mineralogía ii

MINERALOGÍA II Óscar Pintos Rodríguez

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DEFINICIÓN DE MINERAL Un mineral es un sólido homogéneo por naturaleza, con una composición química definida pero no fija, y con una disposición atómica ordenada, que se forma normalmente por un proceso inorgánico.

� Es un sólido homogéneo, ya que sus componentes no se pueden separar mediante procesos físicos.

� Se forma de manera natural. Aunque en el laboratorio, se pueden obtener compuestos similares, nunca se considerarían minerales.

� Cualquier mineral se puede identificar por una fórmula química, que no es fija, ya que se pueden sustituir unos elementos por otros.

� La estequiometría en los minerales, no siempre es perfecta. La imperfecciones en la estequiometría mineral, permiten el conocimiento de los factores existentes en la génesis de los minerales.

� Los minerales deben tener una disposición atómica ordenada (materia cristalina). Cuando las circunstancias genéticas, no permiten la ordenación de los átomos, hablaremos de vidrios.

� Los minerales, normalmente, se forman por procesos inorgánicos, aunque puede haber excepciones, como la Pirita y los demás sulfatos formados por bacterias.

ALGUNOS CONCEPTOS - Solución sólida: Sustitución de un elemento por otro en la estructura de un mineral. Una solución sólida será una estructura mineral en la que las posiciones atómicas están ocupadas en proporciones variables por dos o más elementos diferentes o grupos químicos. Las soluciones sólidas, están determinadas por el tamaño relativo entre los iones, átomos o grupos iónicos; Si la diferencia es menor del 15 %, se da solución sólida; si la diferencia está entre el 15 y el 30 %, la solución sólida es limitada, y si es superior del 30 %, no se da solución sólida. También están determinadas por la carga de los iones (si las cargas no son iguales, se ha de dar una solución sólida acoplada), y por la temperatura a la que se somete el mineral (a mayor temperatura, se favorecen las soluciones sólidas). Las soluciones sólidas pueden ser de varios tipos: •••• Sustitucional: Se da cuando se produce un cambio iónico. Pueden ser

completas, incompletas o acopladas. •••• Intersticial: Los elementos entran en los huecos (intersticios). •••• Omisional: Se da cuando se cambian dos iones por un ión más una vacante.

- Desmezcla: Proceso según el cual una solución sólida inicialmente homogénea, se separa en dos o más agregados cristalinos distintos, sin adición ni eliminación del sistema.

- Hueco de inmiscibilidad: Es aquella parte donde no es posible la solución sólida.


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REGLAS GENERALES PARA TODOS LOS SILICATOS Sea cual sea el grado de complejidad de las estructuras de los silicatos, todos atienden a las siguientes normas generales:

� Se dan estructuras tetraédricas SO4, con el silicio en el centro y los cuatro oxígenos en los vértices del tetraedro. Aunque normalmente son tetraedros regulares, la distancia entre dos oxígenos es de 2,7 �, y la distancia entre el silicio y el oxígeno, es de 1,6 �.

� El enlace entre el silicio y el oxígeno, es un 50 % iónico, y otro 50 %, covalente.

� Se pueden formar cadenas de tetraedros, anillos, hojas, armazones tridimensionales, ....

� La base de la clasificación de los silicatos, es la polimerización (número de oxígenos compartidos).

� La relación entre el radio del aluminio y el radio del oxígeno, es 0,43, que es el límite entre la coordinación tetraédrica (4), y la octaédrica (6). Entonces, el aluminio podrá entrar en los silicatos, en coordinación 4 y en coordinación 6. Podrá sustituir al silicio en los tetraedros, pero cualquier sustitución Si4+↔Al3+, debe acompañarse de otra sustitución (solución sólida acoplada), para compensar las cargas.

� El oxígeno también puede jugar un doble papel en la estructura de los silicatos: formar parte de los grupos OH o de los tetraedros SiO4.

� Los iones metálicos (Na, K, Ca, ....) aseguran la cohesión entre los tetraedros SiO4, y la neutralidad de las cargas en las estructuras de los silicatos.

CLASIFICACIÓN CRISTALOQUÍMICA DE LIEBAU Cualquier estructura atómica de una sustancia, siempre viene determinada por la composición química, por la disposición geométrica de los constituyentes, y por la naturaleza de las fuerzas eléctricas, que unan dichos constituyentes. Las propiedades de los silicatos, van a depender de esto. Todos los silicatos con el mismo anión o grupo aniónico, poseen unas semejanzas inconfundibles. Además, los silicatos de igual anión, tienden a presentarse juntos en la Naturaleza. La clasificación de Liebau es muy parecida a la seguida por la mayoría de los compuestos inorgánicos. Lo más importante de esta clasificación, es que se basa en la forma de unión de los tetraedros, y la topología a la que da lugar. Tiene el inconveniente de que sólo tiene en cuenta un tipo de tetraedros, y su concatenación.

FÓRMULA GENERAL DE LOS SILICATOS La fórmula general de los silicatos, es XmYn(ZpOq)Wr, siendo X, cationes grandes de número de coordinación 8 o más (Ej.: Na, Ca); Y, son cationes medianos de número de coordinación 6 (Ej.: Al3+, Fe3+, Mg3+, Ti4+, Fe2+, Mn2+); Z, son iones pequeños de número de coordinación 4 (Ej.: Si4+, Al3+); O es el oxígeno; W son los grupos aniónicos adicionales (Ej.: [OH]-, Cl-, F-); p/q, es el grado de polimerización del armazón del silicato; m, n y r, dependen de la condición de neutralidad eléctrica. Los cationes fundamentales son Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Li, Be, Ti, Zr, TR, Cs, Sr, Y, Zn, Cu,.... Los radicales aniónicos complementarios fundamentales son Si, Al, Ti, Zr,


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Be, B, Fe3+,.... Los aniones complementarios fundamentales son [OH]-, F-, O2-, S2-, Cl-, [BO3]

3-, [O3]2-, [SO4]

2-,.... En casi todos los silicatos, se dan varios tipos de agua: agua de cristalización, agua ceolítica, agua interestratificada, agua de adsorción,...

PROCESOS ENDÓGENOS FORMADORES DE MINERALES Se producen en el interior de la Tierra (1-5 Km), y están vinculados con la actividad magmática o con las transformaciones metasomáticas de las rocas. La energía principal es la que proviene de la desintegración de los elementos. Se dan a temperaturas comprendidas entre 700 y 1200 ºC y a presiones entre 500 y 5500 bar.

PROCESOS EXÓGENOS FORMADORES DE MINERALES Están ligados a la acción de la atmósfera, hidrosfera y biosfera. La energía fundamental, es la solar. Se dan en la zona superficial de la corteza terrestre. Se produce una destrucción física y química (meteorización) de rocas, minerales y menas. Los principales procesos que tienen lugar, son sedimentación y meteorización. Se dan a temperaturas y presiones muy bajas. Se van a formar nuevas rocas y minerales estables y adaptados a las nuevas condiciones físico-químicas.

TIPOS DE COMPONENTES DE LOS MINERALES � Componentes inertes: No pueden pasar del medio al sistema.

Normalmente, en una roca silicatada, los principales elementos inertes, son SiO2 y Al2O. Los componentes inertes, a su vez, pueden ser de varios tipos: � Elementos trazas: No forman fases propias; Son escasas y poco frecuentes. � Isomorfos: Se pueden sustituir unos a otros (dentro de los minerales). En

una roca silicatada, los más normales, son CaO, MgO y FeO. � Indiferentes o accesorios: Se pueden separar en fase/s independiente/s,

aunque siempre en cantidades muy pequeñas. � Excedentes: Forman parte sustancial de la paragénesis de la roca, estando

en exceso y formando fases propias, solos o por unión con un componente móvil.

� Determinantes o virtuales: Determinan las fases minerales que aparecen en el sistema.

� Componentes móviles: Pueden pasar del medio al sistema. Están condicionados por la diferencia de potencial químico. Los componentes móviles, pueden pasar por difusión (migración en estado sólido), o por infiltración (a través de un medio acuoso). Cuando el potencial químico del medio y del sistema, se igualan, se produce el equilibrio. En las rocas silicatadas, los componentes móviles principales, son Na2O y F2O.


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AMBIENTE MAGMÁTICO Un magma, se compone fundamentalmente, de SiO2, en un 35-75 %, de Al2O3, en un 12-18 %, y Mg, Fe, Ca en un 20-30 %. Cuando el magma cristaliza, se forman los distintos minerales. El magma puede llevar elementos compatibles (fases sólidas) o incompatibles (enriquecen los líquidos residuales). Para que se formen los silicatos, debe producirse una cristalización fraccionada (600-700 ºC), que puede ser por diferenciación magmática, filtrado a presión, o por transporte gaseoso. Serie de cristalización de Bowen La Serie de Bowen, se caracteriza fundamentalmente por:

� Enriquecimiento progresivo en sílice, con el descenso de la temperatura. � Empobrecimiento paralelo en magnesio y hierro. � Temperatura cada vez mayor, estructuras cada vez más complejas, residuo que

queda, cada vez más pobre,... � La evolución en la Serie de Bowen, no tiene un carácter universal. Se aplica a

basaltos toleíticos. En los basaltos alcalinos, no se dan todas las fases de la serie. � Volumen de la celda unidad, cada vez mayor. � Sustitución creciente de Si por Al en la serie discontinua. � Al final de la serie discontinua, existen más volátiles, dando estructuras más

abiertas. � En la serie discontinua, las variaciones en la composición y en la estructura, son

bruscas, mientras que en la continua, estas variaciones son graduales. � Serie Discontinua:

Olivino (Nesosilicato rico en Mg y Fe) ⇓

Piroxenos rómbicos (Inosilicatos) ⇓

Piroxenos monoclínicos (Inosilicatos) ⇓

Anfíboles (Inosilicatos) ⇓

Biotita (Filosilicato) ⇓

Feldespato potásico (Tectosilicato) ⇓

Moscovita (Filosilicato) ⇓

Cuarzo (Tectosilicato) � Serie Continua:

Anortita (Plagioclasa/Tectosilicato) ⇓

Plagioclasas básicas (Tectosilicatos) ⇓

Plagioclasas medias (Tectosilicatos) ⇓

Plagioclasas ácidas (Tectosilicatos) ⇓

Feldespato potásico (Tectosilicato) ⇓

Moscovita (Filosilicato) ⇓

Cuarzo (Tectosilicato)

AMBIENTE PEGMATÍTICO


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Un magma pegmatítico está formado por un fundido residual silicatado. Se dan pocos silicatos, pero con mucho interés económico. El magma está subsaturado en vapor, es rico en volátiles, en elementos incompatibles, en álcalis, en silicio, y en aluminio. La presencia de gases disueltos, rebaja la temperatura y la viscosidad, y como consecuencia, se forman grandes cristales (un granito se distingue de la pegmatita, por el gran tamaño de los cristales que presenta la pegmatita). Las pegamtitas presentan zonación química, mineralógica y textural. Se dan en un rango de temperaturas que va de 600-700 ºC, a 400-500 ºC. La presión es variable. Las rocas son fuente de materias primas cerámicas; Además, se usan para la explotación de elementos raros, y para la explotación de topacios, esmeraldas, turmalinas,...

AMBIENTE SEDIMENTARIO En el ambiente sedimentario, se van a dar procesos de meteorización y sedimentación. La alterabilidad de un mineral en un medio exógeno, siguen la misma dirección, pero en sentido contrario, que la Serie de Bowen. Los productos de alteración de un mineral dependen de la composición química inicial, y de las nuevas condiciones a las que esté sometido. Los principales mecanismos de alteración química son la oxidación de los minerales reducidos, la hidratación de los minerales anhidros, y la disolución de los iones solubles. Los principales minerales del medio exógeno, son los minerales heredados (los menos alterables, como el cuarzo, la moscovita, ...), y los minerales de la arcilla (aproximadamente el 45 % del volumen o peso total de las rocas sedimentarias, incluyendo minerales de alteración directa y de neoformación). Los minerales sedimentarios, son los formados en el ambiente sedimentario, pero excluyendo los minerales heredados: � Alteración de minerales ferromagnesianos: Filosilicatos de hierro y magnesio en

las primeras etapas de su alteración. � Alteración de los minerales félsicos: Illitas, caolinitas,... etc. (en general, minerales

de la arcilla).

Ascenso, emplazamiento, exolución local o general

Fase acuosa inicial rica en B, H2O y F

Fase fundida inicial rica en volátiles, y

subsaturada en vapor

Halo de alteración y exomorfismo

Chorlo, Biotita,

Diferenciación mineral y textural. Formación de secuencias pegmatíticas.

Fraccionamiento

CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA � Aumento progresivo del tamaño

de cristales � Disminución del número de

minerales � Zonación mineral


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� Minerales de neoformación: Minerales fibrosos de la arcilla, feldespatos,... etc.

AMBIENTE HIDROTERMAL Se da la circulación de soluciones acuosas ricas en gases y metales, que circulan hacia las zonas de presiones mínimas. Las temperaturas van desde 500-600 ºC a la temperatura ambiente. La segregación de minerales a partir de soluciones acuosas, es la esencia del proceso hidrotermal. El pH del medio, varía con la temperatura; generalmente es neutro o ligeramente ácido. El Eh varía con las mezclas de aguas, y con la interacción de las rocas que atraviesan los fluidos. Los principales procesos hidrotermales, son el relleno de cavidades, fenómenos de emplazamiento, y alteración hidrotermal de los minerales encajantes. Las principales alteraciones hidrotermales, son las silicificaciones (Cherts [rocas sedimentarias de precipitación química o bioquímica, y compuesta en un 90-95 % de cuarzo], cuarcitas secundarias,... etc.), seritización, cloritización,... etc. El silicato hidrotermal más importante, es el cuarzo.

AMBIENTE METAMÓRFICO El metamorfismo, es un proceso de transformación mineralógica y estructural de las rocas en estado sólido, en respuesta a condiciones físicas y químicas distintas a las que prevalecieron en el momento de formación de los mismos. Los principales factores del metamorfismo, son la temperatura, la presión, la cantidad y la composición de la fase gaseosa o fluida presente. Los límites del metamorfismo son las transformaciones que tienen lugar en el campo de la meteorización y la diagénesis, y las modificaciones que suceden cuando la roca se encuentra ya total o parcialmente fundida. El metamorfismo comienza y la diagénesis termina, cuando se origina una asociación mineral que no puede formarse en el ambiente sedimentario. Una zona metamórfica es un ámbito de presión y temperatura donde se dan unas determinadas paragénesis, definidas por minerales índices. Las facies metamórficas son un grupo de rocas cuya asociación mineralógica, refleja condiciones de metamorfismo más o menos parecidas. El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo. Si el grado es muy bajo, se denomina epizona (200-450 ºC); Si el grado es medio, se llama mesozona (450-650 ºC); Si el grado es alto o muy alto, hablamos de catazona (650 ºC – Inicio de la fusión). Los principales lugares de los procesos metamórficos, son:

� Impactos meteoríticos. � Zonas de deformación intensa en fracturas. � Enterramiento progresivo en cuencas sedimentarias. � En el interior de las placas litosféricas. � En los bordes de placa.

En función del material original (protolito), se pueden dar cuatro grupos de rocas: Rocas pelíticas (arcillas): Micas, minerales ricos en aluminio

(nesosilicatos alumnínicos), granate, estaurolita, cloritoide, feldespatos y cuarzo.

Rocas cuarzo-feldespáticas (areniscas y rocas ígneas félsicas): Cuarzo, granates, micas,... etc.


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Rocas calcáreas: Si tiene carbonato cálcico o cálcico-magnésico, da mármoles; Si tiene impurezas siliceas, dan inosilicatos cálcicos o cálcico-magnésicos, además de pequeñas cantidades de epidota y feldespatos.

Rocas básicas y ultrabásicas (rocas ígneas con menos de un 50 % de sílice): Inosilicatos y filosilicatos ferromagnesianos en los grados más bajos, y silicatos anhidros (piroxenos y plagioclasas) en los grados más altos.

SKARN Un skarn es una roca calcosilicatada rica en calcio, magnesio, hierro y aluminio, resultante de un proceso metasomático de contacto de alta temperatura. Se forma entre rocas ígneas y sedimentarias.

CARACTERÍSTICAS DE CADA GRUPO NESOSILICATOS: (Neso. gr. isla) Los nesosilicatos tienen una estructura en

radicales isla. Tetraedros aislados unidos entre sí por cationes. Hay un silicio (en el centro de los tetraedros), por cada cuatro oxígenos. Ej.: Olivino.

SOROSILICATOS: (Soro. gr. montón) Los sorosilicatos tienen estructuras donde se comparten (amontonan) dos tetraedros, por lo que habrá dos silicios por cada siete oxígenos. El grupo aniónico es [Si2O7]

6-. Son estructuras que también funcionan como radicales isla, pero de dos tetraedros. Son los silicatos más grandes, y los más frecuentes. Ej.: Hemimorfita.

CICLOSILICATOS: (Ciclo. gr. círculo) Se dan estructuras en anillos, donde los tetraedros comparten dos oxígenos. Los anillos pueden ser de tres (radical aniónico: [Si3O9]

6-), cuatro (radical aniónico: [Si4O12]8-) o seis (radical aniónico: [Si6O18]

12-) tetraedros. Estas estructuras, también actúan como radicales isla. Ej.: Berilo.

INOSILICATOS: (Ino. gr. hilo) Estructuras en cadenas, que resultan de la polimerización indefinida de radicales en una dirección dada (normalmente el eje c del cristal). Dan estructuras de cadenas sencillas (piroxenos) o dobles (anfíboles). En los piroxenos, el grupo aniónico se mide tomando la parte que se repite ([SiO3]

2-), hay un silicio por cada tres oxígenos, las cadenas son paralelas entre sí; Los cationes están entre las cadenas, formando un enlace débil, lo que hace que exfolie fácilmente en una dirección determinada. En los anfíboles, la mitad de los tetraedros comparten 2 oxígenos, y la otra mitad, 3 oxígenos, habiendo así 4 silicios


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por cada 11 oxígenos. Las cadenas de los anfíboles están unidas por cationes metálicos y unidas normalmente por enlaces iónicos. En las estructuras dobles de los anfíboles, suelen aparecer grupos OH. En los anfíboles se va a dar una exfoliación en fibras, según la dirección de la cadena. Ej.(px): Enstatita.

FILOSILICATOS: (Filo. gr. hoja) Son silicatos exfoliables en hojas. No son muy densos. Los grupos aniónicos [Si2O5]

2- forman planos de extensión indefinida de tetraedros SiO4 en los que tres de los oxígenos de cada grupo se comparten por otros tantos tetraedros vecinos; en los tetraedros, es muy frecuente la sustitución de silicio por aluminio. Cada tetraedro de las capas representa un oxígeno apical. Se van a añadir iones OH en la doble capa, a la altura de los oxígenos portadores de la carga, para satisfacer la coordinación octaédrica de los posibles cationes metálicos; Los grupos OH de las capas octaédricas, pueden estar sustituidos por F-. Estructuras en capas, formadas por polimerización bidimensional; Las sucesivas capas van apilándose una encima de otra. Los apilamientos pueden ser TOT (capa tetraédrica – capa octaédrica – capa tetraédrica) o TO. En los paquetes TOT, los vértices de los tetraedros en una capa, apuntan hacia arriba, y en la otra, hacia abajo. Los paquetes TOT o TO, se van uniendo con los paquetes superiores e inferiores, mediante fuerzas de Van der Waals. En los octaedros de las capas octaédricas, están los cationes (Na, K y Ca), que pueden ser de dos tipos: (1) Divalentes: Todos los huecos están ocupados; hay 3 cationes por cada 6 aniones. Se denomina capa tipo Brucita [Mg(OH)2]; hablaremos entonces de estructuras trioctaédricas. (2) Trivalentes: Hay dos cationes por cada 6 aniones. La capa se denomina capa tipo Gibbsita [Al(OH)2], y hablaremos de estructuras dioctaédricas.

TECTOSILICATOS: (Tecto. gr. constructor) Estructuras constituidas por una red tridimensional muy compacta. Estructura muy compleja, y normalmente, muy ligera, con una exfoliación mala o inexistente. Los tetraedros se unen por los cuatro vértices, formando un armazón tridimensional de fórmula general SiO2. Según esto, sólo existiría el cuarzo, pero como se pueden dar sustituciones de silicio por aluminio, también se forman los feldespatos, ya que tal sustitución crea un exceso de carga que exige la introducción de una carga catiónica en la estructura, para restablecer la neutralidad.

VARIACIÓN RELATIVA DE LAS PROPIEDADES Según vamos de los neso a los tectosilicatos, desciende la relación O/[Si+Al], la densidad, el índice de refracción y la carga [Si+Al]. En los nesosilicatos, soro, ciclo y tectosilicatos, la birrefringencia y la anisotropía, son bajas, mientras que en los ino/filosilicatos, la birrefringencia y el pleocroismo, son elevados; Además, en los ino y filosilicatos, se da un claro desarrollo direccional del empaquetamiento. El color de los minerales se debe a la presencia de cationes cromóferos, a las impurezas, o a la existencia de vacancias en las estructuras. Los cristales idiocromáticos son aquellos que presentan un color producido por el constituyente mayoritario del cristal. Los cristales alocromáticos, tienen un color debido a las impurezas. Los cristales pseudocromáticos presentan un falso color debido a fenómenos físicos. Los silicatos van a presentar todos un color debido a los cationes cromóferos.


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[SiO4]

4- Silicatos de estructura insular con los tetraedros SiO4 aislados. La mayoría van a presentar valores muy elevados de todas sus propiedades físicas. Son los silicatos más duros y más densos. No tienen direcciones preferentes de exfoliación, ya que la estructura es igual en todas las direcciones. Hábito equidimensional. Sustitución de aluminio por silicio, poco frecuente.

GRUPO DE LA FENANQUITA Son muy poco frecuentes.

� Fenanquita: Be2SiO4 � Willemita: Zn2SiO4

GRUPO DEL OLIVINO (CRISOLITA) � Olivino: [Mg,Fe]SiO4 El Olivino cristaliza en el sistema rómbico,

formando granos o cristales tabulares frecuentemente pseudomorfizados por talco y serpentina. Tiene un color verde oliva muy característico, aunque existe una variedad transparente, llamada Peridoto. El olivino, en realidad, constituye una serie que va de la Forsterita [Mg2SiO4] a la Fayalita [Fe2SiO4]. Paralelamente, se dará una serie de soluciones sólidas entre la Monticellita [CaMgSiO4] y la Kirschteinita [CaFeSiO4]. El olivino, no suele tener Ca en su composición, sino que va a estar compuesto sobre todo de Mg y Fe, aunque nunca se darán los términos magnésicos (Fo) o férricos (Fa) puros. La entrada de algún Ca en el olivino, causa distorsiones en la estructura del mismo; como no se pueden tolerar estas distorsiones, se dan muy pocas soluciones sólidas entre el término cálcico y la Fo y Fa. En los términos ricos en hierro, el Fe y el Mg, se pueden sustituir por Mn y Ca respectivamente. En los términos ricos en magnesio, el Mg y el Fe, se pueden sustituir por Cr y Ni respectivamente. La estructura del olivino, está compuesta de tetraedros SiO4 sueltos, y cationes divalentes (nunca habrá cationes trivalentes) uniendo los tetraedros. Los cationes tienen coordinación octaédrica (6), ya que se unen a 3 oxígenos de un tetraedro, y a 3 de otro. Los tetraedros no están apuntando todos hacia un mismo lado; Uno tiene el vértice hacia arriba, el siguiente hacia abajo, y así sucesivamente. Los oxígenos yacen en capas paralelas a (100), formando un empaquetado más o menos hexagonal compacto. Los tetraedros pueden tener las bases enfrentadas o un vértice y una arista enfrentadas. Los cationes van a entrar en huecos octaédricos M1 (están entre vértice y arista; en ellos suele entrar el calcio) y M2 (están entre bases de tetraedros; en ellos entra el magnesio y el hierro). En el Olivino, la sustitución de Mg por Fe, provoca un incremento generalmente lineal, de las dimensiones de la celdilla unidad. Todos los olivinos sintéticos formarán una solución sólida en la que el término magnésico va a fundir a 1890 ºC, y el término férrico a 1205 ºC. Al sustituir parte del Mg por Fe, descenderá el punto de fusión; (La Forsterita se usará en ladrillos refractarios,


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debido a su elevado punto de fusión). El fundido de Mg y Fe, se puede enfriar hasta la curva líquidus, dando los primeros cristales de olivino; Según desciende la temperatura (vamos bajando en la curva solidus), aumenta el contenido en Fe, y desciende el contenido en Mg.

GRUPO DEL ZIRCÓN � Thorita: Th[SiO4]2 � Circón: Zr[SiO4]2 Nesosilicato de Zr. Presenta un color amarillento,

aunque a veces puede ser incoloro o con tonos marrones. Sus propiedades físicas variarán en función del grado de alteración y sustitución que presente. Es un mineral bastante duro (7-8), y con una densidad media (4-5). El hábito del circón, puede ir de largos prismas (cristalización muy rápida), a cristales bipiramidales. El desarrollo de los prismas según 100, aumenta con la temperatura, y según 110 decrece con la temperatura. En el hábito de los circones, también influyen las variaciones químicas, ya que las TR favorecen la formación de bipirámides. Puede ser débilmente pleocroico en lámina delgada. Es un mineral muy resistente a la erosión por lo que será un mineral accesorio muy corriente en cualquier tipo de sedimentos (resiste más de un ciclo erosivo). El Circón, se presenta en pequeños cristales; si están bien desarrollados, se encuentran en pegmatitas. Su estructura consta de tetraedros SiO4 independientes, y cubos distorsionados (se parecen a dodecaedros triangulares) ZrO8, proyectados sobre (001). El Zr está en coordinación 8 con el oxígeno. Las TR presentes en su estructura, hacen que sus propiedades físicas varíen muchísimo. Los elementos radiactivos (U, Th, ...), que también se encuentran en la estructura, al descomponerse emiten partículas α de alta velocidad, que destruyen la estructura, llegándose a un estado metamícitico (sin estructura real); esta autoirradación, va a dar lugar a un vidrio isótropo. El zircón, es un mineral característico de granitos autóctonos; los circones redondeados, se asocian a kimberlitas.

Titanita (Esfena): CaTi(SiO4)[OH,F,O] Nesosilicato monoclínico con aniones adicionales. Cuando el Ti se sustituye por Sn, se denomina Malayita. Da cristales en forma de cuña. Color marrón oscuro. El producto típico de alteración, es la Anatasa, que puede estar asociada a cuarzo y rutilo. Las variedades verdes o amarillentas no tienen mucho hierro mientras que las variedades oscuras tendrán más cantidad de Fe (1-2 %). Es un mineral bastante pleocroico en lámina delgada. Es un mineral accesorio, pero muy común en todas las rocas ígneas. Es el mineral de titanio más común. No se dará en rocas volcánicas.

GRANATES A3B2(SiO4)3 El hábito de los granates varía según la composición química: si tienen Al, Fe y/o Mn, forman triaquisoctaedros trapezoidales; si tienen Al y/o Ca, forman rombododeaedros, mientras que si tienen Ca y/o Fe, dan formas complejas. La estructura de los granates está constituida por tetraedros independientes de silicio, unidos a los octaedros [B3+O6] de los iones trivalentes. Los cationes divalentes ocupan los intersticios ([A2+O8]) de la estructura (dentro del entramado Si-O), en número de coordinación 8. Los cationes grandes (nc 8) más importantes, son Mg2+, Fe2+, Mn2+ y Ca2+; Los cationes medianos (nc 6) más importantes, son Al3+, Cr3+ y Fe3+. La estructura no guarda ninguna estructura regular (los poliedros forman distintos ángulos a lo largo de toda la estructura). En los tetraedros es muy frecuente la sustitución de silicio por


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titanio, y de aluminio por titanio. Cuando la sílice está sustituida por gran cantidad de agua, hablaremos de hidrogranates. En los granates se da una distorsión tetraédrica, ligada a los cationes divalentes; La arista compartida con los poliedros XO8 es mucho más corta que las que no comparten; se da una cierta repulsión entre los cationes Y y Z; Los tetraedros están mucho más distorsionados en el piropo, que en la grosularia. En los granates, se suele dar una zonación característica, debida a:

� Segregación y fraccionamiento progresivo de iones durante el crecimiento. � Volumen de difusión de iones dentro del granate. � Difusión intergranular entre el granate y la matriz. La mayoría de los granates, son metamórficos. Granates alumínicos (Serie de la Pyralespita) Todos son isótropos y con un hábito triaquisoctaédrico trapezoidal. Tienen el catión Al3+. Se extiende una solución sólida completa entre el piropo (Mg) y el almandino (Fe2+), y entre la espesartina (Mn) y el almandino, mientras que entre el piropo y la espesartina, no se da ninguna solución sólida, debido a la diferencia de tamaño entre el manganeso y el magnesio.

� Piropo: Mg3Al2(SiO4)3 Isótropo. Es el granate más corriente. Tiene un color rojo llamativo, aunque según aumenta su contenido en hierro, se transforma en un color más parduzco. Si tiene una coloración rosada, hablaremos de Rodolita. Está normalmente ligado a moléculas de almandino y a pequeñas cantidades de grosularia. Aparece en ciertas rocas ultrabásicas (peridotitas y kimberlitas). Los piropos, son típicos de las facies de las eclogitas. Dimensión de la celdilla unidad: 11,46 �.

� Almandino: (Fe2+)3Al2(SiO4)3 Isótropo. Color rojo oscuro a pardo. Sustituciones frecuentes de Fe2+ por Mg2+ y Al3+ por Fe3+. Es el más corriente. Suele ir asociado con piropo y grosularia. Se forma normalmente, por metamorfismo regional. Dimensión de la celdilla unidad: 11,53 �.

� Espesartina (espesartita): Mn3Al2(SiO4)3 Isótropo. Color negruzco a rojo intenso, aunque si es pura, suele ser amarillenta. Es el granate menos común. Sustituciones frecuentes de Mn2+ por Fe2+ y de Al3+ por Fe3+. Se asocia a granitos, riolitas, pegmatitas, y de forma más común, a rocas de metamorfismo de contacto. Dimensión de la celda unidad: 11,46 �.

Granates cálcicos (Serie de la Ugrandita) Son débilmente anisótropos; La débil birrefringencia, puede deberse a:

� En la hidrogrosularia, sustitución parcial de Si por moléculas de H4. � Sustitución de cationes divalentes por TR. � Colocación de cationes octaédricos, dando una ordenación trigonal (poco

frecuente en granates). � Contenido en agua en términos intermedios. A 860 ºC, todos los granates anisótropos, se convierten en isótropos.

� Grosularia (hesonita): Ca3Al2(SiO4)3 Débil anisotropía. También llamada piedra canela. Color amarillento verdoso a pardo. Hábito rombododecaédrico. Sustituciones frecuentes de Ca2+ por Fe2+ y Al3+ por Fe3+. Se dan típicamente en skarn y zonas de metamorfismo de contacto. Dimensión de la celdilla unidad: 11,85 �.


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� Andradita: Ca3(Fe3+)2(SiO4)3 Color negruzco; Si es verde, se llama demantoide. Sustituciones frecuentes de Ca2+ por Fe2+ y Fe3+ por Al3+. Hábito en formas compuestas. Típico de skarn y metamorfismo de contacto. Dimensión de la celdilla unidad: 12,05 �.

� Uvarovita: Ca3Cr2(SiO4)3 Color verde característico, debido a la presencia de cromo. Es el granate más raro de todos (bastante preciado). Hábito en formas compuestas. Sustituciones frecuentes de Ca2+ por Fe2+. Se encuentra asociado a serpentinas ricas en cromo y a aureolas de yacimientos de cromitas. Dimensión de la celdilla unidad: 12,02 �.

NESOSILICATOS ALUMÍNICOS Al2SiO5 Son la sillimanita, andalucita y distena. Los tres están formados por tetraedros SiO4 en nc 4. La mitad del aluminio, está en nc 6 ([AlO6]). Estructura en cadenas, por lo que van a cristalizar en fibras o prismas. Minerales con mucho interés, debido a las siguientes razones:

� Son uno de los ejemplos de metamorfismo de contacto más conocidos. � Funcionan como geobarómetros y geotermómetros. � Interés petrográfico. � Si forman yacimiento, tienen mucha importancia industrial, como materiales

refractarios. � Algunas variedades, se usan como gema. � Andalucita: AlVIAlVOSiO4 Estructura constituida por una cadena de

AlO6; otra cadena de alternancia entre Si y AlO5, y otra cadena de este tipo, que se une con la anterior, mediante poliedros AlO5. Las cadenas tienden a disponerse en [001], es decir, paralelas al eje c; Las caras de los prismas serán paralelas al eje c, es decir, se darán planos (110), (100) y (010), siendo los dos primeros, los más frecuentes. El Al suele estar sustituido por Mn3+ (color verdoso) y/o Fe3+ (color rosado). Existe una variedad llamada quiastolita, en la que se observan cuatro cristales separados entre sí, por una estrella de materia orgánica; se forman por una asimilación de partículas carbonosas durante el crecimiento en las aristas, lo que hace que las caras se desarrollen más rápido, dando una forma de cruz característica. Las andalucitas, se encuentran en rocas pelíticas metamorfizadas (esquistos).

� Sillimanita: AlVIAlIVO(SiO4) Polimorfo rómbico de alta presión y temperatura. Cristaliza en prismas alargados según el eje c o en fibras (fibrolita [tamaño de las fibras > 10µm])Estructura compuesta por octaedros AlO6 y tetraedros AlO4, alternando con tetraedros SiO4; Estructura en cadenas débiles (tendencia a los hábitos alargados, ya que los enlaces fuertes están en la dirección del eje c). Se dan frecuentemente sustituciones de Al3+ por Fe3+ (hace que el color varíe de transparente a pardo), y en menor medida, por Cr3+ y/o Ti4+. Mineral típico de metamorfismo regional de alto grado.

� Distena (cianita): (AlVI)2O(SiO4) Polimorfo triclínico (escasos en la Naturaleza) de alta presión. Es más densa que los dos polimorfos anteriores. Anisotropía de dureza muy elevada. Exfoliación entre las distintas cadenas en zigzag (100). Las dimensiones de la celda unidad, se aproximan a las de una celda cúbica. Su estructura consta de cadenas paralelas al eje c; se diferencia de los otros dos polimorfos en que los octaedros Al2O6, forman cadenas en zigzag. Los tetraedros pueden ser S1 (entre dos Al4) o S2 (entre dos Al3); Los octaedros de aluminio, pueden ser Al1, Al2, Al3 y Al4; Al1 y Al3


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comparten 5 aristas, mientras que Al2 y Al4 comparten 4 aristas; Al3 y Al4 son los que rellenan los huecos para dar la cadena en zigzag. El aluminio puede estar sustituido por Fe3+, Cr3+ y Ti4+; El cromo y el titanio se acomodan mejor en la estructura, siendo los responsables del color.

Transformación polimórfica Existe un punto triple que según Richardson (1969), está a 700 ºC y 5,5 Kbar, y según Holdaway (1971) está a 500 ºC y 3,5 Kbar. Donde se cortan las dos curvas de la energía libre de Gibbs (G) de la sillimanita, y la cianita, es el punto donde se produce el cambio polimórfico (∆G=0). La andalucita y los dos polimorfos, tienen una entropía muy parecida. Suponemos ∆H constante, ya que el volumen no varía. Entonces ∆G va a venir determinada por la entropía (condiciona la pendiente de la curva). Sabemos que G=H-TS; como las diferencias de temperatura (T) cerca del punto triple, son muy pequeñas, en vez de un punto triple, se podría considerar un área, donde las ∆G serían prácticamente iguales. Calentando por encima de los 1300 ºC, los tres minerales se descomponen en Mullita [Al6Si2O13], que es muy poco frecuente, ya que suele evolucionar a un vidrio rico en sílice. La mullita es muy típica en diagramas triangulares de Al2O3/SiO2/Fe2O3. Se da en rocas muy ricas en aluminio sometidas a grandes condiciones de temperatura (Ej.: pizarras arrancadas por corrientes de lava). La mullita se utiliza mucho en la industria, como material refractario. El cambio de fase de un mineral a otro, implica la ruptura de los enlaces y la formación de otros nuevos (transformación reconstructiva). Que se forme un mineral u otro, se debe a las tasas de nucleación y al tipo de crecimiento del cristal. La aparición de los polimorfos, viene determinada por la termodinámica de las fases en si mismas, y por el mecanismo de transformación de una fase en otra. En el cambio polimórfico de una roca intervienen unos minerales previos, y el agua (afecta a la cinética de la transformación y al quimismo de las fases).

� Estaurolita: (SiO4)4Fe2Al9O6(O,OH) Estructura pseudoortorrómbica, lo que hace que en realidad pertenezca al sistema monoclínico. Hábito prismático típico de metamorfismo (asociado con esquistos y/o neises). Color marrón negruzco. Hay variedades de estaurolita, muy ricas en cobalto, que presentan pleocroismo muy fuerte. La estaurolita presenta normalmente maclas características en forma de cruz. Estructura muy compleja basada en una celdilla unidad de 48 oxígenos con empaquetado cúbico compacto. La estructura está constituida por octaedros de aluminio, tetraedros de Fe y tetraedros de Si; Todos estos poliedros están enlazados por oxígenos y grupos OH (aniones adicionales). La siguiente sustitución, se da con facilidad: (OH, Fe2+)↔(Al, Fe3+). Es muy frecuente el intercrecimeinto de capas paralelas de estaurolita, con cianita. Debido a la difícil proyección de la estructura en el plano, la estructura de la estaurolita, se ha considerado como una alternancia de capas de cianita, con capas de hierro. La densidad y todas las propiedades ópticas, aumentan según aumenta el contenido de hierro en la estructura. La estaurolita se encuentra en rocas que tengan gran cantidad de aluminio.

GRUPO DEL TOPACIO � Topacio: Al2(SiO4)(OH,F)2 Pertenece al sistema rómbico. Brillo

vítreo; Dureza 8; Hábito masivo (poco denso) o en cristales prismáticos. Exfoliación perfecta. Estructura formada por cadenas paralelas al eje ce de


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octaedros AlO4(F,OH)2, enlazados por tetraedros SiO4 independientes. Es muy frecuente el reemplazamiento de F por OH o de OH por F. Es un mineral típico de pegmatitas y venas de cuarzo. Se suele formar por emanaciones de vapor con flúor, en las últimas etapas de solidificación.

GRUPO DEL CLORITOIDE � Dumortierita: (Al,Fe)7[SiO4]3[BO3](O,OH)3 � Cloritoide: (Fe,Mg)2(Al,Fe3+)Al3[SiO4]O2(OH)4 Es monoclínico.

Color negro verdoso. Mineral asociado a metamorfismo (esquistos y gneises) inmediatamente posterior al que da lugar a la estaurolita. Es un mineral típico de metamorfismo de grado bajo y de rocas pelíticas de grano fino, con gran contenido en hierro. Es difícil distinguirlo de la clorita (filosilicato verde asociado). Presenta un hábito raramente prismático. Según aumenta el contenido en hierro, aumenta la densidad, las propiedades ópticas, y su color se hace más oscuro. Su estructura consta de dos capas octaédricas con empaquetado compacto en el cual hay una lámina tipo brucita y otra tipo corindón (Al2O3), alternando.

[Si2O7]

6- Estructura formada por pares de tetraedros de sílice, unidos por el vértice. La diferencia de los distintos minerales va a dar lugar a variaciones importantes en sus propiedades. Los sorosilicatos, junto con los tectosilicatos, son la clase menos homogénea. Además, son los menos estudiados, y tienen una estructura muy rara.

GRUPO DE LA HEMIMORFITA � Hemimorfita (calamina): (Si2O7)(OH)2 * H2O Sorosilicato de cinc,

hidratado. Es muy denso. Suele darse de forma masiva, aunque puede aparecer bien cristalizada dando formas propias de la clase hemimórfica del sistema rómbico. Estructura rara; Los tetraedros y octaedros están rodeados parcialmente por grupos OH. En la clasificación de Zoltai, se hace referencia a que la hemimorfita podría pertenecer a un silicato tridimensional. En la estructura se crean una serie de anillos o huecos, donde entran las moléculas de agua. Es un cristal biáxico positivo y con ángulo 2V de 45 º. Kostov dice que la hemimorfita es fuertemente piroeléctrica (conduce la electricidad al variar la temperatura), y piezoeléctrica (conduce la electricidad al aplicar presiones dirigidas). Los vértices de tetraedros, se suelen orientar en una dirección, dando un cristal polarizado según el eje c. La hemimorfita, se encuentra asociada a minerales de cinc, y a yacimientos de sulfuros masivos; Otros autores hablan de que también se puede asociar a carbonatos de Zn (smithsonita), como producto de alteración de minerales primarios de Zn.

GRUPO DE LA EPIDOTA X2Y3Z3(O,OH,F) Los minerales más importantes de este grupo, son la zoisita y la clinozoisita. La estructura general consta de cadenas de octaedros paralelos al eje y,


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tetraedros simples y dobles, y grandes huecos para el calcio o sustituyentes del mismo. El color y el pleocroismo de todos los minerales de este grupo, se debe a la presencia de hierro y manganeso en la estructura. Las epidotas que tengan hierro y aluminio, van a presentar tonos suaves, y si también tienen Mn, tendrán colores más fuertes. Todos los minerales tienen hábitos prismáticos bien desarrollados, y coloraciones verdosas características. Cuando hay sustitución de Al por Fe o Mn, se da un aumento de la celdilla; Cuando el Ca se sustituye por lantánidos, también se da un aumento del tamaño de la celdilla. La zonación es muy común en todos, por lo que cambios pequeños en la composición química, pueden afectar notablemente a todas las propiedades físicas y ópticas. Todos los minerales son producto de metamorfismo, a excepción de la alanita, que se encuentra ligada a granitos y pegmatitas.

� Zoisita: Ca2AlAl2(SiO4)(Si2O7)(O,OH) Es rómbico, mientras que la clinozoisita (polimorfo con el 100 % de Al), es momoclínico. Estructura constituida por octaedros no equivalentes cristalográficamente; En estos octaedros está todo el aluminio; pueden ser de dos tipos: Al1,2 (comparten 3 aristas) y Al3 (comparten dos aristas).

� Clinozoisita/epidota: Ca2Fe3+Al2(SiO4)(Si2O7)(O,OH) Son los dos monoclínicos. En la estructura, se dan dos cadenas diferentes, mientras que en la zoisita sólo se daba una. Existen tres tipos de octaedros diferentes: Al2 (comparten 2 aristas), Al1 (comparten 4 aristas) y Al3 (comparten 2 aristas). Los OH tienden a sustituir a los oxígenos en los vértices; en teoría, la sustitución es aleatoria, aunque realmente, prefieren los octaedros que tienen aluminio (M2). Los octaedros se unen mediante tetraedros según el eje c; Los tetraedros no son equivalentes, sino que hay Si1 y Si2 (lo que les rodea no es igual), y Si3 (tetraedro aislado). El ángulo que forman Si1-O-Si2, varía según la cantidad de Fe, que a su vez influye en la distorsión de M3; Por esto no se puede dar la sustitución completa por Fe. Los huecos dejados, son ocupados por el calcio; éstos también pueden ser de dos tipos: A2 (más grande; nc 10), y A1 (más pequeños; nc 9). La epidota es producto de cristalización magmática, a veces, asociada a rocas básicas. En la alanita, los huecos están ocupados por lantanos (La, Ce, Th, Y); entrarán en los A2, ya que los lantanos son bastante grandes (llegan a tener coordinación 11). La alanita, es muy frecuente, encontrarla en estado metamícitico (ausencia de estructura cristalina definida); al desbaratarse la estructura, entra agua en la estructura, que a veces varía la fórmula química de la alanita.

� Idocrasa (vesubiana): Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4 Es tetragonal. Las propiedades físicas y ópticas van a variar según las sustituciones. Según aumenta el contenido en Fe, aumentan todas las propiedades ópticas. Es un mineral de composición similar a la de la grosularia (granate cálcico-alumínico), aunque tiene más magnesio que la grosularia; no tiene grupos OH, mientras que la grosularia sí. Se dan sustituciones frecuentes de Al por Fe; cuando esto ocurre, se denomina grosularia férrica. A veces, también es frecuente la sustitución de Al3+ por Ti4+ en coordinación 6; las cargas se van a compensar con la sustitución de Al por Si.


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Formados por anillos de tetraedros que comparten dos vértices. Pueden ser anillos de tres, cuatro y seis tetraedros.

� Berilo: Be3Al2(SiO4) Hexagonal. Es un mineral de interés petrográfico, mena de Be, y gema preciada, si el ejemplar es bueno. Estructura constituida por anillos de 6 tetraedros [SiO4] paralelos al eje c; Unos tetraedros están encima de otros, el Be está en nc 4 (tetraedro distorsionado), y el Al está en nc 6 entre los tetraedros. Los anillos de tetraedros están algo girados entre sí. En los dos grandes huecos puede haber agua y álcalis, que si es en grandes cantidades, se llaman Berilos Alcalinos. Las moléculas de agua pueden estar orientadas según el tipo I (el eje binario que pasa por los dos hidrógenos es paralelo al eje c) o según el tipo II (el eje binario de la molécula de agua es perpendicular a c). Puede haber álcalis (Na, Li, K, Cs y Rb) hasta en un 5 % . El Be puede estar sustituido por Li y/o Na. El color depende de pequeñas cantidades de elementos que entran en los canales: Aguamarina (azul. Fe2+), Esmeralda (verde. Cr+), Heliodoro (amarillo. Fe3+), Morganita (rosa. Mn2+). Se encuentra en los últimos estados magmáticos y magmas ácidos. También en granitos, pegmatitas y filones de Sn-W.

� Cordierita:(Mg,Fe)2[Si5Al4O18]*nH2O Tiene un polimorfo hexagonal (alta temperatura) y otro rómbico (baja temperatura). Las propiedades físicas y ópticas, dependen de la cantidad de Fe. Características maclas en estrella (cada 60º tienen unas propiedades distintas, que se vuelven a repetir a los 180º) y maclas concéntricas (cada 120º tienen unas propiedades distintas). Las cordieritas son producto de metamorfismo de contacto y regional, y de pegmatitas y granitos. [Baja temperatura]: Estructura constituida por anillos de 6 tetraedros; estos tetraedros están unidos lateralmente con otros, que también pueden ser SiO4. En los tetraedros aislados hay un silicio por cada dos aluminios. Parece un armazón tridimensional, pero no lo es, ya que no están unidos todos los vértices. Se dan canales en los que también se va a meter agua, e incluso álcalis. [Alta temperatura]: Tienen una mayor simetría (hexagonal), ya que tienen un mayor desorden en la estructura (habrá la misma probabilidad de que un átomo esté en sitio o en otro).

� Turmalina:[Si6O18](BO4)3(OH)4XY3Z6 X=Na+,Ca2+. Y=Fe2+,Mg2+,Al3+,Li.

Z=Al3+,Mn3+,Fe3+. Ciclosilicato con anillos de 6 tetraedros [Si6O18] y tres triángulos BO3 encima. Una posición Y, se une con los oxígenos de los tetraedros, los triángulos y los OH. La posición Z está con 5 oxígenos y un OH; conecta anillos entre sí. La posición X son los cationes más grandes; éstos están debajo de los tetraedros (en la vertical, se observan alternados con los grupos OH). Más comúnmente, se podría explicar la estructura de la turmalina, como un entramado de octaedros con tetraedros y triángulos en los anillos, y la posición X, en el centro de los anillos. Los tres tipos fundamentales de turmalinas, son el chorlo (X=Na; Y=Fe2+; Z=Al), la dravita (X=Na; Y=Mg; Z=Al), y la elbaita (X=Na; Y=Al,Li; Z=Al); Las elbaitas, son las turmalinas más bonitas; con pequeñas cantidades de elementos traza, dan distintas variedades, como la rubelita (rosa; Mn2+), la verdelita (verde; Fe2+), y la indigolita (azul; mucho Fe2+). Las turmalinas se van a encontrar en pegmatitas normalmente; las elbaitas, en pegmatitas litilíferas.

� Dioptasa: Si6O18Cu6 Ciclosilicato de cobre con fórmula química muy simple. Es trigonal, y tiene una estructura muy similar a la del berilo: anillos


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de tetraedros de sílice unidos por átomos de cobre; las moléculas de agua ocupan los centros de los canales. Cristales de color verde esmeralda muy llamativo, aunque no se usan como gema debido a la baja dureza. Tiene signo óptico uniáxico positivo. Constituye productos de alteración típicos de yacimientos de sulfuros de cobre; A veces se asocia a la crisocola (silicato de cobre hidratado).

� Ossumilita: Ciclosilicato de anillos dobles de 6 tetraedros, más representativo. Tiene una estructura similar a la de la cordierita, que se basa en anillos de 12 tetraedros de silicio y aluminio, estadísticamente distribuidos. Comportamiento químico, también muy similar al de la cordierita. Se confunde con las cordieritas ricas en calcio. Presenta una coloración negruzca; se da en cristales prismáticos o tabulares. Se asocia a cuarzo, fundamentalmente, en cualquier tipo de cavidades. Además es muy frecuente, en rocas volcánicas ácidas.

Estructura formada por cadenas sencillas (piroxenos) o dobles (anfíboles). Ambos, va a tener subgrupos orto y clino. Todos van a tener un parámetro c de 5,2 �. El parámetro a es parecido, y el parámetro b es el doble en los anfíboles, que en los piroxenos. Anfíboles y piroxenos, van a tener cationes muy parecidos; los anfíboles van a tener OH, y los piroxenos no. La presencia de los OH, les proporciona un índice de refracción y una densidad menores. Los piroxenos van a dar prismas cortos y gruesos, mientras que los anfíboles, prismas alargados e incluso aciculares. En los piroxenos, los sistemas de líneas de exfoliación se cruzan a 90º, y en los anfíboles a 124º. Los piroxenos cristalizarán antes en la Serie de Bowen. M2M1T2O6 siendo T, Si

4+, Al3+ y Fe3+ en los tetraedros; M1, Al3+, Fe3+, Mg2+, Fe2+

y Mn2+; M2, Mg2+, Fe2+, Mn2+, Li+, Ca2+ y Na+. Según la composición, se dividen en

piroxenos magnésico-férricos, piroxenos cálcicos y piroxenos sódicos. Como piroxenos rómbicos, tenemos una solución sólida completa entre la enstatita (Mg) y la ferrosilita (Fe). Los piroxenos monoclínicos son la clinoenstatita y la clinoferrosilita, que según entra calcio en la estructura, van pasando a pigeonita, augita, diópsido, y hedenbergita. Los piroxenos sódicos, son la jadeita y la aegirina (según haya más o menos de un 50 % de hierro en la estructura). Entre la jadeita y los demás piroxenos, se da una solución sólida llamada onfacita. Entre la aegirina y los demás piroxenos, se da una solución sólida llamada aegiro-augita.

� Diópsido: MgCaSi2O6 En M1 está el magnesio, y en M2, el calcio. Es monoclínico, y pertenece al grupo espacial c2/c. Según el magnesio se va


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sustituyendo por hierro, se da una serie diópsido-hedembergita. Como el calcio y el hierro tienen distinto tamaño, al sustituirse, varían los parámetros a, b y c, pero no cambia la estructura. Si entra Mg en M2, el mineral pasa a clinoenstatita, las cadenas se contraen y acortan, y las cadenas de tetraedros giran dando cadenas S y cadenas O; como pueden girar hacia los dos lados, las cadenas no van a ser todas iguales, por lo que se perderá la simetría.

� Diópsido-hedembergita: Polimorfos que van desde el término magnésico al férrico; presentan además, calcio. El calcio estará en M2, en coordinación 8, y el Mg en M1, en nc 6. Los minerales más próximos al diópsido, son de color verdoso, mientras que los más próximos a la hedembergita, son marrones. La estructura puede admitir hasta un 10% de Al en los tetraedros; Pueden admitir además, Cr3+ y/o Fe3+ en M1. El diópsido se forma por metamorfismo de contacto en skarn sobre dolomías, y la hedembergita, se forma por metamorfismo regional en rocas ricas en hierro.

� Augita: (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[Si,Al]2O6 Es como el diópsido, pero con menos calcio. Las augitas, son piroxenos típicos de los basaltos. La estructura es similar a la del diópsido, y también pertenece al grupo espacial c2/c. Puede tener ciertas cantidades de sodio en M2, y algo de aluminio en M1. El aluminio puede estar sustituyendo algo de silicio en los tetraedros. Algo de hierro podría estar sustituido por Ti4+ (si en 1/10 de M1, se da tal sustitución, hablaremos de titanoaugitas). Si hay un enfriamiento lento, se pueden dar desmezclas; son frecuentes las laminillas de ortopiroxenos en augita; éstas serán paralelas a (100). También se pueden dar laminillas de pigeonita en augita, paralelas a (001). Estas desmezclas se diferencian de los bandeados en que las desmezclas, se disponen según direcciones cristalográficas comunes. Las augitas tienden a presentarse en cristales zonados, sobre todo, las titanoaugitas; pueden ser zonados concéntricos o en reloj de arena (4 zonas diferentes). La augita es el piroxeno más corriente de rocas básicas (basálticas) y de rocas plutónicas.

� Pigeonita: Ca0,25(Mg,Fe)1,75Si2O6 Estructura muy recta, semejante a la del diópsido. En M2 (coordinación 6), está el calcio, el hierro y el magnesio. El hierro muestra una gran preferencia por M2 antes que por M1. Color pardo verdoso. La birrefringencia y demás propiedades, suelen decrecer con el contenido en hierro. Se distingue de los ortopiroxenos, por una menor birrefringencia. Se puede confundir con el olivino, si se encuentra en granos pequeños. Es un producto de cristalización rápida, y se encuentra asociada a lavas y rocas enfriadas rápidamente.

� Aegirina (acmita): NaFe3+Si2O6 El hierro entra en M1, y el sodio en M2. Se suelen dar sustituciones de este tipo: NaFe

3+ ↔ Ca(MgFe2+). Además, sustituciones de sodio por potasio. Puede haber también, tierras raras, como elementos traza, en su estructura. Son muy típicas las zonaciones, con el núcleo muy rico en Mg, y los bordes ricos en aegirinas. Se da en rocas muy ricas en sodio, y pobres en sílice.

� Onfacita: (Ca,Na)(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)Si2O6 El calcio y el sodio, están en los huecos M2, y el Mg y Fe, están en M2 y M1; El aluminio está en M1. Estructura muy similar a la del diópsido. Como el contenido en Fe

3+ es muy pequeño, éste, se va a alojar en M1 normalmente. Se encuentra asociada normalmente a eclogitas (alta temperatura), y a todo tipo de granates; Es un mineral típico de metamorfismo de grado alto.


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� Jadeita: NaAlSi2O6 Es el piroxeno menos común de todos. Se origina en medios de alta presión, por lo que se puede usar como mineral índice de los límites de metamorfismo. Es una variedad semipreciosa, que incluye también a la nefrita. Se dan frecuentes sustituciones de Al por Fe, y de Na por Ca (aunque esta última, no está probada). Es un mineral típico de altas presiones y de metamorfismo bajo o muy bajo.

� Espodumena: AlLiSi2O6 Es el único piroxeno rico en litio. El aluminio entra en M1, y el Li en M2. La presencia de litio (pequeño) en M2, hace que la coordinación se reduzca de 8 a 6. A veces, se dan sustituciones de Si por Al y de Li por Na (birrefringencias mayores). Se encuentra asociada a pegmatitas graníticas ricas en litio y a lepidolitas (micas ricas en Li).

PIROXENOIDES � Rodonita: MnSiO3 Se dan frecuentes sustituciones de Mn por Fe o por

Zn; si entra mucho cinc en la estructura, se llama fowlerita. La estructura consta de cadenas paralelas al eje b. La unidad de repetición se constituye de 5 tetraedros. En la rodonita, los tetraedros están mucho más torcidos que en la wollastomita. Tiene un color rosado muy característico, asociado a veces con óxidos de Mn. La rodonita aparece ligada a depósitos de cualquier tipo, ricos en Mn y a formaciones muy ricas en Fe. Es un mineral resultado de metamorfismo, y a veces, asociado a alguna actividad metasomática; se forma a partir de la rodocrosita (CO3Mn). La rodonita va a ser mucho más dura que la rodocrosita.

PRIMER PARCIAL

[Si4O11]

6- Todos los anfíboles forman cadenas dobles más o menos paralelas al eje c. Se dan varios tipos de tetraedros: T1 (comparten dos vértices con los tetraedros vecinos) y T2 (comparten tres vértices con los vecinos). Nos van a aparecer más cationes diferentes, y más huecos diferentes en la estructura, que en los piroxenos: M4 (entre bases de tetraedros; son equivalentes a los M2 de los piroxenos). M1,2,3 (entre vértices. Son más pequeños que los M4. Son equivalentes a los M1 de los piroxenos. Se diferencia entre M1, M2 y M3 porque en la doble cadena, las posiciones catiónicas, no son cristalográficamente equivalentes). Los oxígenos que están alrededor de M4, están en nc 8, si está ocupado por cationes grandes, como el calcio, pero si está ocupado por cationes pequeños como el Fe, pueden estar en coordinación 6. En M1, M2 y M3, entran cationes en coordinación octaédrica (6). Además, hay un hueco A grande, que tiene coordinación 10 o 12; puede estar vacante u ocupado por Ca o Na. En la estructura de los anfíboles, hay grupos OH o F, situados en el centro de los anillos hexagonales. Se clasifican según el catión que ocupa el hueco M4, en: � Anfíboles ferromagnesianos: La composición en Ca,Na, es menor al 1,34%.

Pueden ser rómbicos o monoclínicos. � Anfíboles cálcicos: Es la serie de la Tremolita-Actinolita.


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� Anfíboles alcalinos: La composición de Na es mayor o igual al 1,39%.

Se da solución sólida completa entre todos los anfíboles cálcicos con Mg y Fe en M4. El tanto por ciento en Ca, evita un colapso en la estructura de la Actinolita. Las actinolitas se forman por metamorfismo de rocas básicas de grado bajo.

� Hornblenda: Anfíbol monoclínico derivado de la Actinolita. Forma una solución sólida compleja. La mayoría de las hornblendas, tienen una composición intermedia entre hornblenda y tremolita con sustituciones progresivas de Fe2+ por Mg. La ausencia de miscibilidad a bajas temperaturas, en algunas hornblendas, puede afectar a otros huecos, ya que puede haber sustitución de Al por Fe, Mg en M2, Al por Si en tetraedros, presencia de Na o vacancias en A.

ANFÍBOLES FERROMAGNESIANOS � Rómbicos: Forman solución sólida completa, sobre todo a altas temperaturas.

Suelen se grises o verdosos y las estructuras pueden ser derivadas de estructuras monoclínicas. La existencia de Mg en M4 en la Atofilita, da como consecuencia una celdilla rómbica; su estructura se basa en la presencia de cationes pequeños en todos los huecos. Son producto de metamorfismo de rocas ricas en Mg (ultrabásicas). A veces forman paragénesis con la Cordierita y/o la Distena.

� Monoclínicos: Mayor proporción de Mg en M4. Las sustituciones más importantes, son de Fe por Mg.

ANFÍBOLES CÁLCICOS Se da solución sólida completa entre todos los anfíboles cálcicos con Mg y Fe en M4. El tanto por ciento en Ca, evita un colapso en la estructura de la Actinolita. Las actinolitas se forman por metamorfismo de rocas básicas de grado bajo.

� Hornblenda: Anfíbol monoclínico derivado de la Actinolita. Forma una solución sólida compleja. La mayoría de las hornblendas, tienen una composición intermedia entre hornblenda y tremolita con sustituciones progresivas de Fe2+ por Mg. La ausencia de miscibilidad a bajas temperaturas, en algunas hornblendas, puede afectar a otros huecos, ya que puede haber sustitución de Al por Fe, Mg en M2, Al por Si en tetraedros, presencia de Na o vacancias en A.

En todas las hornblendas, se producen sustituciones isomorfas, sobre todo de Al, que a veces reemplaza al Si, Mg o Fe2+. También es frecuente que entren en la estructura, Fe3+ y K. La Hornblenda, está presente tanto en rocas ígneas como en metamórficas, ígneas de composición intermedia, ácidas, ultrabásicas. Las hornblendas ricas en Fe, se asocian a sienitas; las ricas en Mg, a gabros. Las hornblendas basálticas, son las más importantes; están confinadas a rocas volcánicas; tienen un pleocroismo notable de colores marrones (alto contenido en hierro, y bajo en grupos OH).

ANFÍBOLES ALCALINOS Es la serie de la Galucofana-Riebeckita. Pleocroismo acusado con tonos azules llamativos. Al tener más Fe2+ que Fe3+, es normal la transferencia de cargas. La Glaucofana, la vamos a encontrar a determinadas temperaturas, en un metamorfismo de rocas básicas y de grado bajo (facies glaucofana). La Riebeckita es el único mineral de este grupo, asociado a paragénesis de rocas ígneas (a granitos y sienitas); a veces, también asociada a rocas volcánicas.


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Todos están constituidos por una serie de elementos, oxígeno y grupos OH entre aniones. También pueden tener S, Mg, Al, Fe entre los cantiones. Están constituidos por estructuras en las que existen poliedros de coordinación tetraédrica y octaédrica. Los tetraedros SiO4 que se enlazan, resultando una estructura típica en hojas. Cuando la polimerización de los radicales es tal que comparten tres de sus vértices, las hojas se pueden denominar capas tetraédricas. En todos los filosilicatos, excepto en la Apofilita, cada capa tetraédrica, se asocia con otra agrupación laminar de cationes, que pueden ser trivalentes o divalentes. Si son trivalentes, la distribución estructural de la capa octaédrica, es similar a la de la Gibbsita (capa gibbsítica). Si es divalente, es similar a la de la Brucita (capa brucítica). Pueden darse capas bilaminares T-O (1:1) o capas trilaminares T-O-T (2:1). El apilamiento de las distintas capas, se produce siempre en la dirección del eje c, aunque en el plano a-b, todos los cristales son pseudohexagonales. La mayoría de los filosilicatos, son triclínicos y monoclínicos, reflejando así, la disposición hexagonal. Las distintas unidades se van uniendo por Fuerzas de Van der Waals, por fuerzas electrostáticas o por cationes. Además del grupo 1:1 y 2:1, está el grupo 2:1:1, que es el grupo de las cloritas (su fórmula es una mezcla de una hoja de Talco o Pirofilita, y una capa brucítica o gibbsítica). Hay un grupo de filosilicatos, además, que poseen características que hacen que se parezcan más a los filosilicatos que a los anfíboles, pese a su aspecto externo fibroso: es el grupo de los silicatos fibrosos.

FILOSILICATOS BILAMINARES 1:1 (T-O) � Caolinita: Es dioctaédrica (2 cationes para cada 6 aniones) Tanto la

Caolinita, como la Halloisita, pertenecen al grupo de las kanditas. El caolín es un mineral con gran proporción de silicato alumínico con láminas de tetraedros de Si y láminas de octaedros de Al. El caolín puede ir asociado a numerosos tipos de rocas. Para que se de un yacimiento de Caolinita, se debe producir la caolinización de rocas previas; normalmente se habla de la caolinización de feldespatos. Hay dos tipos de caolines: � Caolín primario: Se pueden dar por procesos de meteorización

(máximo desarrollo en condiciones tropicales; por hidrólisis de feldespatos), por alteración hidrotermal (acumulaciones de aguas calientes) o por procesos sulfatados (típicas de las últimas etapas del vulcanismo).

� Caolín secundario: Pueden ser caolines secundarios ss (alto contenido en caolinita; muy blancos), o arenas caoliníferas (menos de un 20% de caolín).

� Serpentina: Filosilicato bilaminar T-O, de magnesio. El Mg suele estar sustituido por Al y por Fe. Es trioctaédrico. Tiene dos variedades: Antigonita (parecida al caolín) y Crisotilo (parecido a la halloisita). La Antigonita es presenta una estructura laminar, y el Crisotilo, fibroso. Ambos están asociados a rocas ultrabásicas. La serpentina, se da a temperaturas


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menores a los 500 ºC, y por alteración metamórfica. El talco se produce en una etapa posterior, por alteración de la serpentina.

FILOSILICATOS TRILAMINARES 2:1 (T-O-T) � Talco: [Si4O10Mg3(OH)2] Filosilicato trilaminar T-O-T (2:1). Capas

trioctaédricas (3 cationes por cada 6 aniones). Monoclínico. Cristales tabulares con pequeña exfoliación basal. Flexible pero no elástico. Brillo graso. Muy blando. Pequeñas cantidades de Al o Si, pueden entrar en los tetraedros de Si. Es frecuente también, que el Mg se sustituya por Fe (si se sustituyen al 100 %, se llama Minesotaita). Es un mineral de metamorfismo de grado bajo y depósitos precámbricos con gran cantidad de Fe. Cuando un talco es muy compacto, se le llama Esteatita.

� Pirofilita: Filosilicato trilaminar dioctaédrico T-O-T (2:1). Es difícil distinguirlo del talco y de la caolinita, si no es por difracción de rayos X. Es un mineral monoclínico con exfoliación bastante perfecta, dureza 1-2 y brillo parecido al del talco. Suele venir asociada con Cianita.

GRUPO DE LAS MICAS (2:1) [W2(XY)4-6Z8O20(OH)4] La estructura de las micas, consta de capas cargadas negativamente, compensadas por la carga de los cationes interlaminares, a los que se encuentran unidas. Pueden ser dioctaédricas y trioctaédricas. Las hojas tetraédricas, tienen una composición tipo (Si2O5) con grupos OH intercalados. Cada capa de mica, tiene una carga distinta, que va a depender de que el Al, Fe3+, Ti o Be, estén o no sustituidos por Si4. Los apilamientos en las micas no siguen todos la misma dirección; cuando cambian de dirección, dan distintos espaciados entre las láminas, obteniéndose como resultado, diferentes politipos: Politipo M1 (monoclínico con espaciado básico; Ángulo 0º entre la dirección de desplazamiento de una capa y otra), Politipo 2O (ortorrómbico con el espaciado al doble; Ángulo 180º), Politipo 2M1 (espaciado al doble; Ángulo 240º); Politipo 2M2 (espaciado al doble; Ángulo 300º), Politipo 3T (trigonal con espaciado triple; Ángulo 60º), Politipo 6H (hexagonal con 60Å de espaciado; Ángulo 120º). Clasificación de las micas � Micas alcalinas dioctaédricas: Moscovita y Paragonita. � Micas alcalinas trioctaédricas: Flogopita-Biotita y Zinwardita-Lepidolita. � Micas de calcio dioctaédricas: Margarita. � Micas de calcio trioctaédricas: Clintonita-Xantofilita.

MICAS ALCALINAS DIOCTAÉDRICAS � Moscovita-Paragonita: El catión interlaminar es K para la Moscovita y Na

para la Paragonita. En las capas T-O-T, solo los 2/3 de los huecos, están ocupados por Al en la Moscovita. Las dos presentan cristales laminares con exfoliación bastante perfecta. A veces, se da sustitución de Fe en la moscovita (aumentan las propiedades ópticas). El color puede verse afectado por pequeñas cantidades de Li que entren en M4.

� Glauconita: Filosilicato que se puede considerar como mineral de la arcilla. Color azul verdoso. Pleocroismo intenso en tonos verdosos. Sólo aparece en medios sedimentarios.


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MICAS ALCALINAS TRIOCTAÉRICAS El catión interlaminar es K. Capas T-O-T. Politipo común 1M, con apilamiento en igual dirección. Son monoclínicas. Hábito laminar, y marcado pleocroismo.

� Lepidolita: El K puede estar sustituido por Na, Rb y Cs. Color violeta. Mineral raro, que se suele dar en pegmatitas, y a minerales muy ricos en Li.

� Zinwardita: Más rara que la Lepidolita. Suele aparecer asociada a pegmatitas, a veces con casiteritas, y con lepidolitas. Propiedades similares a las de la Biotita. Es la mica con composición más complicada, debido a la gran cantidad de sustituciones posibles.

MICAS FERROMAGNESIANAS � Flogopita: Mica trioctaédrica (T-O-T). El K puede estar sustituido por Na,

Rb, o Cs, pudiendo formar series, pero hacia términos más biotíticos. Normalmente presenta un alto contenido en potasio; es parecida a la moscovita, pero esta última, es dioctaédrica. Presenta una exfoliación perfecta y un color amarillo-marrón debido al Fe o Mg. Se forma como producto de metamorfismo de calizas magnesianas o dolomíticas.

� Biotita: Composición parecida a la de la flogopita, pero con mucha más sustitución de Mg por Fe. Se presenta en cristales de color marrón-negro. Normalmente asociada a esquistos y gneises y demás rocas metamórficas.

MINERALES DE LA ARCILLA Son la Sepiolita y la Paligorskita fundamentalmente. Son filosilicatos T-O-T con algunas peculiaridades que los hacen más importantes para la industria. Las capas T-O-T, no son continuas; según la dirección x, son continuas pero según la dirección y (eje b), no lo son. Entonces, hablamos de cintas. La anchura de las cintas en la sepiolita, equivale a tres cadenas tipo piroxeno, y en la Paligorskita, equivale a dos cadenas tipo piroxeno. Son intermedio pues entre los inosilicatos y los filosilicatos. Lo que realmente está partido, es la capa octaédrica; la capa tetraédrica, es continua, pero con los oxígenos apicales orientados en sentidos contrarios. En los huecos o canales dejados, entra agua zeolítica, amoniaco o moléculas orgáncias. Estos minerales, ni son dioctaédricos, ni trioctaédricos, ya que la sepiolita tiene 2,7 huecos octaédricos ocupados, y la paligorskita, 2,5. Se encuentran como producto de argilización, o en depósitos continentales en climas áridos.

GRUPO DE LA ILLITA Minerales micaceos de la arcilla. La Illita corresponde a un grupo de minerales micaceos de muy pequeño tamaño; Además, se va a dar una mayor sustitución de Al por Si. Las cargas se compensarán, al reemplazar algo de K por Ca y Mg. También tienen agua.

GRUPO DE LAS ESMECTITAS (2:1 A 15Å) Si la estructura es dioctaédrica, se puede derivar de una estructura tipo pirofilita; si es trioctaédrica, se puede derivar de una estructura tipo caolinita. Tiene agua, cationes y/o moléculas orgánicas que pueden entrar o salir de la estructura; ésto le confiere la propiedad de expansibilidad. En el paquete T-O-T, puede entrar Al, Mg, Fe y Li. En los


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espacios interlaminares, pueden entrar agua, moléculas orgánicas, Al, Mg, Li, H, Na y Ca. Interestratificado: Conjunto de minerales de la arcilla. Capas tipo esmectita, intercaladas de una forma más o menos ordenada de otros silicatos laminares. Los interestratificados más importantes, son la Illita/Esmectita, Clorita/Esmectia y Montmorillonita/Beidellita.

� Montmorillonita/Beidellita: Constituyen una roca industrial muy importante, llamada Bentonita. Las bentonitas, pueden darse por alteración de cenizas volcánicas, o por depósitos sedimentarios (se dan en Madrid, y pueden ser yacimientos de bentonitas, yacimientos de arcillas comunes y yacimientos de sepiolita).

GRUPO DE LAS CLORITAS (2:1:1) Grupo de minerales verde-amarillentos. Son raros, pero con una gran variedad de especies, ya que se dan muchas sustituciones. La proximidad de las capas, se debe a los enlaces de Mg, Fe2+, Fe3+ y Al.

GRUPO DE LAS VERMICULITAS Mineral de la arcilla con la particularidad de cuando se calienta más de 300 ºC, adquiere aspecto de gusano (se enrolla); al calentar, lo que estamos haciendo es eliminar agua, y entonces, reducir la distancia entre capas. Constituyen el 64% de la corteza terrestre. Son silicatos constituidos por armazones tridimensionales, en los que todos los vértices están compartidos. Deben existir sustituciones de Si por Al, ya que si no, sólo existiría el cuarzo. Para compensar las cargas de tal sustitución, entran cationes grandes en la estructura, como el K, Ca o el Ba (nc>6).

GRUPO DE LA SÍLICE Existen 9 formas en la Naturaleza de ordenar tetraedros de sílice, compartiendo todos los vértices, y hay otras dos formas más, pero que no son estructuras propiamente dichas (el Ópalo y la Lechatelierita).

� Estisovita: Es de alta presión. � Coesita: De alta presión. � Keatita: Sintética. � Cuarzo αααα y cuarzo ββββ: El cuarzo α es el más común; es trigonal, es de baja

temperatura, por lo que presenta una menor simetría; tiene unos ejes helicoidales ternarios. El cuarzo β es más simétrico, ya que es el cuarzo de alta temperatura; tiene ejes helicoidales senarios. Ambos tiene siempre el ángulo externo Si-O-Si, obtuso.

� Tridimita αααα y tridimita ββββ: La tridimita α es monoclínica y la tridimita β, es hexagonal; la estructura de la hexagonal, consta de anillos de 6 tetraedros con los vértices alternando hacia arriba y hacia abajo. El ángulo Si-O-Si externo, es de 180º. No tiene ejes helicoidales.


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� Cristobalita αααα y cristobalita ββββ: La cristobalita α es tetragonal, y la otra es cúbica. La estructura de la cristobalita β, consta de anillos girados unos con respecto a otros; por lo demás, es igual que la de la trimidita β.

Transformación polimórfica La transformación de α en β, es una transformación polimorfa de la segunda esfera de coordinación de tipo desplazativo y reversible, es decir que no se rompen los enlaces Si-O (primera esfera de coordinación), sino que el cambio se produce por los tetraedros; los tetraedros, no se rompen, sino que se desplazan unos respecto a otros. Se necesita poca energía. Transformaciones entre las distintas especies Son transformaciones polimórficas de la segunda esfera de coordinación, de tipo reconstructivo (se rompen los enlaces entre los tetraedros, y se vuelven a organizar de otra forma). Se necesita mucha energía; es un cambio muy difícil y lento. Diagrama de fases de las especies de la sílice A presión constante, el cuarzo es estable entre 0 ºC y 867 ºC. La transformación entre el de alta y el de baja temperatura, tiene lugar a 574 ºC. La tridimita es estable entre 867 ºC y 1470 ºC. Desde 1470 ºC hasta el punto de fusión de la sílice, es estable la cristobalita. Si se aumenta la presión a 3 Kbar, deja de ser estable la tridimita; a 5 Kbar, deja de serlo la cristobalita, ya que son polimorfos de alta T y baja P (rocas volcánicas). El cuarzo se formará en rocas ígneas ácidas para que haya sílice suficiente, en rocas metamórficas, filones hidrotermales, .... Maclas y propiedades del cuarzo Se dan tres tipos: ♦ Macla del Brasil: El plano de macla es [1120]. Dos cristales, uno izquierdo y otro

derecho, interpenetrados. ♦ Macla del Delfinado: Plano de macla [0001]. Dos cristales derechos

interpenetrados. ♦ Macla del Japón: Plano de macla [11-22]. Macla de contacto con dicho plano.

El cuarzo tiene ejes polares ya que no tiene centro de simetría, por lo que es piezoeléctrico (conduce la electricidad bajo una presión. Aplicación en relojes) y piroeléctrico (conduce la electricidad bajo una temperatura).

� Ópalo: Sílice con un determinado porcentaje de agua en su estructura. Se

trata de un líquido sobreenfriado (orden a corta distancia, es decir, con los átomos ordenados con los átomos vecinos más próximos).

FELDESPATOS [XZ4O8] Presentan buena exfoliación en dos direcciones que se cortan a 90º. Dureza 6. No son densos. Los feldespatos están constituidos por una red de tetraedros SiO4 y AlO4 compartiendo todos los vértices en forma de armazón tridimensional. Propiedades físicas Coloraciones blanquecinas excepto la Labradorita (azulada con iridiscencias) y la Ortosa (rosada). Dureza media. Los feldespatos alcalinos, se encuentran en cualquier tipo de roca ígnea, siendo abundantes en granitos, granodioritas o sienitas. En las rocas plutónicas, el feldespato alcalino más común, es la ortosa. Los feldespatos cálcico-sódicos, son frecuentes en rocas eruptivas. La albita es típica de pegmatitas; la oligoclasa es la plagioclasa típica de


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rocas graníticas. Las plagioclasas, en general, se encuentran en cualquier tipo de metamorfismo regional. Hábitos y maclas Todos los feldespatos alcalinos, tienen varios hábitos. Son muy comunes, la ortoclasa prismática y la sanidina tabular. En las plagioclasas, se dan maclas similares a las de los feldespatos alcalinos. Las maclas más comunes son: � Maclas normales: El eje de la macla es perpendicular al plano de composición que

constituye una cara cristalográfica. Ej.: Albita, Manebach y Baveno. � Maclas paralelas: El eje de la macla es paralelo al plano de composición. Ej.:

Carlsbad. � Maclas complejas: Resultan de acoplar ejes de maclas paralelas con otros de

maclas normales. Las maclas se pueden formar por tres procesos importantes: • Crecimiento: en las maclas normales. • Transformación: Se da un maclado secundario frecuente en los feldespatos. En la

Microclina, por ejemplo, se dan maclas de este tipo: se da la macla en enrejado a 90º, conocida con el nombre de Macla de Tartán o de la Microclina. Consta de dos tipos de maclas: una formada por la Ley de la Albita, y otra formada según la Ley de la Periclina.

Comportamiento según la temperatura Hay expansión de las cadenas, y un incremento de posiciones de los cationes, lo que da lugar a soluciones sólidas a altas temperaturas (excepto para K y Ca). Con el descenso de T, los feldespatos potásicos y báricos, mantienen estable la estructura de altas temperaturas (monoclínicas).Los feldespatos cálcico-sódicos, sufren un colapsamiento entorno a las posiciones catiónicas; pierden la simetría monoclínica, y pasan a triclínica. Con la temperatura, tienden a evitar la disposición consecutiva de dos tetraedros de Al (orden). Cualquier migración de Si por Al, es muy lenta (condiciones de metaestabilidad).

FELDESPATOS POTÁSICOS Se pueden dar tres polimorfos: sanidina (alta temperatura), ortosa (temperatura intermedia) y microclina (baja temperatura).

� Sanidina: Mayor desorden, y por lo tanto, mayor simetría. En la estructura, se dan dos tipos de tetraedros (T1 y T2), donde el Al pueden entrar aleatoriamente en cualquiera. K en nc 9-10. Los tetraedros se disponen en forma de cadenas paralelas al eje a (cadenas de cigüeñal). La representación de estas cadenas, nos permite saber por qué tienen una exfoliación perpendicular (una entre las cadenas, y otra por los huecos).

� Microclina: Orden completo (simetría triclínica). Su estructura consta de tetraedros AlO4 que siempre van a ocupar las mismas posiciones. Entre la microclina y la sanidina, se pueden dar todos los términos intermedios (es lo que llamamos ortosa)

PLAGIOCLASAS Son los términos existentes entre la albita y la anortita.

� Albita: Tetraedros unidos por todos los vértices. De cada 4 tetraedros de sílice, uno es de Al. Na en nc 9. Por debajo de 1000 ºC, las plagioclasas


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conocidas son albitas con estructura tipo microclina. Hasta los 1000 ºC, hay mucho orden y poca simetría. Por encima, son monoclínicas.

� Anortita: La relación entre el silicio y el Al es 1:1. Las cargas se compensan al entrar Ca en la estructura. Es triclínica (menos simétrica que la Ab). Al entra calcio, se dan pequeñas distorsiones

Condiciones de estabilidad Por debajo de los 650 ºC, se empiezan a formar huecos de miscibilidad entre Ab y Or. Cuando no se dan soluciones sólidas, se da una serie de desmezclas llamadas Pertitas. Las pertitas, son cristales de feldespato potásico con inclusiones laminares de albita. Las antipertitas, es lo contrario. Las pertitas indican un enfriamiento lento. Texturas gráficas Son cristales de feldespato incluidos en un gran cristal de Q o viceversa.

FELDESPATOIDES Silicatos sin agua que se parecen a los feldespatos pero con 1/3 menos de sílice. Se forman en rocas básicas ricas en álcalis. Estructuras parecidas a las de los feldespatos. Responden a un sistema peritéctico, y por eso nunca coexisten con el cuarzo.

� Leucita: Tiene un polimorfo de alta temperatura, por encima de 650 ºC, y otro de baja. Su estructura está ordenada, con todos los vértices compartidos. Nunca hay dos Al juntos. Anillos de 4 y 6 tetraedros; en los grandes huecos está el potasio en nc 12.

� Nefelina-Kalsilita: Mucho más pobre en sílice. Estructuras ordenadas con posiciones fijas en las que nunca se juntan dos Al. En la estructura de la nefelina, hay 4 tipos de tetraedros: T1 y T4, ocupados por Al, y T2 y T3, ocupados por Si. Se dan dos tipos de huecos: hexagonales y ovales. En estos huecos hemos de meter mucho más Na que K (1/4 de los huecos son hexagonales, y están ocupados por K; el resto son ovales, y ocupados por Na). No se sabe exactamente donde se encuentra el Na en los huecos ovales.

� Sodalita: Es cúbica y con aniones adicionales. Tetraedros de Al y Si alternados. 6 anillos de 4 tetraedros situados en las caras del cubo que forma la celdilla unidad. 8 anillos de 6 tetraedros alrededor de cada vértice. El Cl está en las cavidades centrales, y unido al Na en nc 4. Mineral azul.

ZEOLITAS Son un grupo de 41 minerales de gran importancia industrial. Tectosilicatos y aluminossilicatos con grandes cavidades en las que entra Na, K, Ca, y agua. Pueden perder hasta un 80-90 % de agua sin que se deforme su estructura.


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mineralogía ii

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