Mineralogía II

MINERALOGÍA II

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Óscar Pintos Rodríguez

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), 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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MINERALOGÍA II Óscar Pintos Rodríguez

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 SO 4, 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, 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 SiO 4.  Los iones metálicos (Na, K, Ca, ....) aseguran la cohesión entre los tetraedros SiO 4, y la neutralidad de las cargas en las estructuras de los silicatos.

CLASIFICACIÓN CRISTALOQUÍMICA 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.: Al 3+, Fe3+, Mg3+, Ti4+, Fe2+, Mn2+); Z, son iones pequeños de número de coordinación 4 (Ej.: Si 4+, Al3+); O es el oxígeno; W son los grupos aniónicos













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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 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 No pueden pasar del medio al sistema. Normalmente, en una roca silicatada, los principales elementos inertes, son SiO 2 y Al2O. Los componentes inertes, a su vez, pueden ser de varios tipos:  Elementos trazas: No 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

 Componentes



inertes:













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AMBIENTE MAGMÁTICO

Un magma, se compone fundamentalmente, de SiO 2, en un 35-75 %, de Al 2O3, 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)













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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,...

Ascenso, emplazamiento, exolución local o

Fase acuosa inicial rica

Fase fundida inicial rica en volátiles, y

Diferenciación Diferenciación mineral y textural. Formación de secuencias pegmatíticas.

Halo de alteración y

Fraccionamiento CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA  

Chorlo, Biotita,

AMBIENTE SEDIMENTARIO

Aumento progresivo del tamaño de cristales Disminución del número de minerales

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, 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:













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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. ambiente. La segregación segregación de minerales a partir de soluciones 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, metamorfismo, es un proceso de transformación mineralógica 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.















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

 Rocas calcáreas:

 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)



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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 [Si 2O7]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













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

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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 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 [Si 2O5]2- forman planos de extensión indefinida de tetraedros SiO 4 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 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 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 SiO 2. 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













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[SiO 4]4-

Silicatos de estructura insular con los tetraedros SiO 4 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 [CaFeSiO 4]. 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 SiO 4 sueltos, y cationes divalentes (nunca habrá cationes trivalentes) uniendo los tetraedros. Los cationes tienen coordinación













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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[SiO 4]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, desarrollados, se encuentran en pegmatitas. Su estructura consta de tetraedros SiO4 independientes, y cubos distorsionados (se parecen a dodecaedros triangulares) 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(SiO 4)[OH,F,O] Nesosilicato monoclínico con aniones adicionales. Cuando el Ti se sustituye por Sn, se denomina Malayita. Da cristales en forma forma de cuña. Color marrón oscuro. El producto 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 













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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 XO 8 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 Al . 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 . 2+  Almandino: (Fe )3Al2(SiO4)3 Isótropo. Color rojo oscuro a pardo. 2+ 2+ Sustituciones frecuentes de Fe por Mg y Al3+ por Fe3+. Es el más corriente. Suele ir asociado con piropo y grosularia. Se forma normalmente, por metamorfismo metamorfismo regional. Dimensión de la celdilla unidad: 11,53 .  Espesartina (espesartita): Mn3Al2(SiO 4)3 Isótropo. Color negruzco a rojo intenso, aunque si es pura, suele ser amarillenta. Es el granate menos común. Sustituciones frecuentes de Mn 2+ 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 . 3+

Granates cálcicos (Serie de la Ugrandita)















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

Andradita: Ca3(Fe3+)2(SiO4)3 Color negruzco; Si es verde, se llama demantoide. Sustituciones frecuentes de Ca 2+ 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 Ca 2+ 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 Son la sillimanita, andalucita y distena . Los tres están formados por tetraedros SiO 4 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 Al2SiO5













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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+, Cr 3+ 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 Al 2O3/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).













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octaedros AlO4(F,OH) 2, enlazados por tetraedros SiO4 independientes. Es muy frecuente el reemplazamiento 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 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. 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.













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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: Ca2AlAl 2(SiO4)(Si 2O7)(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: Al 1,2 (comparten 3 aristas) y Al3 (comparten dos aristas). 3+  Clinozoisita/epidota: Ca2Fe Al2(SiO 4)(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: Al 2 (comparten 2 aristas), Al 1 (comparten 4 aristas) y Al 3 (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 Si 1 y Si 2 (lo que les rodea no es igual), y Si3 (tetraedro aislado). El ángulo que forman Si 1-O-Si2, varía según la cantidad de Fe, que a su vez influye en la distorsión de M 3; 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: A 2 (más grande; nc 10), y













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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]*nH 2O 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















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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.













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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 M 2, el mineral pasa a clinoenstatita, las cadenas se contraen y acortan, y las cadenas de tetraedros giran dando cadenas S y cadenas O; 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 M 2, en coordinación 8, y el Mg en M 1, 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, Cr 3+ y/o Fe3+ en M1. El diópsido se forma por metamorfismo de contacto en skarn sobre dolomías, y la hedembergita, se forma por metamorfismo 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 M 2, y algo de aluminio en M 1. El aluminio puede estar sustituyendo algo de silicio en los tetraedros. Algo de













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Óscar Pintos Rodríguez 

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Jadeita: NaAlSi 2O6 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 M 1, y el Li en M 2. La presencia de litio (pequeño) en M 2, 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













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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 M 4. 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 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 M 4 en la Atofilita, da como consecuencia una celdilla rómbica; su estructura se basa en la presencia de cationes pequeños en todos













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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). gibbsítica). Si es divalente, es similar a la de la Brucita ( capa brucítica). 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















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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













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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.













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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 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













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Óscar Pintos Rodríguez 

Cristobalita α y cristobalita β: 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.













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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.















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conocidas son albitas con estructura tipo microclina. Hasta los 1000 ºC, hay













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