda un residuo magmático rico en vapor de agua y volátiles, que se introduce y cristaliza en los alrededores de los plutones. Su textura es similar a la de las rocas plutónicas, pero el tamaño de grano es diferente: en las aplitas los cristales son muy pequeños, y en las pegmatitas muy grandes.
Las masas de rocas filonianas pueden situarse concordantemente con la estructura de las rocas encajantes (estratificación o equistosidad) y constituyen los silis, o bien pueden ser discordantes, en cuyo caso forman los diques.
Volcánicas
Son las que se forman cuando el magma llega a la superficie terrestre y origina los volcanes. Las erupciones pueden ser subaereas o subacuáticas.
En una erupción volcánica se emiten generalmente materiales sólidos, líquidos y gaseosos. El tipo y las características de la erupción dependen de la composicion del magma y de la proporción relativa de sus componentes.
Los materiales emitidos en forma liquida (lavas) discurren sobre la superficie terrestre formando las coladas, cuya longitud depende de la viscosidad de la lava.
Las rocas volcánicas suelen presentar texturas porfídicas, con los fenocristales con una pasta de grano muy fino, y a menudo se caracterizan por la presencia de vidrio, debido a que su enfriamiento es muy rápido. Es frecuente además que muestren texturas fluidales y burbujas producidas por el escape de gas.
Los materiales que llegan sólidos a la superficie terrestre (solidifican en el aire antes de caer), constituyen las rocas piroclasticas. Los fragmentos de mayor tamaño, bombas volcánicas y lapilli, se acumulan alrededor del punto de emisión formando el cono volcánico, los mas finos (cenizas volcánicas) son transportados por el viento y pueden depositarse a grandes distancias.
Clasificación de las rocas ígneas según su composicion mineralógica.
Las rocas ígneas, además de por el tipo de yacimiento, se clasifican por su composicion.
Según la proporción de sílice, las rocas pueden ser ácidas, cundo este componente se encuentra en exceso y, tras combinarse con todos los demás, queda en cantidad suficiente para cristalizar dando cuarzo; intermedias, cuando hay suficiente sílice para combinarse con los demás componentes, pero no queda en exceso; y basicas, cuando presentan deficit de silice y no aparece cuarzo.
Existen todavía rocas más pobres en sílice que las básicas, son las ultrabásicas; estas rocas son características del manto, y en la corteza solo aparecen en condiciones muy particulares.
Los minerales mayoritarios de las rocas ígneas son el cuarzo, el feldespato potásico, las plagioclasas y los minerales ferromagnesianos: biotita, anfiboles, piroxenos y olivinos principalmente.
Según la proporción relativa de estos, se clasifican las diferentes familias de rocas ígneas. Las más importante, de más ácidas a más básicas, son los granitos, sienitas, dioritas, gabros y peridotitas, entre las plutónicas; y sus equivalentes volcánicos, riolitas, traquitas, andesitas y basaltos. Las rocas filonianas se denominan con los nombres de sus equivalentes plutónicas: pórfido granítico, pórfido sienítico, etc.
Rocas metamórficas
Son las que se originan por transformaciones mineralógicas en estado sólido a partir de las rocas preexistentes, que pueden ser ígneas, sedimentarias o metamórficas. Los procesos de transformación en estado sólido incluyen recristalización, cambios polifórmicos y reacciones entre minerales, y se deben a la variación en las condiciones de presión y temperatura respecto a las de formación de las rocas iniciales.
Conforme la presión y la temperatura aumentan, los cambios mineralógicos son más importantes, se generan nuevos minerales a partir de los antiguos y aumenta progresivamente el tamaño de los cristales.
En general, las rocas metamórficas de bajo grado están constituidas por minerales de tamaño microscópico y frecuentemente muestran una foliación muy clara (esquistosidad), originada por el crecimiento paralelo de cristales planos, al estar la roca sometida a presión. En cambio, las rocas metamórficas de alto grado están formadas por cristales de gran tamaño, y poseen foliación menos marcada, debido a la presencia de minerales equidimensionales, como andalucita, granates, feldespatos, etc.
Los diferentes tipos de rocas metamórficas se originan según la composicion inicial y las condiciones de metamorfismo que se han alcanzado.
Cuando la roca inicial tiene un solo componente, la metamórfica resultante esta formada por el mismo mineral, aunque generalmente presenta cristales de mayor tamaño. Así por ejemplo, a partir de calizas se forman mármoles, y a partir de areniscas cuarcitas se forman las cuarcitas.
Sin embargo, cuando la roca de partida contiene diferentes componentes, se originan series mas complicadas de rocas metamórficas. Así, a partir de rocas arcillosas, se obtiene toda una serie de rocas metamórficas que forman la familia de las metapelitas. Estas incluyen, en orden de metamorfismo creciente: pizarras, filitas, micasquistos gneises pelíticos. Aunque todas ellas tienen composicion química similar, su composicion mineralógica varia notablemente; por ejemplo, en las pizarras los minerales fundamentales son la clorita y la moscovita; en las filitas la moscovita y la biotita; en los micaesquistos la biotita, acompañada por silicatos de aluminio, cordierita, granates, estaurolita, etc.; y en los gneises pelíticos predominan el feldespato y las paglioclasas acompañados por biotita, cuarzo y otros minerales.
Si la roca original es una marga o una roca básica se forman las anfibolitas. A partir de rocas con cuarzo y carbonatos se originan las rocas calcosilicatadas (que contienen granate, diopsido, vesubianita, wollastionita, etc.), y si la roca partida es un grauvaca (arenisca con feldespato y matriz pelítica) o una roca ígnea ácida, se forman los gneises (que contienen cuarzo, feldespato, plagiocasa y micas).
ROCAS EXÓGENAS
La meteorización y erosión producen partículas de diverso tamaño, que son transportadas por el hielo, el agua o el aire hasta las zonas de mínima energía, donde se acumulan. Una vez en reposo, los sedimentos sufren procesos de compactación, cementación, etc., que los transforman en rocas sedimentarias.
Los productos de meteorización pueden ser transportados en el fondo o bien dentro del fluido. El tipo de transporte condiciona al grupo que pertenece la roca sedimentaria que se forma. Aquellas que se originan a partir de partículas que mantienen su integridad física durante el transporte son las detríticas, y las que se forman por la precipitación de sustancias que se encontraban en disolución son las de origen fisico-quimico. Existe un tercer grupo de rocas sedimentarias, las biogénicas, en cuya formación interviene la actividad de organismos vivos. Por ultimo las rocas orgánicas son las formadas por acumulaciones de materia orgánica (carbones y petrorcas).
La clasificación de los distintos grupos de rocas sedimentarias se realiza según distintos criterios. En las rocas detríticas se basa en el tamaño de grano de sus componentes y en las de origen fisico-quimico en los compuestos minerales que las constituyen.
Dentro de las rocas de origen biógeno, las más representadas son los carbonatos, que se clasifican a su vez según su composicion química y el tipo y origen de las partículas que las constituyen. Las rocas orgánicas se clasifican según su grado de madurez, en base al contenido en carbono y volátiles.
En la formación de una roca sedimentaria puede actuar más de un proceso sedimentario por lo que se producen rocas mixtas de difícil asignación a un grupo concreto. Tal es el caso, por ejemplo, de una roca formada por la acumulación in situ de las partes duras de organismos, y por partículas aportadas por algún mecanismo de transporte.
Diagénesis
La formación de las rocas sedimentarias a partir de los sedimentos comporta la existencia de una serie de procesos que, en general, tienden a la reducción de la porosidad y al aumento de la compacidad. Estos se engloban bajo el nombre de diagénesis.
Los procesos diagenéticos se inician antes de que los componentes del sedimento hayan alcanzado su estadio de reposo. Así, los fragmentos que forman las rocas detríticas pueden haber quedado cubiertos por envueltos de oxido metálicos, y algunos minerales se degradan y forman arcillas. En ambientes marinos, sobre sustratos duros, son frecuentes los procesos de perforación y de incrustación por diversos organismos.
Sin embargo, la circulación de fluidos puede provocar también disolución.
Los procesos de compactación provocan a su vez un aumento de la porosidad; los efectos visibles son la interpenetración de componentes y las superficies de disolución que afectan porciones más extensas de la roca.
El conjunto de procesos diagenéticos se desarrolla a distintas profundidades, y no existe un limite entre los procesos diagenéticos que ocurren en profundidad y los de metamorfismo de bajo grado. Usualmente se ha convenido que este limite corresponde a la zona en la que se forma grafito a partir de los carbones naturales y se volatilizan los hidrocarburos.
Los procesos diagenéticos suelen realzar las diferencias originales que existen entre los sedimentos. Esto lleva a que las rocas sedimentarias se configuren en capas de una cierta continuidad lateral, que se denominan estratos. Normalmente la base y el techo de los estratos son plano-paralelos. A su vez existe paralelismo entre las distintas capas, aunque en ocasiones algunos estratos presentan distinto ángulo de inclinación con el resto de la serie.
Rocas sedimentarias
Aparecen como el resultado de los procesos geodinámicos internos, las rocas sedimentarias se hallan en intima relación con los mecanismos exógenos. En efecto, los productos de la meteorización de rocas preexistentes son transportados por los agentes geológicos y finalmente depositados en las cuencas de sedimentación. Los materiales sedimentados se hallan, en un principio, sueltos, pero luego, gracias a la presión de las propias capas suprayecentes, sufren el proceso de la diagénesis, haciéndose compactas y duras. Como el ritmo de la sedimentación experimenta fluctuaciones, las rocas sedimentarias presentan superficies de discontinuidad, de tal manera que una de sus más importantes características es el hecho de aparecer estratificadas.
Atendiendo a su mecanismo formativo, pueden dividirse en cuatro tipos fundamentales. Tenemos, en primer lugar, las rocas por precipitación química, que son aquellas cuyos elementos constituyentes han sido transportados en disolución. La precipitación de las sustancias disueltas puede obedecer a varias y diferentes causas: evaporación, disminución en cantidad del anhídrido carbónico disuelto en agua, etc. Citaremos, aunque su origen puede responder a otros mecanismos, las calizas, constituidas fundamentalmente por carbonato cálcico, por ser las rocas sedimentarias que ocupan mayor extensión en la superficie terrestre. Cuando aparecen mezclados el carbonato cálcico y el carbonato magnésico, las rocas se denominan dolomitas, siendo justamente celebres, por dar lugar a paisajes de extraordinaria belleza, las que constituyen el macizo del mismo nombre en los Alpes italianos.
Otro tipo de rocas sedimentarias son aquellas cuyos materiales constitutivos han sido transportados en arrastre mecánico: las rocas denominadas clásticas. Los productos sedimentarios pueden aparecer sueltos o bien cementados por una pasta de naturaleza diversa. En este caso se subdividen, atendiendo el tamaño del grano, en psamitas, psefitas y pelitas, según sea aquel del orden de centímetros, milímetros o micras. Entre las que presentan materiales de tamaño grande, debemos citar los conglomerados o pudingas, formados por cantos rodados cementados por sustancias de naturaleza diversa. Un ejemplo característico es la montaña de Montserrat, no lejos de Barcelona, conocida en todo el mundo por su atrevida, esbelta y recortada silueta. Los cantos rodados que constituyen la masa rocosa principal son calizos, pero los hay también pizarrosos y cuarzosos.
Las rocas clásticas, cuyos granos presentan el menor tamaño posible, ya en los límites de lo coloidal. El ejemplo clásico lo constituyen las arcillas y los limos, materiales de gran interés económico por ser materia prima de numerosas industrias.
Todas las rocas descritas aparecen formadas por materiales transportados; pero, cuando se meteoriza una roca, quedan in situ una serie de productos insolubles y no arrastrados: son los que constituyen las rocas residuales, cuyos ejemplos más característicos son las lateritas y las bauxitas, formadas bajo condiciones tropicales o subtropicales.
Las rocas organógenas, formadas por restos de seres vivos, acumulados en grandes cantidades.
ROCAS DECORATIVAS
Las rocas han sido siempre el material natural básico empleado en la construcción de edificios y viviendas, pero muchas veces han llegado a ser un objeto de lujo, por su escasez en una zona determinada, como para los pueblos que vivían en el desierto, donde solo existe arena y polvo, o bien debido a la dificultad de trabajarlas. Por esto, el hombre pronto aprendió a manipular la arcilla y construir mediante ella no solo utensilios domésticos, sino incluso ladrillos, que utilizaría para edificar. El uso de estos materiales hacia necesario un <
A este fin los mármoles se utilizaron desde muy antiguo, siendo conocidas las construcciones griegas de mármol, entre las que destaca el Parteon de Atenas, donde se empleo mármol blanco procedente de Paro. En la actualidad, los mármoles se siguen utilizando mucho para la ornamentación y pavimentación de edificios y para la decoración de viviendas lujosas.
En la practica comercial se designa con la denominación de mármoles cualquier caliza que sea capaz de dejarse pulir y posea un aspecto compacto. A veces se consideran como mármoles rocas que no son calcáreas. Los verdaderos mármoles son rocas metamórficas provenientes de rocas calcáreas, que han cristalizado y adquirido un aspecto típico que les confiere su apreciada belleza.
Las variedades explotadas de mármol reciben diversos nombres, muchos de ellos muy antiguos. En construcción se utilizan desde los de colores lisos y uniformes hasta los veteados, concrecionados y de colores abigarrados. En escultura se utilizan únicamente mármoles de destacada blancura, con la misma tonalidad de color y sin defectos ni inclusiones. La extracción de mármoles se efectúa en canteras, siempre a cielo abierto.
Algunas rocas sedimentarias también se utilizan en construcción, pues si bien no son muy consistentes, son de fácil tallado y de abundancia tal que las hace ser de precio asequible. Entre ellas figuran principalmente ciertas areniscas, de coloraciones rojizas muy vivas y bastante apreciadas, también tobas de origen volcánico y por ultimo los travertinos.
DESTRUCCION DE LAS ROCAS
Los formados por las fuerzas interiores del planeta apenas formados, e incluso durante las primeras fases de su formación, resultan implacablemente atacados por los agentes geológicos externos, que acaban por producir su total desmantelamiento. La sucesión de fenómenos que lleva a cabo tal acción constituye el denominado ciclo erosivo terrestre, que podemos dividir en tres fases: meteorización, transporte y sedimentación. Siempre que se produce una orogénia se desencadena automáticamente el correspondiente ciclo erosivo.
La primera fase del ciclo es la de alteración de las rocas de la corteza por los agentes atmosféricos: de aahíque se le denomine meteorización. Esta acción puede ser de orden fisivo, produciendo la disgregación o desintegración de las rocas, o de orden químico, y en este caso se origina la descomposición, total o parcial, de los minerales que las integran, la cual puede efectuarse mediante una verdadera disolución y posterior deposición o mediante una transformación en estado sólido.
La disgregación aparece facilitada por soluciones de continuidad, las diaclasas, existentes en las rocas. Así, por ejemplo, en un clima de alta montaña, durante el día el agua se infiltra hasta el corazón de las masas rocosas a través de tales soluciones de continuidad; cuando llega la noche, el agua se hiela y, al aumentar de volumen, actúa a manera de cuña haciendo saltar las rocas en mil pedazos. De esta manera se forman los grandes canchales, constituyentes típicos del paisaje alpino.
La descomposición química puede producirse asimismo por disolución; las transformaciones mineralógicas pueden ocurrir sin que el mineral pierda su consistencia ni, en muchos casos, su forma: es la transformacion en estado solido. Un ejemplo clásico lo constituyen los cubos de pirita que se oxidan, pasando a limonita y conservando perfectamente su primitiva forma.
El resultado final de las acciones descritas es la formación de arena, cuando predomina la disgregación, y de arcilla, cuando prevalece la descomposición.
LA PIEDRA MÁS DURA: EL DIAMANTE
El elemento químico carbono no solo aparece en el mundo mineral formando parte de los combustibles, sino que se encuentra, en estado de gran pureza, constituyendo dos minerales muy característicos: cuando cristaliza en el denominado sistema hexagonal forma el grafito; cuando lo hace en el cúbico se tiene el diamante.
Aun cuando el diamante ofrece gran variedad de usos industriales, su característica más genuina es ser una piedra preciosa. Todo el mundo sabe que las piedras preciosas son escasas, bonitas y caras; pero es necesario precisar una serie de particularidades para definirlas con propiedad.
La primera de ellas es la inalterabilidad. Esta propiedad la presenta, en grado elevado, el diamante; en efecto se disuelve, en frío, en la mezcla de ácido sulfúrico y bicromato potásico, y, en cliente, en los carbonatos de sodio y de potasios fundidos, en los que es a todas luces imposible que nadie meta una mano ornamentada con un diamante.
La segunda propiedad es la dureza. El diamante la posee en grado superlativo, siendo la sustancia de origen natural más dura que se conoce; lo cual no impide que sea extraordinariamente frágil: si cae simplemente al suelo, según el choque, puede romperse en mil pedazos. Las demás propiedades son de tipo óptico.
UN MINERAL DE MULTIPLES USOS
El cuarzo es un mineral duro, muy abundante en la naturaleza y que presenta numerosas variedades. Una de ellas, el sílex, al comienzo de la historia del hombre, conformado groseramente a base de golpearlo contra otras piedras, se usó como utensilio y como arma durante mas de medio millón de años. Mas tarde el pulimento, a base de frotar entre si dos piedras, mejoro el acabado de las piezas y, si bien se unieron al sílex otros tipos de piedras, aquel siguió siendo el mas empleado.
El cuarzo ahumado es de color pardo y se encuentra en grandes cristales, como el existente en el museo de Berna, que pesa 100 Kg. y fue hallado en los Alpes suizos; los ejemplares transparentes y de color uniforme se tallan en brillante y constituyen gemas muy apreciadas. El cristal de roca, variedad incolora y transparente, tiene poco valor, excepto cuando lleva inclusiones que le producen iridiscencia; asi la denomina "cabellera de Venus", con finas agujas de rutilo de color amarillo reunidas en penacho. Su variedad más apreciada es el ágata.
Pero son principalmente sus propiedades piezoeléctricas las que le han dado un mayor campo de aplicación en la técnica moderna. También se utiliza como resonador en toda técnica que requiere oscilaciones determinadas, precisas y constantes.
MINERALES ORNAMENTALES
Los minerales para fabricar pequeños objetos decorativos son muy numerosos. A tal fin se utilizan dos tipos fundamentales de minerales: aquellos que, después de pulidos o tallados, pueden reunir condiciones aceptables de belleza sin llegar a piedra preciosa, pero que son algo mas que una piedra ornamental, y aquellas especies minerales cuyos cristales naturales son lo suficientemente bellos para, sin preparación alguna, ser utilizados como elemento decorativo.
Las piedras duras ocupan una posición intermedia entre las gemas y las simples piedras de decoración, y a menudo son minerales metalíferos opacos, que en nada recuerdan la transparencia y brillo de un diamante. Se emplean aisladamente en la fabricación de pequeños objetos, y a menudo en composiciones de varias piedras distintas formando mosaicos, arte éste cultivado en el Renacimiento y que ha llegado hasta nuestros días.
Los minerales ornamentales más usados son la malaquita, el lapislázuli, la turquesa, que en parte se utilizan para fabricar joyas, el jade y otros.
Una categoría especial de minerales ornamentales la constituyen los vidrios amorfos, entre los que destaca la obsidiana, de origen volcánico, y las tectitas, de origen meteórico. La obsidiana es de color negro, a veces con un precioso moteado de esferas blancas.
MINERALES ESTRATEGICOS
El estaño, al igual que el cobre, fue uno de los primeros metales utilizados por el hombre, que en los lejanos tiempos prehistóricos lo empleo ya en la aleación. La demanda de estaño por la industria ha ido en constante aumento, si bien sus usos han experimentado un cambio radical: en efcto, la antigua utilizacion en el techado y en la confeccion de utensilios de cocina se ha visto sustituida por la fabricacion de cojinetes de bronce y la de hojas de estaño para envases de productos alimenticios. Los minerales de estaño forman parte de los minerales estratégicos.
En la practica, todo el estaño consumido por la industria es extraído de la casiterita. Los principales yacimientos provienen de emanaciones del granito, y se encuentran en el mismo granito o en filones hidrotermales próximos al magma y correlativos con su consolidación.
Otro de los metales que aparece muy localizados en la corteza terrestre es el mercurio. Las aplicaciones del mercurio se basan en sus propiedades físicas y químicas. Se le utiliza principalmente en aparatos eléctricos, productos farmacéuticos, pilas secas y catalizadores.
Los yacimientos de cinabrio se hallan localizados en zonas que han sido sometidas a facturación, independientemente del tipo de roca que los contiene. Todos se formaron a partir de aportes hidrotermales, a temperatura relativamente baja, relacionados con el volcanismo terciario.
El yacimiento de Almaden, situado en las vertientes septentrionales de Sierra Morena (España), es el mayor del mundo. La zona esta constituida por pizarras y cuarcitas siluricas plegadas y falladas con intrusiones de pórfidos. Los depósitos de mineral se han formado por reemplazamiento en la cuarcita.
MINERALES FERTILIZANTES
El potasio es un de los tres fertilizantes más importantes; los otros dos son el fósforo y el nitrógeno. En escala menor, pero que no debe olvidarse, se encuentra el azufre.
El crecimiento de las plantas requiere disponer de muchos elementos; algunos de ellos, como el oxigeno, el hidrogeno y el carbono, son casi inagotables y la planta los toma de la atmósfera y del agua de lluvia.
El apatito es el único mineral común que puede suministrar fósforo, pero es relativamente insoluble. Por ello se le trata, generalmente con ácido sulfúrico, para producir un material más soluble, conocido como superfosfato.
Es frecuente hallar nódulos de apatito uncluidos en calizas y que se han formado en mares de poca profundidad. La mayoría de estas calizas, una vez erosionadas, han dado lugar a concentraciones secundarias de fosfatos que forman valiosos yacimientos.
El nitrógeno es el recurso principal que se extrae de la atmósfera.
El azufre no se emplea directamente como fertilizante, pero interviene en la obtención de superfosfato y del sulfato amónico, fertilizantes de primera categoría.
MINERALES ABRASIVOS
La gran preponderancia de compuestos y aleaciones duras, utilizados en la industria moderna, ha creado la necesidad de buscar materiales aptos para el pulido y trabajo de estas aleaciones. Existe una serie de minerales que poseen, como cualidad común, una elevada serie natural, ya en productos manufacturados. Sin embargo, los abrasivos naturales están siendo sustituidos actualmente por abrasivos artificiales, que se fabrican a su vez con productos minerales y se utilizan cada vez más.
Los abrasivos naturales se emplean en forma natural, después de darles una forma adecuada, o bien, reducidos a granos o polvo, haber fabricado con ellos ruedas o papeles.
No todo el diamante que se extrae se utiliza en la talla de piedras preciosas. Existen dos tipos de piedra industrial: los diamantes carbonados, negros, duros y resistentes, que proceden de Bahía (Brasil); y el bort, que comprende las piedras pequeñas, fragmentos y gemas de color deficiente o que presentan imperfecciones.
El corindón tiene una dureza 9 y, si bien es una piedra preciosa, ocurre lo mismo que con el diamante, es decir, existen ejemplares defectuosos utilizables para abrasivo. El corindón también puede presentarse mezclado con magnetita en la variedad denominada esmeril. Se emplea en forma de grano suelto en el pulimento óptico, se utiliza adosado a papel o tela y en forma de muelas de pulir.
El granate forma una serie isoforma con siete variedades, de las cuales el almandino es el que se usa generalmente como abrasivo. El mineral se fractura formando bordes afilados que, una vez redondeados, ya no sirven. No es muy abundante y para que sea rentable los granos deben tener, por lo menos, el tamaño de un guisante y el contenido de la roca no debe ser inferior al 10%.
Toda una serie de rocas silíceas, de grano mediano u fino, se han utilizado como abrasivos de dureza intermedia. Como abrasivos blandos se usan carbonatos y algunos óxidos metálicos. Entre los abrasivos artificiales el más importante es el carburo de silicio o carborundo. También se fabrica el carburo de boro, que sigue al diamante en dureza.
UN MINERAL QUE PUEDE TEJERSE
Algunos minerales cristalizan en formas fibrosas, que, convenientemente tratadas, son susceptibles, algunas de ellas, de ser tejidas, como lo son las fibras orgánicas, por ejemplo, de algodón y lana. Con todo, en la industria suele hacerse una doble distinción: se denominan con el nombre comun de amianto los materiales fibrosos, flexibles, capaces de ser hilados y tejidos, y con el nombre de asbesto al material de fibra dura, quebradiza y que da polvo, empleado para pastas aislantes y que no se puede hilar ni tejer. Sin embargo, el empleo de ambos términos no es, en general, uniforme, y por ello se presta a confusiones.
Los amiantos forman fibras delicadas y flexibles, de aspecto sedoso, que son fácilmente transformadas en hilo y hebras para tejer. Es un excelente material aislante del calor y de la electricidad y resiste la acción del fuego y de los ácidos.
Los minerales fibrosos que pueden producir amiantos forman parte de dos grupos principales de compuestos: serpentina y anfibol. El crisólito pertenece al grupo de las serpentinas y es el mineral más valioso; sus fibras son largas, sedosas y fuertes, y puede llegar a resistir temperaturas de 2760 ºC. Un kilogramo de este mineral puede llegar a dar 20000 metros de hilo. El crisólito se ha formado por alteración e hidratación cerca de la superficie de la peridotita, que ha pasado a dormar serpentina. La fibra se halla en venillas lenticulares incluidas en la serpentina y tiene tres modos de presentarse: fibra cruzada perpendicular a la longitud de la venilla; fibra deslizada paralela u oblicua a la venilla, que puede dar fibras muy largas; fibra de masa, compuesta de una masa de fibras entrelazadas sin orientación determinada y radiadas.
Las variedades de anfibol más importantes son la crocidolita y la amosita, aunque son de calidad inferior al crisólito, que llegan a veces a los 30 centímetros de longitud. Se hallan en pizarras, esquistos y sienitas asociadas a doleritas. Los mayores yacimientos se hallan en Africa del Sur.
La tremolita y la actinota tienen poco valor comercial, excepto, tal vez, la tremolita italiana. La actinota es, a veces, triturada para hacer aislantes.
MINERALES PARA LA CONSTRUCCION
Después de los combustibles, el producto de mayor tonelaje que explota el hombre son los materiales de construcción. Un puente se construye con acero, piedra y cemento, todos ellos productos minerales. Un edificio urbano moderno, salvo una pequeña cantidad de madera, esta totalmente formado por productos minerales: cimientos de cemento armado y acero; estructura de piedra, cemento o ladrillo; y tejado de pizarra, metal o caramica.
No existe ninguna clasificación satisfactoria, pero cabe considerar dos grandes grupos de materiales minerales de construcción: aquellos que se utilizan tal y como son extraidos y aquellos que han sido previamente transformados; éste comprende las arcillas para ladrillos, las materias primas para el cemento, yeso y otros minerales.
El vidrio se fabrica derritiendo rocas y minerales y luego enfriándolos tan rápidamente que no tienen tiempo de formar núcleos de cristalización. Se realiza fundamentalmente con sílice, obtenida del cuarzo de las arenas, al que se añaden bórax y óxidos de calcio y sodio, que rebajan el punto de fusión de la sílice.
La palabra cemento se refiere a un agente que una partículas entre sí. En las rocas sedimentarias detríticas se habla del cemento que une los diversos componentes.
MINERALES RADIACTIVOS
La importancia económica de los minerales radiactivos es consecuencia de los avances científicos realizados en los últimos veinte años por la investigación nuclear. La aplicación industrial del proceso de fisión nuclear ha llevado al uranio a la cabeza de los futuros combustibles, por ser el más potente de todos ellos; un gramo de uranio libera una cantidad de enrgia igual a 20000000000 de calorias, mientras que los combustibles normales producen una cantidad de calor muchisimo menor: un gramode carbon, 5000 calorias; un gramode carbbono puro, 7800, y un gramo de boro, 14000.
El uranio, U, elemento metálico de la serie del actinio, es el mejor conocido y el elemento base de todos los metales radiactivos. Tanto los óxidos como las sales de uranio son prácticamente las únicas menas, económicamente rentables, de minerales radiactivos. El uranio no es un elemento raro de la corteza terrestre, sino que su abundancia supera en mucho el porcentaje de otros metales más comunes, como estaño y zinc. El uranio esta dimensionado, impregnando cualquier tipo de rocas o sedimentos.
Aun cuando en los últimos años se han descrito una gran cantidad de minerales radiactivos, en su mayoría minerales secundarios producidos por oxidación y disolución de menas primarias, los minerales de uranio más importantes y mejor conocidos son los óxidos anhídridos o hidratados, que pueden reunirse en el grupo de la uraninita, y los fosfatos dobles del radical uranilo y de un catión divalente, que pueden agruparse en las series de la tobernita y la metatorbernita.
El grupo de la uraninita esta formado por la uraninita, la baddeleyita, y la thoririanita, conjuntamente con una serie de productos de alteración de la urninita, todos ellos óxidos hidratados, coloreados brillantemente de amarillo y anaranjado, mal cristalizados o amorfos, conteniendo una cantidad de agua variable, y cuyas mezclas se conocen con el nombre de gummita.
Las series de la torbernita y la metatorbernita comprenden, además de estos dos minerales, la autunita y la carnotita como los más importantes; todos ellos son fosfatos o vanadatos de uranilo y cobre, calcio o potasio. Se presentan en forma pulvurenta o en diminutos cristales de vivos colores, verde esmeralda, amarillo-verde y amarillo limón.
Las concentraciones de uranio en forma de depósitos metálicos, filones, etc. son raras, debido principalmente a la gran capacidad de reacción de este metal y a la gran solubilidad de sus sales. Esto hace que el uranio tenga una gran movilidad y se le encuentre diseminado en rocas eruptivas y pegmatitas o en rocas sedimentarias.
LAS PIEDRAS PRECIOSAS
Son una de las maravillas de la Naturaleza, pues reúnen propiedades físicas excepcionales que les confieren una gran belleza, como en el diamante, cuyo alto índice de refracción, dispersión y gran pureza le proporcionan su aspecto característico, imposible de imitar, o la esmeralda, el rubí y el zafiro, cuyos coloridos les dan gran valor.
La composicion química de una piedra preciosa no debe variar por la acción de los agentes meteóricos, o sea, no debe hidratarse, oxidarse o carbonatarse; asimismo debe ser resistente a la accion de los acidos y de las bases en condiciones normales.
La inalterabilidad y la dureza son condiciones necesarias pero no suficientes, para que un mineral alcance el rango de piedra preciosa; lo que realmente hace de él un ejemplar digno de ser admirado es que sea bello y raro. Lo primero depende esencialmente de sus propiedades ópticas y de su transparencia; las piedras incoloras, llamadas blancas, por poseer un indice de refraccion elevado pueden tallarse de tal manera que se produzca la reflexion total de la luz en sus facetas inferiores, dando a la piedra gran brillo, que la destaca entre todas. Es el caso del diamante y del zircon y, en menor grado, del topacio incoloro.
[1] Se caracteriza por sus superficies curvas y suaves, como el interior de una concha.
[2] Ion negativo
[3] Ion cargado positivamente
Origen del suelo
El suelo constituye la interfase entre las rocas del sustrato continental y la atmósfera, formándose como consecuencia de los fenómenos físicos, físico-químicos y biológicos de intercambio que ahí se producen. El concepto de suelo es, por tanto, un concepto evolutivo. Este se forma como consecuencia de un proceso dinámico, que implica un cambio progresivo desde que la roca se pone en contacto con la atmósfera como consecuencia de la erosión, hasta su desarrollo completo.
Un concepto muy relacionado es el de regolito, que constituye lo que podríamos llamar el “protosuelo”, es decir, una capa no estructurada de materiales que se acumula sobre la superficie del terreno como consecuencia de procesos diversos. Por su parte, el suelo es un regolito evolucionado, que ha adquirido la estructuración en capas u horizontes que le caracteriza. Por ejemplo, la superficie de la Luna está cubierta por el regolito lunar, formado por fragmentos de rocas y polvo que han resultado de los impactos de meteoritos, y de la acumulación de polvo cósmico, sin que se forme un suelo debido a la ausencia de una atmósfera, agua, y una dinámica superficial que permita su desarrollo.
El regolito lunar (NASA).
También las zonas de alta montaña, por encima de determinadas altitudes, en las que ya no llega a desarrollarse vegetación, tenemos un regolito formado por los restos de la meteorización del sustrato.
Ejemplos de regolitos en zonas de altura del desierto de Atacama, note el alisado del relieve. Región de Copiapó, Chile.
En condiciones normales, cuando eliminamos el suelo de una porción de terreno, al cabo de unos meses o unos pocos años observamos que comienza a implantarse vegetación, que se forman acumulaciones de tierra, y que los fragmentos de rocas comienzan a redondear sus formas, liberando fragmentos menores. Es decir, se está formando un regolito, que constituye el punto de partida de la edafogénesis, es decir la formación de un suelo.
En la edafogénesis, el primer proceso que tiene lugar es la diferenciación de dos horizontes:
· El más superficial, u “Horizonte A” que se forma como consecuencia de la implantación de vegetación sobre el regolito: la actividad de las raíces, la acumulación de los restos vegetales, la actividad animal (lombrices, insectos u otros animales excavadores), así como por la acumulación en esta zona de los productos de la meteorización superficial (arcillas, cuarzo).
· El otro horizonte que se forma es el denominado “Horizonte C”, más profundo, en contacto directo con la roca más o menos meteorizada del sustrato, y compuesto mayoritariamente por fragmentos de ésta, acompañados por productos poco evolucionados de su meteorización.
Estos suelos primitivos AC son característicos de áreas sometidas a fuerte erosión, en las que no da tiempo al desarrollo de un suelo completamente estructurado, aunque también pueden tratarse de suelos jóvenes, en formación.
Cuando el suelo evoluciona durante un periodo de tiempo lo suficientemente largo se forma un nuevo horizonte:
· “Horizonte B” o de acumulación. Esta capa del suelo se origina como consecuencia de los procesos de intercambio que se producen entre los horizontes A y C: la migración de aguas, tanto descendentes (de infiltración de aguas de lluvia) como ascendentes (capilaridad, gradiente de humedad), hace que llegue a individualizarse este horizonte caracterizado por la acumulación de precipitados salinos (carbonatos, sulfatos).
Estos tres horizontes son los básicos y fundamentales que podremos encontrar en la mayor parte de los suelos comunes. En mayor detalle, es posible identificar otros horizontes, o subdividir éstos, pero no vamos a entrar en estos aspectos.
Esquema mostrando el proceso evolutivo de formación de un suelo
Formación de arcillas en el suelo
Una cuestión importante en la formación del suelo es la génesis de los minerales más característicos del mismo: las arcillas. En concreto, la formación de los minerales de la arcilla en este ambiente está íntimamente ligada a reacciones de hidrólisis de los minerales silicatados de las rocas. Estas reacciones pueden desarrollarse en el medio hidrotermal (durante la formación de un depósito mineral), o como procesos exógenos (bajo condiciones atmosféricas), una vez que las rocas por erosión se encuentran en la superficie o su proximidad. El CO2 disuelto en el agua de lluvia o de los ríos puede desencadenar una serie de procesos hidrolíticos:
CO2 + H2O ® H2CO3
El ácido carbónico así formado reacciona con los feldespatos, induciendo la formación de minerales del grupo de la arcilla. A continuación ilustramos este tipo de reacciones con tres ejemplos conducentes a la formación de caolinita, Al2Si2O5(OH)4:
1) Hidrólisis de anortita (plagioclasa cálcica):
CaAl2Si2O8 + 2 H2CO3 + H2O ® Ca2+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4
2) Hidrólisis de la albita (plagioclasa sódica):
2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ® 2 Na+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4 H2SiO4
3) Hidrólisis de la ortoclasa (feldespato potásico):
2 KAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ® 2 K+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4 H2SiO4
Roca alterada a arcillas caoliníticas. Note el blanqueo de la roca.
El clima, a través de los parámetros de humedad y temperatura, controla fuertemente el proceso formador de arcillas a partir de los silicatos. Así, en condiciones de humedad y calor la hidrólisis dará lugar a arcillas caoliníticas, e incluso a un residuo final de gibbsita, Al(OH)3. Por el contrario, en climas áridos la arcilla predominante resulta ser del tipo illita-esmectita. Cabe destacar, no obstante, que el mundo de los procesos formadores de arcillas es extraordinariamente complejo, por lo cual lo anteriormente dicho tiene que ser tomado únicamente en el contexto de una simplificación didáctica. Las figuras adjuntas ilustran la complejidad de variables implicadas.
Mineralogía de arcillas formada en el suelo en función de las precipitaciones.
Tipos y espesores característicos de suelos formados en las distintas
zonas climáticas.
Constituyentes de origen mineral
Los minerales que componen el suelo pueden ser tan variados como lo sea la naturaleza de las rocas sobre las que se implanta. No obstante, hay una tendencia general de la mineralogía del suelo hacia la formación de fases minerales que sean estables en las condiciones termodinámicas del mismo, lo cual está condicionado por un lado por el factor composicional, y por otro por el climático, que condiciona la temperatura, la pluviosidad, y la composición de las fases líquida y gaseosa en contacto con el suelo.
Los minerales del suelo pueden ser de dos tipos: 1) heredados, es decir, procedentes de la roca-sustrato que se altera para dar el suelo, que serán minerales estables en condiciones atmosféricas, resistentes a la alteración físico-química; y 2) formados durante el proceso edafológico por alteración de los minerales de la roca-sustrato que no sean estables en estas condiciones. Los más importantes, y los condicionantes para su presencia en el suelo serían los siguientes:
ü Cuarzo. Es un mineral muy común en los suelos, debido a: 1) su abundancia natural en la mayor parte de las rocas; y 2) su resistencia al ataque químico. El cuarzo confiere al suelo buena parte de su porosidad, debido a que suele estar en forma de granos más o menos gruesos, lo que permite el desarrollo de la porosidad intergranular. Además, es un componente muy inerte, muy poco reactivo, del suelo. Suele encontrase en suelos poco estructurados de textura arenosa.
Típico aspecto de un suelo arenoso.
ü Feldespatos. Suelen ser componentes minoritarios, heredados o residuales de la roca sobre la que se forma el suelo, pues son metaestables en medio atmosférico, tendiendo a transformarse en minerales de la arcilla. Al igual que el cuarzo, conforman la fracción arenosa del suelo, si bien en este caso le confieren una cierta reactividad.
ü Fragmentos de roca. Junto con los dos componentes anteriores, conforman la fracción comúnmente más gruesa del suelo, si bien es este caso el tamaño de fragmentos suele ser superior a 2 cm, de forma que el cuarzo y feldespatos suelen constituir la fracción arenosa del suelo, mientras los fragmentos de roca constituyen la fracción de tamaño grava. La naturaleza de los fragmentos está directamente relacionada con la de la roca sobre la que se forma, si bien ocasionalmente el suelo puede contener fragmentos de origen “externo”, como consecuencia de procesos de transporte y depósito contemporáneos con la formación del suelo. En cualquier caso, son siempre heredados, y nos permiten identificar si el proceso de edafogénesis ha tenido o no aportes externos.
Típico suelo rojo tropical, con fragmentos de roca.
ü Minerales de la arcilla. Son minerales también muy abundantes en el suelo, constituyendo la matriz general del mismo, la componente intergranular entre la fracción arenosa y los fragmentos de roca. Son minerales que proceden de la alteración de los que componen la roca sobre la que se producen los procesos de meteorización, y en función de ello pueden ser muy variados: 1) la illita (equivalente arcilloso de la mica blanca, moscovita), que se forma a partir de feldespatos y micas de rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas; 2) la clorita, que se forma a partir de los minerales ferromagnesianos que pueda contener la roca: biotita, anfíbol, piroxeno, olivino; 3) la pirofilita, que puede formarse a partir de minerales ricos en aluminio en la roca original; 4) menos comunes son los filosilicatos del grupo de las arcillas especiales (esmectita-bentonita, sepiolita, palygorskita), que se forman bajo condiciones climáticas muy específicas, o a partir de rocas de composición muy determinada, y que por sus características especiales confieren al suelo propiedades mecánicas diferentes a las habituales (suelos expansivos, suelos instables). Los minerales de este grupo juegan un papel muy importante en la textura y en la físico-química del suelo, pues le confieren plasticidad, impermeabilidad, así como otras propiedades mecánicas y de relación entre el suelo y el agua que contiene, en especial en cuanto a la capacidad de sorción e intercambio iónico que pueda presentar. Hablamos en mayor detalle de estas capacidades más adelante.
Suelo arcilloso.
ü Carbonatos. Los carbonatos son minerales frecuentemente formados por el proceso de edafogénesis, aunque debido a su alta solubilidad su acumulación no suele producirse en el horizonte más superficial. De hecho, los carbonatos pueden formarse en los horizontes A o C, pero su acumulación efectiva se produce solo en el horizonte B o de acumulación, como consecuencia de los procesos de intercambio que se producen en el mismo. Una excepción corresponde a los suelos de regiones de climatología semiárida y con abundantes rocas carbonatadas. En estas regiones, los procesos de intercambio con el suelo suelen ser “en ascenso”: las aguas subterráneas ricas en carbonatos ascienden hasta la superficie del terreno por capilaridad o por gradiente de humedad, depositando ahí los carbonatos, y originando los denominados “caliches”, auténticos escudos de color blanco que recubren la superficie del suelo, como por ejemplo ocurre en buena parte de La Mancha.
Suelos con caliche, note el color blanco del mismo.
ü Óxidos e hidróxidos de hierro, manganeso y aluminio. Los óxidos e hidróxidos de Fe3+ (y a menudo los de aluminio y los de manganeso) son minerales que se suelen acumular en el suelo como consecuencia de procesos de alteración de otros minerales, constituyendo la fase estable del hierro en superficie o condiciones cercanas a la superficie. Se acumulan en forma de agregados: 1) limonita (agregado de óxidos e hidróxidos de Fe), 2) bauxita (de óxidos e hidróxidos de aluminio); y 3) wad (óxidos e hidróxidos de manganeso). Desde el punto de vista estrictamente químico son muy estables, poco o nada reactivos, pero presentan propiedades sorcitivas que hacen que su presencia en el suelo tenga implicaciones físico-químicas notables. Los suelos ricos en óxidos e hidróxidos de hierro, formados por un lavado casi total de otros constituyentes, reciben el nombre de lateritas. Se reconocen por su intenso color rojo y se forman en climas tropicales.
Suelo laterítico en el Complejo de Moa (Cuba).
ü Sulfatos. La presencia de sulfatos en el suelo suele tener la doble vertiente de que pueden ser minerales relativamente comunes, pero al ser compuestos de solubilidad relativamente alta, su acumulación efectiva solo puede producirse bajo condiciones muy determinadas: abundancia de sulfatos (e.g., yesos) en el entorno inmediato, y clima árido o semiárido. En estas condiciones, y al igual que los carbonatos, los sulfatos podrán acumularse en el horizonte B, o en el A, en este segundo caso en forma de costras o eflorescencias (rosas del desierto).
ü Otros minerales. Aparte de los descritos, el suelo puede contener una amplia gama de minerales, en unos casos heredados, en otros formados, todo ello en función de los condicionantes ya mencionados: naturaleza de la roca-sustrato, y factores climáticos. Su importancia e interés pueden ser muy variables.
El agua en los suelos
Con la excepción de las regiones extremadamente áridas, el agua es siempre un componente del suelo, encontrándose en éstos en forma de humedad intergranular o como hielo (suelos tipo permafrost), en mayor o menor abundancia en función de factores diversos. Debido a la propia dinámica del suelo, el agua siempre contiene componentes diversos en solución, y ocasionalmente también en suspensión, si bien la ausencia de una dinámica de consideración minimiza este último componente.
En función de la naturaleza y textura del suelo el agua puede encontrarse bien como fase libre, móvil en el suelo (en suelos con altas porosidades y permeabilidades), o bien como fase estática (ab/ad sorbida), en los suelos de naturaleza más arcillosa. En el primer caso el agua podrá tener una cierta dinámica, que mantendrá una cierta homogeneidad composicional, mientras que en el segundo caso podrán darse variaciones composicionales más o menos importantes.
El agua en el suelo suele tener una dinámica bidireccional: el agua de lluvia o de escorrentía, por lo general poco cargada en sales (aunque no siempre), se infiltra desde superficie, y puede producir fenómenos de disolución, hidrólisis y/o precipitación de las sales que contiene. Por ejemplo, el CO2 atmosférico induce la formación de ácido carbónico: CO2 + H2O ® H2CO3, que a su vez induce la disolución de carbonatos: CaCO3 + H2CO3 ® Ca2+ + 2HCO3-. En épocas secas se produce el fenómeno inverso, y las aguas contenidas en los acuíferos tienden a subir por capilaridad o por gradiente de humedad hasta la superficie, donde se produce su desecación, de forma que durante este proceso de ascenso tienden a perder por precipitación las sales que contienen en disolución. Este proceso puede tener consecuencias desastrosas cuando interviene la mano del hombre, por ejemplo con irrigación de suelos en zonas áridas-semiáridas, con consecuencias de salinización extrema. Ejemplos dramáticos de estos fenómenos se encuentran en algunas regiones de Australia y se están comenzando a observar en Almería debido a la descontrolada actividad agrícola.
Salinización de suelos.
La composición del agua contenida en el suelo, en cuanto a su contenido en sales solubles (bicarbonatos, carbonatos, sulfatos, cloruros) estará condicionada, como la mineralogía, por factores de la litología del suelo y su entorno, y por factores climáticos. La proximidad de explotaciones mineras de minerales metálicos sulfurados condicionará por lo general un alto contenido en sulfatos, y a menudo en metales pesados.
Gases en el suelo
El suelo a menudo contiene gases, que pueden tener procedencias diversas: 1) aire atmosférico, que se infiltra desde superficie; 2) gas liberado durante alguna reacción, ya sea estrictamente química: CO2 liberado por la descomposición de carbonatos en medio ácido; o bioquímica: gases metabólicos de microorganismos: CH4, CO2; y 3) ocasionalmente puede contener también radón, gas noble radioactivo que se produce como consecuencia de la fisión natural de isótopos de potasio, torio o uranio, acumulándose sobre todo en los suelos de las áreas graníticas. Estos gases pueden encontrarse en disolución en el agua intersticial, no como fase libre
Materia orgánica
La materia orgánica que contiene el suelo procede tanto de la descomposición de los seres vivos que mueren sobre ella, como de la actividad biológica de los organismos vivos que contiene: lombrices, insectos de todo tipo, microorganismos, etc. La descomposición de estos restos y residuos metabólicos da origen a lo que se denomina humus. En la composición del humus se encuentra un complejo de macromoléculas en estado coloidal constituido por proteínas, azúcares, ácidos orgánicos, minerales, etc., en constante estado de degradación y síntesis. El humus, por tanto, abarca un conjunto de sustancias de origen muy diverso, que desarrollan un papel de importancia capital en la fertilidad, conservación y presencia de vida en los suelos. A su vez, la descomposición del humus en mayor o menor grado, produce una serie de productos coloidales que, en unión con los minerales arcillosos, originan los complejos organominerales, cuya aglutinación determina la textura y estructura de un suelo. Estos coloides existentes en el suelo presentan además carga negativa, hecho que les permite absorber cationes H+ y cationes metálicos (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) e intercambiarlos en todo momento de forma reversible; debido a este hecho, los coloides también reciben el nombre de complejo absorbente.
Horizonte rico en humus (color negro) en un suelo.
Otro dato relevante con respecto a la materia orgánica es su afinidad por los metales pesados. Cuando éstos se encuentran en disolución, a menudo forman complejos orgánicos solubles, que pueden polimerizarse sobre los complejos moleculares del humus. También pueden formar directamente complejos insolubles con los compuestos del humus. De esta forma, la materia orgánica del suelo a menudo actúa como almacén de estos elementos, si bien puede transferirlos a la vegetación o a la fase acuosa si se produce su descomposición en medio ácido u oxidante.
Otro componente orgánico de los suelos es el ácido fúlvico, que es un tipo de ácido húmico débilmente polimerizado, que interviene en el proceso de podsolización. Junto con las arcillas y el hierro presentes en el suelo, este ácido forma complejos coloidales que por lixiviación son desplazados hasta cierta profundidad, donde finalmente floculan como consecuencia de actividad bacteriana.
Estructura química del ácido fúlvico.
Contaminantes en el suelo
El suelo es, por principio, el sitio donde van a parar gran parte de los desechos sólidos y líquidos de cualquier actividad humana. Indiquemos no obstante, que los suelos son también el receptáculo de los deshechos no deseables de origen geológico, por ejemplo, de las aguas ácidas con metales pesados provenientes de mineralizaciones sulfuradas aflorantes.
Todo lo que no es de utilidad en los procesos industriales, mineros, urbanos, agrícolas, etc., se acumula en el suelo, en general sin mayores precauciones. Con ello, la escombreras mineras, los productos producidos en una fábrica, muchos desechos líquidos, se han venido depositando sobre los suelos sin control alguno a lo largo de siglos e incluso milenios (recordemos los desechos urbanos y mineros de la Roma clásica).
Vertido incontrolado de basura.
Por otra parte, la actividad agrícola se ha venido enfrentando durante las últimas décadas a la necesidad de aumentar la producción, sobre dos bases principales: el abonado, y el control de plagas. Baste mencionar dos ejemplos: el uso intensivo de nitratos y fosfatos. En países como Reino Unido y Francia existen serios problemas de contaminación de acuíferos con compuestos nitratados.
Nitrato natural de Chile para fertilizantes.
En definitiva, las actividades industriales y mineras por un lado, y las agrícolas por otro, han dado origen al problema de que muchos productos de origen humano, o formados gracias a las actividades humanas, han ido a parar a los suelos, generando a su vez otros problemas: la contaminación de aguas subterráneas, la bajada de productividad agrícola, la contaminación de cultivos, el envenenamiento de ganado, la contaminación de la selva, afectando así de forma directa la salud humana y ambiental.
Derrame en la selva tropical de un concentrado de sulfuros de cobre, el cual se ha oxidado (OK Tedi, Papua Nueva Guinea).
A pesar del impacto directo de los contaminantes sobre el suelo, el interés social sobre la protección (y aún más, sobre la recuperación) de éste ha sido muy posterior al manifestado por el aire y el agua, probablemente porque los efectos de esta contaminación no son tan evidentes, sino que se ponen de manifiesto a más largo plazo.
En la actualidad, la legislación medioambiental en los países desarrollados pone especial énfasis en la multifuncionalidad del sistema suelo-agua, considerando como sus principales funciones las relativas a: medio y soporte de transporte, filtro de agua, crecimiento vegetal y medio participativo en los ciclos bioquímicos. Las medidas de protección del suelo están orientadas a la prevención de la contaminación local fomentando las medidas de aislamiento y control, así como la reglamentación de emisiones aceptables para contaminación difusa que aseguren el cumplimiento de las funciones del suelo. En los países más avanzados se trabaja en la línea de intentar asegurar la recuperación de los suelos afectados por el problema, impidiendo la venta de terrenos hasta tanto el propietario actual no lleve a cabo esta tarea, de forma que el problema no quede bloqueado por una transferencia de propiedad que diluya responsabilidades.
Vulnerabilidad del suelo ante los contaminantes químicos
Los suelos poseen un efecto absorbente, actuando como un filtro altamente reactivo que facilita la inmovilización de los contaminantes gracias a procesos físicos (filtración), físico-químicos (neutralización, adsorción, absorción, precipitación, complejación) o biológicos (biodegradación). Pero claro está, esto significa que el suelo “acumula” muchos de los contaminantes. En este sistema juegan un papel especialmente importante las arcillas, debido a sus propiedades de adsorción. Recordemos que la capacidad de captación iónica varía de una arcilla a otra y se relaciona directamente con las características estructurales de éstas. En el tipo 1:1 el armazón TO-TO se sustenta mediante enlaces tipo puente de hidrógeno, entre los grupos (OH) de las capas octaédricas y los oxígenos de las tetraédricas. Este enlace es lo suficientemente fuerte como para mantener la estructura global y al mismo tiempo impedir la entrada de cationes entre capas. Por el contrario, en las arcillas 2:1 (TOT-TOT) este tipo de enlace entre capas no es posible (se enfrentan capas tetraédricas). En este caso el armazón estructural se compensa eléctricamente introduciendo cationes interlaminares. En las esmectitas se producen múltiples substituciones en las capas octaédricas y tetraédricas, que le confieren una carga global negativa. Sin embargo, esta carga es relativamente débil, razón por la cual no se pueden ligar cationes de una manera fuerte en el espacio interlaminar. Sin embargo e permite la entrada de agua y otras moléculas que causan un aumento en el espacio interlaminar (“hinchamiento” de la arcilla). Con el agua vienen cationes disueltos, que su vez, pueden ser fijados en dicho espacio. Así, las arcillas esmectíticas actúan como depuradoras naturales de los suelos.
Estructura de las arcillas tipo esmectita. Note el espaciado interlaminar
donde se pueden acomodar cationes.
Sin embargo, cuando se supera la capacidad de amortiguación geoquímica del suelo, éste se convierte de hecho en fuente de contaminación. De igual forma, un cambio en las condiciones climáticas puede producir la reversibilidad del proceso. Por ello a menudo se habla de que la presencia de contaminantes en el suelo constituye una bomba de tiempo química, que aún si en un determinado momento no produce efecto alguno, si puede hacerlo en un futuro. El problema radica en que algunos contaminantes se acumulan en los suelos como especies químicas de alta solubilidad. Esto significa que los contaminantes están “disponibles” para que los animales y vegetales que viven en, o sobre el suelo, puedan captarlos, con los consecuentes efectos toxicológicos que ello puede acarrear. El desplazamiento de la contaminación también funciona “hacia abajo”, esto es, las aguas de infiltración pueden transportar los compuestos solubles hacia los acuíferos y contaminarlos. Todo esto nos lleva a decir otros conceptos importantes en lo relativo a la presencia de contaminantes en el suelo: los de geodisponibilidad y biodisponibilidad.
La geodisponibilidad es la consecuencia directa de la actividad minera: al llevar a cabo la explotación minera de un yacimiento, se ponen a disposición del medio geológico unos elementos que antes no estaban, o estaban de una forma mucho más limitada. Cabe destacar, no obstante, que muchos yacimientos minerales, particularmente los de menas sulfuradas, son en sí fuentes naturales de contaminación. Esto depende en gran medida de si son o no aflorantes, de su profundidad (en especial, si se localizan por encima o por debajo del nivel freático), su composición mineralógica, y el clima entre otros.
La biodisponibilidad por su parte, se refiere a la capacidad de un organismo de incorporar metabólicamente un contaminante. Por ejemplo, muchas plantas tienen la capacidad de absorber grandes concentraciones de metales pesados, siempre que se encuentren en el suelo en formas solubles, o asociados a nutrientes básicos. Otras muestran efectos de barrera que hacen imposible la incorporación de un metal pesado pasada una cierta concentración.
Otra labor importante de depuración de soluciones viene dada por otras partículas minerales de los suelos con comportamiento coloidal. Por ejemplo, la goethita (carga positiva en medios ácidos), posee la capacidad para fijar complejos aniónicos arseniacales. Otros óxidos, como los de manganeso constituyen coloides de carga negativa, que les permite fijar cationes en solución.
Suelo rojo, caracterizado por la presencia de fases oxidadas de hierro.
Minerales de aplicación medioambiental
P. Higueras1 y R. Oyarzun2
1: Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Escuela Universitaria Politécnica de Almadén, Universidad de Castilla-La Mancha, Plaza M. Meca 1, 13400 Almadén, España.
2: Departamento de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid, España.
Estructura en túneles de una zeolita.
Algunos minerales tienen propiedades que permiten que sean utilizados en el control de procesos ambientales, para aplicaciones diversas, como pueden ser la depuración de aguas o la inmovilización de contaminantes presentes en el suelo. En el presente tema analizaremos algunas de estas aplicaciones más importantes. Los aspectos concretos que vamos a analizar en este ámbito serán los siguientes:
- Depuración de agua por intercambio iónico
- Depuración de aguas y suelos mediante sorción
- Depuración de olores
Grupo de las zeolitas
“Rarely in our technological society does the discovery of a new class of inorganic materials result in such a wide scientific interest and kaleidoscopic development of applications as has happened with the zeolite molecular sieves” (Donald W. Breck)
Esta frase lo resume todo o casi todo sobre estos maravillosos materiales englobados genéricamente bajo el nombre de “zeolitas”, cuyas aplicaciones industriales y ambientales aun están en fase desarrollo continuo. Las zeolitas constituyen un grupo de silicatos con una gran capacidad de intercambio iónico. Estas poseen una estructura definida por un armazón principal y “túneles”, que les confiere una propiedad que denominaremos “porosidad”, y que las convierte en microtamices muy efectivos. El armazón estructural está constituido por tetraedros de Si-O (SiO44-) y Al-O (AlO45-) que se unen por los vértices. Dado que el silicio presenta típicamente valencia 4 (Si4+) y el aluminio valencia 3 (Al3+), las zeolitas se encuentran “descompensadas eléctricamente” por lo que necesitan incorporar cationes para mantener la neutralidad (de ahí sus propiedades de intercambio). Dichos cationes, agua, u otras moléculas se acomodan en las estructuras tipo túnel.
Dos estructuras zeolíticas, note los tetraedros y las estructuras tipo túnel (poros)
donde se acomodan los cationes (que compensan eléctricamente la estructura),
el agua y otras moléculas.
La carga negativa en las zeolitas es compensada por cationes del tipo N+, K+ o NH4+, los se disponen en el interior de la estructura. Estos cationes son móviles y susceptibles de ser intercambiados por otros. Una reacción típica de intercambio iónico sería la siguiente:
Na-zeolita + Ca2+ = Ca-zeolita + 2 Na+
Las zeolitas ocurren en la naturaleza como minerales, y pertenecen al grupo de los tectosilicatos. Existen unas 40 zeolitas naturales y más de 150 sintéticas. Algunas zeolitas naturales incluyen:
Mineral
Fórmula
Natrolita
Na2(Al2Si3O10)·2H2O
Chabazita
(Ca,Na)2 (Al2Si4O12)·6H2O
Analcima
Na(AlSi2O6)·H2O
Stilbita
Ca(Al2Si7O18)·7H2O
Heulandita
Ca(Al2Si7O18)·6H2O
Laumontita
Ca(Al2Si4O12)·4H2O
Mesolita
Na2Ca2(Al2Si3O10)·3H2O
Thompsonita
NaCa2(Al,Si)10O20·6H2O
En la actualidad, la mayor parte de las zeolitas que se emplean para aplicaciones industriales son sintéticas: se diseñan “a medida” de un determinado proceso, es decir, para favorecer la captación de un determinado ión y su posterior elución en condiciones controladas, y se sintetiza el compuesto zeolítico en un proceso industrial de bajo coste económico. Debido a sus propiedades porosas las zeolitas se emplean en una gran variedad de usos industriales, y se comercializan en un mercado mundial de varios millones de toneladas por año.
El comportamiento de intercambio iónico en las zeolitas depende de varios factores, que determinan su selectividad a determinados cationes:
- Naturaleza de los cationes: tamaño, carga iónica, forma
- Temperatura
- Concentración de los cationes en solución
- Aniones asociados con los cationes en solución
- Solvente (agua, solventes orgánicos)
- Estructura de la zeolita (topología de la red, densidad de carga de la red)
La capacidad de intercambio iónico de una zeolita está directamente relacionada con la cantidad de aluminio presente en su red cristalina y depende directamente de su composición química: una alta capacidad de intercambio iónico corresponde a las zeolitas con baja relación SiO2/Al2O3. La capacidad de intercambio iónico teórica máxima, número de equivalentes intercambiables por masa de la celda unitaria, no siempre puede ser alcanzada debido a la existencia de sitios de intercambio inaccesibles.
Todo hasta aquí es atribuible tanto a zeolitas sintéticas como a las naturales. Desde el punto de vista del control ambiental mediante la eliminación de contaminantes, la gran mayoría de los autores coinciden en la superioridad de las zeolitas naturales atendiendo a:
- bajo costo de extracción y acondicionamiento para el intercambio,
- disponibilidad de grandes volúmenes,
- excelente estabilidad a los procesos químicos y térmicos que permite su reactivación y
- posibilidad de utilización en varios ciclos.
No obstante, las posibilidades de diseño de las zeolitas sintéticas y su carácter de compuestos químicamente puros, frente a las variaciones que pueden presentar las zeolitas naturales, hacen que las sintéticas se empleen cada vez más.
Algunas aplicaciones ambientales de las zeolitas incluyen la substitución de fosfatos como ablandadores del agua (captación de Ca2+), la remoción de óxidos de nitrógeno (NOx), y una contención en las emisiones de compuestos orgánicos volátiles (VOCs: volatile organic compounds). Los óxidos de nitrógeno son un blanco típico de cualquier política ambiental mínimamente bien concebida. Los compuestos tipo NOx fomentan la formación de oxidantes fotoquímicos contaminantes como el ozono (O3). Los compuestos de óxidos de nitrógeno se producen por la actividad eléctrica atmosférica (rayos), acción bacteriana, y por los volcanes. Sin embargo, estos óxidos también tienen un origen industrial, principalmente en la combustión de combustibles fósiles a temperaturas superiores a 1000ºC. En este sentido las zeolitas pueden jugar un papel muy importante, ya que mientras los procesos de eliminación clásicos de los NOx por Reducción Selectiva Catalítica solo son efectivos a temperaturas de no más de 450º (Pt, V), las zeolitas pueden llegar hasta los 600ºC, alcanzándose así una mayor efectividad en el proceso. En cuanto a los VOCs, estos se encuentran presenten en las gasolinas, solventes orgánicos, desgrasadores, lacas, etc., y al igual que los NOx son potenciadores de la formación de oxidantes fotoquímicos. Un tema aun no resuelto del todo en los coches es el arranque del motor en frío. Durante los dos primeros minutos el convertidor catalítico (obligatorio en muchos países del mundo) no es efectivo, y los VOCs se arrojados a la atmósfera. En este momento se están investigando zeolitas que puedan actuar durante ese lapso de tiempo en el convertidor catalítico del coche: una vez que se alcanzara la temperatura adecuada, la zeolita liberaría los VOCs, y el convertidor podría realizar su trabajo de manera adecuada.
Minerales de la arcilla
Bajo el nombre de minerales de la arcilla se engloban distintas especies minerales según el uso que se haga del término arcilla. En unos casos se refiere exclusivamente a los filosilicatos de grano fino producto de la meteorización de otros minerales silicatados; en su acepción más amplia, se refiere a todos los minerales, silicatados o no, que se forman como consecuencia de estos procesos, y que simplemente tienen tamaño de grano inferior a 2 micras (aproximadamente, porque distintos autores fijan este límite en otros valores, por ejemplo, 4 micras). En cualquier caso, cuando hablamos de arcillas un componente fundamental van a ser siempre los filosilicatos que se forman en los procesos de alteración, cuya composición mineralógica puede ser muy variada en el detalle, y que van a ir siempre acompañados por proporciones variables de otros minerales.
Las aplicaciones de estos minerales o de estas mezclas mineralógicas en el campo ambiental resultan variadas: hemos visto su aplicabilidad en el campo del aislamiento de residuos industriales, y aquí estudiaremos otras aplicaciones como la depuración de líquidos y la absorción de olores.
Estructura y clasificación de los minerales de arcilla
Las arcillas consisten en apilamientos poliméricos tipo sandwich de capas de tetraedros y octaedros. Las capas tetraédricas (T) están compuestas de Si-O, mientras que las octaédricas (O) de Al-O y Al-(OH). Como veremos más adelante, el silicio puede ser substituido por aluminio en las capas tetraédricas, y el aluminio por cationes divalentes (Mg, Fe2+) en las octaédricas. Dependiendo de la organización espacial de las capas (TO-TO- ..., TOT-TOT- ...) clasificaremos a las arcillas en dos tipos: 1:1 y 2:1. El tipo 1:1 consiste en una capa tetraédrica unida a una octaédrica (TO). Arcillas representativas de este tipo son las del grupo de la caolinita, cuya fórmula genérica es:
[Sin1Al4-n1]Aln1 + n2-4Fen33+O10(OH)8·nH2O
donde n = 1, 2, 3. La capa octaédrica tiene solo dos tercios de los huecos ocupados (cationes trivalentes), razón por la cual hablaremos de una arcilla “dioctaédrica” (2 de cada 3 huecos octaédricos ocupados), con un coeficiente de hidratación (moléculas de agua) = 0, excepto para la halloysita, con nH2O = 4.
Estructura 1:1 (TO-TO- …) de arcillas tipo caolinita.
La estructura tipo 2:1 consiste en una capa octaédrica cubierta a la manera de un sandwich por dos capas tetraédricas (TOT). Tres grupos de arcillas presentan esta estructuración: illita, vermiculita y esmectita. Su fórmula química genérica es:
Cx[Sin1Al8-n1] Aln1+n2-8 Fen33+Fen42+Mgn5Mn6O20(OH)4
Cx representa x moles de un catión univalente (1+; por ejemplo, K en illita) que permite balancear la carga negativa creada por: 1) el reemplazo isomorfo de Si (4+) por Al (3+) en la capas tetraédricas; 2) el reemplazo isomorfo de Al por Mg o Fe2+ en las capas octaédricas; o 3) el reemplazo de Mg en los octaedros por un catión dado, por ejemplo, Li en la hectorita.
Estructura 2:1 (TOT-TOT- …) de arcillas
tipo esmectita.
Los oxígenos de las capas tetraédricas que se disponen arriba y abajo de la octaédrica en las estructuras tipo 2:1, se distribuyen formando hexágonos con un hueco central. Si se produce una substitución en la capa octaédrica de Al por Mg o Fe2+, el exceso de cargas negativas hará que la superficie de oxígenos de los tetraedros adquiera una carga que permite ligar cationes (carga positiva) en los huecos anteriormente mencionados. Si además se producen substituciones de Si4+ por Al3+ en los tetraedros, la carga negativa, y por lo tanto capacidad de atracción de cationes se incrementará aún más.
También se desarrollan cargas negativas en los bordes del armazón de las arcillas, aunque su importancia disminuye del tipo 1:1 al 2:1.
La captación iónica (intercambio y procesos de adsorción)
La capacidad de captación iónica varía de una arcilla a otra y se relaciona directamente con las características estructurales antes señaladas. En el tipo 1:1 el armazón TO-TO-.... se sustenta mediante enlaces tipo puente de hidrógeno, entre los grupos (OH) de las capas octaédricas y los oxígenos de las tetraédricas. Este enlace es lo suficientemente fuerte como para mantener la estructura global y al mismo tiempo impedir la entrada de cationes entre capas. Por el contrario, en las arcillas 2:1 este tipo de enlace entre capas no es posible (se enfrentan capas tetraédricas). En este caso el armazón estructural se compensa eléctricamente introduciendo cationes interlaminares, por ejemplo K en la illita. En las esmectitas se producen múltiples substituciones en las capas octaédricas y tetraédricas, que le confieren al igual que a la illita una carga global negativa. Sin embargo, esta carga es sólo un tercio de la de la illita, razón por la cual no se pueden ligar cationes de una manera fuerte en el espacio interlaminar. De esta manera, se permite la entrada de agua y otras moléculas que causan un aumento en el espacio interlaminar (“hinchamiento” de la arcilla). Con el agua vienen cationes disueltos, que su vez, pueden ser fijados en dicho espacio.
Así, las capacidades sorcitivas de las arcillas en general, y del grupo de la esmectita en particular, provienen de una paradoja estructural: las arcillas están “mal hechas”, presentando tal descompensación de cargas que justamente por eso, pueden captar cationes o moléculas. Dicho en otras palabras, si las arcillas no estuvieran descompensadas eléctricamente, su interés como intercambiadores iónicos sería nulo. De esta manera, y como corolario humorístico, podríamos añadir que una chapuza de la naturaleza (trabajo mal hecho) no tiene por qué tener, necesariamente, nefastas consecuencias.
Así, la capacidad de intercambio iónico es la propiedad fundamental de las arcillas del grupo de la esmectita, las que son capaces de adsorber con gran facilidad, los iones fijados en la superficie exterior de sus cristales, en los espacios interlaminares, o en otros espacios interiores de las estructuras.
Resumiendo, la capacidad de intercambio catiónico se puede definir como la suma de todos los cationes de cambio que un mineral puede adsorber a un determinado pH. Es equivalente a la medida del total de cargas negativas del mineral. Estas cargas negativas pueden ser generadas de tres formas diferentes:
* Sustituciones isomorfas dentro de la estructura.
* Enlaces insaturados en los bordes y superficies externas.
* Disociación de los grupos hidroxilos accesibles.
El primer tipo es conocido como carga permanente y supone un 80 % de la carga neta de la partícula; además es independiente de las condiciones de pH y actividad iónica del medio. Los dos últimos tipos de origen varían en función del pH y de la actividad iónica, corresponden a bordes cristalinos químicamente activos, y representan el 20 % de la carga total de la lámina.
A continuación se muestran algunos ejemplos de capacidad de intercambio catiónico (en meq/100 g):
Caolinita
3-5
Halloisita
10-40
Illita
10-50
Clorita
10-50
Sepiolita-palygorskita
20-35
Montmorillonita
80-200
Vermiculita
100-200
Absorción y retención de líquidos
Otra aplicación común de algunos minerales arcillosos, en concreto de los de los grupos de sepiolita-palygorskita y esmectitas es como absorbentes de líquidos: son capaces de absorber agua u otras moléculas en el espacio interlaminar (esmectitas) o en los canales estructurales (sepiolita y paligorskita). Desde el punto de vista medioambiental, estos líquidos pueden ser contaminantes (por ejemplo, vertidos de hidrocarburos), o pueden contener contaminantes en disolución. Estas arcillas especiales se forman bajo condiciones climáticas muy específicas, o a partir de rocas de composición muy determinada, y que por sus características especiales presentan unas características que las hacen de gran utilidad en trabajos de descontaminación por su capacidad de adsorción e intercambio iónico.
Estructura fundamental de la sepiolita y paligorskita. Note los canales tipo túnel.
La capacidad de intercambio iónico de las esmectitas ha promovido una serie de investigaciones conducentes a su utilización como agente catalítico, los que tienen un alto potencial como adsorbentes para tratar aguas o suelos contaminados. Los minerales del grupo de las esmectita incluyen arcillas dioctaédricas tales como la montmorillonita, beidellita, y natronita, y trioctaédricas como la hectorita (rica en Li), la saponita (rica en Mg), y la sauconita (rica en Zn).
El “problema” de las arcillas esmectíticas radica en que a temperaturas por encima de 200ºC la estructura colapsa, eliminando la zona de adsorción, de forma que si queremos depurar soluciones a temperaturas por encima de 200ºC no tendremos el espacio interlaminar donde acomodar los cationes o moléculas que nos interesa eliminar de la solución. La respuesta a este problema ha viene de un proceso denominado “pilarización”, que, como su nombre sugiere, consiste en intercalar “pilares” entre las capas tetraédricas para evitar el colapso estructural del mineral. Uno de los agentes de pilarización más comunes es el catión polinuclear de hidroxialuminio Al13O4(OH)283+, el cual es estable hasta temperaturas por encima de 500ºC.
Pilarización de arcilla tipo 2:1 (TOT-TOT).
Este proceso tiene una gran ventaja: al introducir elementos pilarizantes de distintos tamaños podemos modificar el especiado entre las capas tetraédricas “a la medida” del tamaño de las partículas o iones que queremos adsorber.
Otro tratamiento posible para las arcillas esmectíticas consiste en la intercalación de cationes cuaternarios de amonio, los cuales interactúan con las arcillas reemplazando los cationes intercambiables desde su superficie. Como resultado del mayor tamaño de los cationes cuaternarios de amonio la distancia interlaminar aumenta, lo cual facilita la atracción de compuestos orgánicos (comportamiento organofílico) del tipo BTEX: benceno, tolueno, etilbenceno, y xileno, la fracción aromática peligrosa de las gasolinas.
Intercalación cationes cuaternarios de amonia
para incrementar la distancia interlaminar
en una arcilla esmectítica y favorecer la incorporación de
compuestos orgánicos tipo BTEX.
Por su parte, la sepiolita y palygorskita (arcillas fibrosas) poseen estructuras cristalinas tipo túnel, que pueden albergar cationes y moléculas de agua por intercambio iónico con Ca y Mg, y agua zeolítica. Es en estas estructuras tipo túnel donde pueden acumular los contaminantes.
Minerales del grupo de la crandallita
El grupo de la crandallita es un grupo mineralógico no muy conocido, caracterizado por el mineral que le da nombre: CaAl3(PO4)2(OH)5·(H2O).
Crandallita.
Los minerales del grupo de la crandallita son muy variados químicamente, aunque tienen en común el incluir grupos [PO4]. Algunos de estos minerales son:
Mineral
Fórmula
Arsenocrandallita
(Ca,Sr)Al3[(As,P)O4]2(OH)5·(H2O)
Arsenogorceixita
BaAl3AsO3(OH)(AsO4,PO4)(OH,F)6
Arsenogoyazita
(Sr,Ca,Ba)Al3(AsO4,PO4)2(OH,F)5·(H2O)
Eylettersita
(Th,Pb)1-xAl3(PO4,SiO4)2(OH)6
Gorceixita
BaAl3(PO4)(PO3OH)(OH)
Goyazita
SrAl3(PO4)2(OH)5·(H2O)
Philipsbornita
PbAl3(AsO4)2(OH)5·(H2O)
Plumbogummita
PbAl3(PO4)2(OH)5·(H2O)
Waylandita
BiAl3(PO4)2(OH)6
Zairita
Bi(Fe,Al)3(PO4)2(OH)6
Minerales del Grupo de la Crandallita
Estructura de los minerales del grupo de la crandallita
Esta amplia variabilidad composicional se traduce en una alta capacidad de intercambio iónico, en las tres posiciones estructurales que el grupo presenta (ver figura anterior): en los huecos tetraédricos de tipo XO4 (intercambiabilidad aniónica, de fósforo y/o azufre: por ejemplo el As puede entrar en estas posiciones, como arseniato), en los octaédricos (el aluminio puede ser sustituido por otros iones de carga y tamaño similares) y en las posiciones M, de coordinación 12 (el Ca y el Sr que normalmente ocupan estas posiciones pueden ser sustituidos por metales pesados como Hg, Pb, Cu, etc.). Esta propiedad hace que estos minerales puedan ser utilizados en la inmovilización de metales pesados de medios acuosos, aplicación que aún está ya desarrollada y patentada para el caso de elementos radioactivos del grupo de las Tierras Raras, y está en fase de estudio para otros metales pesados con mala consideración ambiental.
Óxidos y oxidróxidos de hierro y manganeso
Otros minerales que debido a sus propiedades coloidales y estructurales poseen una gran importancia en los procesos naturales (y ahora industriales), en la “fijación” de metales de alta toxicidad, son los óxidos y oxidróxidos de hierro y manganeso.
Entre los óxidos y oxidróxidos de hierro destacaremos las siguientes fases minerales:
· Ferrihidrita, Fe5HO8•4H2O (también expresada como Fe(OH)3), la que se transforma a:
· Hematites, α-Fe2O3
· Goethita, α-FeO(OH)
Otros óxidos u oxidróxidos de hierro incluyen la lepidocrocita (γ-FeO(OH)) y la magnetita (Fe3O4), la cual a su vez puede dar lugar por oxidación (parte del hierro en la magnetita está como Fe2+) a maghemita (γ-Fe2O3). Los oxidróxidos de hiero se comportan como coloides positivos, y como tales tienen la capacidad de fijar por adsorción a aniones y aniones complejos. Entre estos debemos destacar por su alta peligrosidad dos especies:
· CrO42-, en otras palabras: Cr6+
· Aniones complejos de As (H2AsO4-, AsO43-, entre otros)
De esta manera los suelos o sedimentos fluviales con oxidróxidos de hierro poseen la capacidad natural de depurar soluciones (naturales o industriales) con productos tóxicos de este tipo. Aunque su presencia sea escasa, reconoceremos la presencia de fases oxidadas de hierro por el color rojo-anaranjado que le dan a los suelos o sedimentos.
Aspecto de sedimentos fluviales con oxidróxidos de hierro. Río Toro, Chile.
Captación de arsénico (sectores claros) en goethita. Río Toro, Chile. Imagen SEM-EDX.
En cuanto a los tratamientos industriales de aguas podemos destacar dos tecnologías:
· La oxidación de FeSO4 a fases del tipo FeO(OH) para la adsorción de especies acuosas de arsénico (aniones complejos de arsenito o arsenato).
· Procesos redox que implican la oxidación de Fe0 a Fe3+ y la reducción en paralelo de Cr6+ a Cr3+.
Las fases oxidadas de manganeso han sido menos tratadas en la literatura sobre temas ambientales, aunque también presentan un interesante potencial como depuradoras naturales o sintéticas. Dado que los óxidos de manganeso presentan dos estados de valencia (3+, 4+) la variedad de especies minerales oxidadas es mayor que la de los de hierro, que solo presentan el estado 3+. Otra diferencia con las especies oxidadas de hierro radica en el comportamiento de las partículas coloidales, las cuales presentan en este caso una carga neta negativa. Sin embargo, al igual que en el caso del hierro, también encontramos fases hidratadas (e.g. birnessita: (Ca,Na)(Mn2+,Mn4+)7 O14•3H2O) o de oxidróxidos (e.g. manganita: γ-MnO(OH)), así como de óxidos en el sentido estricto (e.g. pirolusita: β-MnO2).
A efectos de este capítulo destacaremos cuatro fases minerales:
Mineral
Fórmula
Criptomelana
K1-2(Mn2+,Mn4+)8O16•xH2O
Todorokita
(Na,Ca,K)(Mn2+,Mg)Mn4+O12•xH2O
Litioforita
(Al,Li)(Mn2+,Mn4+)O2(OH)2
Birnessita
(Ca,Na)(Mn2+,Mn4+)7O14•3H2O
Óxidos de manganeso
Estas fases oxidadas están basadas en un armazón estructural constituido por unidades de octaedros [MnO6], los que comparten vértices o aristas. El armazón tipo criptomelana y todorikita presenta túneles estructurales, mientras que el de la litioforita y birnessita se presenta en capas.
Estructura tipo túnel en un óxido sintético de manganeso (Na0.44MnO2)
mostrando octaedros de MnO6, y átomos de sodio en los túneles.
Una estructura como la de la todorokita puede admitir cationes tales como Co2+, Ni2+ y Cu2+. Este mineral posee obviamente capacidades de intercambio iónico, primero adsorbiendo, y luego estabilizando los cationes. En las estructuras en capas (estratificadas) la admisión de cationes (e.g. Co2+) seguiría los siguientes pasos: 1) adsorción inicial de Co2+ cerca de las vacancias en la capa de unidades [MnO6]; oxidación de Co2+ a Co3+; y 3) ocupación final de los sitios octaédricos por Co3+.
A escala de laboratorio se ha experimentado con mezclas de pirolusita-goethita (Mn:Fe ~ 10:1) para la descontaminación de aguas arseniacales. Aunque los resultados han sido positivos, no queda claro el como y el porqué de este fenómeno. Recordemos que las especies acuosas de As son aniones complejos (carga negativa), y que también la carga de las partículas coloidales de las fases oxidadas de manganeso es negativa!!! Resulta difícil así visualizar como el arsénico podría ser adsorbido, salvo que no sea la pirolusita sino la goethita la fase mineral que efectivamente fija el arsénico.
Los carbonatos
Los carbonatos constituyen un grupo mineralógico importante por su variedad, y por la abundancia de determinados minerales del grupo, como la calcita o la dolomita, que constituyen las calizas y dolomías, respectivamente. Presentan además aplicaciones variadas, sobre la base de: 1) su abundancia y el bajo coste de su extracción minera; 2) el hecho de reaccionar con los ácidos y otros compuestos químicos, como la sílice (dando origen al cemento) y el dióxido de azufre (dado origen a yeso/anhidrita); y 3) porque su descomposición térmica se produce a temperatura relativamente baja (del orden de los 600ºC) dando origen a la denominada cal viva (CaO) o a la cal dolomítica (CaO+MgO), que a su vez tienen aplicaciones importantes. Dentro del campo medioambiental, las calizas tienen aplicación fundamentalmente en procesos de desulfuración durante procesos de combustión o metalurgia, procesos ambos en los que a menudo se producen óxidos de azufre gaseosos que escapan al medio ambiente, dando origen al fenómeno de lluvia ácida. La presencia de caliza en el medio de combustión, ya sea como lecho fluido, o como aditivo, impide la formación de estos compuestos:
CaCO3 + SO2 + 2 H2O + 0.5 O2 → CaSO4 · 2 H2O + CO2
La adición de caliza a los suelos origina los siguientes procesos: 1) neutralización de la acidez; 2) incremento de la saturación en bases (Ca) del suelo; 3) cambios en los ratios de cationes básicos absorbidos y disueltos; 4) incremento del pH del suelo, lo cual afecta, además, a la solubilidad de varios compuestos; 5) se produce la inactivación de concentraciones tóxicas de Al, Mn y otras sustancias; 6) la fijación de nitrógeno y la mineralización aumenta, al incrementarse el pH y la saturación en bases; 7) la concentración de electrolitos aumenta con la disolución de la caliza.
Uno de los mayores problemas que plantea la minería es el drenaje ácido (DAM). Para su tratamiento se pueden emplear diversas técnicas, aunque aquí nos centraremos en aquellas en se emplean rocas calcáreas, como las calizas (constituidas principalmente por calcita: CaCO3). En este caso el carbonato de calcio actúa como un reactivo neutralizante que lleva al pH a valores aceptables, y favorecen la precipitación de la mayor parte de los metales pesados que pueda contener el agua. El proceso que consume los hidrogeniones de la solución ácida, y por lo tanto la neutraliza, lo podemos resumir de la siguiente manera:
CaCO3 + H+ → Ca2+ + HCO3-
Existen una serie de procedimientos industriales para conseguir dicha neutralización entre los que destacaremos los siguientes:
Canales abiertos de caliza (open limestone channels)
Constituyen la forma más simple de tratar el DAM, y pueden ser de dos tipos: canales recubiertos de caliza a través de los cuales se hace pasar el agua a tratar, o simplemente, añadir trozos de caliza a los canales de desagüe ya existentes. El principal problema que pueden presentar es el de que los cantos de caliza se recubren de una lámina de óxidos e hidróxidos de hierro que los aíslan, reduciendo la efectividad del proceso a medio-largo plazo. Eso hace necesario utilizar grandes cantidades de caliza. Es también importante la impermeabilización del fondo del canal, para evitar la infiltración del DAM.
Canal abierto de caliza. Note a la izquierda como ingresa
la solución ácida (acidic inflow), y por la izquierda sale una solución
neutralizada (neutral outflow).
Pozos bifurcados (diversion wells)
Es otra forma de tratar el DAM con caliza, la que se realiza en un “pozo” con circulación forzada de agua donde se acumula la caliza. La turbulencia del régimen y la presencia de partículas finas y abrasivas dificultan la formación de revestimientos aislantes en la caliza.
Esquema del proceso de pozo bifurcado. Por la izquierda ingresa la solución ácida,
que reacciona con el lecho de caliza triturada, escapando por la derecha como solución neutralizada.
Drenaje anóxico en calizas (anoxic limestone drains)
Se trata de un sistema para interceptar y neutralizar flujos subterráneos de DAM, evitando además su contacto con el oxígeno atmosférico, lo que evita la oxidación de los metales, y por tanto, la formación de revestimientos de óxidos de Fe en la caliza.
El sistema de drenaje anóxico.
Reactores de flujo vertical (vertical flow reactors)
Consisten en celdas de tratamiento con una base de caliza y drenaje basal sobre la que se sitúa una capa de sustrato orgánico y una lámina de agua estática. El agua fluye verticalmente a través del compost y de la caliza, y se recoge y descarga a través de un sistema de tuberías. Este sistema incrementa la alcalinidad mediante la disolución de caliza y la reducción bacteriana de sulfatos. A continuación se requiere un tratamiento adicional, como puede ser en una laguna aeróbica, para la oxidación y precipitación de los metales pesados.
Esquema del sistema de flujo vertical.
El suelo constituye la interfase entre las rocas del sustrato continental y la atmósfera, formándose como consecuencia de los fenómenos físicos, físico-químicos y biológicos de intercambio que ahí se producen. El concepto de suelo es, por tanto, un concepto evolutivo. Este se forma como consecuencia de un proceso dinámico, que implica un cambio progresivo desde que la roca se pone en contacto con la atmósfera como consecuencia de la erosión, hasta su desarrollo completo.
Un concepto muy relacionado es el de regolito, que constituye lo que podríamos llamar el “protosuelo”, es decir, una capa no estructurada de materiales que se acumula sobre la superficie del terreno como consecuencia de procesos diversos. Por su parte, el suelo es un regolito evolucionado, que ha adquirido la estructuración en capas u horizontes que le caracteriza. Por ejemplo, la superficie de la Luna está cubierta por el regolito lunar, formado por fragmentos de rocas y polvo que han resultado de los impactos de meteoritos, y de la acumulación de polvo cósmico, sin que se forme un suelo debido a la ausencia de una atmósfera, agua, y una dinámica superficial que permita su desarrollo.
El regolito lunar (NASA).
También las zonas de alta montaña, por encima de determinadas altitudes, en las que ya no llega a desarrollarse vegetación, tenemos un regolito formado por los restos de la meteorización del sustrato.
Ejemplos de regolitos en zonas de altura del desierto de Atacama, note el alisado del relieve. Región de Copiapó, Chile.
En condiciones normales, cuando eliminamos el suelo de una porción de terreno, al cabo de unos meses o unos pocos años observamos que comienza a implantarse vegetación, que se forman acumulaciones de tierra, y que los fragmentos de rocas comienzan a redondear sus formas, liberando fragmentos menores. Es decir, se está formando un regolito, que constituye el punto de partida de la edafogénesis, es decir la formación de un suelo.
En la edafogénesis, el primer proceso que tiene lugar es la diferenciación de dos horizontes:
· El más superficial, u “Horizonte A” que se forma como consecuencia de la implantación de vegetación sobre el regolito: la actividad de las raíces, la acumulación de los restos vegetales, la actividad animal (lombrices, insectos u otros animales excavadores), así como por la acumulación en esta zona de los productos de la meteorización superficial (arcillas, cuarzo).
· El otro horizonte que se forma es el denominado “Horizonte C”, más profundo, en contacto directo con la roca más o menos meteorizada del sustrato, y compuesto mayoritariamente por fragmentos de ésta, acompañados por productos poco evolucionados de su meteorización.
Estos suelos primitivos AC son característicos de áreas sometidas a fuerte erosión, en las que no da tiempo al desarrollo de un suelo completamente estructurado, aunque también pueden tratarse de suelos jóvenes, en formación.
Cuando el suelo evoluciona durante un periodo de tiempo lo suficientemente largo se forma un nuevo horizonte:
· “Horizonte B” o de acumulación. Esta capa del suelo se origina como consecuencia de los procesos de intercambio que se producen entre los horizontes A y C: la migración de aguas, tanto descendentes (de infiltración de aguas de lluvia) como ascendentes (capilaridad, gradiente de humedad), hace que llegue a individualizarse este horizonte caracterizado por la acumulación de precipitados salinos (carbonatos, sulfatos).
Estos tres horizontes son los básicos y fundamentales que podremos encontrar en la mayor parte de los suelos comunes. En mayor detalle, es posible identificar otros horizontes, o subdividir éstos, pero no vamos a entrar en estos aspectos.
Esquema mostrando el proceso evolutivo de formación de un suelo
Formación de arcillas en el suelo
Una cuestión importante en la formación del suelo es la génesis de los minerales más característicos del mismo: las arcillas. En concreto, la formación de los minerales de la arcilla en este ambiente está íntimamente ligada a reacciones de hidrólisis de los minerales silicatados de las rocas. Estas reacciones pueden desarrollarse en el medio hidrotermal (durante la formación de un depósito mineral), o como procesos exógenos (bajo condiciones atmosféricas), una vez que las rocas por erosión se encuentran en la superficie o su proximidad. El CO2 disuelto en el agua de lluvia o de los ríos puede desencadenar una serie de procesos hidrolíticos:
CO2 + H2O ® H2CO3
El ácido carbónico así formado reacciona con los feldespatos, induciendo la formación de minerales del grupo de la arcilla. A continuación ilustramos este tipo de reacciones con tres ejemplos conducentes a la formación de caolinita, Al2Si2O5(OH)4:
1) Hidrólisis de anortita (plagioclasa cálcica):
CaAl2Si2O8 + 2 H2CO3 + H2O ® Ca2+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4
2) Hidrólisis de la albita (plagioclasa sódica):
2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ® 2 Na+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4 H2SiO4
3) Hidrólisis de la ortoclasa (feldespato potásico):
2 KAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ® 2 K+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4 H2SiO4
Roca alterada a arcillas caoliníticas. Note el blanqueo de la roca.
El clima, a través de los parámetros de humedad y temperatura, controla fuertemente el proceso formador de arcillas a partir de los silicatos. Así, en condiciones de humedad y calor la hidrólisis dará lugar a arcillas caoliníticas, e incluso a un residuo final de gibbsita, Al(OH)3. Por el contrario, en climas áridos la arcilla predominante resulta ser del tipo illita-esmectita. Cabe destacar, no obstante, que el mundo de los procesos formadores de arcillas es extraordinariamente complejo, por lo cual lo anteriormente dicho tiene que ser tomado únicamente en el contexto de una simplificación didáctica. Las figuras adjuntas ilustran la complejidad de variables implicadas.
Mineralogía de arcillas formada en el suelo en función de las precipitaciones.
Tipos y espesores característicos de suelos formados en las distintas
zonas climáticas.
Constituyentes de origen mineral
Los minerales que componen el suelo pueden ser tan variados como lo sea la naturaleza de las rocas sobre las que se implanta. No obstante, hay una tendencia general de la mineralogía del suelo hacia la formación de fases minerales que sean estables en las condiciones termodinámicas del mismo, lo cual está condicionado por un lado por el factor composicional, y por otro por el climático, que condiciona la temperatura, la pluviosidad, y la composición de las fases líquida y gaseosa en contacto con el suelo.
Los minerales del suelo pueden ser de dos tipos: 1) heredados, es decir, procedentes de la roca-sustrato que se altera para dar el suelo, que serán minerales estables en condiciones atmosféricas, resistentes a la alteración físico-química; y 2) formados durante el proceso edafológico por alteración de los minerales de la roca-sustrato que no sean estables en estas condiciones. Los más importantes, y los condicionantes para su presencia en el suelo serían los siguientes:
ü Cuarzo. Es un mineral muy común en los suelos, debido a: 1) su abundancia natural en la mayor parte de las rocas; y 2) su resistencia al ataque químico. El cuarzo confiere al suelo buena parte de su porosidad, debido a que suele estar en forma de granos más o menos gruesos, lo que permite el desarrollo de la porosidad intergranular. Además, es un componente muy inerte, muy poco reactivo, del suelo. Suele encontrase en suelos poco estructurados de textura arenosa.
Típico aspecto de un suelo arenoso.
ü Feldespatos. Suelen ser componentes minoritarios, heredados o residuales de la roca sobre la que se forma el suelo, pues son metaestables en medio atmosférico, tendiendo a transformarse en minerales de la arcilla. Al igual que el cuarzo, conforman la fracción arenosa del suelo, si bien en este caso le confieren una cierta reactividad.
ü Fragmentos de roca. Junto con los dos componentes anteriores, conforman la fracción comúnmente más gruesa del suelo, si bien es este caso el tamaño de fragmentos suele ser superior a 2 cm, de forma que el cuarzo y feldespatos suelen constituir la fracción arenosa del suelo, mientras los fragmentos de roca constituyen la fracción de tamaño grava. La naturaleza de los fragmentos está directamente relacionada con la de la roca sobre la que se forma, si bien ocasionalmente el suelo puede contener fragmentos de origen “externo”, como consecuencia de procesos de transporte y depósito contemporáneos con la formación del suelo. En cualquier caso, son siempre heredados, y nos permiten identificar si el proceso de edafogénesis ha tenido o no aportes externos.
Típico suelo rojo tropical, con fragmentos de roca.
ü Minerales de la arcilla. Son minerales también muy abundantes en el suelo, constituyendo la matriz general del mismo, la componente intergranular entre la fracción arenosa y los fragmentos de roca. Son minerales que proceden de la alteración de los que componen la roca sobre la que se producen los procesos de meteorización, y en función de ello pueden ser muy variados: 1) la illita (equivalente arcilloso de la mica blanca, moscovita), que se forma a partir de feldespatos y micas de rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas; 2) la clorita, que se forma a partir de los minerales ferromagnesianos que pueda contener la roca: biotita, anfíbol, piroxeno, olivino; 3) la pirofilita, que puede formarse a partir de minerales ricos en aluminio en la roca original; 4) menos comunes son los filosilicatos del grupo de las arcillas especiales (esmectita-bentonita, sepiolita, palygorskita), que se forman bajo condiciones climáticas muy específicas, o a partir de rocas de composición muy determinada, y que por sus características especiales confieren al suelo propiedades mecánicas diferentes a las habituales (suelos expansivos, suelos instables). Los minerales de este grupo juegan un papel muy importante en la textura y en la físico-química del suelo, pues le confieren plasticidad, impermeabilidad, así como otras propiedades mecánicas y de relación entre el suelo y el agua que contiene, en especial en cuanto a la capacidad de sorción e intercambio iónico que pueda presentar. Hablamos en mayor detalle de estas capacidades más adelante.
Suelo arcilloso.
ü Carbonatos. Los carbonatos son minerales frecuentemente formados por el proceso de edafogénesis, aunque debido a su alta solubilidad su acumulación no suele producirse en el horizonte más superficial. De hecho, los carbonatos pueden formarse en los horizontes A o C, pero su acumulación efectiva se produce solo en el horizonte B o de acumulación, como consecuencia de los procesos de intercambio que se producen en el mismo. Una excepción corresponde a los suelos de regiones de climatología semiárida y con abundantes rocas carbonatadas. En estas regiones, los procesos de intercambio con el suelo suelen ser “en ascenso”: las aguas subterráneas ricas en carbonatos ascienden hasta la superficie del terreno por capilaridad o por gradiente de humedad, depositando ahí los carbonatos, y originando los denominados “caliches”, auténticos escudos de color blanco que recubren la superficie del suelo, como por ejemplo ocurre en buena parte de La Mancha.
Suelos con caliche, note el color blanco del mismo.
ü Óxidos e hidróxidos de hierro, manganeso y aluminio. Los óxidos e hidróxidos de Fe3+ (y a menudo los de aluminio y los de manganeso) son minerales que se suelen acumular en el suelo como consecuencia de procesos de alteración de otros minerales, constituyendo la fase estable del hierro en superficie o condiciones cercanas a la superficie. Se acumulan en forma de agregados: 1) limonita (agregado de óxidos e hidróxidos de Fe), 2) bauxita (de óxidos e hidróxidos de aluminio); y 3) wad (óxidos e hidróxidos de manganeso). Desde el punto de vista estrictamente químico son muy estables, poco o nada reactivos, pero presentan propiedades sorcitivas que hacen que su presencia en el suelo tenga implicaciones físico-químicas notables. Los suelos ricos en óxidos e hidróxidos de hierro, formados por un lavado casi total de otros constituyentes, reciben el nombre de lateritas. Se reconocen por su intenso color rojo y se forman en climas tropicales.
Suelo laterítico en el Complejo de Moa (Cuba).
ü Sulfatos. La presencia de sulfatos en el suelo suele tener la doble vertiente de que pueden ser minerales relativamente comunes, pero al ser compuestos de solubilidad relativamente alta, su acumulación efectiva solo puede producirse bajo condiciones muy determinadas: abundancia de sulfatos (e.g., yesos) en el entorno inmediato, y clima árido o semiárido. En estas condiciones, y al igual que los carbonatos, los sulfatos podrán acumularse en el horizonte B, o en el A, en este segundo caso en forma de costras o eflorescencias (rosas del desierto).
ü Otros minerales. Aparte de los descritos, el suelo puede contener una amplia gama de minerales, en unos casos heredados, en otros formados, todo ello en función de los condicionantes ya mencionados: naturaleza de la roca-sustrato, y factores climáticos. Su importancia e interés pueden ser muy variables.
El agua en los suelos
Con la excepción de las regiones extremadamente áridas, el agua es siempre un componente del suelo, encontrándose en éstos en forma de humedad intergranular o como hielo (suelos tipo permafrost), en mayor o menor abundancia en función de factores diversos. Debido a la propia dinámica del suelo, el agua siempre contiene componentes diversos en solución, y ocasionalmente también en suspensión, si bien la ausencia de una dinámica de consideración minimiza este último componente.
En función de la naturaleza y textura del suelo el agua puede encontrarse bien como fase libre, móvil en el suelo (en suelos con altas porosidades y permeabilidades), o bien como fase estática (ab/ad sorbida), en los suelos de naturaleza más arcillosa. En el primer caso el agua podrá tener una cierta dinámica, que mantendrá una cierta homogeneidad composicional, mientras que en el segundo caso podrán darse variaciones composicionales más o menos importantes.
El agua en el suelo suele tener una dinámica bidireccional: el agua de lluvia o de escorrentía, por lo general poco cargada en sales (aunque no siempre), se infiltra desde superficie, y puede producir fenómenos de disolución, hidrólisis y/o precipitación de las sales que contiene. Por ejemplo, el CO2 atmosférico induce la formación de ácido carbónico: CO2 + H2O ® H2CO3, que a su vez induce la disolución de carbonatos: CaCO3 + H2CO3 ® Ca2+ + 2HCO3-. En épocas secas se produce el fenómeno inverso, y las aguas contenidas en los acuíferos tienden a subir por capilaridad o por gradiente de humedad hasta la superficie, donde se produce su desecación, de forma que durante este proceso de ascenso tienden a perder por precipitación las sales que contienen en disolución. Este proceso puede tener consecuencias desastrosas cuando interviene la mano del hombre, por ejemplo con irrigación de suelos en zonas áridas-semiáridas, con consecuencias de salinización extrema. Ejemplos dramáticos de estos fenómenos se encuentran en algunas regiones de Australia y se están comenzando a observar en Almería debido a la descontrolada actividad agrícola.
Salinización de suelos.
La composición del agua contenida en el suelo, en cuanto a su contenido en sales solubles (bicarbonatos, carbonatos, sulfatos, cloruros) estará condicionada, como la mineralogía, por factores de la litología del suelo y su entorno, y por factores climáticos. La proximidad de explotaciones mineras de minerales metálicos sulfurados condicionará por lo general un alto contenido en sulfatos, y a menudo en metales pesados.
Gases en el suelo
El suelo a menudo contiene gases, que pueden tener procedencias diversas: 1) aire atmosférico, que se infiltra desde superficie; 2) gas liberado durante alguna reacción, ya sea estrictamente química: CO2 liberado por la descomposición de carbonatos en medio ácido; o bioquímica: gases metabólicos de microorganismos: CH4, CO2; y 3) ocasionalmente puede contener también radón, gas noble radioactivo que se produce como consecuencia de la fisión natural de isótopos de potasio, torio o uranio, acumulándose sobre todo en los suelos de las áreas graníticas. Estos gases pueden encontrarse en disolución en el agua intersticial, no como fase libre
Materia orgánica
La materia orgánica que contiene el suelo procede tanto de la descomposición de los seres vivos que mueren sobre ella, como de la actividad biológica de los organismos vivos que contiene: lombrices, insectos de todo tipo, microorganismos, etc. La descomposición de estos restos y residuos metabólicos da origen a lo que se denomina humus. En la composición del humus se encuentra un complejo de macromoléculas en estado coloidal constituido por proteínas, azúcares, ácidos orgánicos, minerales, etc., en constante estado de degradación y síntesis. El humus, por tanto, abarca un conjunto de sustancias de origen muy diverso, que desarrollan un papel de importancia capital en la fertilidad, conservación y presencia de vida en los suelos. A su vez, la descomposición del humus en mayor o menor grado, produce una serie de productos coloidales que, en unión con los minerales arcillosos, originan los complejos organominerales, cuya aglutinación determina la textura y estructura de un suelo. Estos coloides existentes en el suelo presentan además carga negativa, hecho que les permite absorber cationes H+ y cationes metálicos (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) e intercambiarlos en todo momento de forma reversible; debido a este hecho, los coloides también reciben el nombre de complejo absorbente.
Horizonte rico en humus (color negro) en un suelo.
Otro dato relevante con respecto a la materia orgánica es su afinidad por los metales pesados. Cuando éstos se encuentran en disolución, a menudo forman complejos orgánicos solubles, que pueden polimerizarse sobre los complejos moleculares del humus. También pueden formar directamente complejos insolubles con los compuestos del humus. De esta forma, la materia orgánica del suelo a menudo actúa como almacén de estos elementos, si bien puede transferirlos a la vegetación o a la fase acuosa si se produce su descomposición en medio ácido u oxidante.
Otro componente orgánico de los suelos es el ácido fúlvico, que es un tipo de ácido húmico débilmente polimerizado, que interviene en el proceso de podsolización. Junto con las arcillas y el hierro presentes en el suelo, este ácido forma complejos coloidales que por lixiviación son desplazados hasta cierta profundidad, donde finalmente floculan como consecuencia de actividad bacteriana.
Estructura química del ácido fúlvico.
Contaminantes en el suelo
El suelo es, por principio, el sitio donde van a parar gran parte de los desechos sólidos y líquidos de cualquier actividad humana. Indiquemos no obstante, que los suelos son también el receptáculo de los deshechos no deseables de origen geológico, por ejemplo, de las aguas ácidas con metales pesados provenientes de mineralizaciones sulfuradas aflorantes.
Todo lo que no es de utilidad en los procesos industriales, mineros, urbanos, agrícolas, etc., se acumula en el suelo, en general sin mayores precauciones. Con ello, la escombreras mineras, los productos producidos en una fábrica, muchos desechos líquidos, se han venido depositando sobre los suelos sin control alguno a lo largo de siglos e incluso milenios (recordemos los desechos urbanos y mineros de la Roma clásica).
Vertido incontrolado de basura.
Por otra parte, la actividad agrícola se ha venido enfrentando durante las últimas décadas a la necesidad de aumentar la producción, sobre dos bases principales: el abonado, y el control de plagas. Baste mencionar dos ejemplos: el uso intensivo de nitratos y fosfatos. En países como Reino Unido y Francia existen serios problemas de contaminación de acuíferos con compuestos nitratados.
Nitrato natural de Chile para fertilizantes.
En definitiva, las actividades industriales y mineras por un lado, y las agrícolas por otro, han dado origen al problema de que muchos productos de origen humano, o formados gracias a las actividades humanas, han ido a parar a los suelos, generando a su vez otros problemas: la contaminación de aguas subterráneas, la bajada de productividad agrícola, la contaminación de cultivos, el envenenamiento de ganado, la contaminación de la selva, afectando así de forma directa la salud humana y ambiental.
Derrame en la selva tropical de un concentrado de sulfuros de cobre, el cual se ha oxidado (OK Tedi, Papua Nueva Guinea).
A pesar del impacto directo de los contaminantes sobre el suelo, el interés social sobre la protección (y aún más, sobre la recuperación) de éste ha sido muy posterior al manifestado por el aire y el agua, probablemente porque los efectos de esta contaminación no son tan evidentes, sino que se ponen de manifiesto a más largo plazo.
En la actualidad, la legislación medioambiental en los países desarrollados pone especial énfasis en la multifuncionalidad del sistema suelo-agua, considerando como sus principales funciones las relativas a: medio y soporte de transporte, filtro de agua, crecimiento vegetal y medio participativo en los ciclos bioquímicos. Las medidas de protección del suelo están orientadas a la prevención de la contaminación local fomentando las medidas de aislamiento y control, así como la reglamentación de emisiones aceptables para contaminación difusa que aseguren el cumplimiento de las funciones del suelo. En los países más avanzados se trabaja en la línea de intentar asegurar la recuperación de los suelos afectados por el problema, impidiendo la venta de terrenos hasta tanto el propietario actual no lleve a cabo esta tarea, de forma que el problema no quede bloqueado por una transferencia de propiedad que diluya responsabilidades.
Vulnerabilidad del suelo ante los contaminantes químicos
Los suelos poseen un efecto absorbente, actuando como un filtro altamente reactivo que facilita la inmovilización de los contaminantes gracias a procesos físicos (filtración), físico-químicos (neutralización, adsorción, absorción, precipitación, complejación) o biológicos (biodegradación). Pero claro está, esto significa que el suelo “acumula” muchos de los contaminantes. En este sistema juegan un papel especialmente importante las arcillas, debido a sus propiedades de adsorción. Recordemos que la capacidad de captación iónica varía de una arcilla a otra y se relaciona directamente con las características estructurales de éstas. En el tipo 1:1 el armazón TO-TO se sustenta mediante enlaces tipo puente de hidrógeno, entre los grupos (OH) de las capas octaédricas y los oxígenos de las tetraédricas. Este enlace es lo suficientemente fuerte como para mantener la estructura global y al mismo tiempo impedir la entrada de cationes entre capas. Por el contrario, en las arcillas 2:1 (TOT-TOT) este tipo de enlace entre capas no es posible (se enfrentan capas tetraédricas). En este caso el armazón estructural se compensa eléctricamente introduciendo cationes interlaminares. En las esmectitas se producen múltiples substituciones en las capas octaédricas y tetraédricas, que le confieren una carga global negativa. Sin embargo, esta carga es relativamente débil, razón por la cual no se pueden ligar cationes de una manera fuerte en el espacio interlaminar. Sin embargo e permite la entrada de agua y otras moléculas que causan un aumento en el espacio interlaminar (“hinchamiento” de la arcilla). Con el agua vienen cationes disueltos, que su vez, pueden ser fijados en dicho espacio. Así, las arcillas esmectíticas actúan como depuradoras naturales de los suelos.
Estructura de las arcillas tipo esmectita. Note el espaciado interlaminar
donde se pueden acomodar cationes.
Sin embargo, cuando se supera la capacidad de amortiguación geoquímica del suelo, éste se convierte de hecho en fuente de contaminación. De igual forma, un cambio en las condiciones climáticas puede producir la reversibilidad del proceso. Por ello a menudo se habla de que la presencia de contaminantes en el suelo constituye una bomba de tiempo química, que aún si en un determinado momento no produce efecto alguno, si puede hacerlo en un futuro. El problema radica en que algunos contaminantes se acumulan en los suelos como especies químicas de alta solubilidad. Esto significa que los contaminantes están “disponibles” para que los animales y vegetales que viven en, o sobre el suelo, puedan captarlos, con los consecuentes efectos toxicológicos que ello puede acarrear. El desplazamiento de la contaminación también funciona “hacia abajo”, esto es, las aguas de infiltración pueden transportar los compuestos solubles hacia los acuíferos y contaminarlos. Todo esto nos lleva a decir otros conceptos importantes en lo relativo a la presencia de contaminantes en el suelo: los de geodisponibilidad y biodisponibilidad.
La geodisponibilidad es la consecuencia directa de la actividad minera: al llevar a cabo la explotación minera de un yacimiento, se ponen a disposición del medio geológico unos elementos que antes no estaban, o estaban de una forma mucho más limitada. Cabe destacar, no obstante, que muchos yacimientos minerales, particularmente los de menas sulfuradas, son en sí fuentes naturales de contaminación. Esto depende en gran medida de si son o no aflorantes, de su profundidad (en especial, si se localizan por encima o por debajo del nivel freático), su composición mineralógica, y el clima entre otros.
La biodisponibilidad por su parte, se refiere a la capacidad de un organismo de incorporar metabólicamente un contaminante. Por ejemplo, muchas plantas tienen la capacidad de absorber grandes concentraciones de metales pesados, siempre que se encuentren en el suelo en formas solubles, o asociados a nutrientes básicos. Otras muestran efectos de barrera que hacen imposible la incorporación de un metal pesado pasada una cierta concentración.
Otra labor importante de depuración de soluciones viene dada por otras partículas minerales de los suelos con comportamiento coloidal. Por ejemplo, la goethita (carga positiva en medios ácidos), posee la capacidad para fijar complejos aniónicos arseniacales. Otros óxidos, como los de manganeso constituyen coloides de carga negativa, que les permite fijar cationes en solución.
Suelo rojo, caracterizado por la presencia de fases oxidadas de hierro.
Minerales de aplicación medioambiental
P. Higueras1 y R. Oyarzun2
1: Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Escuela Universitaria Politécnica de Almadén, Universidad de Castilla-La Mancha, Plaza M. Meca 1, 13400 Almadén, España.
2: Departamento de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid, España.
Estructura en túneles de una zeolita.
Algunos minerales tienen propiedades que permiten que sean utilizados en el control de procesos ambientales, para aplicaciones diversas, como pueden ser la depuración de aguas o la inmovilización de contaminantes presentes en el suelo. En el presente tema analizaremos algunas de estas aplicaciones más importantes. Los aspectos concretos que vamos a analizar en este ámbito serán los siguientes:
- Depuración de agua por intercambio iónico
- Depuración de aguas y suelos mediante sorción
- Depuración de olores
Grupo de las zeolitas
“Rarely in our technological society does the discovery of a new class of inorganic materials result in such a wide scientific interest and kaleidoscopic development of applications as has happened with the zeolite molecular sieves” (Donald W. Breck)
Esta frase lo resume todo o casi todo sobre estos maravillosos materiales englobados genéricamente bajo el nombre de “zeolitas”, cuyas aplicaciones industriales y ambientales aun están en fase desarrollo continuo. Las zeolitas constituyen un grupo de silicatos con una gran capacidad de intercambio iónico. Estas poseen una estructura definida por un armazón principal y “túneles”, que les confiere una propiedad que denominaremos “porosidad”, y que las convierte en microtamices muy efectivos. El armazón estructural está constituido por tetraedros de Si-O (SiO44-) y Al-O (AlO45-) que se unen por los vértices. Dado que el silicio presenta típicamente valencia 4 (Si4+) y el aluminio valencia 3 (Al3+), las zeolitas se encuentran “descompensadas eléctricamente” por lo que necesitan incorporar cationes para mantener la neutralidad (de ahí sus propiedades de intercambio). Dichos cationes, agua, u otras moléculas se acomodan en las estructuras tipo túnel.
Dos estructuras zeolíticas, note los tetraedros y las estructuras tipo túnel (poros)
donde se acomodan los cationes (que compensan eléctricamente la estructura),
el agua y otras moléculas.
La carga negativa en las zeolitas es compensada por cationes del tipo N+, K+ o NH4+, los se disponen en el interior de la estructura. Estos cationes son móviles y susceptibles de ser intercambiados por otros. Una reacción típica de intercambio iónico sería la siguiente:
Na-zeolita + Ca2+ = Ca-zeolita + 2 Na+
Las zeolitas ocurren en la naturaleza como minerales, y pertenecen al grupo de los tectosilicatos. Existen unas 40 zeolitas naturales y más de 150 sintéticas. Algunas zeolitas naturales incluyen:
Mineral
Fórmula
Natrolita
Na2(Al2Si3O10)·2H2O
Chabazita
(Ca,Na)2 (Al2Si4O12)·6H2O
Analcima
Na(AlSi2O6)·H2O
Stilbita
Ca(Al2Si7O18)·7H2O
Heulandita
Ca(Al2Si7O18)·6H2O
Laumontita
Ca(Al2Si4O12)·4H2O
Mesolita
Na2Ca2(Al2Si3O10)·3H2O
Thompsonita
NaCa2(Al,Si)10O20·6H2O
En la actualidad, la mayor parte de las zeolitas que se emplean para aplicaciones industriales son sintéticas: se diseñan “a medida” de un determinado proceso, es decir, para favorecer la captación de un determinado ión y su posterior elución en condiciones controladas, y se sintetiza el compuesto zeolítico en un proceso industrial de bajo coste económico. Debido a sus propiedades porosas las zeolitas se emplean en una gran variedad de usos industriales, y se comercializan en un mercado mundial de varios millones de toneladas por año.
El comportamiento de intercambio iónico en las zeolitas depende de varios factores, que determinan su selectividad a determinados cationes:
- Naturaleza de los cationes: tamaño, carga iónica, forma
- Temperatura
- Concentración de los cationes en solución
- Aniones asociados con los cationes en solución
- Solvente (agua, solventes orgánicos)
- Estructura de la zeolita (topología de la red, densidad de carga de la red)
La capacidad de intercambio iónico de una zeolita está directamente relacionada con la cantidad de aluminio presente en su red cristalina y depende directamente de su composición química: una alta capacidad de intercambio iónico corresponde a las zeolitas con baja relación SiO2/Al2O3. La capacidad de intercambio iónico teórica máxima, número de equivalentes intercambiables por masa de la celda unitaria, no siempre puede ser alcanzada debido a la existencia de sitios de intercambio inaccesibles.
Todo hasta aquí es atribuible tanto a zeolitas sintéticas como a las naturales. Desde el punto de vista del control ambiental mediante la eliminación de contaminantes, la gran mayoría de los autores coinciden en la superioridad de las zeolitas naturales atendiendo a:
- bajo costo de extracción y acondicionamiento para el intercambio,
- disponibilidad de grandes volúmenes,
- excelente estabilidad a los procesos químicos y térmicos que permite su reactivación y
- posibilidad de utilización en varios ciclos.
No obstante, las posibilidades de diseño de las zeolitas sintéticas y su carácter de compuestos químicamente puros, frente a las variaciones que pueden presentar las zeolitas naturales, hacen que las sintéticas se empleen cada vez más.
Algunas aplicaciones ambientales de las zeolitas incluyen la substitución de fosfatos como ablandadores del agua (captación de Ca2+), la remoción de óxidos de nitrógeno (NOx), y una contención en las emisiones de compuestos orgánicos volátiles (VOCs: volatile organic compounds). Los óxidos de nitrógeno son un blanco típico de cualquier política ambiental mínimamente bien concebida. Los compuestos tipo NOx fomentan la formación de oxidantes fotoquímicos contaminantes como el ozono (O3). Los compuestos de óxidos de nitrógeno se producen por la actividad eléctrica atmosférica (rayos), acción bacteriana, y por los volcanes. Sin embargo, estos óxidos también tienen un origen industrial, principalmente en la combustión de combustibles fósiles a temperaturas superiores a 1000ºC. En este sentido las zeolitas pueden jugar un papel muy importante, ya que mientras los procesos de eliminación clásicos de los NOx por Reducción Selectiva Catalítica solo son efectivos a temperaturas de no más de 450º (Pt, V), las zeolitas pueden llegar hasta los 600ºC, alcanzándose así una mayor efectividad en el proceso. En cuanto a los VOCs, estos se encuentran presenten en las gasolinas, solventes orgánicos, desgrasadores, lacas, etc., y al igual que los NOx son potenciadores de la formación de oxidantes fotoquímicos. Un tema aun no resuelto del todo en los coches es el arranque del motor en frío. Durante los dos primeros minutos el convertidor catalítico (obligatorio en muchos países del mundo) no es efectivo, y los VOCs se arrojados a la atmósfera. En este momento se están investigando zeolitas que puedan actuar durante ese lapso de tiempo en el convertidor catalítico del coche: una vez que se alcanzara la temperatura adecuada, la zeolita liberaría los VOCs, y el convertidor podría realizar su trabajo de manera adecuada.
Minerales de la arcilla
Bajo el nombre de minerales de la arcilla se engloban distintas especies minerales según el uso que se haga del término arcilla. En unos casos se refiere exclusivamente a los filosilicatos de grano fino producto de la meteorización de otros minerales silicatados; en su acepción más amplia, se refiere a todos los minerales, silicatados o no, que se forman como consecuencia de estos procesos, y que simplemente tienen tamaño de grano inferior a 2 micras (aproximadamente, porque distintos autores fijan este límite en otros valores, por ejemplo, 4 micras). En cualquier caso, cuando hablamos de arcillas un componente fundamental van a ser siempre los filosilicatos que se forman en los procesos de alteración, cuya composición mineralógica puede ser muy variada en el detalle, y que van a ir siempre acompañados por proporciones variables de otros minerales.
Las aplicaciones de estos minerales o de estas mezclas mineralógicas en el campo ambiental resultan variadas: hemos visto su aplicabilidad en el campo del aislamiento de residuos industriales, y aquí estudiaremos otras aplicaciones como la depuración de líquidos y la absorción de olores.
Estructura y clasificación de los minerales de arcilla
Las arcillas consisten en apilamientos poliméricos tipo sandwich de capas de tetraedros y octaedros. Las capas tetraédricas (T) están compuestas de Si-O, mientras que las octaédricas (O) de Al-O y Al-(OH). Como veremos más adelante, el silicio puede ser substituido por aluminio en las capas tetraédricas, y el aluminio por cationes divalentes (Mg, Fe2+) en las octaédricas. Dependiendo de la organización espacial de las capas (TO-TO- ..., TOT-TOT- ...) clasificaremos a las arcillas en dos tipos: 1:1 y 2:1. El tipo 1:1 consiste en una capa tetraédrica unida a una octaédrica (TO). Arcillas representativas de este tipo son las del grupo de la caolinita, cuya fórmula genérica es:
[Sin1Al4-n1]Aln1 + n2-4Fen33+O10(OH)8·nH2O
donde n = 1, 2, 3. La capa octaédrica tiene solo dos tercios de los huecos ocupados (cationes trivalentes), razón por la cual hablaremos de una arcilla “dioctaédrica” (2 de cada 3 huecos octaédricos ocupados), con un coeficiente de hidratación (moléculas de agua) = 0, excepto para la halloysita, con nH2O = 4.
Estructura 1:1 (TO-TO- …) de arcillas tipo caolinita.
La estructura tipo 2:1 consiste en una capa octaédrica cubierta a la manera de un sandwich por dos capas tetraédricas (TOT). Tres grupos de arcillas presentan esta estructuración: illita, vermiculita y esmectita. Su fórmula química genérica es:
Cx[Sin1Al8-n1] Aln1+n2-8 Fen33+Fen42+Mgn5Mn6O20(OH)4
Cx representa x moles de un catión univalente (1+; por ejemplo, K en illita) que permite balancear la carga negativa creada por: 1) el reemplazo isomorfo de Si (4+) por Al (3+) en la capas tetraédricas; 2) el reemplazo isomorfo de Al por Mg o Fe2+ en las capas octaédricas; o 3) el reemplazo de Mg en los octaedros por un catión dado, por ejemplo, Li en la hectorita.
Estructura 2:1 (TOT-TOT- …) de arcillas
tipo esmectita.
Los oxígenos de las capas tetraédricas que se disponen arriba y abajo de la octaédrica en las estructuras tipo 2:1, se distribuyen formando hexágonos con un hueco central. Si se produce una substitución en la capa octaédrica de Al por Mg o Fe2+, el exceso de cargas negativas hará que la superficie de oxígenos de los tetraedros adquiera una carga que permite ligar cationes (carga positiva) en los huecos anteriormente mencionados. Si además se producen substituciones de Si4+ por Al3+ en los tetraedros, la carga negativa, y por lo tanto capacidad de atracción de cationes se incrementará aún más.
También se desarrollan cargas negativas en los bordes del armazón de las arcillas, aunque su importancia disminuye del tipo 1:1 al 2:1.
La captación iónica (intercambio y procesos de adsorción)
La capacidad de captación iónica varía de una arcilla a otra y se relaciona directamente con las características estructurales antes señaladas. En el tipo 1:1 el armazón TO-TO-.... se sustenta mediante enlaces tipo puente de hidrógeno, entre los grupos (OH) de las capas octaédricas y los oxígenos de las tetraédricas. Este enlace es lo suficientemente fuerte como para mantener la estructura global y al mismo tiempo impedir la entrada de cationes entre capas. Por el contrario, en las arcillas 2:1 este tipo de enlace entre capas no es posible (se enfrentan capas tetraédricas). En este caso el armazón estructural se compensa eléctricamente introduciendo cationes interlaminares, por ejemplo K en la illita. En las esmectitas se producen múltiples substituciones en las capas octaédricas y tetraédricas, que le confieren al igual que a la illita una carga global negativa. Sin embargo, esta carga es sólo un tercio de la de la illita, razón por la cual no se pueden ligar cationes de una manera fuerte en el espacio interlaminar. De esta manera, se permite la entrada de agua y otras moléculas que causan un aumento en el espacio interlaminar (“hinchamiento” de la arcilla). Con el agua vienen cationes disueltos, que su vez, pueden ser fijados en dicho espacio.
Así, las capacidades sorcitivas de las arcillas en general, y del grupo de la esmectita en particular, provienen de una paradoja estructural: las arcillas están “mal hechas”, presentando tal descompensación de cargas que justamente por eso, pueden captar cationes o moléculas. Dicho en otras palabras, si las arcillas no estuvieran descompensadas eléctricamente, su interés como intercambiadores iónicos sería nulo. De esta manera, y como corolario humorístico, podríamos añadir que una chapuza de la naturaleza (trabajo mal hecho) no tiene por qué tener, necesariamente, nefastas consecuencias.
Así, la capacidad de intercambio iónico es la propiedad fundamental de las arcillas del grupo de la esmectita, las que son capaces de adsorber con gran facilidad, los iones fijados en la superficie exterior de sus cristales, en los espacios interlaminares, o en otros espacios interiores de las estructuras.
Resumiendo, la capacidad de intercambio catiónico se puede definir como la suma de todos los cationes de cambio que un mineral puede adsorber a un determinado pH. Es equivalente a la medida del total de cargas negativas del mineral. Estas cargas negativas pueden ser generadas de tres formas diferentes:
* Sustituciones isomorfas dentro de la estructura.
* Enlaces insaturados en los bordes y superficies externas.
* Disociación de los grupos hidroxilos accesibles.
El primer tipo es conocido como carga permanente y supone un 80 % de la carga neta de la partícula; además es independiente de las condiciones de pH y actividad iónica del medio. Los dos últimos tipos de origen varían en función del pH y de la actividad iónica, corresponden a bordes cristalinos químicamente activos, y representan el 20 % de la carga total de la lámina.
A continuación se muestran algunos ejemplos de capacidad de intercambio catiónico (en meq/100 g):
Caolinita
3-5
Halloisita
10-40
Illita
10-50
Clorita
10-50
Sepiolita-palygorskita
20-35
Montmorillonita
80-200
Vermiculita
100-200
Absorción y retención de líquidos
Otra aplicación común de algunos minerales arcillosos, en concreto de los de los grupos de sepiolita-palygorskita y esmectitas es como absorbentes de líquidos: son capaces de absorber agua u otras moléculas en el espacio interlaminar (esmectitas) o en los canales estructurales (sepiolita y paligorskita). Desde el punto de vista medioambiental, estos líquidos pueden ser contaminantes (por ejemplo, vertidos de hidrocarburos), o pueden contener contaminantes en disolución. Estas arcillas especiales se forman bajo condiciones climáticas muy específicas, o a partir de rocas de composición muy determinada, y que por sus características especiales presentan unas características que las hacen de gran utilidad en trabajos de descontaminación por su capacidad de adsorción e intercambio iónico.
Estructura fundamental de la sepiolita y paligorskita. Note los canales tipo túnel.
La capacidad de intercambio iónico de las esmectitas ha promovido una serie de investigaciones conducentes a su utilización como agente catalítico, los que tienen un alto potencial como adsorbentes para tratar aguas o suelos contaminados. Los minerales del grupo de las esmectita incluyen arcillas dioctaédricas tales como la montmorillonita, beidellita, y natronita, y trioctaédricas como la hectorita (rica en Li), la saponita (rica en Mg), y la sauconita (rica en Zn).
El “problema” de las arcillas esmectíticas radica en que a temperaturas por encima de 200ºC la estructura colapsa, eliminando la zona de adsorción, de forma que si queremos depurar soluciones a temperaturas por encima de 200ºC no tendremos el espacio interlaminar donde acomodar los cationes o moléculas que nos interesa eliminar de la solución. La respuesta a este problema ha viene de un proceso denominado “pilarización”, que, como su nombre sugiere, consiste en intercalar “pilares” entre las capas tetraédricas para evitar el colapso estructural del mineral. Uno de los agentes de pilarización más comunes es el catión polinuclear de hidroxialuminio Al13O4(OH)283+, el cual es estable hasta temperaturas por encima de 500ºC.
Pilarización de arcilla tipo 2:1 (TOT-TOT).
Este proceso tiene una gran ventaja: al introducir elementos pilarizantes de distintos tamaños podemos modificar el especiado entre las capas tetraédricas “a la medida” del tamaño de las partículas o iones que queremos adsorber.
Otro tratamiento posible para las arcillas esmectíticas consiste en la intercalación de cationes cuaternarios de amonio, los cuales interactúan con las arcillas reemplazando los cationes intercambiables desde su superficie. Como resultado del mayor tamaño de los cationes cuaternarios de amonio la distancia interlaminar aumenta, lo cual facilita la atracción de compuestos orgánicos (comportamiento organofílico) del tipo BTEX: benceno, tolueno, etilbenceno, y xileno, la fracción aromática peligrosa de las gasolinas.
Intercalación cationes cuaternarios de amonia
para incrementar la distancia interlaminar
en una arcilla esmectítica y favorecer la incorporación de
compuestos orgánicos tipo BTEX.
Por su parte, la sepiolita y palygorskita (arcillas fibrosas) poseen estructuras cristalinas tipo túnel, que pueden albergar cationes y moléculas de agua por intercambio iónico con Ca y Mg, y agua zeolítica. Es en estas estructuras tipo túnel donde pueden acumular los contaminantes.
Minerales del grupo de la crandallita
El grupo de la crandallita es un grupo mineralógico no muy conocido, caracterizado por el mineral que le da nombre: CaAl3(PO4)2(OH)5·(H2O).
Crandallita.
Los minerales del grupo de la crandallita son muy variados químicamente, aunque tienen en común el incluir grupos [PO4]. Algunos de estos minerales son:
Mineral
Fórmula
Arsenocrandallita
(Ca,Sr)Al3[(As,P)O4]2(OH)5·(H2O)
Arsenogorceixita
BaAl3AsO3(OH)(AsO4,PO4)(OH,F)6
Arsenogoyazita
(Sr,Ca,Ba)Al3(AsO4,PO4)2(OH,F)5·(H2O)
Eylettersita
(Th,Pb)1-xAl3(PO4,SiO4)2(OH)6
Gorceixita
BaAl3(PO4)(PO3OH)(OH)
Goyazita
SrAl3(PO4)2(OH)5·(H2O)
Philipsbornita
PbAl3(AsO4)2(OH)5·(H2O)
Plumbogummita
PbAl3(PO4)2(OH)5·(H2O)
Waylandita
BiAl3(PO4)2(OH)6
Zairita
Bi(Fe,Al)3(PO4)2(OH)6
Minerales del Grupo de la Crandallita
Estructura de los minerales del grupo de la crandallita
Esta amplia variabilidad composicional se traduce en una alta capacidad de intercambio iónico, en las tres posiciones estructurales que el grupo presenta (ver figura anterior): en los huecos tetraédricos de tipo XO4 (intercambiabilidad aniónica, de fósforo y/o azufre: por ejemplo el As puede entrar en estas posiciones, como arseniato), en los octaédricos (el aluminio puede ser sustituido por otros iones de carga y tamaño similares) y en las posiciones M, de coordinación 12 (el Ca y el Sr que normalmente ocupan estas posiciones pueden ser sustituidos por metales pesados como Hg, Pb, Cu, etc.). Esta propiedad hace que estos minerales puedan ser utilizados en la inmovilización de metales pesados de medios acuosos, aplicación que aún está ya desarrollada y patentada para el caso de elementos radioactivos del grupo de las Tierras Raras, y está en fase de estudio para otros metales pesados con mala consideración ambiental.
Óxidos y oxidróxidos de hierro y manganeso
Otros minerales que debido a sus propiedades coloidales y estructurales poseen una gran importancia en los procesos naturales (y ahora industriales), en la “fijación” de metales de alta toxicidad, son los óxidos y oxidróxidos de hierro y manganeso.
Entre los óxidos y oxidróxidos de hierro destacaremos las siguientes fases minerales:
· Ferrihidrita, Fe5HO8•4H2O (también expresada como Fe(OH)3), la que se transforma a:
· Hematites, α-Fe2O3
· Goethita, α-FeO(OH)
Otros óxidos u oxidróxidos de hierro incluyen la lepidocrocita (γ-FeO(OH)) y la magnetita (Fe3O4), la cual a su vez puede dar lugar por oxidación (parte del hierro en la magnetita está como Fe2+) a maghemita (γ-Fe2O3). Los oxidróxidos de hiero se comportan como coloides positivos, y como tales tienen la capacidad de fijar por adsorción a aniones y aniones complejos. Entre estos debemos destacar por su alta peligrosidad dos especies:
· CrO42-, en otras palabras: Cr6+
· Aniones complejos de As (H2AsO4-, AsO43-, entre otros)
De esta manera los suelos o sedimentos fluviales con oxidróxidos de hierro poseen la capacidad natural de depurar soluciones (naturales o industriales) con productos tóxicos de este tipo. Aunque su presencia sea escasa, reconoceremos la presencia de fases oxidadas de hierro por el color rojo-anaranjado que le dan a los suelos o sedimentos.
Aspecto de sedimentos fluviales con oxidróxidos de hierro. Río Toro, Chile.
Captación de arsénico (sectores claros) en goethita. Río Toro, Chile. Imagen SEM-EDX.
En cuanto a los tratamientos industriales de aguas podemos destacar dos tecnologías:
· La oxidación de FeSO4 a fases del tipo FeO(OH) para la adsorción de especies acuosas de arsénico (aniones complejos de arsenito o arsenato).
· Procesos redox que implican la oxidación de Fe0 a Fe3+ y la reducción en paralelo de Cr6+ a Cr3+.
Las fases oxidadas de manganeso han sido menos tratadas en la literatura sobre temas ambientales, aunque también presentan un interesante potencial como depuradoras naturales o sintéticas. Dado que los óxidos de manganeso presentan dos estados de valencia (3+, 4+) la variedad de especies minerales oxidadas es mayor que la de los de hierro, que solo presentan el estado 3+. Otra diferencia con las especies oxidadas de hierro radica en el comportamiento de las partículas coloidales, las cuales presentan en este caso una carga neta negativa. Sin embargo, al igual que en el caso del hierro, también encontramos fases hidratadas (e.g. birnessita: (Ca,Na)(Mn2+,Mn4+)7 O14•3H2O) o de oxidróxidos (e.g. manganita: γ-MnO(OH)), así como de óxidos en el sentido estricto (e.g. pirolusita: β-MnO2).
A efectos de este capítulo destacaremos cuatro fases minerales:
Mineral
Fórmula
Criptomelana
K1-2(Mn2+,Mn4+)8O16•xH2O
Todorokita
(Na,Ca,K)(Mn2+,Mg)Mn4+O12•xH2O
Litioforita
(Al,Li)(Mn2+,Mn4+)O2(OH)2
Birnessita
(Ca,Na)(Mn2+,Mn4+)7O14•3H2O
Óxidos de manganeso
Estas fases oxidadas están basadas en un armazón estructural constituido por unidades de octaedros [MnO6], los que comparten vértices o aristas. El armazón tipo criptomelana y todorikita presenta túneles estructurales, mientras que el de la litioforita y birnessita se presenta en capas.
Estructura tipo túnel en un óxido sintético de manganeso (Na0.44MnO2)
mostrando octaedros de MnO6, y átomos de sodio en los túneles.
Una estructura como la de la todorokita puede admitir cationes tales como Co2+, Ni2+ y Cu2+. Este mineral posee obviamente capacidades de intercambio iónico, primero adsorbiendo, y luego estabilizando los cationes. En las estructuras en capas (estratificadas) la admisión de cationes (e.g. Co2+) seguiría los siguientes pasos: 1) adsorción inicial de Co2+ cerca de las vacancias en la capa de unidades [MnO6]; oxidación de Co2+ a Co3+; y 3) ocupación final de los sitios octaédricos por Co3+.
A escala de laboratorio se ha experimentado con mezclas de pirolusita-goethita (Mn:Fe ~ 10:1) para la descontaminación de aguas arseniacales. Aunque los resultados han sido positivos, no queda claro el como y el porqué de este fenómeno. Recordemos que las especies acuosas de As son aniones complejos (carga negativa), y que también la carga de las partículas coloidales de las fases oxidadas de manganeso es negativa!!! Resulta difícil así visualizar como el arsénico podría ser adsorbido, salvo que no sea la pirolusita sino la goethita la fase mineral que efectivamente fija el arsénico.
Los carbonatos
Los carbonatos constituyen un grupo mineralógico importante por su variedad, y por la abundancia de determinados minerales del grupo, como la calcita o la dolomita, que constituyen las calizas y dolomías, respectivamente. Presentan además aplicaciones variadas, sobre la base de: 1) su abundancia y el bajo coste de su extracción minera; 2) el hecho de reaccionar con los ácidos y otros compuestos químicos, como la sílice (dando origen al cemento) y el dióxido de azufre (dado origen a yeso/anhidrita); y 3) porque su descomposición térmica se produce a temperatura relativamente baja (del orden de los 600ºC) dando origen a la denominada cal viva (CaO) o a la cal dolomítica (CaO+MgO), que a su vez tienen aplicaciones importantes. Dentro del campo medioambiental, las calizas tienen aplicación fundamentalmente en procesos de desulfuración durante procesos de combustión o metalurgia, procesos ambos en los que a menudo se producen óxidos de azufre gaseosos que escapan al medio ambiente, dando origen al fenómeno de lluvia ácida. La presencia de caliza en el medio de combustión, ya sea como lecho fluido, o como aditivo, impide la formación de estos compuestos:
CaCO3 + SO2 + 2 H2O + 0.5 O2 → CaSO4 · 2 H2O + CO2
La adición de caliza a los suelos origina los siguientes procesos: 1) neutralización de la acidez; 2) incremento de la saturación en bases (Ca) del suelo; 3) cambios en los ratios de cationes básicos absorbidos y disueltos; 4) incremento del pH del suelo, lo cual afecta, además, a la solubilidad de varios compuestos; 5) se produce la inactivación de concentraciones tóxicas de Al, Mn y otras sustancias; 6) la fijación de nitrógeno y la mineralización aumenta, al incrementarse el pH y la saturación en bases; 7) la concentración de electrolitos aumenta con la disolución de la caliza.
Uno de los mayores problemas que plantea la minería es el drenaje ácido (DAM). Para su tratamiento se pueden emplear diversas técnicas, aunque aquí nos centraremos en aquellas en se emplean rocas calcáreas, como las calizas (constituidas principalmente por calcita: CaCO3). En este caso el carbonato de calcio actúa como un reactivo neutralizante que lleva al pH a valores aceptables, y favorecen la precipitación de la mayor parte de los metales pesados que pueda contener el agua. El proceso que consume los hidrogeniones de la solución ácida, y por lo tanto la neutraliza, lo podemos resumir de la siguiente manera:
CaCO3 + H+ → Ca2+ + HCO3-
Existen una serie de procedimientos industriales para conseguir dicha neutralización entre los que destacaremos los siguientes:
Canales abiertos de caliza (open limestone channels)
Constituyen la forma más simple de tratar el DAM, y pueden ser de dos tipos: canales recubiertos de caliza a través de los cuales se hace pasar el agua a tratar, o simplemente, añadir trozos de caliza a los canales de desagüe ya existentes. El principal problema que pueden presentar es el de que los cantos de caliza se recubren de una lámina de óxidos e hidróxidos de hierro que los aíslan, reduciendo la efectividad del proceso a medio-largo plazo. Eso hace necesario utilizar grandes cantidades de caliza. Es también importante la impermeabilización del fondo del canal, para evitar la infiltración del DAM.
Canal abierto de caliza. Note a la izquierda como ingresa
la solución ácida (acidic inflow), y por la izquierda sale una solución
neutralizada (neutral outflow).
Pozos bifurcados (diversion wells)
Es otra forma de tratar el DAM con caliza, la que se realiza en un “pozo” con circulación forzada de agua donde se acumula la caliza. La turbulencia del régimen y la presencia de partículas finas y abrasivas dificultan la formación de revestimientos aislantes en la caliza.
Esquema del proceso de pozo bifurcado. Por la izquierda ingresa la solución ácida,
que reacciona con el lecho de caliza triturada, escapando por la derecha como solución neutralizada.
Drenaje anóxico en calizas (anoxic limestone drains)
Se trata de un sistema para interceptar y neutralizar flujos subterráneos de DAM, evitando además su contacto con el oxígeno atmosférico, lo que evita la oxidación de los metales, y por tanto, la formación de revestimientos de óxidos de Fe en la caliza.
El sistema de drenaje anóxico.
Reactores de flujo vertical (vertical flow reactors)
Consisten en celdas de tratamiento con una base de caliza y drenaje basal sobre la que se sitúa una capa de sustrato orgánico y una lámina de agua estática. El agua fluye verticalmente a través del compost y de la caliza, y se recoge y descarga a través de un sistema de tuberías. Este sistema incrementa la alcalinidad mediante la disolución de caliza y la reducción bacteriana de sulfatos. A continuación se requiere un tratamiento adicional, como puede ser en una laguna aeróbica, para la oxidación y precipitación de los metales pesados.
Esquema del sistema de flujo vertical.
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