PROPIEDADES FISICAS MORFOLOGÍA DE LOS CRISTALES

PROPIEDADES FISICAS
MORFOLOGÍA DE LOS CRISTALES
Forma
Consideramos aquí el juego de formas base con sus índices (hkl) determinados que
constituyen las caras del cristal.
Hábito cristalino
Se llama hábito cristalino el tipo de facetas dominantes en el facetado del cristal. Esta
característica se suele estimar visualmente, destacando los tipos de facetas que tienen
áreas más amplias, por ejemplo, hábito cubooctaédrico, hábito dipiramidal, etc.
Berilo de hábito prismático. Siberia, Rusia. Foto J.M.Sanchís Calvete.

Superficie de los cristales
• Las caras de los cristales casi nunca son perfectas.
Escalones y polígonos de crecimiento, superficies de
inducción, figuras de disolución son algunos de los
defectos superficiales más habituales. Estos defectos
pueden aparecer tanto durante el crecimiento del
cristal, como durante su alteración posterior.
Figuras de disolución en las caras de esmeralda
de Kazakjstan. Foto E.V.Gavrilenko

Anatomía del cristal
• Algunos cristales presentan una variación de morfología y de composición en el
volumen del cristal, debida a los cambios en las condiciones de formación del
cristal a lo largo de su crecimiento (zonado), o bien al comportamiento diferente
de distintas caras cristalinas respecto al atrapamiento de impurezas químicas
(coloración sectorial de cristales) o inclusiones (esmeraldas trapiche).
Un cristal cortado de berilo zonal con el núcleo y la zona exterior de
esmeralda y berilo incoloro en el centro. Los Urales, Rusia. Foto
E.V.Gavrilenko.

Agregados cristalinos
• Existen numerosas denominaciones para describir los agregados cristalinos de
minerales. No puede establecerse una lista sistemática ni una definición
estricta para cada uno de los términos.
• Como términos más frecuentes podemos citar:
• Acicular: cristales delgados parecidos a agujas
Azurita: Cu2+
3(CO3)2(OH)2 - 5 cm

Arborescente: de aspecto similar a un árbol
Plata: Ag, sobre calcita

Filiforme: parecidos a cabellos o hebras
Jamesonita: Pb4FeSb6S14 - 5x5x4 cm

Dendrítico: en ramas divergentes similares a plantas
Pirolusita: Mn4+O2

Reticulado: cristales delgados entrelazados simulando redes
Rutilo: TiO2 - 7x6 cm

Radiante: cristales dispuestos de manera radial a partir de un
centro
Prehnita: Ca2Al2Si3O10·(OH)2 - 11x10x7 cm

Columnar: En forma de columna.
Aragonito: CaCO3

Fibroso: En forma de pequeñas fibras paralelas, facilmente separables
entre sí
Grunerita
Fórmula química: (Fe2+,Mg)7Si8O22(OH)2
Clase: Silicatos
Subclase: Inosilicatos
Grupo: Anfíboles
Subgrupo: Anfíboles monoclínicos
Etimología: Deriva del nombre de L. G. Grüner químico francés del siglo XIX que estudió los
términos férricos de la serie.
Cristalografía:
Sistema y clase: Monoclínico 2/m.
Grupo espacial: C2/m.
a = 9.62 Å, b = 18.45 Å, c = 5.34 Å; b = 103º00´; Z = 2.
Líneas de DRX(intensidades) d´s: 9.21(5) - 8.33(10) - 3.07(8) - 2.76(9) - 2.51(6).

• Propiedades físicas:
• Color:
• Diversos matices de castaño claro.
• Raya:
•
• Brillo:
• Sedoso.
• Dureza:
• 5 a 6
• Densidad:
• 3.6 g/cm3
• Óptica:
• Biáxica negativa. Débil pleocroismo en tonos pardo verdosos.
• Otras:
•
• Química: Contiene 49.01% de SiO2, 44.99% de FeO, 3.17% de H2O y hasta un 1% de F.
• Forma de presentarse: Cristales lamelares, con variedades finamente aciculares de tipo
asbestoide llamadas Amosita abreviatura de Asbestos Mine Of South Africa que alcanzan
gran longitud.
• Génesis: Es característica del metamorfismo dinamotérmico de sedimentos silíceos ricos
en hierro.

Estrellado: Cristales en formas concéntricas simulando estrellas
Mesolita: Na2Ca2Al6Si9O30.8H2O - 11x9x9
cm

Globular: Individuos de forma esférica
Esferocobaltita: CoCO3 - con cuarzo
hialino

Botrioidal: Formas globulares agrupadas en racimos
Apatito: Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) - 5 cm

Reniforme: minerales radiales terminados en formas
arriñonadas
Goethita: Fe3+O(OH)

Mamilar: Grandes formas redondeadas a modo de mamas
Smithsonita: ZnCO3 - 7x4 cm

Coraloide: En formas puntiagudas ramificadas que recuerdan al
coral
Aragonito: CaCO3

Exfoliable: mineral que se separa facilmente en capas. Cuando esas
capas son hojosas muy finas se dice micáceo
Biotita: K(Mg,Fe2+)(Al,Fe3+)Si3O10(OH,F)2

Tabular: Individuos planos a modo de tablas
Vanadinita: Pb5(VO4)Cl

Masivo: Agregados minerales compactos y sin forma particular
Bismuto: Bi - 7x6x3 cm

Discoidal: En forma de discos superpuestos
Yeso: CaSO4·2H2O - "Rosa del desierto",
17x8x8 cm

Hojoso: Cristales alargados planos a modo de hojas de cuchillo
Crocoita: PbCrO4

Estalactítico: En forma de conos o cilindros colgantes a modo de
estalactitas
Goethita: Fe3+O(OH) - 15x10 cm

Concrecionado: Masas de mineral depositadas sobre un núcleo,
en ocasiones de formas esféricas
Malaquita: Cu2+
2(CO3)(OH)2

Plumoso: Formado por escamas finas superpuestas con estructuras
parecidas a plumas
Limonita:

Oolítico: Agregados esféricos a modo de huevas de pescado
Calcita: CaCO3

Drusa: Superficie cubierta por una capa de pequeños cristales
Fluorita: CaF2 - cristales de 1 a 5 cm

EXFOLIACIÓN, PARTICIÓN Y
FRACTURA
• Cuando un mineral es sometido a una fuerza
externa se produce un proceso tensional que induce
a una deformación del cristal. La resitencia y el tipo
de deformación resultante están relacionados con
los mecanismos de enlace interatómicos y por la
presencia o no de defectos estructurales. Una vez
que la deformación sobrepase cierto valor,
excediendo su resistencia, el mineral se rompe.

• Exfoliación
• Ciertos minerales tienden a romper según planos paralelos a direcciones
muy concretas que corresponden a planos atómicos con densidad mínima
de enlaces. Estos planos se definen mediante índices de Miller de igual
manera que se hace con las caras externas de un cristal. Así por ejemplo
las micas tienen tendencia a romper según planos basales {0001}. Esta
propiedad se denomina exfoliación.
• Al describir la exfoliación se debe precisar:
• La calidad de la misma mediante términos tales como perfecta, buena,
regular, mala, etc.
• La dirección expresada por el nombre o dirección a la que es paralela la
exfoliación, por ejemplo cúbica {001} propia de la galena, octaédrica
{111} en el caso del diamante o de la fluorita, romboédrica {1011},
prismática {110} o basal o pinacoidal {0001} caso de las micas o del
grafito.

Galena: PbS - 10 cm
Diamante: C - 1.01 quilates
Fluorita:
CaF2 - 40x20 cm
Grafito:
C - 12x9x4 cm
La exfoliación de un mineral concuerda
con su simetría, así si se desarrolla una
dirección octaédrica necesariamente
deberan existir otras tres direcciones
semejantes.
No todos los minerales presentan
exfoliación ni en el mismo grado, así
mientras que es muy marcada en el caso
de la exfoliación basal de las micas, puede
estar menos marcado como en el caso del
berilo o no existir como con el cuarzo

• Partición
• Cuando un mineral rompe a lo largo de planos con debilidad
estructural, debidos a la presencia de maclas, tensiones
anteriores acumuladas o procesos de desmezcla se dice que
ha sufrido una partición. No es pues una propiedad intrínseca
del mineral, como en el caso de la exfoliación, sino que
depende de la historia" del ejemplar.
No obstante en cada mineral solo existiran
ciertos planos suceptibles de generar
partición tales como la partición octaédrica
de la magnetita, la básica del piroxeno o
la rómboédrica del corindón
Corindón: Al2O3 - variedad Rubí

• Fractura
• Cuando un mineral rompe sin seguir ninguna
de las pautas antes expuestas se dice que se
fractura.
• Estas facturas en función de la forma y
aspecto de las superficies generadas pueden
denominarse:

• Concoidal si los planos de fractura presentan
superficies lisas y suaves, pero con bordes
agudos y cortantes, siendo un caso típico el
cuarzo y su variedad el sílex.
Cuarzo:SiO2 - 4x3 cm

Astillosa o fibrosa
Anhidrita: CaSO4 - 6x3.5 cm

Ganchuda el mineral rompe según
una superficie dentada, con filos
puntiagudos
Plata: Ag - 3x3 cm

DUREZA Y TENACIDAD
Definición de dureza
• Se denomina dureza a la resistencia a ser rayado que ofrece la superficie
lisa de un mineral, y refleja, de alguna manera, su resistencia a la
abrasión. Mediante el estudio de la dureza de un mineral se evalúa, en
parte, la estructura atómica del mismo pués es la expresión de su enlace
más débil.
• La dureza es una forma de evaluación de la reacción de una estructura
cristalina a una tensión sin rotura. En los cristales con enlaces metálicos,
que pueden fluir plásticamente, el rayado da lugar a una ranura o surco.
Por el contrario, en materiales frágiles el rayado es la manifestación de
una microfractura.

Escala de Mohs
• El grado de dureza se mide en mineralogía por comparación, determinándose la
facilidad o dificultad en que un mineral es rayado por otro. Un mineral blando
siempre es rayado por cualquier mineral más duro y nunca al revés.
• Numéricamente esta dureza relativa, designada por H, se establece gracias a la
escala de diez minerales corrientes definida por F. Mohs en 1824.

• 1
1 Talco: Mg3Si4O10(OH)2 - 25x8 cm
2 Yeso: CaSO4·2H2O - 15 cm
3 Calcita: CaCO3 - 10 cm
4 Fluorita: CaF2 - 5 cm

5 Apatito: Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) - 7x3 cm 6 Ortoclasa: KAlSi3O8 - 15 cm
7 Cuarzo 8 Topacio
9 Corindón: Al2O3
Diamante: C - 1.01 quilates

• Esta escala no es en modo alguno proporcional, en efecto, la diferencia entre la
dureza del diamante (10 en la escala) y el corindón (9 en la escala) es mucho
mayor que la existente entre el corindón y el talco (1 en la escala).
• En otras escalas, los valores cuantitativos permiten apreciar mejor estas
diferencias, y están basadas en resultados sobre profundidad de penetración de
una punta de diamante al mineral (Berkovich, Knoop, Wilks), evaluación del pulido
de las facetas (Denning, Winchell, Wilks), abrasión con arena (Eppler) u otros
(Rosiwal). Si se consideran estos valores de la dureza, llamada dureza absoluta,
puede observarse esta no linealidad entre los elementos de la escala de Mohs:

• Algunos productos artificiales han logrado alcanzar valores un poco más altos que
el corindón (carburo de silicio, carburo de boro, carburo de wolframio).
• La dureza de un mineral es una propiedad vectorial, pudiendo presentar un mismo
mineral diversos valores dependiendo de la dirección según la cual se les raye. Por
lo general, esa diferencia es muy ligera, pero en el caso de la cianita H = 5
paralelamente a su alargamiento y H = 7 normalmente a este. La calcita tiene una
H = 3 en todas sus direcciones excepto según {0001} en la que vale H = 2.
• En el diamante el plano menos duro es el de cara de rombododecaedro (110), y el
más duro el de cara de octaedro (111), muy dificil de pulir. En una misma cara de
diamante hay varias direcciones de mayor y menor dureza. Es posible representar
estas variaciones por medio de diagramas vectoriales. El diagrama de la dureza de
un plano (111) en diamante es un triángulo; para el plano (100) es una estrella de
cuatro puntas; y para el plano (110) una elipse:

Test de dureza
• El test de dureza de Mohs consiste simplemente en encontrar cual es el último
mineral de la escala que puede ser rayado por el ejemplar a medir y cual es el
primero que no puede serlo.
• Este test requiere tomar una serie de precuaciones:
• Tomar caras frescas pues la alteración provoca una disminución de la dureza de un
mineral.
• No confundir la raya con la huella que dejan los minerales más blandos. Mientrar
la huella puede ser limpiada, la raya es irreversible.
• Tener en cuenta la la naturaleza de un mineral pues los minerales pulverulentos,
granulares o astillosos pueden romperse y quedar aparentemente rayados por
minerales realmentemás blandos.
• Cuando se encuentra un mineral en el campo, rara vez se dispone de 10 minerales
para efectuar el test de dureza. Por el contrario, puede obtenerse un
aproximación bastante buena usando simplemente:
• La uña del dedo (H = 2.5).
• Una moneda de cobre (H = 3).
• Una punta de acero, por ejemplo una punta de cuchillo, un clavo etc. (H = 5).
• Un fragmento de vidrio (H = 5.5).
• Empleando estos objetos comunes se consigue una buena orden de magnitud de
dicha dureza.

Tenacidad
• Se denomina tenacidad a la resistencia que opone un mineral a ser partido,
molido, doblado o desgarrado, siendo, en cierto modo, una medida de su
cohesión.
• Se definen una serie de objetivos relacionados con este concepto:
• Un mineral frágil es aquél que se rompe o reduce a polvo fácilmente, siendo una
propiedad característica de minerales con enlaces iónicos dominantes.
Berilo:Be3Al2(Si6O18)

• Se dirá de un mineral que es maleable cuando
puede ser conformado en hojas delgadas por
percusión
Cobre: Cu - 7x7 cm cristal de 2 cm

• Un mineral séctil puede cortarse fácilmente en virutas delgadas con un cuchillo.
• Si un mineral puede estirarse fácilmente hasta formar un hilo se dice dúctil.
Ductilidad, sectilidad y maleabilidad son propiedades características de minerales
con enlaces metálicos pues dicho enlace transmite a la materia la capacidad de
convertir toda tensión aplicada en deformación plástica.
• Cuando un mineral puede ser doblado y pero no tiene la capacidad de recuperar
su forma original, manteniendo la deformación de forma permanente, se
denomina flexible. Los minerales en los que existan fuerzas de enlace de tipo Van
der Waals o de hidrógeno tales como el talco o las cloritas lo son.
• Por en contrario cuando un mineral recupera su forma original tras ser deformado
se dice elástico. Las micas con enlaces iónicos son típicamente elásticos.

PESO ESPECÍFICO
Definición
• Se denomina peso específico de un mineral al cociente entre su peso y el peso de
un volumen equivalente de agua a 4ºC (condiciones de máxima densidad del
agua), siendo un valor adimensional. Por el contrario, la densidad relativa es un
valor equivalente correspondiente a la masa por unidad de volumen y viene
expresado en unidades tales como g/cm3.
• El peso específico es una propiedad intrínseca y constante para un mineral de
composición química determinada y depende basicamente de dos factores:
• De los átomos que constituyen el mineral.
• Del tipo de empaquetamiento de los átomos.
• En los elementos isoestructurales, con idéntico tipo de empaquetamiento, los
elementos de mayor peso atómico tienen mayor densidad relativa. En una serie de
soluciones sólidas existe un cambio continuo de densidad relativa . Así, en el caso
de la serie de las wolframitas, los términos extremos ferberita (MnWO4) y
hubnerita (FeWO4) tienen por valores respectivamente: 7.51 y 7.18.
• El caso contrario lo constituyen los compuestos polimorfos, de misma
composición pero diferente tipo de empaquetamiento. Así, en el caso del carbono,
pasamos de valores de 3.515 para el diamante a solo 2.23 para el grafito pese a
tener idéntica fórmula

• Pesos específicos de algunos minerales
• La estimación del valor del peso específico es en muchas ocasiones determinante
el la clasificación de un mineral a estudiar, por ello a continuación se especifica
dicho valor para algunos minerales:
Medidas del peso específico
Los métodos de medida del peso específico se basan en el principio de
Arquímedes y consisten en medir el peso en aire del mineral P y
posteriormente el peso de dicho mineral sumergido en agua P(agua). A
continuación se presenta un esquema de una balanza hidrostática clásica.

• La utilización de líquidos más densos y con menor fuerza de tensión superficial
para esta medida permite realizar la determinación del peso específico de
minerales con más precisión. En este caso en la fórmula anterior hay que
introducir el valor de la densidad del líquido usadoL
• las muestras a estudiar deberán ser homogéneas y puras, compactas y sin
microgrietas o microcavidades que pudiesen contener fluidos o gases que
reduzcan el peso específico a medir. Normalmente se requiere un volumen
cercano a 1 cm3 de muestra. A partir de dicho principio se emplean diversos
procedimientos de medida:
• La balanza de Jolly en los que se miden los pesos en función del alargamiento de
un muelle helicoidal.
• La balanza de Penfield, donde el peso específico se determina por la posición de
pesas en el brazo derecho graduado.

• La balanza de Berman, de tipo torsión, se emplea para pequeñas partículas de
menos de 25 mg. Si bien las medidas son muy precisas requiere una corrección por
efecto de la temperatura.
• El Picnómetro empleado en los casos en los que no se disponga de suficiente
cantidad de muestra para emplear los métodos anteriores. Consiste, básicamente,
en una botella de vidrio con un tapón de ese mismo material esmerilado y
atravesado por un fino orificio capilar. Se pesa inicialmente el picnómetro vacío
con su tapón (P), se introduce entonces el mineral a medir y se vuelve a pesar (M).
Tras rellenar completamente el recipiente con agua destilada se mide de nuevo (S)
y por fin se vacía el picnómetro y se rellena unicamente con agua destilada
obteniéndose el peso W.
• El peso específico vendrá dado por: Peso específico = (M - P) / W + (M - P) - S
• El método de juego de liquidos densos permite por flotación selectiva determinar,
aproximadamente, el peso específico de un mineral. Partiendo de un líquido de
densidad relativamente alta, bromoformo (2.89) o yoduro de metileno (3.33), y
disolviendo los mismos se puede conseguir un conjunto de disoluciones patrón, en
los que el mineral flotará cuando su peso específico sea menor al del líquido y se
hundirá cuando sea mayor. Este método se emplea también para separar especies
minerales con diferentes densidades relativas.

• A base de soluciónes de líquidos densos se puede obtener igualmente las
medidas de peso específico de gran presición. Para eso hay que partir del líquido
con el peso específico alto, donde el grano de mineral estará flotando. Luego se
añade el diluyente a gotas, hasta obtener una solución del mismo peso específico
que el mineral. En este momento el grano del último quedará en suspensión, sin
hundirse ni flotar. Para medir el peso específico del líquido obtenido se puede
utilizar una balanza hidrostática con un patrón de peso específico conocido
• Existe también una balanza especial, basada en el mismo método, donde la
medida del peso específico del líquido viene directamente de la posición de las
pesas en el brazo de la balanza (balanza Westfal)

INDICE DE REFRACCIÓN.
BIRREFRINGENCIA
• El comportamiento de la luz al introducirse en un cristal está controlado
fundamentalmente por la estructura cristalina. En este sentido la propiedad más
importante de un cristal es el índice de refracción (n), que se define como la
relación entre la velocidad de la luz en el vacío y la velocidad de la luz en esa
sustancia: n = Vv / V
• Se asume que el índice de refracción de la luz en el aire es esencialmente el mismo
que en el vacio, = 1. Como en general, la luz cambia de velocidad al atravesar
diferentes medios, es precisamente el inverso de esta velocidad lo que constituye
el índice de refracción (n = 1/v) característico de cada sustancia.
• La luz disminuye su velocidad cuando entra en una sustancia, así el índice de
refracción será siempre mayor que 1. La mayor parte de los cristales minerales
tienen índices de refracción entre 1,32 y 2,40.
• La relación entre las trayectorias del rayo incidente y del rayo refractado fueron
determinadas por la Ley de Snell (1621):
ni . sen i = nr . sen r

• Siendo ni y nr los índices de refracción de cada medio y sen i y sen r los senos de los ángulos
de incidencia y de refracción con la normal.
• Así, la trayectoria de la luz durante este proceso de refracción originado al cambiar de medio
(ej. aire/cristal) queda determinado por la Ley de Snell, con ni = 1 (aire):
• nr = sen i / sen r
• Sin embargo, el índice de refracción de un cristal no es necesariamente el mismo en todas las
direcciones. La simetría interna de un cristal es un reflejo de la orientación de los átomos y
ésto determinará la interactuación de la luz con el cristal. Así, se reconocen dos tipos básicos
de comportamiento óptico:
ISÓTROPO - igual índice de refracción en todas las direcciones. En esta categoría se
encuentran los materiales vítreos y los cristales isométricos (granate, fluorita).
ANISÓTROPO - diferente índice de refracción en diferentes direcciones cristalográficas. Los
cristales de todos los demás sistemas pertenecen a esta categoría. Los cristales anisótropos
son divisibles en dos tipos:
• Uniáxico - tienen dos índices de refracción (sistema tetragonal y hexagonal)
Biáxico - caracterizado por tres índices de refracción (triclínico, monoclínico y ortorrómbico)
En los cristales anisótropos la luz se descompone en dos rayos de vibración perpendicular y
de velocidades diferentes debido a las diferencias en los índices de refracción, que se
denominan N (rayo lento) y n (rayo rápido).
La diferencia entre los índices de refracción extremos (N-n) se denomina BIRREFRINGENCIA.
Es una propiedad característica de cada cristal.
• .

• El estudio de las propiedades ópticas determinadas por esta birrefringencia, así
como de toodas las características del cristal observadas al microscopio óptico de
polarización las tiene en microscopía óptica de polarización
DISPERSIÓN
• La refracción de un rayo de luz no es igual para la luz distintos rangos del espectro
visible. Así, el mismo material proporciona los valores de índices de refracción
distintos para la luz monocromática de distintas longitudes de onda, siendo
siempre los índices más bajos para la luz de longitud de onda más alta.
• Refracción de la luz a su paso por un prisma de vidrio. Dependiendo de la longitud
de onda (color) del haz que incide desde la izquierda, el ángulo de refracción varía,
es decir, se dispersa

Por ejemplo, para el diamante, los índices de refracción determinados para las
distintas longitudes de onda se presentan en la tabla siguiente:
Longitud de
onda Color de luz Índice de
refracción
686,7 nm roja 2,4074
656,3 nm naranja 2,4103
589,3 nm amarilla 2,4168
527,0 nm verde 2,4269
486,1 nm azul 2,4349
430,8 nm violeta 2,4512

• En mineralogía se considera como índice de refracción el valor correspondiente a
la luz de sodio (589,3 nm). El valor de dispersión viene determinado por la
diferencia entre los índices de refracción obtenidos con luz roja (686,7 nm) y luz
violeta (430,8 nm), extremos ambos del espectro visible. Por lo tanto,
consideramos que el diamante tiene el índice de refracción 2,4168 y la dispersión
0,044.
• La dispersión es una característica importante para los minerales gemas,
dependiendo de esta propiedad el "fuego" una la piedra tallada. La dispersión de
diamante es relativamente alta, pero algunos minerales y, sobre todo, sustancias
artificiales la tienen más alta aún, como es el caso de rutilo sintético, presentado
en la foto abajo.

COLOR
• El color es, probablemente, una de las características más espectaculares y
atractivas de los minerales, confiriendo una indiscutible belleza a los cristales,
muy especialmente en el caso de algunas gemas. Sin pecar de exageración puede
decirse que los minerales, en su conjunto, abarcan todo el espectro de colores del
visible, con todos los matices que pueda uno imaginar.

• Incluso, un único mineral puede presentar, en ocasiones, una enorme variedad de
colores como en el caso de la fluorita con tonalidades azules, amarillas, verdes,
moradas, naranjas o rosas.
• Los minerales están coloreados porque absorben ciertas longitudes de onda de la
luz que incide sobre ellos y reflejan el resto, siendo el color la combinación de
aquellas longitudes de onda que inciden en el ojo.
• Pueden considerarse hasta seis causas específicas que justifican el color de un
mineral:

• La coloración idiocromática esta producida por la presencia de iones metálicos de
elementos de la serie de transición, en los cuales los orbitales 3d no están
completos. Dichos iones provocan en los cristales que los albergan un
desdoblamiento del campo cristalino y la energía absorbida corresponderá en
cada caso a la diferencia de energía causada en los orbitales 3d por dicho
desdoblamiento. Así por ejemplo en el caso del olivino la absorción tiene lugar
dentro del campo del infrarrojo con una ligera extensión dentro del campo del
visible en el rojo, por lo que la luz reflejada, descontada el componente rojo del
espectro, será amarillo - verdosa.
Ejemplos de olivinos con su característico color verdoso

• Existen hasta doce iones metálicos responsables de la coloración de los minerales:
el titanio en su forma Ti2+, el vanadio como V3+ o V4+, el cromo Cr3+ y Cr4+, el
manganeso Mn2+ y Mn3+, el hierro Fe2+ y Fe3+, el cobalto Co2+ , el niquel Ni2+ y el cobre
Cu2+.
• En los minerales idiocromáticos estos iones figuran en cantidades tales que
forman parte de la fórmula química del mineral con lo que la coloración resultante
es propia y característica del mismo. Como ejemplos de minerales idiocromáticos,
además del olivino pueden citarse la malaquita de color verde, la azurita de color
azul etc.

Azurita y malaquita.
• La coloración alocromática es producida por los iones anteriormente citados
cuando figuran como trazas en los minerales. Se trata de impurezas que confieren
determinados colores a minerales generalmente incoloros. Así en el caso del
berilo la presencia de Cr3+ provoca la intensa coloración verde de la variedad
esmeralda. La presencia de iones Fe2+explican, en parte, los tonos azules de la
aguamarina. Ciertas variedades de esmeraldas procedentes de Brasil deben su
color verde a la presencia de V3+.
•

• Tres variedades del berilo: incoloro, esmeralda y aguamarina.
• Otro ejemplo de coloración alocromática es la kuncita variedad rosacea - lila de la
espodumena debida a la presencia de Mn2+.
Kuncita
• Se denominan centros de color a un conjunto de defectos en la estructura de los
cristales debidos a irradiaciones naturales o artificiales. Estos defectos pueden ser
iones en exceso (intersticiales) o agujeros debidos a la falta de algun electrón. En
el caso de la Fluorita (CaF2) la coloración púrpura se debe a un centro de color
producido por la ausencia de un ión F-. Su posición es ocupada por un electrón
libre para mantener el balance de cargas. Este electrón puede ocupar diversos
estados excitados que son los responsables de la coloración y de la fluorescencia
característica de este mineral.

• Tres ejemplos de fluoritas
• El color ahumado de ciertos cuarzos se debe a un centro de color de tipo agujero,
en donde algunos Al3+ sustituyen al Si4+ apareciendo iones Na+ o H+ intersticiales a
fin de mantener la neutralidad eléctrica. Sometido a radiación estos cuarzos
algunos oxígenos adyacentes al Al3+ pierden un electrón (el ausente) dejando un
electrón desparejado. Este electrón posee diversos estados excitados
responsables del color.
Ejemplares de cuarzos ahumados.

• Existe otro tipo de coloración de los minerales relacionada con los fenómenos de
transferencia de cargas. Un electrón (carga negativa) puede ser compartido
pasado de un átomo a otro formándose orbitales híbridos. Existen tres formas de
transferencia de carga:
• Transferencia de carga oxígeno - ión metálico
• Transferencia de carga de intervalencia o sea ión metálico - oxígeno - ión
metálico.
• Transferencia de carga de deslocalización en el caso de no existir iones metálicos.
• En el caso de la aguamarina su característico color azul es debido tanto a la
presencia de Fe2+ en forma de impurezas como a fenómenos de transferencia de
cargas de intervalencia Fe2+ - O - Fe2+.
•
Ejemplares de cuarzos ahumados.
Ejemplos de aguamarinas

• En el caso de los metales la teoría de las bandas de valencia explica la coloración
de los mismos. En esta caso es la estructura del cristal en su conjunto la
responsable del color. Los electrones del cristal metálico o semimetálico aparecen
deslocalizados en el interior del cristal produciendo una interacción con la luz
visible (fotones) responsable del color. Este color no es posible provocarlo ni
mejorarlo con procedimientos artificiales contrariamente al caso de las imprurezas
o defectos
Tres característicos minerales metálicos con colores debidos a
fenómenos de banda de valencia: oro, plata y cobre.

• En algunos casos el color de un mineral puede deberse a fenómenos ópticos tales
como la dispersión, difusión interferencia o difracción de la luz denominándose
entonces coloración pseudocromática. Este tipo de coloración se explica por la
intercción de la luz con ciertas características físicas del cristal tales como
inclusiones, texturas particulares o estructuras particulares. Uno de los casos más
llamativos es el del ópalo noble con sus espectaculares efectos de irisación. Son
debidos a la difracción de la luz a traves de su estructura formada por un
apilamiento compacto, más o menos regular de minúsculas esferas de silicio.
Dos ejemplos de ópalos nobles y sus juegos de
colores
• El ópalo es una de las raras gemas que puede presentar todos los colores del espectro visible
en una única y misma piedra. El color de cada parcela del ópalo dependerá de la orientación
de la fuente de luz incidente. Al moverse la piedra el color cambia es lo que le confiere "vida"
al ópalo. Además, el color dependerá igualmente del grosor de las esferas que lo componen y
del espaciado de las diferentes capas paralelas en las que están regularmente dispuestas

BRILLO
• Se denomina brillo al aspecto de la superficie de un mineral cuando se refleja en
ella la luz.
• Se suele distinguir los minerales con brillo metálico de aquellos con brillo no
metálico, si bien una clara separación entre ambos grupos es algo ambigua, al
punto de considerarse en ocasiones un grupo de minerales con brillo submetálico.
• El brillo metálico es propio de aquellos minerales con enlace metálico puro o
predominante, siendo totalmente opacos a la luz. En ellos los huecos entre los
estados fundamentales y excitados son bastante menores que en el caso de las
estructuras covalentes e iónicas.
• Sin embargo existen numerosos estados excitados con energías disponibles dentro
del intervalo completo de la luz visible, permitiendo la absorción de la luz
incidente y la posterior emisión de dicha luz en forma visible. Por ello los
materiales con brillo metálico reflejan totalmente la luz visible. Los metales
nativos y la mayor parte de los sulfuros pertenecen a este grupo.

• Los minerales con brillo no metálico son, por lo general, de colores claros y
transmiten la luz, por lo menos, en secciones delgadas. Se emplean diversos
calificativos para describir los tipos de brillos no metálicos entre ellos:
• Vítreo: Parecido al brillo del vidrio. Lo presentan minerales tales como el cuarzo o
las turmalinas.
• Resinoso: De aspecto similar a la de la resina. Ejemplos de ello son la blenda o el
azuf
• Nacarado: Con aspecto nacarado que recuerda a las perlas. Aparece en las
superficies de los minerales paralelas a los planos de exfoliación, por ejemplo en el
caso del talco o en los planos basales de la apofilita.
• Graso: Las superficies presentan un aspecto como si estuviesen recubiertas por
una delgada capa de aceite y es propia de minerales con superficies
microrrugosas. Lo puden presentar ciertas nefelinas, algunas especies de
esfaleritas o el cuarzo masivo.
• Sedoso: Resulta de la reflexión de la luz sobre paralelo de finas fibras. Lo
presentan el yeso fibroso, la malaquita o el crisotilo.
• Adamantino: Reflejo fuerte y brillante como el diamante. Es propio de minerales
con un alto índice de refracción, como en el caso de la cerusita o la anglesita.

PROPIEDADES ELÉCTRICAS
Conductividad
• El tipo de enlace atómico determina la conductividad eléctrica de un mineral.
Aquellos minerales con enlaces de tipo metálico, tales como los metales nativos,
son excelentes conductores.
• Los sulfuros, con enlaces sólo parcialmente metálicos, son semiconductores,
mientras que los minerales con enlaces iónicos o covalentes son, generalmente,
no conductores.
• La conductividad es una magnitud vectorial y para los minerales no cúbicos varía
en función de la orientación cristalográfica. Así , en el caso del grafito su
conducción es mucho mayor según direcciones perpendiculares al eje c que según
direcciones paralelas al mismo.

Piezoelectricidad
• Se denomina piezoelectricidad a la facultad que presentan ciertos minerales de
producir una corriente de electrones si se ejerce una presión sobre un extremo de
su eje polar. Todos los minerales que cristalicen según sistemas que presenten
dichos ejes polares presentarán esta propiedad, pero sólo unos pocos de ellos lo
hacen con una intensidad suficiente para ser medida.
• Con esta propiedad, el cuarzo es empleado para el control de radiofrecuencias. Si a
una lámina de cuarzo cortada convenientemente se la somete a una corriente
alterna se deforma mecánicamente y vibra por flexión en una dirección y en otra
alternativamente. Al colocar una lámina de este tipo en el campo de eléctrico
generado por un circuito de radio, puede controlarse la frecuencia de emisión y
transmisión haciéndola coincidir con la frecuencia del cuarzo. Igualmente se emplea
esta característica en los relojes de cuarzo.
• La turmalina, si bien en menor medida que el cuarzo igualmente presenta
características piezoeléctricas bien marcadas especialmente en direcciones paralelas
al eje c. Se emplean en la elaboración de manómetros, espacialmente utilizados en
los controles de detonaciones nucleares

Piroelectricidad
• Los minerales que presentan un eje polar único al ser sometidos a un gradiente de
temperaturas desarrollan simultaneamente cargas positivas y negativas en los
extremos opuestos del eje. Esta propiedad se denomina piroelectricidad.
• Los minerales como el cuarzo con más de un eje polar pueden presentar una
polaridad piroelectricidad denominada secundaria resultante de la deformación
producida por un

PROPIEDADES MAGNÉTICAS
• Se clasifican las características magnéticas de un mineral en función del
comportamiento del mismo al ser expuesto a un campo magnético externo. Se
denomina suceptibilidad magnética a dicha propiedad y es sensible a la
temperatura especialmente al sobrepasarse la denominada temperatura de
transición magnética.
• El espín de los electrones es el principal responsable de las propiedades
magnéticas de átomos y moléculas. En efecto un electrón en rotación puede
identificarse con un dipolo magnético teniendo un momento magnético igual a
• mB = 9.27x10-24Am2.
• Aquellos materiales que posean todo sus orbitales completos con dos electrones
de espines opuestos tendrán un momento magnético resultante nulo y se
denominan diamagnéticos. Son muy numerosos los minerales de este tipo
destacando, entre otros, la calcita, la albita, el cuarzo o el apatito. Al estar
sometidos a un campo magnético externo apenas se ven afectados, si no es por
una muy ligeras variaciones en los orbitales electrónicos que producen una
pequeña suceptibilidad magnética negativa en algunos minerales máficos.

• Por el contrario aquellos materiales con electrones no compartidos en orbitales 3d
tendran momentos resultantes no nulo. En este grupo aparecen algunos
constituyentes muy comunes de los minerales tales como el Fe, Mn, Ti o Cr. El
momento magnético será proporcional al número de electrones desapareados
Elemento Ión Momento magnético
Sc Ti3+, V4+ mB
Ti Ti2+, V3+ 2 mB
V V2+, Cr3+, Mn4+ 3 mB
Cr Cr2+, Mn3+ 4 mB
Mn Mn2+, Fe3+ 5 mB
Fe Fe2+, Co3+ 4 mB
Co Co2+ 3 mB
Ni Ni2+ 2 mB
Cu Cu2+ mB

• Pero aparte del mayor o menor momento magnético de los componentes de un
mineral, debe igualmente tenerse en cuenta las interacciones de dichos
componentes en las estructuras cristalinas.
• Si un mineral posee una distrubución aleatoria de sus dipolos magnéticos
provocados por componentes del tipo descrito anteriormente se dice
paramagnético, siendo ejemplos de este tipo de minerales los olivinos y la augita.
• Al ser sometido a un campo magnético, solo una pequeña parte de los dipolos
tenderán a orientarse paralelamente a este, por ello estos minerales solo seran
débilmente influidos por campos externos, no siendo, además, dicha
magnetización permanente.
• En los minerales ferromagnéticos, tales como el hierro nativo, los dipolos están
alineados por fuerzas de intercambio debidas al solapamiento de los orbitales de
los átomos e iones vecinos.
• Se presentan ciertas áreas dento de un mismo cristal denominadas dominios en
los cuales existen un número grande de átomos paramagnéticos con sus
momentos magnéticos bien alineados. Al ser sometido a un campo magnético, los
dominios se alinéan con él presentando el mineral una fuerte atracción frente a
dicho campo, al punto que los dominios tienden a mantener su orientación aún en
ausencia del campo externo, induciendo un magnetismo permanente. Todo
material ferromagnético con magnetismo permanente sometido a calentado por
encima de la denominada temperatura de Curie perderá sus propiedades.

• Los minerales ferrimagnéticos presentan, contrariamente al caso anterior,
momentos de espín iónicos antiparalelos pero no de igual valor, por lo que
existirán momentos magnéticos permanentes. Tal es el caso de la magnetita , de
los miembros de la serie sólida hematites - ilmenita y de la pirrotina.
• En el caso de la magnetita Fe3+ (Fe2+Fe3+)O4 los iones Fe3+ se distribuyen en la red en
direcciones opuestas de espín magnético, mientras que los Fe2+ serán responsables
del espín no apareado neto y, por tanto, de unos dominios magnéticos
permanentes.
• La piedra imán natural es una sustancia ferrimagnética con la composición de la
magnetita con todos los momentos magnéticos netos fuertemente alineados.
Este magnetismo natural se debe al enfriamiento de material fundido bajo la
influencia del campo magnético terrestre.
• a expansión térmica desigual.

LUMINISCENCIA
Concepto y definición
• La energía radiante que recibimos del sol cubre una amplia
gama de longitudes de onda de las cuales sólo una pequeña
parte constituye el llamado espectro de la luz visible.
• La luz es una forma de energía y para crearla es necesario
suministrar energía bajo otra forma. Existen,
fundamentalmente, dos formas para que ello ocurra:
• La incandescencia es el fenómeno de emisión de luz debida
a la energía calorífica. Un cuerpo, alcanzando cierta
temperatura, emite una radiación luminosa que es, además,
característica de cada sustancia. Es este el fenómeno
observado cuando un metal es "calentado al rojo" y está a la
base de utilizaciones industriales tan comunes como la
bombilla en la que un filamento de wolframio, atravesado
por corriente eléctrica, alcanza la incandescencia y emite
una luz brillante. Las estrellas y el propio sol irradian luz por
incandescencia.
• La luminiscencia, por el contrario, es una forma de "luz fría"
en la que la emisión de radiación lumínica es provocada en
condiciones de temperatura normal o baja.
•
Espectro de la luz, con
la zona visible (380 - 780
nm) y los diferente
colores de la misma

• Esquemáticamente puede describirse una átomo como un núcleo alrededor del
cual gravitan un conjunto de electrones con trayectorias orbitales precisas.
• Cuando una cierta forma de energía alcanza un átomo, ciertos electrones son
excitados, alcanzando, de manera transitoria, un mayor nivel de energía saltando a
un orbital superior; para recuperan su estado inicial deben desprenderse del
excedente de energía, emitiendo un fotón, generalmente con longitud de onda
dentro del espectro de la luz visible.
• Este fenómeno se observa normalmente en minerales que poseen iones extraños,
llamados "activadores", siendo una emisión débil, sólo observable en la oscuridad.
Otros elementos como el hierro o el cobalto son llamados "desactivadores" pues
impiden la fluorescencia incluso en presencia de un activador.
• El poeta y científico alemán Johann Wolfgang von Goethe (1749-1832), gran
apasionado de las Ciencias Naturales, fue el primero en notar que la luz
ultravioleta podía provocar fluorescencia en los minerales. Posteriormente los
físicos franceses Antoine y Edmond Becquerel estudiaron el efecto de diferentes
longitudes de onda sobre numerosos materiales fluorescentes. Este último empleó
placas fotográficas para medir el espectro de la luz ultravioleta. Pusieron en
evidencia que la fluorescencia de color rojo observable en la Calcita era debida a la
presencia de manganeso poniendo en evidencia, por primera vez, el papel de los
activadores en este fenómeno.

LA RADIACTIVIDAD
Introducción
• Algunos núcleos atómicos naturales no son estables sino que se alteran de manera
espontánea dando lugar a núcleos diferentes de los iniciales.
• Predecir cuando un núcleo va a sufrir este fenómeno es, hoy en día, totalmente
imposible, pero sobre un amplio conjunto de átomos agrupados en cristales si
puede determinarse un ratio de desintegración radiactiva, proporcional con el
número de átomos presentes y específico para cada tipo de isótopo radiactivo. Se
considera generalmente el intervalo de tiempo necesario para la desintegración
de la mitad de los átomos presentes de una sustancia dada, denominado periodo
de desintegración nuclear.

El proceso de desintegración nuclear
• Un núcleo puede emitir una partícula a, o sea un ión He2+, produciendo un núcleo
hijo que estará dos posiciones por debajo en la tabla periódica de los elementos y
tendrá cuatro unidades de masa menos. Así, por ejemplo, un ión uranio con
número atómico 92 y masa 235 o 238 se transformará por emisión de una
partícula a en un ión torio con número atómico 90 y masa 331 o 234
respectivamente.
• También es posible una emisión de partículas b o electrones. En este caso, la masa
efectiva no varía pero la partícula resultante estará una posición más adelante en
la tabla periódica de los elementos, al emitir un neutrón un electrón y
transformarse en protón. Así, por ejemplo, un isótopo 87Rb se transformará en 87Sr.
• Otra posibilidad es la captura por el núcleo de un electrón K que provoca que un
protón sea transmutado en neutrón con lo que la partícula resultante estará una
posición por debajo en la tabla periódica de los elementos.
• El proceso de fisión nuclear es el cuarto modelo de desintegración y consiste en la
división de un núcleo en dos o mas isótopos, estables o no. Estos procesos pueden
estar acompañados por emisiones de partículas.

• El proceso de fisión nuclear es el cuarto modelo de desintegración y consiste en la
división de un núcleo en dos o mas isótopos, estables o no. Estos procesos pueden
estar acompañados por emisiones de partículas.
• Los procesos naturales de desintegración nuclear pueden comprender complejas
cadenas de reacciones con más procesos. A modo de ejemplo, se presenta la
desintegración nuclear del 238U hasta llegar a 82Pb estable.

La metamictización
• Algunas propiedades y consecuencias de la descomposición radiactiva tienen
notables consecuencias a nivel mineralógico, especialmente la metamictización.
• Se denomina así al proceso de destrucción de la estructura cristalina como
consecuencia de procesos radiactivos. En efecto, aquellos minerales con
cantidades significativas de U o Th ven sus redes distorsionadas y/o destruidas
como consecuencia de los drásticos cambios de los radios iónicos entre las
partículas originales y las obtenidas tras descomposición radiactiva y por el
borbardeo por partículas a, provocando que el mineral se vuelva opaco a los rayos
X cuando al menos un 20% de sus iones han sido desplazados.
• La cristalinidad podrá, en parte, ser restaurada al calentar el mineral metamíctico
a temperaturas entre 500 y 900º C.
• Una intensa emisión de partículas a, puede alterar los minerales que rodeen a los
granos radiactivos, como ocurre en el caso de numerosos granitos en los que de
las biotitas y/o cloritas que envuelven a ciertos circones aparecen con halos
pleocroicos de alteraci

LOS MINERALES DE URANIO
Introducción
• El uranio y el torio son los elementos radiactivos naturales esenciales, a los que
hay que añadir los elementos de vida corta que resultan de su desintegración,
tales como el radio o el radón y a elementos ligeros radiactivos. El uranio es con
diferencia el más abundante, apareciendo en numerosos minerales.
• El metal uranio fue descubierto por Kalproth (1789) en un mineral negro y pesado
llamado pechblenda que, hasta ese momento, se suponía compuesto por hierro y
cinc. Hasta 1841 no pudo ser aislado el metal puro, pero ya mucho antes se
conocían otros minerales que lo contenían (uraninita, autunita, torbernita,
gummita, etc.) y no es hasta mucho tiempo después que las propiedades
radiactivas del uranio se conocieron.

• Algunos aspectos químicos del uranio
• Si se considera el conjunto de especies minerales identificadas que contienen
uranio como constituyente principal, destaca el número elevado de ellas, más de
200 especies, lo que, sobre un total de minerales conocidos de unos 3.600, supone
más del 5%, cuando el uranio es un elemento muy escaso que, como media,
alcanza sólo 2.5 ppm en la corteza terrestre.
• Esta abundancia relativa que se debe a diversas características del uranio:
• En primer lugar, el uranio es un elemento muy pesado, del grupo de los actínidos,
emparentado, por tanto, con el torio, el protoactinio y los llamados transuránicos.
También guarda estrecha relación con los elementos de las "tierras raras" o
lantánidos, que muchas veces se encuentran asociados con él en los mismos
yacimientos y minerales.
• El átomo de uranio tiene, además, un núcleo grande con gran número de orbitales
electrónicos, algunos débilmente unidos al núcleo, por lo que son posibles
diversos estados de oxidación. De hecho, se sabe que son posibles todos los
estados de valencia entre +2 y +6, aunque en la naturaleza sólo se conocen
minerales en los que el uranio presenta los estados de oxidación +4 y +6.

• En segundo lugar, el uranio (al igual que el torio), es un elemento notablemente
litófilo, es decir, que tiende a combinarse con el oxígeno formando óxidos o sales
que contienen oxígeno (silicatos, fosfatos, sulfatos, carbonatos etc.) pero nunca
aparece en forma nativa, como sulfuro, arseniuro, sulfosal o teleruro.
• Resulta pues abundante en la superficie terrestre, normalmente relacionado con
rocas graníticas, así como en rocas sedimentarias. Concretamente, las rocas
graníticas poseen un contenido medio de uranio bastante mayor al de la corteza
terrestre, siendo, posiblemente, la meteorización de estas rocas la fuente lejana de
todo el uranio contenido en rocas sedimentarias. Por el contrario, en basaltos y
peridotitas los contenidos de uranio son muy bajos (1 ppm en basaltos, 0.001 ppm
en peridotitas).
• Por otra parte, el uranio es un metal con un radio iónico próximo al del calcio, torio,
circonio, lantano y otras tierras raras, por lo que sustituye a estos elementos en
muchos minerales (circón, xenotimo, monacita, apatito, etc.) encontrándose en ellos
en pequeñas proporciones.
• Desde que se conoce su importancia como recurso energético fundamental, los
minerales de uranio han sido buscados con intensidad y se ha investigado mucho
sobre su composición y estructura. Con un instrumental moderno se pueden
determinar nuevas especies, incluso disponiendo de muy pequeñas cantidades de
mineral.
• Por último, muchos minerales de uranio presentan colores llamativos, que
aumentan el interés de los coleccionistas por clasificar e identificar especies, a veces
sólo detectables a simple vista por sutiles cambios de tonalidad

Criterios de clasificación de los minerales de uranio
• Normalmente, los minerales de uranio se clasifican según criterios genéticos, en
primarios y secundarios según se hayan formado a partir de soluciones o por
alteración, respectivamente.
• Otra clasificación posible se basa en el estado de oxidación del ión uranio en los
distintos minerales, distinguiéndose los minerales en los que el uranio aparece en
forma reducida, es decir, el U4+ y otra en la que el estado predominante es el
oxidado U6+. En esta segunda familia, la mayor parte de las especies contienen el
ión uranilo (UO2)2+. Una subdivisión de la familia oxidada puede realizarse teniendo
en cuenta el grupo aniónico con el que se asocia el uranilo (carbonato, sulfato,
fosfato, vanadato, etc.).
• La mayor parte de los minerales de uranio se presentan en varios tipos de
yacimiento, aunque los minerales reducidos, mucho menos frecuentes que los
oxidados, rara vez aparecen en más de dos variedades para un yacimiento dado.
• La presencia de uno o varios minerales viene determinada por las condiciones de
oxidación/reducción del entorno, así como por la acidez o basicidad del medio.
Estudiando los diagramas Eh/pH o el diagrama composicional uranio/oxígeno, es
fácil observar la gran cantidad de fases que son posibles con leves variaciones de
las condiciones del yacimiento.

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