TEMA 2: Naturaleza de las Rocas de Construcción y Ornamentación

 

1.Tipología y Clasificación de las Rocas

Las rocas son agregados poligranulares naturales de minerales. Generalmente constan de más de un tipo de mineral, si bien existen rocas constituidas por un solo mineral, o por un mineral que domina extremadamente sobre otros minoritarios.

Las rocas se clasifican en tres grandes grupos en base a su génesis: magmáticas, sedimentarias y metamórficas. Las definiciones de estos tres tipos de rocas son:

·       Rocas magmáticas o ígneas: Son rocas producto de la solidificación de un material fundido o parcialmente fundido, esto es, de un magma, en la superficie terrestre (volcánicas) o en la corteza terrestre, ya sea bajo condiciones relativamente superficiales (subvolcánicas) o profundas (plutónicas). Ejemplos son: granito, gabro, basalto, pórfidos, etc.

·       Rocas sedimentarias: Son rocas que resultan de la consolidación de materiales sólidos sueltos (i.e., sedimentos detríticos) y/o de precipitados químicos a partir de soluciones acuosas (i.e. sedimentos químicos) y/o de secreciones de animales y/o plantas (i.e., sedimentos orgánicos) en o cerca de la superficie terrestre. Ejemplos son: conglomerados, areniscas, calizas, etc.

·       Rocas metamórficas: Son rocas que derivan de rocas preexistentes, mediante transformaciones que implican cambios mineralógicos, químicos, o estructurales en estado sólido, en respuesta de cambios importantes en las condiciones de temperatura (T), presión (P), y ambiente químico en el interior de la corteza terrestre. Ejemplos son: pizarra, esquisto, mármol, etc.

Este esquema de clasificación no es perfecto, ya que los procesos petrogenéticos naturales son continuos, lo cual origina tipos rocosos con características intermedias entre los tres tipo definidos. Por ejemplo, las tobas volcánicas se originan en los volcanes en procesos explosivos, por lo que se clasificarían como ígneas. Sin embargo, esos fragmentos al ser proyectados al exterior pueden depositarse en medios subaéreos o subacuáticos formando capas horizontales con las mismas características de las rocas sedimentarias detríticas, por lo que se podrían clasificar como tales. Las rocas metamórficas de más alto grado son transicionales a rocas que derivan en parte de la solidificación de material fundido, por lo que estas rocas (migmatitas) pueden clasificarse como metamórficas e ígneas.

Rocas pertenecientes a estos tres grandes grupos han sido utilizadas como materiales de construcción y ornamentación, dado que todas ellas pueden encontrarse en la superficie de la tierra, independientemente de las condiciones particulares de formación respectivas en cuanto a profundidad se refiere.

En la superficie de los continentes se observa una gran heterogeneidad en la distribución y abundancia de los distintos tipos de rocas. En general se puede decir que en torno al 65% de la superficie continental (excluyendo la superficie de los océanos) está formada por rocas sedimentarias, constituyendo las rocas ígneas y metamórficas el 35% restante. Estas proporciones no son ni mucho menos las existentes en las capas mas superficiales de la tierra (i.e., la corteza terrestre, hasta unos 40 Km de profundidad en los continentes y 10 Km bajo los océanos). La razón de esta aparente contradicción es que las rocas sedimentarias se forman precisamente en la superficie terrestre, de ahí su abundancia y al mismo tiempo su frecuente utilización como material de construcción. En las zonas un poco más profundas las rocas existentes son exclusivamente metamórficas y magmáticas. El hecho de que rocas formadas en profundidad (metamórficas y parte de las magmáticas) afloren en la superficie de los continentes se debe a los procesos geológicos, tales como la formación de cadenas montañosas, erosión, etc.

2.Naturaleza y propiedades de los Minerales

Los minerales se asocian en la naturaleza constituyendo rocas. Estas son por lo tanto agregados de granos minerales (poligranulares) formados bajo condiciones fisico-químicas específicas. En general las rocas presentan más de un tipo de mineral (esto es, son agregados poliminerálicos), aunque en algunos casos constan exclusivamente de un único mineral, o bien un mineral es extremadamente mayoritario respecto de otros presentes. Así por ejemplo, algunos tipos de mármoles constan de calcita (CO3Ca) o de dolomita ((CO3)2CaMg).

El exacto conocimiento de los componentes minerales que forma las rocas de construcción y ornamentación es fundamental en cualquier tipo de estudio que tenga como fin la caracterización del estado de conservación y la restauración de cualquier obra o bien cultural. Esto es así porque:

·       Es necesario identificar el material no alterado y el resultante de los procesos de alteración.

·       Es necesario identificar las relaciones existentes entre los componentes originales y los neoformados para deducir posibles procesos de alteración (disoluciones, precipitaciones, reacciones...)

·       Es necesario conocer los minerales existentes antes de efectuar cualquier tipo de intervención; alteraciones particulares necesitan de intervenciones particulares, y no todos los materiales utilizados en la restauración (resinas, consolidantes, morteros...) son apropiados según los casos.

Por lo tanto, del conocimiento de la mineralogía de un material determinado se podrá obtener la información necesaria (aunque no suficiente) para:

·       Determinar el material original.

·       Determinar los posibles procesos de alteración.

·       Proponer posibles métodos de restauración y prevención.

Los minerales son productos químicos naturales (generalmente compuestos, raramente elementos puros), formados como resultado de los distintos procesos mineralogenéticos y petrogenéticos operativos en la naturaleza.

2.1.Definición de MINERAL

Como definición general de mineral ideal podría darse la siguiente:

Un mineral es un sólido natural y homogéneo, que pósee una composición química definida, una organización atómica ordenada y es estable bajo ciertos límites fisico-químicos.

Veamos punto por punto el significado de esta definición.

Ø     Sólido: De entre los estados de agregación de la materia, no se incluyen gases ni líquidos.

Ø     Natural: Formados por procesos naturales, si bien pueden producirse en el laboratorio compuestos sólidos similares (estructural y composicionalmente) a los naturales.

Ø     Homogéneo: Consta de una única fase sólida, o sea, no puede ser dividido en partes distintas mediante procesos físicos (no químicos). Problemas particulares hacen que esta característica no sea siempre cumplida por los minerales reales.

Ø     Composición química definida: Composicionalmente, un mineral es una combinación de distintos elementos químicos expresable mediante una fórmula química. Las fórmulas mineralógicas pueden ser simples o complejas, pero en cualquier caso, no suelen ser fijas (i.e. constantes), sino variables entre ciertos límites composicionales (i.e. definida).

Ø     Organización atómica ordenada: Presentan distribuciones atómicas o de grupos de átomos regulares en el espacio y con distancias interatómicas determinadas, produciendo estructuras minerales. Esta es la cualidad distintiva del estado cristalino, lo que supone que los minerales son sólidos cristalinos. Esto, sin embargo, no es siempre cierto. Algunos minerales no poseen estructura interna, denominándose amorfos. Los casos mas típicos son los formados a partir de soluciones coloidales, como el ópalo, precipitado a partir de geles de sílice, o ciertos compuestos formados durante los procesos de alteración de aluminosilicatos.

2.2.Formas cristalográficas y hábito

Debido a su organización atómica ordenada, los minerales presentan bajo ciertas circunstancias formas geométricas características denominados poliedros (i.e. "varias caras"). Estos poliedros tienen cierto grado de simetría, y están constituidos por formas cristalográficas. Las formas cristalinas son los planos o caras del sólido equivalentes simétricamente, esto es, que están relacionados por elementos de simetría, y se corresponden con ciertas orientaciones planares de la estructura cristalina. Por ejemplo, un cubo de pirita (FeS2) esta formado por seis caras cuadradas idénticas distribuidas simétricamente. Los elementos de simetría de un poliedro son los operadores que permiten repetir en el espacio las distintas caras. Hay de 3 tipos: ejes, planos y centros de simetría. La intersección de las caras de un poliedro forma aristas y vértices que, junto con las caras y los ángulos que forman éstas, constituyen los elementos cristalográficos que sirven para describir los sólidos cristalinos.

En función de los elementos de simetría, los cristales se subdividen en los siguientes grandes grupos o sistemas de simetría:

·       Sistema triclínico, sin ejes de simetría.

·       Sistema monoclínico, con un eje binario y sin ejes de mayor grado.

·       Sistema ortorómbico, con tres ejes binarios.

·       Sistema tetragonal, con un eje cuaternario.

·       Sistema trigonal, con un eje ternario.

·       Sistema hexagonal, con un eje senario.

·       Sistema cúbico, con tres ejes cuaternarios.

 

Dado que los sólidos están formados generalmente por más de una forma cristalográfica, es conveniente describir los sólidos en términos de forma global o hábito, para dar una idea de su conformación general. El hábito de un cristal es su aspecto general, que se lo confiere el desarrollo relativo de las distintas formas (caras) cristalinas, y viene determinado por la forma cristalográfica más dominante. Así, los hábitos más comunes son:

·       Isométrico o ecuante, sin dimensiones preferentes, como cubos, octaedros...

·       Prismáticos, alargados según una dimensión mayor.

·       Tabulares y laminares, alargados según dos dimensiones mayores.

·       Aciculares, alargados según una dirección mayor como los prismáticos, pero cuya relación de elongación mayor/elongación menor es muy alta.

Estos términos pueden utilizarse de forma adjetivada, como por ejemplo, prismas tabulares. Es común que un mismo mineral presente distintos hábitos, lo cual se debe a peculiaridades composicionales o de formación. Por otra parte, los granos minerales que forman las rocas pueden no mostrar formas cristalinas externas, lo cual suele deberse a sus condiciones de formación.

Es común que un mismo mineral presente distintos hábitos, lo cual se debe a peculariedades composicionales o de formación. Por otra parte, los granos minerales que forman las rocas pueden no mostrar formas cristalinas externas, lo cual suele deberse a sus condiciones de formación.

En cuanto al grado de desarrollo de formas cristalinas, el hábito de los minerales se describe mediante términos específicos:

·       Idiomorfos: Todos sus límites son caras cristalinas.

·       Hipidiomorfos: Parte de sus límites son caras cristalinas y parte son bordes irregulares.

·       Xenomorfos: Ninguno de sus límites constituyen elementos cristalográficos (caras, aristas y vértices).

En los casos en que los cristales no presenten habitos idiomorfos, el término de hábito se sigue utilizando para describir igualmente su aspecto morfológico global, aunque los cristales no presenten límites cristalográficos puros. Así por ejemplo, los cristales de micas suelen ser tabulares hipidiomorfos, o algunos cristales de feldespatos pueden ser prismáticos tabulares xenomorfos.

2.1.características químicas de los MINERALes

La unidad básica de todas las estructuras cristalinas es el átomo (incluyendo el estado ionizado de los mismos o iones, cargados positivamente -cationes- y negativamente -aniones-). Los átomos de los elementos que forman los minerales presentan distinto tamaño y estado de ionización. Estos dos factores condicionan en parte la forma y propiedades de los minerales. El tamaño de un átomo viene definido por su radio (entre 0.1 y 2 Å; 1 Å = 1/100.000.000 cm), que depende de:

·       La naturaleza del elemento (estructura atómica).

·       El estado de ionización o de valencia.

·       El tipo de enlace con el resto de los átomos.

De entre los distintos tipos de enlaces interatómicos existentes (metálico, iónico, covalente y van der Waals), la mayor parte de los minerales pueden considerarse bajo una primera aproximación como estructuras esencialmente iónicas (aunque presentan también fuerte componente covalente). Por lo tanto, los átomos de una estructura iónica los podemos visualizar como elementos aislados donde los cationes tienden a rodearse de aniones y viceversa.

El número de iones que rodean a un ión de carga contraria se denomina número de coordinación, y depende de la relación de radios entre ambos o razón radial (radio catión / radio anión). Dado que este número depende únicamente de constricciones geométricas en una estructura puramente iónica (esto es, considerando los átomos como esferas rígidas), puede predecirse el número de coordinación de un catión en función de las razones radiales

La mayoría de los minerales están constituidos por oxígeno como principal anión (O2-). Dado que el oxígeno presenta un radio iónico de 1.4 Å, mayor que el del resto de los cationes más comunes que forman los minerales, las estructuras cristalinas que presentan oxígeno pueden considerarse como empaquetamientos de aniones de oxígeno con los cationes en los intersticios.

Dentro de los silicatos (uno de los grupos formadores de rocas más importantes), es interesante retener que el silicio (Si+4) presenta sistemáticamente coordinación 4, el aluminio (Al+3) 4 y/o 6, el hierro (Fe+2, Fe+3) y magnesio (Mg+2) 6, el sodio (Na+1) y calcio (Ca+2) 6 y/o 8 y/o 12, y el potasio (K+1) 8 y/o 12.

          Razón radial        Disposición de aniones alrededor                      Número de

          r(cat)/r(an)          del catión                                                            coordinación

            0.15-0.22______ Vértices de un triángulo equilátero_______________ 3

            0.22-0.41______ Vértices de un tetraedro_________________________ 4

            0.41-0.73______ Vértices de un octaedro__________________________ 6

            0.71-1.00______ Vértices de un cubo_____________________________ 8

            >1.00_________ Puntos medios de las aristas de un_______________ 12

                                      cubo (empaquetamiento compacto)

La estabilidad de una estructura iónica viene determinada esencialmente por constricciones geométricas y de estabilidad electrostática. Las constricciones geométricas provienen como hemos visto de la composición elemental y por lo tanto de los tipos de empaquetamientos de los iones (función de sus radios iónicos). Las constricciones de estabilidad electrostática provienen de la necesidad de que las cargas positivas y negativas de los iones se neutralicen en la estructura. Esto significa que en la fórmula mineralógica la suma de cargas positivas debe ser igual a la suma de cargas negativas. Estos dos condicionamientos son los responsables de que el número de minerales (y por lo tanto de estructuras cristalinas) sea limitado y no muy elevado (en torno a 4000). Se pueden producir artificialmente compuestos químicos inorgánicos con cargas balanceadas y estructuras cristalinas y que sin embargo no son posibles como minerales naturales estables. Sólo compuestos muy estables pueden existir en la naturaleza.

La mayoría de los minerales no presentan composiciones químicas fijas, sino variables entre ciertos rangos composicionales (i.e. definidas). Esto significa que un mismo mineral puede presentar composiciones variadas, que en general es función de condicionamientos fisico-químicos durante su formación. En contra de lo que pudiera pensarse, este fenómeno es la regla y no la excepción en la naturaleza. Cuando un mineral presenta esta característica se dice que es una solución sólida. Esto es debido a la capacidad de sustituciones de unos átomos por otros de elementos distintos en una estructura determinada, dadas ciertas constricciones de similitud de tamaño y carga entre ellos.

Por ejemplo, el Ca2+ tiene un radio de 0.99 Å en la calcita (CO3Ca), y el Mn2+ tiene 0.91 Å en la rodocrosita (CO3Mn); ambos pueden sustituirse mutuamente en la estructura, constituyendo un mineral que es una solución sólida completa o continua entre dos límites composicionales (representados por las moléculas de carbonato de calcio y de manganeso puras). Estos elementos que pueden sustituirse mutuamente en una estructura determinada se dice que son intercambiables o diadóquicos. Los límites composicionales entre los que puede oscilar el mineral (i.e., CO3Ca y CO3Mn) se denominan términos extremos. En estos casos, la fórmula del mineral solución sólida se expresa como CO3(Ca,Mn), significando el paréntesis junto con la coma que los átomos de Ca2+ y los de Mn2+ deben sumar 1; una composición posible intermedia sería CO3(Ca0.75Mn0.25). Otro ejemplo es el olivino, cuya composición oscila entre Fe2[SiO4] (Fayalita) y Mg2[SiO4] (Forsterita), formulándose como (Fe,Mg)2[SiO4] y aplicándole el mismo tipo de razonamiento que en el caso de los carbonatos visto anteriormente (i.e., Fe+Mg=2).

Cuando los radios atómicos de los elementos no son tan similares, la sustitución puede no ser total sino parcial. Así, siguiendo con el mismo ejemplo de los carbonatos, el Mg2+ tiene un radio de 0.66 Å en la magnesita (CO3Mg), sin embargo no pueden existir minerales de cualquier composición entre los términos extremos CO3Ca y CO3Mg, sino calcita con cierta proporción de Mg y magnesita con cierta proporción de Ca. Esto es debido a que las distorsiones que se introducen en las estructuras de los minerales puros al darse las sustituciones de los cationes con distinto radio llegan ser tales, que la estructura resultante de una sustitución muy extensiva es inestable. En estos casos de soluciones sólidas parciales los elementos no son perfectamente diadóquicos o intercambiables.

Las sustituciones pueden ser muy complejas. No es necesario que cationes con igual radio y carga se sustituyan, sino que se pueden dar sustituciones más complejas que en conjunto supongan neutralidad de carga en la fórmula y distorsiones de la estructura no muy grandes. Por ejemplo, las plagioclasas constituyen una solución sólida continua entre los términos extremos NaAlSi3O8 (Albita) y CaAl2Si2O8 (Anortita). Puede observarse que la sustitución no puede ser únicamente Na+1 por Ca+2 ya que no se mantendría el balance de cargas. La sustitución es múltiple o acoplada, implicando al mismo tiempo al Al+3 y Si+4 de manera que finalmente se mantienen las constricciones de estabilidad eléctrica: (Ca+2 Al+3) ® (Na+1 Si+4). Un caso concreto sería Na0.8Ca0.2Al1.2Si2.8O8. La fórmula genérica de las plagioclasas podría escribirse como (Na,Ca)Al(Al,Si)Si2O8, que especifica mucho más claramente la sustitución múltiple.

Aunque este tipo de sustituciones permite introducir en las estructuras cationes de cargas diferentes, hay que señalar que no todas las sustituciones entre cualesquiera elementos son posibles. En primer lugar, los radios de los elementos deben ser similares, y además, las diferencias de carga no deben ser grandes (en general menor o igual a 2).

Sin entrar en detalles, se puede decir que el grado de sustitución en soluciones sólidas parciales es función de la temperatura de formación del mineral. A altas temperaturas el grado de sustitución es mayor porque las estructuras se "dilatan", permitiendo mayores diferencias en los tamaños de los átomos intercambiados. En éste sentido, los minerales solución sólida se comportan como las soluciones acuosas de sales: a mayor temperatura, aumenta la capacidad de disolver más cantidad de sales por parte del agua. Además, a veces los minerales que a altas temperaturas pueden formar soluciones sólidas completas o más extensas, al bajar la temperatura  pueden no comportarse igual, exsolviéndose en dos fases minerales de composición distinta. Por ejemplo, los feldespatos alcalinos pueden formar solución sólida completa entre los términos extremos KAlSi3O8 (Ortosa) y NaAlSi3O8 (Albita) a altas temperaturas (más de 800-900 ºC), cuando se forman a partir de un magma (fundido). El mineral resultante sería (K,Na)AlSi3O8. Sin embargo, al enfriarse lentamente la roca ígnea en la que se encuentra, la solución sólida no puede ser completa, y se forman en el mismo grano mineral dos feldespatos distintos, uno rico en K con cierta proporción de Na (ortosa), y otro rico en Na con cierta proporción en K (albita). Se dice entonces que el mineral se ha exsuelto.

Cuando una especie química existe con más de un tipo de estructura se dice que presenta polimorfismo. Por ejemplo, el carbonato de calcio (CO3Ca) presenta dos polimorfos, la calcita que es trigonal y el aragonito que es ortorrómbico. Otro ejemplo es el óxido de silicio (SiO2), que presenta un número elevado de polimorfos, como el cuarzo (cuarzo-a, cuarzo-b), cristobalita, tridimita, etc. Esto es debido a que la estructura de un compuesto no es sólo función de la composición química del mismo, sino que también lo es de las condiciones fisico-químicas de formación (esencialmente presión y temperatura).

De estas consideraciones tenemos dos corolarios interesantes:

·       Una estructura determinada es indicativa de ciertas condiciones de formación.

·       Un mineral con una estructura puede cambiar a otra en estado sólido si las condiciones cambian y son apropiadas para el cambio.

Así, siguiendo con el ejemplo anterior, el aragonito es el polimorfo de alta presión y la calcita de baja presión: si el CO3Ca se forma a alta presión se producirá aragonito, y si las condiciones de presión disminuyen, el mineral anterior se invertirá a calcita. El aragonito no es estable en la superficie terrestre, y sin embargo se encuentra. Esto es debido a que se puede conservar como tal si la presión descendió rápidamente, no permitiéndose la inversión a calcita, o a que bajo ciertas circunstancias puede formarse fuera de su campo de estabilidad (i.e. a baja P) de manera inestable. Esto mismo le ocurre a muchos tipos de minerales. Así, el cuarzo pasa de cuarzo-a a cuarzo-b cuando se superan unos 573 ºC a 1 atmósfera de presión, lo cual puede darse cuando se declara un fuego en un monumento, como más adelante veremos. De forma similar (aunque no igual), algunas sales solubles presentes en eflorescencias y subeflorescencias pueden transformarse por cambios de temperatura y/o humedad relativa. Por ejemplo, el yeso (CaSO4·2H2O) se transforma en hemidrita (o basanita, CaSO4·0.5H2O) al aumentar la temperatura y/o descender la humedad relativa. Esto, no obstante, no es un caso de reacción polimófica sino de una reacción de hidratación/deshidratación, ya que la composición de los minerales no es idéntica (i.e., difieren el las cantidades de H2O).

2.2.PROPIEDADES FISICAS DE LOS MINERALES

Existen un gran número de propiedades físicas de los minerales que son de interés para la materia que nos ocupa, ya que, como es fácil entender, las propiedades de las rocas dependen en gran parte de las de sus minerales constituyentes. Esto hace más apropiado considerar la mayor parte de las propiedades físicas de los minerales junto con las de las rocas (Capítulo 5), y tratar aquí solo algunas de interés intrínseco a los minerales.

2.2.1.Isotropía y anisotropía

Aunque aplicables específicamente a las propiedades ópticas de los minerales, estos conceptos se utilizan comúnmente para calificar cualquier tipo de propiedad de los mismos (y en general de cualquier material) respecto de las direcciones del espacio.

Así, un mineral es isótropo respecto de una propiedad cuando esa propiedad no varia al variar la dirección del mineral en la que se mida la propiedad. En este caso, se dice que la propiedad es escalar. Por el contrario, un mineral es anisótropo cuando la propiedad varía según la dirección del mineral considerada. En este caso, la propiedad es vectorial.

2.2.2.Exfoliación, partición, fractura y deformación plástica

La exfoliación es la propiedad de los minerales de romperse a favor de superficies cristalográficas determinadas. Estas superficies suelen coincidir con las caras cristalográficas dominantes de los minerales. Esta propiedad está fuertemente influenciada por la estructura del mineral y por determinados tipos de enlaces. En general, se desarrollan a lo largo de direcciones con enlaces relativamente débiles. Los grados de exfoliación se describen como "perfecto", "bueno", "claro" y "no claro" o "malo".

Cualquier mineral puede tener uno o más planos de exfoliación en función de la simetría cristalina y del tipo de estructura. Los cristales cúbicos pueden tener varios planos de exfoliación como la halita (NaCl); los prismáticos suelen tenerlo paralelos a las caras de los prismas (exfoliación prismática), como los anfíboles y piroxenos; los planares o tabulares suelen presentar exfoliaciones perfectas o buenas paralelamente a su desarrollo planar (exfoliación basal), como las micas. Algunos minerales se exfolian mal o no presentan exfoliaciones, como los granates (cúbicos).

La partición es la facilidad de los minerales de romperse de manera imperfecta a lo largo de ciertas direcciones. Pueden coincidir de manera grosera con ciertas direcciones cristalinas o no, aunque están controladas indirectamente por factores estructurales (superficies con enlaces débiles, deformaciones preferentes según ciertas direcciones, inclusiones de otros minerales orientadas, distorsiones de la red, planos de maclas...). Los granates, por ejemplo presentan partición preferente pero no exfoliación.

La fractura se produce cuando el mineral se somete a deformación. La deformación de un cuerpo puede ser elástica y plástica. La deformación elástica no es permanente hasta que se produce la fracturación del cuerpo (i.e., se supera su límite de elasticidad). La deformación plástica se produce cuando la deformación es permanente y el cuerpo cambia de forma, pero sin perder su cohesión interna. Estos conceptos se ampliarán más adelante al tratar las propiedades físicas de las rocas. Por ahora, baste retener que los minerales pueden presentar tanto deformación plástica (sufriendo deformaciones y distorsiones internas en la estructura cristalina), como fracturas discretas que pueden o no coincidir con ciertas superficies de exfoliación o partición. En ambos casos, pueden observarse sus efectos al observar los minerales en el microscopio óptico de luz polarizada (extinción ondulante).

2.2.3.Humectancia

La humectancia o humedecibilidad es la facilidad o capacidad relativa de los minerales para recubrirse de una capa de agua. De acuerdo con ella, los minerales se clasifican en liófilos, que se humedecen fácilmente, y los liófobos, que tienden a repeler el agua. Como es lógico, existen diferentes grados en la calificación de esta propiedad. La causa de la misma es el tipo de enlace dominante de los minerales. Así, los minerales con enlaces iónicos dominantes, tales como silicatos, carbonatos, sales, etc, presentan en su superficie átomos cargados eléctricamente que no están totalmente balanceados ya que la estructura tridimensional se interrumpe. Dado que la molécula de agua es polar y presenta cierta tendencia a disociarse parcialmente (H20 = (OH)- + H+), los iones superficiales de las estructuras iónicas tienden a rodearse de moléculas de agua orientadas según sus polos positivo o negativo según el caso, de manera que se rodean por adsorción de una fina capa de agua. Esto no ocurre en los minerales con enlaces metálicos y covalentes dominantes, como los metales, sulfuros, etc, ya que las cargas de los átomos están compartidas en la estructura, y los átomos superficiales no están cargados. En en estos casos no hay una tendencia especial a adsorver agua, por lo que son liófobos.

Esta propiedad es muy importante en los procesos de alteración de materiales pétreos, ya que algunos minerales tenderán a rodearse preferencialmente de agua, lo cual facilita su transformación a otros minerales. Por otra parte, aunque los metales y sulfuros no tienden a rodearse de agua, y por lo tanto no presentarían tendencia a alterarse, son compuestos reducidos que en condiciones superficiales (i.e., en contacto con la atmósfera) tienden a oxidarse.

2.2.4.Propiedades ópticas

Existe una gran variedad de propiedades ópticas en los minerales. De ellas, solo se verán algunas importantes para la observación de los mismos bajo el microscopio de luz polarizada (luz transmitida), dado que constituye un método de estudio común y bastante asequible. Las propiedades ópticas de los minerales son muy importantes ya que permiten una identificación rápida de los minerales existentes en una roca.

2.2.4.1.Indice de refracción

Cuando la luz incide sobre un material no opaco, parte de ella se refleja y parte se refracta. La luz que se refracta, esto es, la que atraviesa el material (en este caso, mineral), se transmite según una dirección distinta de la incidente. El índice de refacción se define como la relación existente entre el seno del ángulo incidente (sen(i)) y el del refractado (sen(r)). Esta relación es igual a la existente entre la velocidad de la luz en el aire (c) y en el material atravesado (v), siendo en cualquier caso un valor numérico adimensional mayor de 1 (siempre que el rayo incidente se transmita en el aire):

n = sen i/sen r = c/v

En los minerales ópticamente isótropos (i.e. cúbicos) la velocidad de la luz es la misma en cualquier dirección considerada. Esto supone que presentan un sólo un índice de refracción. Su representación tridimensional es por lo tanto una esfera de radio igual al índice de refracción. Cualquier sección de la misma, que representaría una sección de un mineral al ser observado al microscopio, sería una circunferencia de radio n, observándose el mineral con características ópticas constantes al rotar la platina del microscopio.

En los minerales ópticamente anisótropos sin embargo, la velocidad de la luz varía según la dirección considerada del mineral. Esto supone que valor del índice de refracción n no es constante, pudiéndose representar tridimensionalmente como un elipsoide con dos o tres ejes principales. Cualquier sección de estos elipsoides, que de nuevo representaría cualquier sección de un mineral al ser observado en lámina delgada bajo el microscopio, sería una elipse cuyos ejes mayor y menor son los índices de refracción mayor (ng') y menor (np') respectivamente para esa sección, variando las propiedades ópticas de manera continua entre ambos.

En el caso de que el elipsoide posea dos ejes principales, existe una sección del mismo que es una circunferencia, esto es, que presenta un sólo índice de refracción, siendo el mineral isótropo en esa sección. En estos casos el mineral se denomina uniáxico, i.e., que presenta una sola sección circular isótropa. A este tipo de minerales pertenecen los que son tetragonales, hexagonales y trigonales, (e.g., calcita y cuarzo) y la sección isótropa coincide con la perpendicular a los ejes de mayor simetría (i.e., eje cuaternario, ternario y senario, respectivamente).

En el caso de que el elipsoide presente tres ejes principales (ng, nm y np), existen dos secciones del mismo que son una circunferencia, o sea, dos secciones isótropas. En estos casos el mineral se denomina biáxico. A este tipo de minerales pertenecen los que son ortorrómbicos, monoclínicos y triclínicos.

2.2.4.2.Birrefringencia o color de interferencia

La birrefringencia aplica exclusivamente a los minerales anisótropos, ya que se define como la diferencia existente entre los índices de refracción mayor y menor de los mismos. Visualmente se expresa al microscopio como el color que los minerales toman al ser observados con nícoles cruzados (polarizador + analizador) o color de interferencia. Los minerales isótropos no presentan birrefringencia, observándose negros con nícoles cruzados bajo el microscopio.

De lo dicho anteriormente, se deduce que el valor de la birrefringencia varia según la sección considerada del mineral. Así por ejemplo, en la(-s) seccion(-es) isótropa(-s) de un mineral anisótropo la birrefringencia es cero, mientras que en una sección que contenga los ejes principales mayor y menor del elipsoide la birrefringencia será máxima. Esta es la razón por la que un mismo mineral presentará colores de interferencia distintos (e.g., verdes, azules, rojos y grises) en las diferentes secciones presentes en la lámina delgada. De hecho, lo normal es que en un agregado poligranular como son las rocas, un mismo mineral presente todos los colores de interferencia existentes entre el máximo posible (o birrefringencia máxima) y los tonos de grises que se darían en secciones de baja birrefringencia aparente, y eventualmente se podrían tener secciones isótropas que se verían negras con nicoles cruzados.

2.2.4.3.Color y pleocroísmo

El color de un mineral se debe a muchos factores de origen diverso (composicionales, estructurales, estado de oxidación, radioactividad...), pero en general puede decirse que el color de los minerales se debe, en la mayor parte de los casos, a la presencia de elementos denominados cromóforos, esto es, que introducen color, y que esencialmente son los elementos de la parte central de la tabla periódica (e.g. Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Mo...). Estos elementos o grupos de elementos son muy variados, y no es necesario que se encuentren en cantidades apreciables en los minerales (por ejemplo, el color verde de la esmeralda se debe a pequeñas cantidades de cromo o vanadio, y los colores violeta del cuarzo amatista a pequeñas cantidades de Mn o Ti).

Además del color observable "de visu", los minerales pueden presentar color al microscopio de luz polarizada (sin analizador), aunque muchos minerales son sin embargo incoloros. El color es una propiedad típicamente vectorial, por lo que en los minerales anisótropos el color varía según la dirección considerada. Cuando un mineral presenta colores variados al microscopio se dice que presenta pleocroismo. Los colores observados en un mismo mineral pueden oscilar mucho desde incoloros a fuertemente coloreados, aunque lo normal es que oscilen entre tonos de un mismo color o tonos de colores próximos. Además, para un mismo mineral solución sólida, los colores variarán en función de la composición. Los colores extremos coinciden con los índices de refracción principales. Por ejemplo, algunos tipos de hornblendas (un silicato de Fe-Mg) varían desde marrones claros o amarillentos según np a marrones rojizos más o menos oscuros según ng, siendo más coloreadas cuanto más Fe contengan; las variedades más comunes de turmalina oscilan entre colores amarillentos fuertemente verdosos, azulados o marrones, según la composición (Mg-Fe) y por supuesto la orientación óptica de la sección considerada.

3.Principales Minerales Formadores de Rocas y de Productos de Alteración

Los distintos tipos de minerales se clasifican en función de sus características composicionales y estructurales. Los grandes grupos se definen en función del anión principal de la estructura, estableciéndose las subdivisiones en términos de asociaciones de elementos y/o de estructuras particulares.

De los diferentes grupos, se tratarán brevemente los principales en cuanto a su importancia como minerales encontrados en las rocas más abundantes (que además son las más comunes como materiales de construcción), así como minerales frecuentes como productos de alteración.

3.1.Silicatos

Como su propio nombre indica, el elemento fundamental en los silicatos es el silicio, además del oxígeno. En todas las estructuras conocidas, el Si presenta valencia +4. En algunos minerales el Al+3 puede sustituir parcialmente al Si. El resultado es que el grupo aniónico esencial de los silicatos es [SiO4]-4, con variable grado de sustitución Si-Al. En las fórmulas estructurales de los silicatos se suele cerrar entre corchetes el grupo aniónico que determina la estructura.

Los distintos grupos de silicatos provienen de las diferentes formas en que estos tetraedros de Si(Al) se disponen en el espacio unos respecto de otros, independientemente de como se dispongan el resto de los elementos en la estructura. A continuación se listan los grupos existentes y algunos minerales importantes.

Algunos silicatos presentan grupos de tetraedros aislados (nesosilicatos, sorosilicatos y ciclosilicatos). Otros, presentan estructura en cadenas (inosilicatos). Los principales minerales de este último grupo son los piroxenos (cadenas simples) y anfíboles (cadenas dobles). Estos minerales presentan hábitos prismáticos (y a veces fibrosos) y con buenas exfoliaciones prismáticas (i.e. paralelas al alargamiento mayor de los prismas). Están compuestos por cationes como el Fe y Mg, por lo que suelen ser coloreados en tonos oscuros (negros, verdes, marrones...), aunque los ricos en Mg pueden ser incoloros. Bajo el microscopio suelen presentar colores de pleocroismo (verdes, marrones, azules...) en tonos variados de claros a oscuros, y suelen tener colores de interferencia (birrefringencia) medios, de segundo orden.

Otros silicatos presentan estructuras en capas bidimensionales (filosilicatos). Los principales minerales de este grupo son las micas, cloritas y minerales de las arcillas. Debido a sus características estructurales, son minerales con hábitos tabulares, con exfoliación perfecta según la dirección basal, poco duros (entre 1 y 3) y con características opticas variadas, desde coloreados a incoloros y desde relativamente birrefringentes (colores de interferencia altos) a poco birrefringentes (grises).

Mención aparte merecen los llamados minerales de las arcillas. Estos minerales se forman en condiciones superficiales durante los procesos de alteración de materiales silicatados y de sedimentación. Presentan cantidades variables moléculas de H2O en la estructura, e invariablemente son de dimensiones muy pequeñas, submicroscópicas (menos de 0.005 mm). Además, a medida que su tamaño es menor, también disminuye su grado de cristalinidad, pasando gradualmente a compuestos hidratados amorfos aluminosilicatados. Dado su tamaño, los métodos de estudio de estos minerales son la microscopía electrónica y los métodos de RX. Son un grupo de minerales muy importantes en la investigación de los procesos de alteración de rocas silicatadas, además de en los materiales cerámicos.

Finalmente, otros silicatos presentan estructura tridimensional (tectosilicatos). El mineral más característico de este grupo es el cuarzo (SiO2). En el caso de sustituciones de Si+4 por Al+3 en el grupo aniónico, se produce un déficit de carga positiva resultando en un grupo aniónico cargado, y compensándose con la entrada de otros cationes. Este es el caso de otro grupo importante de tectosilicatos, los feldespatos. Suelen ser minerales incoloros, blancos o gris claro, con hábitos dominantemente prismáticos, incoloros bajo el microscopio y con bajas birrefringencias (grises de primer orden), poco densos (estructuras abiertas), de dureza media (entre 4 y 7), y con desarrollo variable de exfoliaciones.

3.2.Elementos nativos

Son minerales de elementos puros metálicos (y sus aleaciones naturales) y no metálicos. De entre los metales se pueden distinguir los siguientes grupos:

·       Grupo del platino: Pt, Os, Ir.

·       Grupo del hierro: Fe, Ni.

·       Grupo del cinc: Zn, Sn.

·       Grupo del oro: Au, Cu, Ag, Pb.

·       Grupo del mercurio: Hg.

Estos minerales presentan enlaces metálicos, y por lo tanto presentan las típicas características de los metales: maleables, brillo metálico, bastante densos y opacos bajo el microscopio de luz transmitida.

Dentro de los no metales, se pueden destacar:

·       Grupo del carbono: Grafito y diamante.

·       Grupo del azufre: S (distintos polimorfos).

·       Grupo del bismuto: Bi, As, Sb.

3.3.Sulfuros y sulfosales

Son compuestos de S2- (sulfuros) como elemento aniónico principal, más Se, Te, As, Sb y Bi (sulfosales) y elementos catiónicos como Fe, Ni, Co, Cu, Ag, Pb y Hg. Algunos minerales importantes son: Pirita: FeS2, Marcasita: FeS2, Galena: PbS, Esfalerita: ZnS, Cinabrio: HgS, Calcopirita: CuFeS2, Arsenopirita: FeAsS, Oropimente: As2S3, Rejalgar: AsS.

Presentan estructuras típicamente covalentes y suelen ser compuestos reducidos, esto es, el azufre se presenta con carga negativa (-2). Suelen ser opacos bajo el microscopio de luz transmitida, de baja dureza y relativamente densos. El hecho de que el estado de oxidación del S sea bajo, hace que en la naturaleza sean comunes las transformaciones de los sulfuros bajo condiciones oxidantes, produciéndose sulfatos y óxidos. Esto supone que estos minerales son muy susceptibles de alterarse en condiciones atmosféricas. Sin embargo, no son minerales importantes desde el punto de vista de la alteración de materiales de construcción dado que no suelen presentarse en cantidades apreciables en las rocas comúnmente utilizadas.

3.4.Haluros

Son sales de los elementos halógenos, F-, Cl-, Br-, I-. Los más abundantes son los cloruros y fluoruros. Suelen darse en condiciones superficiales en procesos de fuerte evaporación de salmueras (sobre todo los cloruros), aunque también se forman en condiciones profundas (fluoruros). Los elementos catiónicos más abundantes son los elementos alcalinos (e.g. Na y K) y alcalinotérreos (e.g. Mg y Ca). Algunos minerales importantes son: Fluorita: CaF2, Halita o sal común: NaCl, Silvina: Kcl. De estos minerales, la halita es quizás el más importante desde el punto de vista de los procesos de alteración. Al ser una sal muy soluble en agua, los procesos de absorción permiten la precipitación y disolución continuada de halita en ambientes particulares, como desérticos o semidesérticos y costeros cercanos al mar o lagos salados.

3.5.Oxidos e hidróxidos

Son compuestos de oxígeno en los que el anión principal es O2-, y los cationes son elementos metálicos y no metálicos. En algunos casos, el hidrógeno puede aparecer formando junto con el oxígeno grupos (OH)- o moléculas de H2O, formándose hidróxidos. En este grupo de minerales no se incluyen los compuestos de oxígeno que presentan grupos aniónicos concretos como silicatos, carbonatos, sulfatos, etc.

Presentan enlaces esencialmente iónicos, siendo en general densos y opacos bajo microscopía de luz transmitida los óxidos de elementos metálicos. Algunos minerales importantes de este grupo son: Hematites: Fe2O3, Magnetita: Fe3O4, Rutilo: TiO2, Ilmenita: FeTiO3, Cromita: (Mg,Fe)Cr2O4, Goetita: HFeO2, Lepidocrocita: FeO(OH), Diáspora: HAlO2, Bohemita: AlO(OH), Gibbsita: Al(OH)3. De estos minerales, la goetita y lepidocrocita son frecuentes productos de alteración de óxidos y, en general, minerales de Fe, mientras que la diáspora, bohemita y gibbsita lo son de minerales alumínicos. De hecho, los cambios en las condiciones de acidez/basicidad (pH) y oxidación/reducción afectan a la estabilidad de los distintos oxhidróxidos. En condiciones atmosféricas, oxidantes e hidratadas, los óxidos y minerales primarios de Fe (los más abundantes) se transforman a oxhidróxidos, siendo responsables de la coloración a herrumbre que muestran algunas pátinas y manchas en algunos materiales rocosos alterados.

3.6.Sulfatos

Son sales del ácido sulfúrico H2(SO4), siendo el grupo aniónico principal el (SO4)2-, además otros como (CO3)2-, (NO3)- y (OH)-, además de H2O. Los cationes más importantes son K, Na, Ca, Al, Fe, Mg y Cu. Algunos minerales importantes son: Anhidrita: CaSO4, Yeso: CaSO4·2H2O, Celestina: SrSO4, Barita: BaSO4, Alunita: KAl3(SO4)2(OH)6, Melanterita: FeSO4·7H2O, Jarosita: KFe3(SO4)2(OH)6.

De entre todos los sulfatos, el mineral más importante desde el punto de vista de la alteración de materiales de construcción es el yeso. Este mineral se forma frecuentemente durante la alteración de materiales carbonatados (calizas) en ambientes áridos y/o salinos (al igual que la halita) y en condiciones atmosféricas ácidas fuertemente polucionadas. Otros sulfatos tambien son producto de alteración, tales como la melanterita que se forma a partir de sulfuros de Fe como la pirita.

3.7.Carbonatos

Son sales del ácido carbónico H2(CO3), siendo el grupo aniónico fundamental el (CO3)2-, pudiendo presentar otros grupos aniónicos como (SO4) y (OH), y moléculas de H2O. Los elementos catiónicos principales son el Na, Ca, Mg, Sr, Ba, Zn, Cu y Pb. Algunos minerales importantes son: Magnesita: MgCO3, Calcita: CaCO3, Aragonito: CaCO3, Dolomita: CaMg(CO3)2, Siderita: FeCO3, Rodocrosita: MnCO3, Estroncianita: SrCO3, Malaquita: Cu2CO3(OH)2, Azurita: Cu3(CO3)2(OH)2.

En general, los carbonatos son minerales blandos (en torno a 3), coloreados si presentan elementos cromóforos como el Cu (la malaquita es verde y la azurita es azul) y blancos a grisáceos en el caso del Ca y Mg (e.g. calcita y dolomita); son solubles en ácido clorhídrico (HCl) y algunos incluso en agua (e.g. carbonatos de Na y K), lo cual favorece su deterioro en las rocas carbonatadas por la acción de las aguas de infiltración y de lluvia, particularmente en ambientes polucionados ácidos.

Aunque algunos carbonatos se encuentran como producto de alteración de otros minerales (e.g. malaquita y azurita a partir de minerales o aleaciones de Cu), los minerales más importantes desde el punto de vista de los procesos de alteración de materiales pétreos son la calcita y dolomita. Estos dos minerales son los constituyentes fundamentales de las rocas carbonatadas, tanto sedimentarias (calizas) como metamórficas (mármoles), rocas que han sido y son muy utilizadas como materiales de construcción dada su abundancia en la superficie terrestre, su facilidad de extracción y su fácil manejo y labrado. Sin embargo, como se verá más adelante, son rocas bastante propensas a alterarse, dadas sus características físicas (e.g. frecuente alta porosidad) y químicas (alta reactividad de los carbonatos en condiciones atmosféricas).

4.Descripciones Petrográficas de las Rocas

La Petrología estudia las rocas en su conjunto, sus características geométricas de campo, características petrográficas (componentes), composición química detallada de la misma y de los distintos minerales que la constituyen, condiciones fisico-químicas de formación y los procesos evolutivos durante su génesis. Los estudios petrográficos abordan la descripción física en términos visuales de las rocas, mediante la microscopía de luz polarizada (esencialmente con luz transmitida, aunque también reflejada, y en algunos casos microscopía electrónica). Estos estudios ofrecen una valiosa información relativa a la naturaleza de sus componentes (esencialmente minerales), sus abundancias, formas, tamaños y relaciones espaciales, lo cual permite clasificar la roca y establecer ciertas condiciones cualitativas o semicuantitativas de formación, así como posibles procesos evolutivos. Desde el punto de vista del estudio de los procesos de alteración y restauración de materiales pétreos, la información que puede obtenerse afecta tanto al material rocoso originalmente utilizado (i.e., el muestreado en la cantera original) como al material de la obra (i.e., alterado), por lo que las diferencias encontradas pueden relacionarse con determinados procesos de alteración sufridos.

Los componentes petrográficos son aquellos componentes de la roca que tienen entidad física, tales como granos minerales, asociaciones particulares de determinados minerales, otros fragmentos de rocas relacionados o no genéticamente con la roca que los engloba, componentes de la matriz y cemento, material amorfo o criptocristalino (vidrio volcánico, geles de sílice...), espacios vacíos (poros, vacuolas...), fracturas discretas o selladas, etc.

Algunos componentes petrográficos se presentan en todos los tipos de rocas, tales como los granos minerales o poros, que son muy abundantes en las rocas sedimentarias e ígneas volcánicas, pero son muy pequeños y escasos en rocas metamórficas e ígneas plutónicas; otros se presentan sólo en algunos tipos, como el vidrio volcánico en las rocas magmáticas volcánicas; otros se presentan en cualquiera de los tipos rocosos pero sólo ocasionalmente, como las fracturas. Todos ellos son interesantes desde el punto de vista petrográfico s.s., si bien desde el punto de vista de la alteración de materiales rocosos los espacios vacíos, fracturas, y matriz y cemento en el caso de existir, son de especial importancia.

4.1.Relaciones espaciales mútuas

Se distingue los siguientes conceptos:

4.1.1.Textura

Es el conjunto de relaciones espaciales intergranulares y de características morfológicas (tamaño y forma) de los componentes (esencialmente granos y/o agregados minerales) de la roca. Las denominaciones texturales y los criterios utilizados varían según el tipo de roca considerada.

4.1.1.1.Patrón textural

Es el conjunto de características no composicionales que pueden ser utilizadas para distinguir un tipo de roca o grupo de rocas de las demás, con independencia de la composición mineralógica. En el concepto de patrón textural es más amplio que el de textura, incluyendo además la estructura y fábrica, según el tipo de roca considerada.

Existen muchos tipos de relaciones espaciales y morfológicas entre los componentes de las rocas, esto es, de texturas. Sin embargo, se pueden establecer cinco tipos texturales básicos para todas las rocas naturales, siendo las diferentes texturas combinaciones de dos o más de estos cinco tipos que se describen a continuación.

4.1.1.2.Textura secuencial

Constituida por cristales que han crecido a partir de una disolución líquida (i.e. magma o solución acuosa) o gaseosa (i.e. fluidos). Los cristales de los distintos minerales han crecido en distintos momentos y por lo tanto tendrán características morfológicas distintas. Este tipo de textura aplica a todos los tipos de rocas, aunque es típico de las rocas ígneas plutónicas y volcánicas y de algunas sedimentarias.

El orden de cristalización puede deducirse a partir de criterios morfológicos y de relaciones de inclusión. Así, en general, los cristales que presenten formas cristalinas (i.e. idimorfos o hipidiomorfos) habrán cristalizados antes que los que no las presentan (i.e. xenomorfos), y los cristales incluídos en otros habrán crecido antes que los que los incluyen.

Sin embargo, estos criterios no son siempre unívocamente aplicables. Así, existen minerales que no son idiomorfos y han cristalizado antes que otros que pueden serlo y viceversa; también existen minerales incluidos en otros que han podido formarse después que los que los engloban. Estos casos aplican especialmente a los procesos de alteración, ya que estos transforman las características primarias de las rocas, incluyendo las texturas. Por ejemplo, cristales idomorfos de yeso pueden formarse en una roca caliza alterada y sin embargo se han formado con posterioridad a los componentes primarios (e.g. granos de calcita), que además pueden estar corroídos y por lo tanto haber perdido su idiomorfismo en caso de haberlo poseído; o cristales de micas o arcillas pueden encontrarse en el interior de granos de feldespatos de un granito y sin embargo se han formado con posterioridad durante la alteración de los mismos.

4.1.1.3.Textura vítrea

Constituida total o parcialmente por vidrio formado por solidificación rápida de un fundido magmático. Esta textura es típica de rocas ígneas volcánicas. El vidrio se observa como una sustancia amorfa que engloba a los posibles granos cristalinos existentes, y en donde pueden aparecer espacios vacíos denominados de forma global vacuolas (el término de poro se aplica específicamente a rocas sedimentarias).

4.1.1.4.Textura clástica

Formada por fragmentos de rocas y/o minerales englobados o no en un material fragmental más fino y/o precipitado y/o recristalizado. Esta textura aplica específicamente a rocas sedimentarias detríticas, aunque algunas rocas volcánicas también la presentan. Los fragmentos de rocas y minerales (de cualquier tipo) se denominan clastos; el material que los engloba se denomina matriz o cemento según este constituida por material detrítico de grano muy fino o por precipitados de cristalinidad variable respectivamente. Los conceptos de matriz y cemento se verán más adelante ya que su aplicación a los distintos tipos de rocas es variable.

4.1.1.5.Textura blástica

Constituida por cristales que se han formado en un medio sólido por transformaciones de minerales preexistentes. Este tipo de textura aplica específicamente a las rocas metamórficas. Las transformaciones sufridas incluyen esencialmente cambios en los tamaños y formas de los cristales y constituyentes primarios y la formación de nuevos minerales que antes no existían. Los granos minerales recristalizados o neoformados se denominan blastos.

4.1.1.6.Textura deformada

Los componentes de la roca, ya sean cristales, clastos, blastos, espacios vacíos, etc, están deformados. Esta textura aplica a cualquier tipo de roca, si bien es típica de la mayoría de las rocas metamórficas dado que los procesos naturales de deformación suelen estar acompañados de cambios texturales y mineralógicos importantes en las rocas afectadas. Las texturas deformadas se identifican fácilmente ya que los componentes adoptan orientaciones preferentes (fábrica), los minerales muestran evidencias de deformación tales como extinciones ondulantes, se desarrollan fracturas o microfracturas, etc. En general, una textura deformada se forma sobre otra preexistente, de la cual pueden o no quedar evidencias.

4.1.2.Estructura y Microestructura

Distribución y orden espacial de los cristales o granos dentro de la roca a escala macroscópica y microscópica, respectivamente. Los tipos de estructuras más comunes son:

·       Homogénea o masiva: No existe distribución preferencial de los componentes.

·       Bandeada. Disposición prefencial de los componentes en bandas más o menos planares, curvadas o irregulares.

·       Nodulosa. Disposición preferencial de los componentes en agregados esféricos o elipsoidales (nódulos).

·       Brechoide. Producida por fracturación de la roca de manera irregular o con orientación preferencial de las fracturas.

4.1.3.Fábrica

Orientación espacial preferencial de los componentes no equidimensionales y de los elementos cristalográficos (ejes, planos) de los minerales dentro de una roca, respectivamente. Para la determinación de la fábrica cristalográfica es preciso recurrir a técnicas especiales (platina universal, RX). Los tipos de fábricas existentes son cuatro:

·       Isótropa: No existe orientación preferencial de los componentes.

·       Lineal: Orientación de los componentes en una dirección.

·       Planar: Orientación de los componentes en un plano.

·       Plano-lineal: Orientación de los componentes en una dirección dentro de un plano.

Generalmente las rocas con fábrica son rocas deformadas, por lo que los componentes originales que fuesen equidimensionales pueden dejar de serlo (por deformación plástica) y adquirir orientación preferencial, y los que no lo fuesen pueden rotar y orientarse. Las mayoría de las rocas metamórficas suelen presentar fábricas variadas, como en el caso de algunos mármoles que presentan orientaciones preferentes morfológicas y cristalográficas de los granos de calcita (y/o dolomita). Sin embargo, la orientación preferencial de los componentes no tiene porque deberse a deformación en estado sólido. Las rocas ígneas por ejemplo pueden presentar fábricas planares al acumularse por decantación cristales con hábitos no isométricos en el fondo de cámaras magmáticas. De la misma manera, las rocas sedimentarias pueden presentar orientaciones preferentes debido a los procesos de transporte de los clastos en medios dinámicos como ríos, o por compactación al depositarse sobre sedimentos porosos otros materiales (en este caso la orientación preferente se adquiere por aplastamiento y por lo tanto por deformación).

En el caso de que las rocas presenten orientaciones preferentes morfólogicas o cristalográficas y/o determinadas estructuras (e.g., bandeada, brechoide), existirá una anisotropía mecánica en las mismas que facilitarán determinados procesos de alteración. Un caso típico es el de mármoles con orientaciones cristalográficas determinadas (ejec c), lo que implica una mayor tendencia a alteraciones de tipo mecánico (por expansión térmica diferencial). Otro caso es el de rocas sedimentarias con estructuras bandeadas que presentan tamaños de grano, composición mineral, porosidad y/o grados de cementación variados según las bandas, lo que condiciona procesos de alteración mecánicos y químicos selectivos.

4.2.Matriz y cemento

A menudo, en todos los tipos de rocas se observa una relación de tamaños claramente bimodal entre los componentes sólidos (minerales o fragmentos de rocas), esto es, unos presentan un tamaño de grano relativamente más grueso que otros. De forma general, la población de componentes finos se denomina matriz, si bien este concepto tiene diferentes connotaciones dependiendo de la roca a la que se aplique. En las rocas ígneas la matriz es la fracción fina, criptocristralina o vítrea en la que se encuentran los granos minerales de tamaño de grano mayor, y que normalmente ha cristalizado con posterioridad a estos últimos. En las rocas sedimentarias la matriz es la fracción fina (generalmente lodos arcillosos, carbonáticos...) que soporta los clastos, y cuya formación es contemporánea con la sedimentación de los mismos. En las rocas metamórficas la matriz es igualmente la fracción más fina, y su origen es metamórfico, anterior, contemporáneo o posterior al de los blastos mayores. En las rocas deformadas, la matriz es la fracción fina que se origina por la trituración de granos anteriores, reduciéndose el tamaño de grano.

El concepto de cemento aplica específicamente a las rocas sedimentarias y a las rocas alteradas de cualquier tipo. Es el material formado generalmente con posterioridad al depósito de la roca, mediante procesos de precipitación a partir de disoluciones acuosas iónicas o coloidales que circulan e interaccionan con las rocas. Los cementos pueden o no tener un tamaño de grano mayor que el de los componentes de las rocas, siendo uno de los factores que producen una reducción en la porosidad de las rocas y, en general, un mayor grado de resistencia mecánica y de cohesión entre los componentes de las rocas. Por lo tanto, los cementos naturales son de especial interés en el estudio de los materiales pétreos utilizados como materiales de construcción ya que ejercen una función de consolidante en los mismos.


Última modificación: 16 septiembre 2007 19:16