Origen y Formación de Los Silicatos

Origen y Formación de los SilicatosPuede decirse que los silicatos aparecen en cualquier ambiente geológico. La razón se encuentra en su naturaleza química, la cual es muy variada y extensa, existiendo silicatos estables en condiciones físico-químicas muy extremas. Buena muestra de ello es la gran cantidad de sistemas silicatados en que se presentan fases polimórficas. A modo de ejemplo, se citarán los silicatos más característicos de cada ambiente:  Como consecuencia de la cristalización orto magmática aparecen : Granates, olivinos, piroxenos, anfiboles (hornablenda,...), ortoclasas, p lagioclasas, micas (biotita, moscovita)  En pegmatitas aparecen: Ortosa, moscovita, microclina, micas de litio(lepidolita) ,albita y otras plagioclasas ,zircón ,nefelina ,soda lita, ceo litas, titanita, biotita, turmalinas , olivinos ferrosos y algunos piroxenos y anfíboles.  En procesos hidrotermales aparecen: granates, turmalinas, berilo, axinita y rodonita.  En procesos de metasomatismo aparecen :apofilita, escapolitas, berilo, natrolita, pectolita, prehnita, thomsonita, zoisita, epidota, analcima, datolita, an dalucita, distena, sillimanita, talco,serpentinas, zircón, topacio, fenaq uita, microclina, albita, turmalinas, crisocola, dioptasa, hemimorfita, r odonita .  En ambientes metamórficos se forman : Biotita , moscovita , cloritas , granates , ortoclasas, plagioclasas, epidota, serpentinas, tremolita, actinolita, ti tanita, prehnita, turmalinas, pirofilita, talco,cordierita, andalucita, esta urolita, sillimanita, antofilita, hornblenda, escapolitas, vesubiana (idocrasa), distena, wollastonita, forsterita, diópsido.  En los medios sedimentarios los silicatos se alteran de múltiples formas, en función de su estructura, del contenido en Al, o de las condiciones ambientales. El resultado es la descomposición de las estructuras formadas en condiciones muy distintas, para dar lugar a minerales estables en las condiciones existentes en la superficie terrestre. Sólo unos pocos silicatos pueden considerarse resistentes (al menos aparentemente) como el zircón y algunos feldespatos. Los silicatos más característicos de estos medios, aunque no son los únicos, son los denominados arcillosos (caolinita, illita, sepiolita). Propiedades Químicas de los Silicatos Las propiedades químicas de los silicatos:  Sólo son solubles en agua los silicatos Los aluminosilicatos son totalmente insolubles en agua.  Algunos silicatos, entre los que se encuentran ciertos nesosilicatos, son atacables por el ClH con la formación de Gel de Sílice (SiO2.nH2O).  La mayor parte de los silicatos son insolubles en ácidos y para solubilizarles es necesaria una disgregación con fundentes tales como Na2CO3, K2CO3, KHSO4, KNO3, etc.  Todos los silicatos son atacables por el FH, con formación de SiF 4. La razón de que el FH sea capaz de disolver a los silicatos se encuentra si se observa la energía del enlace F-Si, la cual, como puede verse en la siguiente tabla, es la mayor de todas las que pueden considerarse en los enlaces en que participa el Si. ENLACE E (kJ/mol) Si-O Si-F Si-Cl 445 567 382 Si-Br 310 alcalinos. Si-I Si-N Si-H Si-Si 235 340 319 222 Si-C 328  El segundo enlace más fuerte es el Si-O, lo cual explica la gran estabilidad y abundancia de estos minerales. Todos los demás enlaces son más débiles y por ello otras sustancias que contengan estos elementos no pueden atacar al enlace Si-O. Tan sólo el ClH realiza estos ataques, en determinadas condiciones y ante determinadas estructuras en las que existen ciertas debilidades en los enlaces, como por ejemplo algunos filosilicatos.  Muchos aluminosilicatos calcinados por encima de 700 ºC forman Al2O3 y SiO2 y son atacables con ClH. Otros aluminosilicatos requieren mayores temperaturas para descomponerse. Los aluminosilicatos hidratadosson atacables por el H2SO4 caliente.  Una gran cantidad de silicatos, poseen agua estructural o de constitución, que sólo puede separarse mediante calentamientos a temperaturas muy elevadas. Como ya se ha comentado, es posible que ciertos átomos de Si +4 (0.39 Å) sean sustituidos por otros de Al+3(0.51 Å), Be+2(0.31 Å) e incluso Ge+4 (0.53 Å) ó Fe+3 (0.64 Å). La razón de esta sustitución está en el parecido tamaño que tienen estos iones. Como consecuencia de estos cambios se producen variaciones en las propiedades físicas (exfoliación, índice de refracción, densidad, dureza, etc.). La sustitución de Si por Al es muy frecuente y es posible en casi todas las estructuras. La sustitución de Si por Ge no es posible en todas las estructuras, pudiéndose observar únicamente en las más polimerizadas. Los procesos de polimerización en silicatos han sido numerosos estudios, de los cuales pueden los resultados siguientes: objeto de extraerse 1. En procesos de cristalización magmática la polimerización de los tetraedros SiO4-depende de la temperatura del magma, cuanto mayor sea ésta, existe un menor grado de polimerización. A temperaturas altas cristaliza mayor cantidad de nesosilicatos (olivinos, granates,...), pero durante el enfriamiento van cristalizando estructuras cada vez más polimerizadas (piroxenos, anfiboles, micas, feldespatos). 2. La polimerización también depende de la composición del magma. Cuando se trata de magmas ácidos (viscosos y claros), en donde abunda el Si, la polimerización se encuentra muy favorecida. Al contrario ocurre en los magmas ultrabásicos (menos viscosos y más oscuros), donde hay poco Si y abundan el Fe y el Mg y las polimerizaciones son más difíciles. La presencia de ciertos elementos también influye en la polimerización. Los volátiles, como el Cl y el F, inhiben la polimerización, al romper enlaces entre tetraedros y, por lo tanto, rebajan la viscosidad. La presencia de Li también disminuye la polimerización, en menor cuantía influyen el Na, el K y ciertos elementos alcalino-térreos. 3. En los procesos pegmatíticos, donde hay gran abundancia de Si y Al en los fluidos, se forman silicatos con elevado grado de polimerización, como feldespatos y micas. En relación con la estabilidad y la resistencia a la alteración química, se puede decir que cuanto más polimerizada se encuentre una estructura, más resistente será a dicha alteración, es decir, cuanto más fuertes y numerosos sean los enlaces entre tetraedros, más estable será la estructura. Por lo tanto, en principio, los tectosilicatos serán los más estables, mientras que los nesosilicatos serán los más alterables. De todos modos, al considerar otros factores, puede observarse excepciones a este comportamiento. Propiedades Físicas de los Silicatos Las propiedades físicas de los silicatos :  La mayoría no presentan coloraciones características. La raya suele ser blanca o clara.  No presentan brillo metálico (la broncita es una excepción) y suelen poseer brillo vítreo o mate. Los que presentan exfoliación buena a perfecta poseen brillo nacarado en las caras de exfoliación (micas, cloritas). Los que poseen altos índices de refracción presentan brillo adamantino y, algunas veces, craso.  El índice de refracción está relacionado con la densidad. A mayor densidad (d), mayor índice de refracción (n). De forma aproximada, se puede establecer la relación: n = 1.15 + 0.16d  La densidad se encuentra muy relacionada con la estructura: Los tectosilicatos, los filosilicatos y los inosilicatos poseen densidades bajas, comprendidas entre 2.0 y 3.5 gr/c.c., ya que poseen grandes huecos en sus estructuras. Los nesosilicatos, los sorosilicatos y los ciclosilicatos pueden llegar a valores próximos a 7.0 gr/c.c., ya que son estructuras muy comprimidas.  La densidad también se encuentra relacionada con los cationes presentes: 72 Å).13 Å).95 Å).74 Å).34 Å).99 Å). Losnesosilicatos y los tectosilicatos pueden tener tres direcciones de exfoliación. aquella que posee los más pequeños es la más dura.80 Å). mientras que la willemita (Zn2SiO4) es más blanda.c.0 y 7. Fe+2 (0. Ca+2 (0. Los anfiboles y los filosilicatos presentan birrefringencia negativa muy pronunciada. .0 gr/c. Mg+2 (0. Los filosilicatos presentan exfoliación perfecta en una dirección.5 gr/c. La birrefringencia suele ser de gran utilidad para la caracterización microscópica de algunos silicatos.) los silicatos que contienen cationes cuyo radio iónico es próximo a 1 Å: Na + (0. K+ (1. una de ellas puede ser preferente y las otras dos aparecen en menor grado.) los silicatos que poseen cationes de radio iónico bajo: Be+2 (0. Presentan densidades medias (entre 3. los más ligeros son los más duros.33 Å).51 Å).68 Å). Li+ (0. Los piroxenos presentan alta birrefringencia positiva. Los inosilicatos presentan dos direcciones preferentes de exfoliación.Presentan bajas densidades (menos de 3.  La exfoliación depende de la estructura y es una propiedad direccional. influyendo en este caso la naturaleza de los cationes.8 y 5.66 Å).  La birrefringencia es una interesante propiedad óptica que se observa muy bien en cristales uniáxicos que pertenecen a los sistemas trigonal o hexagonal. Mn+2 (0. presentando dureza 5.31 Å). Los que poseen Sr y Ba suelen ser más densos Presentan densidades altas (entre 5.0 g/cc) los silicatos que contienen cationes pesados y de radio iónico bajo: Cu +2 (0. Al+3 (0.c. Para una misma estructura en la que pueden aparecer diversos cationes.  La dureza se encuentra relacionada con la densidad de forma inversa. Zn+2 (0. Los tectosilicatos no presentan grandes birrefringencias y éstas pueden ser positivas o negativas. Sr+2 (1. Ba+2 (1. La fenaquita (Be2SiO4) tiene dureza 6.72 Å). Se sabe que una gran parte de la masa de la Litosfera está constituida por silicatos. El hecho de que estos minerales sean tan abundantes está relacionado con su composición y la abundancia de los elementos que los constituyen ya que.01 .Introducción y Composición La clase de los silicatos es la más numerosa e importante en el mundo mineral.5 9 62. los cuales se encuentran en todo tipo de rocas.46 Silicio (Si) 27. resulta que tales elementos son los más abundantes en la Litosfera (también en el conjunto de la Tierra). como se muestran en la siguiente tabla y figura.7 21. ELEMENTO %PE SO %VOLUMEN Oxígeno (O) 46. si observamos los datos de Goldschmidt. 28 Además de los elementos expuestos en la tabla anterior. PO4-3.39 Å) son sustituidos por átomos de aluminio (radio iónico del Al +3 = 0. S-2. Cl.84 Calcio (Ca) 3.01 1.93 Magnesio (Mg) 4. debido a sus características químicas y geométricas. Zn. lo cual da lugar a la formación de complicadas estructuras. También es posible la presencia de los aniones OH-. ver figura. Más raramente se han encontrado sustituciones de Si por Fe +3. Cr.51 Å). Be.63 0. V. CO3-2. Ba.13 6. etc.63 1. con lo cual cambia la valencia del grupo.60 1. pero no así su estructura y disposición.44 Hierro (Fe) 5. Las posibilidades se amplían si se tiene en cuenta la unidad estructural que constituye los silicatos. Zr. Cu.43 Titanio (Ti) 0.2 Aluminio (Al) 8. muchas de las cuales aún no han podido ser totalmente aclaradas.66 Potasio (K) 2. Con cierta frecuencia los átomos de silicio (radio iónico de Si -4 = 0. Ti+4. U. Se trata de la disposición tetraédrica SiO4-4. etc. Th. SO4-2.09 1. Ge+4. Mn.93 Sodio (Na) 2. Esta disposición presenta una gran tendencia a polimerizarse. .85 2. en los silicatos pueden encontrarse ciertas cantidades de Li. etc. BO3-3. F. y lascadenas (simples o dobles). Machatsschki. Dependiendo de cómo se agrupen tales unidades estructurales básicas. Machatschki distingue 2 tipos de estructuras en los silicatos:  Con un número finito de unidades estructurales básicas (SiO4 -4). 1926). en mayor o menor grado de polimerización. Groth citaba ortosilicatos anhidros e hidratados. Varios científicos realizaron aportaciones en este campo (Bragg. W. las disposiciones bidimensionales y . en capas o en otras disposiciones.L. Por ejemplo. muchos silicatos no eran fáciles de encuadrar y no se tardó en desestimar esta forma de clasificarlos.Estructura de los Silicatos Durante mucho tiempo. En 1928. bien en cadenas. los silicatos fueron considerados como sales del ácido silícico.L. Bragg.  Con un número ilimitado de unidades estructurales básicas. heteropolisilicato sy otros. Groth consideró a los silicatos como derivados del ácido ortosilícico al polimerizarse éste y perder moléculas de agua en cuantía y forma diversa. Con el uso de los Rayos X se pudieron estudiar las estructuras de numerosas sustancias. entre ellas de muchos silicatos. Frank y Vernadsky. Sin embargo. Lo primero que se puso en evidencia es que la unidad estructural básica consiste en una distribución de átomos de silicio tetracoordinados con átomos de oxígeno (disposición tetraédrica) (W. En 1930. para el caso A. Otro tanto harían otros mineralogistas como Tschermak. se pueden observar diferentes tipos de estructuras. polisilicatos. metasilicatos. entre las que se citan los tetraedros aislados (unidades estructurales básicas). Bragg completa lo anterior y considera varias posibilidades.). etc. los grupos de dos tetraedros y los anillos. Goldschmidt. 3. Liebau desarrolló una clasificación en la que fundamentalmente profundiza sobre las estructuras con un número ilimitado de tetraedros. 2 (piroxenos). 4. según que el vértice no compartido se encuentre "hacia arriba" o "hacia abajo". Valores altos de la constante implican estructuras más complejas. Un siglo más tarde. La base de las clasificaciones modernas de silicatos (y de otros minerales). Pero estos trabajos no fueron tenidos en cuenta durante muchos años. se puede obtener una constante que se relaciona con la estructura y que da lugar a la mencionada clasificación. En las estructuras en monocadena el número de tetraedros que forman la unidad repetitiva puede ser 1. En 1960. el cual puede ser 2 (micas). Por lo que respecta a las estructuras finitas. Dana comenzaron en 1837 sobre criterios químicos y de morfología cristalina. Esto ya lo habían hecho otros autores. Forma de los huecos que aparecen en la red (hexágonos. Teniendo en cuenta que la unidad repetitiva se encuentra formada por 2n tetraedros unidos de 2 en 2 por el vértice (unidad doble cadena). al igual que Bragg. Posteriormente otros autores hicieron nuevas aportaciones. Número de tetraedros que forman la unidad repetitiva. Hugo Strunz (mineralogista alemán) considera tales trabajos y los de Bragg (antes mencionados) y comienza a desarrollar una clasificación que incluye 2000 términos. 3 ó 4. Para las estructuras en capa. En esta clasificación se tienen en cuenta. en donde. En el caso de las estructuras en cadena se consideran las mono cadenas y las bicadenas y en cada caso el número de tetraedros que forman la unidad estructural repetitiva. para realizar su clasificación mineral. mientras que los valores bajos corresponden a grupos tetraédricos finitos. n puede valer 1. para el caso B. A partir de ahí.las tridimensionales. 3. siempre sobre la base de la clasificación de Bragg. En 1930. 3 ó 4. se encuentra en los trabajos que J.S. Liebau las clasificaba en función del número de tetraedros que constituyen la unidad estructural. entre especies y variedades. más o menos numerosos. 2. Estructuras similares a losfeldespatos se encuentran también en el cuarzo aunque. Este autor incluye a los minerales de la sílice (óxidos de silicio) entre los silicatos con estructuras tridimensionales infinitas. Liebau considera hasta 3 criterios: 1. En las estructuras en bicadena hay 4 casos. octógonos o cuadrados). Orientación de los tetraedros en la capa. En estas consideraciones se basó H. se trata de un óxido de silicio. daba entidad a las estructuras tipo mica (bidimensionales) y tipo feldespato (tridimensionales).B. pentágonos. Strunz. 2 (anfiboles). 5 y 7. y R. en primer lugar. En 1962. como es sabido. Machatschki hizo nuevas aportaciones a su propia clasificación. Zoltai establece una clasificación basada en la proporción de vértices compartidos y no compartidos de los tetraedros que forman la estructura silicatada. los criterios químicos que originan las clases y a . unos años más tarde. BO3-3. apoyadas en consideraciones geoquímicas. También se deben considerar las investigaciones que aclaran la naturaleza de especies y variedades. 2. Grupos de 2 tetraedros unidos por un vértice. NESOSILICATOS (neso=isla) Si/O=0. En 1970. se publica en Leipzig la Quinta Edición de la obra de Strunz "Mineralogische Tabellen". dentro de los silicatos: 1. pero aplicados en forma más concreta y. la titanita y otros 50 conocidos hasta ahora. con ciertas modificaciones introducidas por cada grupo de trabajo o escuela mineralógica. La división en grupos y en series minerales se basa también en estos criterios. etc. Algunos autores consideran a los subnesosilicatos como nesosilicatos que contienen otros aniones (CO3-2. la cual constituye la base de las clasificaciones actuales. F-. para dar lugar a los tipos estructurales y a las subclases (en el caso de los silicatos). la cianita. Tetraedros aislados y separados por cationes metálicos. Esta clasificación hace 6 apartados o subclases para los silicatos teniendo en cuenta los criterios cristaloquímicos y estructurales de tipo general.29 Si 2O7-6. . Clasificación de los Silicatos Como se ha indicado se han considerado las siguientes 6 subclases. OH-.continuación se consideran las características cristaloquímicas y estructurales. También se han encontrado grupos de 3 y más tetraedros que pueden incluirse en esta subclase. tanto nuevas como poco conocidas.). en ocasiones. Las valencias libres se saturan con cationes.25. SOROSILICATOS (soro=grupo) Si/O=0. O-2. Se incluirían aquí minerales tan importantes como el topacio. etc. Suelen presentarse en hábitos prismáticos característicos (trigonales.50 Si n-xAlxO2n-x Estructuras tridimensionales indefinidas en donde todos los vértices de los tetraedros se comparten en todas las direcciones. por lo general. FILOSILICATOS (filo=hoja) Si/O=0. como puede observarse cuando se considera la distribución estadística de los sistemas cristalinos en estos minerales: TRICLÍNICOS 9% MONOCLÍNICOS 45% RÓMBICOS 20% TRIGONALES 7% HEXAGONALES 10% TETRAGONALES 2% CÚBICOS 7% .36 Si4O11-6 Cadenas sencillas o dobles con un número indefinido de tetraedros en una dirección espacial determinada que dan al mineral aspecto fibroso yexfoliación prismática según dos direcciones.33 SinO3n-2n (n=3.4 ó 6) unidos en disposición anular. 4. presenten alta birrefringencia y su hábito sea frecuentemente laminar pseudohexagonal.46). CICLOSILICATOS (ciclo=anillo) Si/O=0. Estos minerales son de gran importancia petrológica. H2O. 5. Ello hace que sean blandos. aunque los criterios químicos les colocan directamente en la clase de los óxidos. Los minerales más característicos de esta subclase son los feldespatos. Las estructuras silicatadas presentan. INOSILICATOS (ino=cadena) Si/O=0. Hay autores que incluyen en esta subclase los minerales del grupo de la sílice. posean exfoliación basal. Son los silicatos con estructura más compleja. Es frecuente la presencia de grupos OH-. poca simetría. Grupos de tetraedros (3.3. dando a una disposición "ilimitada" bidimensional.33 Si 2O6-4 Si/O=0.40 Si4O10-4 Cada tetraedro comparte 3 vértices con otros tantos tetraedros. F-. TECTOSILICATOS (tecto=arquitectura) Si/O=0. En algunos tratados de Mineralogía se utiliza la denominación de heterosilicatos para aquellos silicatos que no presentan estructuras comparables a las expuestas hasta aquí. tetragonales o hexagonales). 6. Aplicaciones e Interés Tecnológico de los Silicatos .Se observa gran abundancia de cristalizaciones hexagonales en los ciclosilicatos. mientras que las cristalizaciones cúbicas aparecen en nesosilicatos y tectosilicatos. No hay que olvidar la importancia de las arcillas para la fabricación de objetos de barro y porcelana. siendo curiosidades científicas. etc. sólo algunas especies son empleadas para la extracción de elementos metálicos: MINERAL METAL MINERAL METAL MINERAL METAL Willemita Zn Lepidolita Li Zircón Zr Hemimorfita Zn Petalita Li Thoveitita Sc.). ja deita. incluso desde el Paleolítico. También se usan algunos silicatos para la fabricación de refractarios y aislantes. crisocola. etc.granates. andalucita. Estos materiales pueden usarse en diferente grado de manufacturación y ello da lugar a importantes industrias.La mayoría de los silicatos no presentan aplicaciones concretas. . algunas de las cuales tienen orígenes muy remotos. topacio. Las materias primas para la preparación de estos materiales pueden ser monocomponentes (una sola especie) o multicomponentes (pizarras.granitos. Y Crisocola Cu Espodumena Li Allanita Ce. espodumena (kunzita. heliodoro). hiddenita). olivinos. Se emplean grandes cantidades de feldespatos y ciertas arcillas (caolinita) en la industria cerámica. sodalita. indigolita). microclina (amazonita). elbaita (rubelita. Th Titanita Ti Bertrandita Be Hafnón Hf Rodonita Mn Berilo Be Polucita Cs Algunos silicatos se emplean como materiales de construcción y ornamentación. verd elita. No es frecuente que un silicato se utilice como mena metálica. rodonita. morganita. aguamarina. zircón. lazurita (lapis lázuli). En Gemología son muy apreciados algunos silicatos y sus variedades: Berilo (esmeralda. desde el punto de vista geoquímico. Los granates representan una de las químicas más extensas dentro de esta subclase. al ser muy frecuentes en las rocas que se forman como consecuencia del metamorfismo de sedimentos arcillosos (Winkler). aunque su carácter iónico no llega a ser muy elevado. entre los cuales se disponen los cationes cuya coordinación con los citados tetraedros se realiza a través de los oxígenos. El número de coordinación o número de oxígenos con los que se relaciona cada catión. Ello hace que estos minerales se consideren unos importantes indicadores geoquímicos. pero son estables en diferentes condiciones de presión y temperatura. el estudio de las relaciones entre la andalucita.. En la fenaquita (Be2SiO4) el Be tiene un número de coordinación 4. Mg+2.están ocupando lugares de los SiO4-4. Todas ellas tienen la misma composición. depende fundamentalmente de su tamaño y de su carga. la sillimanita y la distena. llegándose a transiciones isoestructurales cuyos extremos pueden ser: Ca 3Al2(SiO4)3 Ca3Al2(OH)12. El Al2SiO5 presenta 3 polimorfías: Sillimanita.Nesosilicatos También llamados ortosilicatos. los enlaces M-O son más iónicos que los Si-O.. En general. sillimanita 4. Es interesante.. ya que intervienen soluciones sólidas. mientras que la otra mitad presenta diferente número de coordinación dependiendo de la especie de que se trate. Grupo del Olivino Se engloban en este grupo los minerales cuya composición corresponde a la fórmula: M2SiO4 ó (M. Su estructura se caracteriza por la disposición de grupos tetraédricos (SiO4 4 ). constituyen las estructuras silicatadas más simples. andalucita 5 y cianita 6. Mn+2. andalucita y cianita o distena. en los minerales del grupo del olivino los cationes (Fe+2. densidades y refringencias elevadas. Poseen durezas.) tienen de número de coordinación 6 y en el zircón el Zr se coordina con 8 oxígenos. Sin embargo. aunque no todas las distancias Zr-O son iguales. formándose los tres en ambientes metamórficos de distinto grado. en ellas la mitad de los Al se encuentran hexacoordinados. no todos los oxígenos se coordinan con un catión. La complicación se hace mayor cuando grupos OH.N)2SiO4 . En algunas ocasiones los cristales desgastados toman el aspectos de masas informes. como la fayalita (Fe2SiO4) . etc. Ti. Fe. trapezoedros. Mg. Los minerales de este grupo son fácilmente alterables. tales como rombododecaedros. Ca. Todos los granates cristalizan en el sistema cúbico y clase de simetría hexaquisoctaédrica. existiendo una serie mineral cuyos extremos son la fayalita (Fe2SiO4) y la forsterita (Mg2SiO4). Los granates suelen aparecer en materiales metamórficos. de masa.fayalita (Fe2SiO4) presentan altos puntos de fusión. aunque también pueden encontrarse en determinados tipos de rocas ígneas (volcánicas. Los términos de la serie forsterita (Mg2SiO4) .tefroita (Mn2SiO4) son más raras. Mn.  N: Cationes divalentes: Fe. Algunas características físicas y químicas de los granates se resumen en los puntos siguientes:  Presentan colores muy variados.) y en ciertos sedimentos. Mn. Tradicionalmente se da el nombre de olivino o peridoto cuando los cationes son Mg y Fe. En algún caso se ha encontrado Ti sustituyendo al Si. V. Mn. Otras series. Se han encontrado cristales de varios kg. Pb. pudiendo ser transparentes a opacos. brillo vítreo. . Tales extremos son muy raros en la naturaleza. pegmatitas. presentando hábitos característicos. Tampoco son frecuentes las demás especies del grupo. Ca. peridotitas. Fe.gneiss. o bien por procesos de meteorización. e incluso Ni. Cr. pero algunos de los compuestos incluidos en la mencionada serie son relativamente frecuentes. bien por la acción de soluciones hidrotermales. Grupo de los Granates Los minerales de este grupo presentan la composición siguiente: N3M2Si3O12 Siendo:  M: Cationes trivalentes: Al. comprendidos entre 1205 y 1890ºC y aparecen en materiales ígneosque han cristalizado en la etapa ortomagmática a partir de magmas pobres en Si y ricos en Fe y Mn (magmas básicos y ultrabásicos). Son relativamente comunes en esquistos micáceos.tefroita (Mn2SiO4) y la forsterita (Mg2SiO4) . etc. serpentinas y dioritas .Donde M y N pueden ser: Mg. raya blanca. craso o resinoso. Zn. la andradita. la idocrasa ovesubiana. lo cual no excluye.5 y 4. se sabe que por calentamiento éstas anomalías desaparecen.c. El ángulo Si-O-Si varía entre 130 y 180º. presentan octaedros AlO6 y AlO4(OH)2 que forman cadenas uniéndose por las aristas. y los minerales del grupo de la epidota. Sin embargo. ya que se conocen aproximadamente 70. En los sorosilicatos de las tierras raras las estructuras son algo más complejas. . siendo las más importantes la hemimorfita (que puede emplearse como mena de cinc). Sorosilicatos La subclase de los sorosilicatos no es muy abundante en especies minerales. de forma incorrecta. algunos son más duros que el cuarzo. por lo general frágiles. siendo. son ópticamente isótropos. algunos minerales. aunque si previamente se calcinan se pueden disolver en ClH. sobre todo cuarzo. No presentan exfoliación en la mayor parte de los casos y la fractura puede ser concoidea a desigual. la cual suele estar comprendida entre 3.2 gr/c. además. la presencia de tetraedros aislados (caso de la epidota). la uvarovita o la grosularia pueden presentar ciertas anomalías anisótropas.  Suelen contener inclusiones de otros minerales. lo cual ha provocado que algunos autores las hayan clasificado como inosilicatos. aunque algunas especies.  Dada su estructura cúbica.5. como por ejemplo la epidota. como la espesartita. Los índices de refracción son altos. debido a la existencia en la misma estructura de grupos tetraédricos simples y dobles. Al mismo tiempo. que provocan variaciones en sus propiedades ópticas y en la densidad.  La dureza oscila entre 6 y 7.  Sólo son atacables por el FH. Estructuralmente se caracterizan por la presencia de grupos tetraédricos dobles Si2O7-6 (iones pirosilicato). pero siempre en número limitado. donde sus miembros cristalizan en el sistema monoclínico. La(III). Finalmente. Fe(III). si en una roca aparecen ambas especies. Th(III). Mn(III). Mn(III).F) ó A2B3 Si3O12(OH. En estas cadenas se han detectado ramificaciones.F) siendo: A: Ca. Así. cuya principal especie es la zoisita. En otra serie (serie ortorrómbica). B: Al. por ejemplo. el intercambio de Al por Fe (III) se da en menor grado que en la serie monoclínica. Un hecho importante. Pb(II). aunque esta nomenclatura proviene de la bibliografía sajona.  Exfoliación perfecta a imperfecta. se han caracterizado cadenas cortas del tipo: Si 4O15-14 y Si5O16-12. . Existe una serie (soluciones sólidas) que se extiende desde la epidota hasta la clinozoisita.  Los índices de refracción aumentan con el contenido en hierro. Fe(II). El Si puede estar parcialmente sustituido por Be.  Suelen cristalizar a temperaturas bajas. desde el punto de vista geoquímico. dos procesos de cristalización con diferentes condiciones físico-químicas. Mn(II). es necesario pensar que para su formación se han tenido que producir. es que los campos de estabilidad de la zoisita y de la clinozoisita no presentan puntos en común. al menos. Ti(III). Las características generales de los minerales de este grupo pueden resumirse en:  Cristales alargados. Y(III). Sr. En esta serie se observan elevados grados de intercambio entre el Al y el Fe (III). Grupo de la Epidota Los minerales del Grupo de la Epidota poseen la siguiente fórmula general: A2B3(SiO4)3(OH. debe comentarse que existen unas rocas que contienen ciertas cantidades de epidota y que suelen llamarse epidotitas. lo cual facilita la síntesis de algunas especies en el laboratorio. V(III).Se han encontrado (aunque son muy raros y se han estudiado poco) algunos silicatos en que el número de grupos tetraédricos que se unen es mayor que 2. Ello quiere decir que. Ce(III).  La densidad es elevada (si se compara con otros silicatos). en algún caso. 4 ó 6. las alcalinas son incoloras y las de litio verdes o azules. el berilo (ciertas variedades) y la cordierita. Los agregados suelen ser radiales. El brillo es vítreo o resinoso. originándose las agrupaciones del tipo SinO3n-2n. Las características de las turmalinas pueden resumirse en los puntos siguientes:  Presentan colores muy variados.Al. las ferromagnesianas son pardas oscuras.).0 y 7. ya que no sólo aparecen en todas las turmalinas. ver figura.F)4 Con esta fórmula pueden darse numerosas posibilidades.  Suelen presentarse en cristales prismáticos con las caras. pero pueden destacarse por su importancia las turmalinas. con signo óptico negativo y presentan un marcado pleocroismo. las magnesianas pueden ser pardas. Las especies que tienen más importancia en este grupo son la dravita. indigolita. Los índices de refracción dependen del contenido de Fe y de Mn.00 y 3.. estriadas en la dirección c. el chorlo (schörl) y la elbaita. amarillas o verdes. estando comprendida entre 3. acroita.Mn.Mg. Se pueden encontrar también masas bacilares. Grupo de las Turmalinas Los minerales de este grupo presentan la siguiente composición: Na (Fe. verdelita. romboédrica.Li)3Al6Si6O18(BO3)3(OH. Estructuralmente se caracterizan por poseer ciclos con 6 átomos de silicio. Desde el punto de vista estructural se caracterizan por la disposición cíclica de un número concreto de tetraedros que puede ser 3. ya que en ambas existen agrupaciones de tetraedros en número limitado.. pero debe destacarse que en todas las turmalinas está presente el boro.  Ópticamente son uniáxicas.  La dureza es elevada (entre 7. La exfoliación es prismática y.  Cristalizan en el sistema trigonal (clase piramidal ditrigonal) y las dimensiones de la celda son muy parecidas para todas ellas.5) y la fractura concoidea. El número de minerales de esta subclase no es muy grande. Sin embargo. a menudo. la cual presenta muchas variedades (rubelita. las manganesíferas son rojizas. estando .. Es interesante apuntar el hecho de que no es rara la presencia de boratos en la composición de estos minerales. paralelos.25 g/cc y siendo mayor cuanto más Fe contengan. Las turmalinas ferrosas son negras.Ciclosilicatos Para algunos autores la subclase de los ciclosilicatos constituye una extensión de la subclase de los sorosilicatos. los modernos tratados deQuímica y de Mineralogía consideran a estas estructuras con entidad propia. sino también en otras especies como en la axinita. o columnares. moscovita. como en venas pneumatolíticas. Por ejemplo. en yacimientos pneumatolíticos aparecen asociadas a casiterita.  Poseen una gran resistencia química. La temperatura de fusión oscila entre 1100ºC (dravita) y 1350ºC en las turmalinas negras y en la rubelita. También son piroeléctricos. Pueden encontrarse tanto en granitos pegmatíticos. siendo únicamente atacables por el FH (el polvo calcinado es descompuesto lentamente por el SO 4H2) y fusibles con carbonatos alcalinos o con bisulfato potásico. Las variedades verdes y pardas de Brasil absorben más el rayo ordinario que el extraordinario. petalita. observándose una coloración verde fugaz si existe tal elemento. las cadenas simples y las cadenas dobles. Se dan 2 casos principales. También pueden aparecer como consecuencia de procesos de recristalización de materiales sedimentarios de tipo detrítico y en ciertos arenales procedentes de la meteorización de granitos pegmatíticos. topacio.  Presentan propiedades piezoeléctricas. espodumena.. El origen de las turmalinas es muy variado.ambos en proporción directa. Inosilicatos La subclase de los inosilicatos se caracteriza por el hecho de que los tetraedros SiO 4-4 se unen formando cadenas de longitud ilimitada.fluorita. por lo cual se emplean. Cadenas Sencillas (Piroxenos) Cada tetraedro se une al inmediato a través de un oxígeno común y ello da lugar a estructuras tipo (Si2O6-4)n ó (SiO3-2)n. La caracterización del boro se realiza calentando un poco de polvo del mineral mezclado con fluorita y con bisulfato potásico. para la fabricación de medidores de presión. dependiendo de la composición. entre otras cosas. es decir.. No son raras en ambientes metamórficos relacionados con procesos de metasomatismo del boro. La pérdida de agua mediante calentamiento se realiza entre 150 y 775ºC.  Algunos ejemplares se enturbian por calentamiento. El color a la llama suele ser de amarillo a rojo. lo cual las hace adecuadas para la construcción de polarizadores. Como consecuencia de su variado origen. niobita. apatito.. a una relación Si/O=1/3: . wolframit a. las turmalinas pueden encontrarse en numerosas paragénesis. lepidolita. Cadenas dobles (Anfiboles) Formadas por 2 cadenas simples unidas entre sí mediante de puentes de oxígeno Si-O-Si. Na. etc. como puede verse en su fórmula general: XYT2O6 siendo: T: Si.V(III). Los piroxenos son muy abundantes en la parte superior del Manto y en numerosos lugares de la Corteza. con una relación Si/O=4/11: . Fe(II). Fe(III) X: Al. Entre los rómbicos más importantes se encuentra la enstatita (variedades hiperstena ybroncita) que aparece en numerosas rocas. los rómbicos y los monoclínicos (aunque se conoce alguna excepción). Sc(III). Zn. Zr(IV).Ca El intercambio de Al y Si no es muy normal en los piroxenos. Li. hay 2 tipos de piroxenos. al poder contener más variedad de elementos en su red cristalina. Los piroxenos monoclínicos presentan más especies.2 Å. y Ca y entre ellos pueden citarse diópsido. dando lugar a una estructura del tipo (Si4O11-6)n. enstatita (hiperstena y broncita). Mn(II). hedenbergita. Los piroxenos que aparecen con más frecuencia en las rocas son los que contienen Fe. aproximadamente. Fe(II). Cr(III). La química de estos minerales es muy compleja. Mg.El período de repetición de esta cadena es de 5. Al. Fe(III). Desde el punto de vista estructural. Mn(II) Y: Mg. Ti(IV). clinoenstatita. aunque se puede llegar a la relación Al/Si=1/3. augita. los anfiboles cristalizan a . al poder aplicarles las técnicas de caracterización (Difracción de Rayos X. Al La sustitución de Si por Al puede llegar a la proporción Al/Si=1/3. por debajo de su temperatura de fusión.  Los hábitos son diferentes.Al igual que en los piroxenos. los piroxenos cristalizan a mayores temperaturas que los anfiboles y a partir de magmas básicos y ultrabásicos. Mg Z: Ca. Por ello.F. químico y estructural. Ti Y: Li. suelen presentar menoresíndices de refracción y menores densidades que los piroxenos. La mayor parte de los trabajos se han realizado desde 1965 y su nomenclatura y clasificación data de 1965 (Leake).  Por lo que respecta a las condiciones de formación. Los OH. a través de su espectro infrarrojo o Raman. son sustituidos por O -2.). Sin embargo. Al. (a veces K) T: Si. Fe(II). Se trata de un grupo de minerales que presenta un amplio rango de composición y de estabilidad. desde el punto vista físico. El resultado es que las secciones deexfoliación vistas paralelamente al eje c. Con menos frecuencia aparecen en procesos de metamorfismo de alto grado relacionados con materiales ricos en Fe y Mg. La comparación entre los piroxenos y los anfiboles. etc. de  Generalmente.  El hecho de poseer grupos OH hace que los anfiboles sean térmicamente menos resistentes que los piroxenos. La entrada de cationes como Na+ ó K+ se ve favorecida por la presencia de huecos entre las dobles cadenas. son muy parecidas. le convierte en un piroxeno por desprendimiento de agua. Na. La estructura y composición de los anfiboles no ha sido conocida con detalle hasta bien entrado el siglo XX.  Los ángulos de exfoliación son diferentes. el brillo. para los mismos cationes presentes. Fe(III). e incluso en agujas (hábito acicular) y son frecuentes los agregados fibrosos.pueden estar parcialmente sustituidos por F-. Ca. pudiendo ser su suma estequiométricamente deficitaria y. por el hecho de poseer grupos OH. Mn. ya que tales grupos presentan una banda de tensión en la zona espectral comprendida entre 3000 y 4000 cm -1. a veces. La fórmula general de los minerales de este grupo es: Z01X5Y2T8O22(OH. ya que las direcciones de exfoliación en los piroxenos forman un ángulo de 87º. Sin embargo. mientras que en los anfiboles tal ángulo es de 56º. los cuales son bastante refractarios. Espectroscopía IR. Na. puede decirse que. el calentamiento de un anfibol. mientras que los anfiboles suelen aparecer en prismas alargados. los anfiboles. Mn. en términos generales. son respectivamente un pseudocuadrado de ángulos 87 y 93º (piroxenos) y un rombo cuyos ángulos son 56 y 124º (anfiboles). de tal forma que los piroxenos tienden a presentarse en prismas más o menos gruesos. el color. la química de los anfíboles es muy compleja y son normales las sustituciones interatómicas.  Precisamente el hecho de poseer grupos OH sirve para diferenciar los anfiboles de los piroxenos. Fe(II). la dureza y alguna otra propiedad. lo cual les hace muy frecuentes en numerosas paragénesis.Cl)2 siendo: X: Mg. servirá para describir sus principales características. El Fe y el Mg son totalmente intercambiables. Además cristalizan en el sistema triclínico. el valor del parámetro b es doble en los anfiboles que en los piroxenos. Los piroxenoides poseen una relación Si/O=1/3. mientras que en los piroxenoides es muy variada (12. actinolita). tanto ígneas. por ejemplo. Mg y Fe(II). CAPAS TETRAÉDRICAS: Conjunto de tetraedros (SiO4) en disposición hexagonal con 3 oxígenos compartidos y el cuarto enlace Si-O en la dirección perpendicular al plano de la disposición. pero no tienen la estructura de los piroxenos. siendo constituyentes de numerosos tipos de rocas.4 Å en la piroxmanguita). las arcillas están formadas fundamentalmente por filosilicatos y estos forman una considerable proporción de los materiales de la Corteza Terrestre. como por ejemplo Ca. En estos tetraedros el Si puede estar parcialmente sustituido por Al. El tamaño de la celda unidad es parecido en cuanto a los parámetros a y c. como metamórficas y sedimentarias. Además suelen ser blandos y poco densos. lo cual se traduce en una serie de hábitos típicos (muchos de ellos son hojosos o escamosos) que les hace fácilmente reconocibles. En los piroxenos la repetición de tetraedros en la cadena se da cada 7.partir de magmas neutros y. aunque poseen también cationes coordinados octaédricamente entre las cadenas silicatadas. Desde el punto de vista estructural. También son frecuentes en ambientes metamórficos de grado medio. Así. crocidolita. de tal forma que pueden aparecer unidades tales como AlSi 3O10-5 ó Al2Si2O10-6: . sobre todo en la Corteza Terrestre.3 Å. e incluso en los demás inosilicatos. dando lugar a agrupaciones Si 4O10-4. a menores temperaturas que los piroxenos.5 en la wollastonita ó 17. para piroxenos y anfiboles con semejantes composiciones catiónicas. En la actualidad también se engloban con esta denominación a ciertas serpentinas fibrosas (filosilicatos). El término ASBESTO se utilizó inicialmente para anfiboles fibrosos (tremolita. Sin embargo. las cadenas se alinean según el eje c del cristal y estas cadenas se encuentran unidas a cationes cuyo índice de coordinación suele ser 6. Filosilicatos Los filosilicatos son unos minerales muy extendidos en el mundo mineral.  Tanto en los piroxenos como en los anfiboles. los filosilicatos se caracterizan por el apilamiento de capas que pueden ser de 2 tipos: 1. lo cual hace que las cadenas sean menos simétricas que en los piroxenos y ello se refleja en su hábito fibroso y en su fractura astillosa. como ya se ha dicho. La característica fundamental de los filosilicatos es su disposición en capas. como elcrisotilo y la antigorita. Al. Mn. Ni. De esta forma puede hablarse de 2 tipos de capas octaédricas:  TRIOCTAÉDRICAS: Formadas por cationes divalentes que ocupan todas las posiciones octaédricas. Cu. La estructura básica está formada por dos capas tetraédricas y una capa octaédrica. 2. como por ejemplo el Al. Fe(III). CAPAS OCTAÉDRICAS: Formadas por la coordinación hexaédrica de una serie de cationes (Mg. e incluso con F-. la cual puede ser dioctaédrica o trioctaédrica. Li. Zn) con oxígenos. puede ocurrir que los 3 estén ocupados por un catión (si éste es divalente) o que sólo lo estén 2 de ellos (si el catión es trivalente). Co. La estructura básica está formada por una capa tetraédrica y una capa octaédrica. ubicados en las capas tetraédricas. . Fe(II). Ti. V.  DIOCTAÉDRICAS: Formadas por cationes trivalentes que ocupan 2 de cada 3 posiciones octaédricas. como por ejemplo el Mg.2. grupos OH -. podemos establecer 2 tipos de filosilicatos: 1. Considerando los octaedros. FILOSILICATOS 1:1. la cual puede ser dioctaédrica o trioctaédrica. FILOSILICATOS 2:1. La disposición de las capas y el tipo de cada una de ellas es la base de la clasificación y de la nomenclatura de los filosilicatos. Por lo tanto. Cr. La unidad estructural más pequeña contiene 4 tetraedros y 3 octaedros. 3: Muchos filosilicatos no se encuentran bien caracterizados. fueron asimilados a especies. con lo cual hay huecos. los cuales.Cuando el Si está sustituido por otros elementos. por lo cual se introducen cationes interlaminares. de acuerdo con los nuevos conocimientos que sobre ellos se vienen adquiriendo. de las cuales conserva su estructura. Ello ha dado lugar a la catalogación de nuevas especies (y variedades). en su día. las unidades presentan orientaciones diferentes. las cloritas. lasvermiculitas y las esmectitas. En cada grupo se hace la correspondiente división 2: Apenas se conocen vermiculitas dioctaédricas. sin olvidar la Difracción de Rayos X. como Al(III) ó Fe(III) se produce la aparición de carga y se pierde la neutralidad. En base a las consideraciones estructurales mencionadas hasta aquí. Tal es el caso de las micas. aunque con menor contenido en K y menor relación Al/Si. a su vez. . A veces se incluyen en la subclase otros silicatos cuya estructura no está muy clara. En el grupo de los minerales denominado de las Arcillas Fibrosas. gracias a la aplicación cuidadosa de lastécnicas espectroscópicas y del análisis térmico. existiendo tetraedros rotados. así como al mejor conocimiento de otras que ha permitido eliminar una serie de términos que. pero que en la actualidad se sabe que corresponden a mezclas o a estados de transición entre fases minerales. el esquema general de clasificación para los filosilicatos quedaría según se muestra a continuacíon: Grupo de las Kanditas (dioctaédricas) FILOSILICATOS 1:1 (Bilaminares) Grupo de las Serpentinas (trioctaédricas) Grupo del Talco y de la Pirofilita Grupo de las Esmectitas FILOSILICATOS 2:1 (Trilaminares)1 Grupo de las Vermiculitas2 Grupo de las Micas Grupo de las Cloritas Grupo de la Sepiolita (filosilicatos fibrosos) Grupo de la Apofilita FILOSILICATOS VARIOS Grupo de la Friedelita Otros Filisilicatos3 1: Pueden ser dioctaédricas o trioctaédricas. Ciertos autores no consideran a estos minerales como silicatos. Por ejemplo. Durante de los últimos años se ha procedido a una adaptación de la nomenclatura de estos minerales. presentan 2 posibilidades en función del tipo de capa octaédrica (dioctaédrica o trioctaédrica). La cuantía de la mencionada carga da lugar a distintos grupos. Además hay otros nombres que han sido completamente eliminados de los modernos tratados de Mineralogía. las illitas (llamadas por algunos hidromicas) son mezclas de minerales de naturaleza micácea que abundan en las arcillas (micas de arcilla) y que pueden ser el resultado de la alteración de micas (moscovita). dickita. nacrita y halloysita. CaO (0.5%).5% H2O 14.1%) y . K2O (0.15%).3%).0% 4 media especies en óxidos es Pero pueden contener aun mayor proporción de agua (de hidratación o de cristalización). como ocurre en la halloysita.5%). Fe2O3 (0. MgO (0. FeO (0.3%).5% Al2O3 39.0%). Na2O (0.Grupo de la Caolinita o de las Kanditas Este grupo se encuentra formado por minerales: Caolinita. La composición aproximadamente como sigue: SiO2 46. Además suelen estar presentes otros elementos en cantidades pequeñas: TiO2 (1. Mg y Ca. La halloysita presenta un gran desorden estructural. de tal forma que no hay una secuencia de apilamiento fija que permita la entrada de agua entre las distintas unidades estructurales. pero generalmente ello es debido a la presencia de depósitos de SiO2 libre.  Ortocrisotilo: Ortorrómbico.  Birrefringencia apreciable (diferencia con las micas).40 a 2.5. El origen suele ser sedimentario.  Brillo nacarado a mate. la nacrita puede considerarse la especie con mayor grado de ordenamiento. cristalizando en el sistema monoclínico (con tendencia a ortorrómbico).  Puntos de fusión comprendidos entre 1730 y 1785ºC. Los elementos que pueden sustituir al aluminio son: Fe(III). el crisotilo suele confundirse con algunos anfiboles fibrosos. Sin embargo.menores cantidades de B y Cr. Poco conocido. puede verse que el crisotilo desprende mucho más agua que los mencionados minerales. al igual que la dickita. Grupo del Talco y de la Pirofilita . aunque existe una fase pseudomonoclínica llamada caolinita PN. Por su aspecto. En cuanto a las propiedades de los minerales de este grupo.  Dureza de 2. Todos ellos suelen aparecer juntos y en las mismas condiciones.  Densidad de 2.  Paracrisotilo: Ortorrómbico. la caolinita cristaliza en el sistema triclínico.0 a 2. podemos citar las siguientes:  Color blanco a gris. pero también aparecen en ciertos ambientes hidrotermales. Existen caolinitas con mayor contenido en SiO2. pero si se realiza un calentamiento en tubo cerrado. otros Grupo de las Serpentinas Los representantes más importantes de este grupo son la antigorita (serpentina hojosa o escamosa) y el crisotilo (serpentina fibrosa). el cual es considerado por algunos autores como una variedad de la antigorita. como producto de alteración de feldespatos y aluminosilicatos. Existen 3 tipos de crisotilo:  Clinocrisotilo: Monoclínico. Estos materiales (entre otros) se emplean como materia prima la fabricación de amianto.65 g/cc. Estructuralmente. Ti. entre las cuales se encuentra la capa octaédrica. han revelado la existencia de redes triclínicas. En cuanto al valor del parámetro b. en relación con el aspecto de gusano en movimiento que adquieren las láminas de exfoliación cuando se calienta rápidamente una porción de mineral. Grupo de las Vermiculitas La etimología de las vermiculitas se encuentra en el término latino "vermiculare". En el talco está presente el Mg. de las cuales se diferencian por el valor del parámetro c. siendo más raras las primeras y correspondiendo a especies ricas en Ni. que en los trioctaédricos(9. Ca+2 y K+ los cationes que pueden entrar. Sin embargo. Después de calentada a 900 ºC flota en el agua. Inicialmente. diferenciándose por la cantidad de carga que aparece en el conjunto de las láminas y por las cinéticas de deshidratación y rehidratación. Las vermiculitas se deshidratan con más dificultad que las esmectitas. A 750 ºC la estructura pasa a ser como la del talco y se produce la exfoliación por formación de vapor de agua. mientras que en la pirofilita. La cantidad de agua que pueden contener es variable y ello se refleja en el valor del parámetro c. señalar que. pero se rehidratan más fácilmente. estos minerales se consideraron monoclínicos. en su estructura. La estructura de estos minerales es muy parecida a la de las vermiculitas. Grupo de las Micas . Finalmente. siendo consideradas actualmente como productos de alteración (kerrita) o términos cercanos a la saponita (griffitita). La diferencia entre ambas capas octaédricas está en el catión que las forma. La estructura es parecida a la de las micas. con lo cual la capa es trioctaédrica. en la actualidad se consideran variedades. Todo este bloque se une a los contiguos mediante débiles enlaces de tipo residual. de 2 capas tetraédricas orientadas en sentido opuesto. Grupo de las Esmectitas El grupo de las esmectitas tiene como principal representante a la montmorillonita. siendo Na +. por lo general son más abundantes los términos dioctaédricos que los trioctaédricos.0). Al calentar las vermiculitas a 110 ºC pierden la mitad del agua sin variaciones en la estructura.15). Las vermiculitas pueden ser dioctaédricas o trioctaédricas. al igual que las vermiculitas presentan una importante capacidad de cambio catiónico en la interlámina. También se han considerado vermiculitas a términos como kerrita ygriffitita. pero estudios recientes más detallados. sin embargo. aunque con valores de ángulos muy próximos a 90º. Tradicionalmente se han citado entre las vermiculitas especies tales como jefferisita y vaalita.El denominado grupo del talco o grupo de la pirofilita está constituido por 2 tipos de minerales que tienen en común la presencia. se ha observado que es menor en los términos dioctaédricos (9. la presencia de Al da lugar a una capa dioctaédrica. La fórmula general de los minerales de este grupo es: X2Y4-6Z8O20(OH.Otras características se resumen en los puntos siguientes:  Presentan exfoliación perfecta basal. se produce una estrella de 6 radios llamada "figura de percusión".  Los colores son variados. tenaces y poseen gran resistencia a la acción de productos químicos. Si el punzón se aprieta ligeramente (en lugar de dar un golpe . Estos radios presentan una orientación constante respecto al contorno del cristal y unos de ellos siempre es paralelo al plano de simetría. apareciendo en rocas ígneas.  La dureza es baja. Sonflexibles. Rb y Cs. Son muy abundantes. Dioctaédricas  Y=6. como K. presentan un menor contenido en K y una relación Al/Si también menor.5. Las micas pueden ser dioctaédricas o trioctaédricas. a causa de la alteración.  Densidad entre 2. Y: Capa octaédrica: Al. La alteración de ciertas micas (moscovita) da lugar a la formación de unos materiales llamados illitas que conservan la estructura micácea aunque. elásticas. Zn y Li Z: Capa tetraédrica: Si. Frágiles Las micas suelen cristalizar en el sistema monoclínico y aparecen en forma de láminas de contorno pseudohexagonal o irregular. metamórficas y sedimentarias.F)4 siendo: X: Cationes interlaminares. Fe(III). cuyas láminas no son elásticas (sólo son flexibles). Cr(III). dependiendo del elemento X:  X=Na. V(III).7 y 3.1 gr/c. Na. También presentan aplicaciones basadas en sus propiedades mecánicas. Las láminas de algunas micas (moscovita y flogopita) se emplean en Electricidad y Electrónica por ser buenos aislantes térmicos y eléctricos. Si en una lámina de exfoliación (pseudohexagonal) se apoya un punzón con la punta roma y se la da un golpe seco. ligeras y elásticas (diferencia con las cloritas. K. Fe(II) y con menos frecuencia Mn(III). Mg.  Brillo nacarado intenso (a veces submetálico en las caras de exfoliación). y Mn(III). Trioctaédricas A su vez. pueden ser comunes y frágiles.c. aproximadamente 2. Comunes  X=Ca. Ti(III). Son particularmente perfectos y de gran tamaño los cristales formados en ambientes pegmatíticos. Ca y con menos frecuencia Ba. Al y con menos frecuencia Fe(III). en función del subíndice de Y:  Y=4.  Ópticamente se caracterizan por ser biáxicas negativas y presentar extinción recta. así como elevadas temperaturas de fusión. en mayor o menor medida. violetas o marrones). Losíndices de refracción son mayores en las oxidadas (1. El ángulo 2V depende del grado de oxidación.0.  Ópticamente son biáxicas (con algunas anomalías uniáxicas) y con signo óptico variable. La raya es blanca a verde clara.70). Pero se conocen cloritas de otros colores (rojizas. En base a su abundancia y dispersión son consideradas como indicadores geológicos. aunque en la mayor parte de los casos la relación Si/Al es próxima a 3. yendo de 0 a +20º en las no oxidadas y desde -20 a +60º en las oxidadas. Los cristales son tabulares y son frecuentes los agregados escamosos u hojosos. estando presentes como especies accesorias en rocas metamórficas de bajo y de medio grado.  La fusión tiene lugar a temperaturas próximas a 1400ºC. aunque se conocen también Algunas características físicas y químicas de las cloritas son:  En la mayoría de los casos son de color verde (con diversas tonalidades) a blanco.5 y 4. La composición química general es: (Mg. Grupo de las Cloritas Son unos minerales muy frecuentes en una buena parte de los ambientes geológicos. Otros elementos que han sido detectados en las cloritas son el Li (rellenando huecos octaédricos) y el F (sustituyendo a grupos OH). . La mayoría de las cloritas son trioctaédricas.67) que en las no oxidadas (1. como se observa en lafigura en donde los radios son perpendiculares a los lados del contorno. tanto arcillosos como detríticos. al Si en las capas tetraédricas.Al)4O10(OH)8 Aunque también pueden estar presentes otros cationes en la capa octaédrica (Mn. mientras que Co. apareciendo también en masas granulares o compactas.Al)6(Si. El Al sustituye.  Dureza comprendida entre 2. Co.60-1.  Densidad comprendida entre 2.Fe.seco). En algún caso aparece Fe(III) sustituyendo al Si en las capas tetraédricas.0 y 3.8 g/cc.57-1. Ni.  Transparentes a traslúcidas.  Exfoliación muy perfecta. algunas dioctaédricas (muy raras) y di-trioctaédricas.  Suelen cristalizar en el sistema monoclínico y clase de simetría prismática (2/m). El Al sustituye parcialmente al Mg en las capas octaédricas. El Cr(III) puede también aparecer en ambos tipos de capas. También pueden encontrarse en ciertas rocas ígneas y en terrenos sedimentarios. Cr.  Brillo vítreo a nacarado. se obtiene la "figura de punción". aparecen exclusivamente en las capas octaédricas. e incluso Li). Las láminas son flexibles y no elásticas (diferencia con las micas). Ni y Mn. . El estudio de las arcillas constituye una de las partes más importantes de la Edafología y ello implica una gran dificultad debido a lascaracterísticas físicas y químicas de estos materiales. kanditas.. en la actualidad se siguen los criterios aprobados por la AIPEA (AsociaciónInternacional Para el Estudio de las Arcillas) en 1978 que se aplican a todos los filosilicatos.. 2. más raramente Ba +2. hallándose en coordinación 8. CLORITAS DI-TRIOCTAÉDRICAS: Formadas por estratos 2:1 dioctaédricos. . habiendo sido varios los criterios seguidos. óxidos (sílice.. Este tipo de estructura es la que presenta la sílice en sus diversaspolimorfías.). K+. en función del contenido relativo de Fe y Mg (ferrosas. e incluso por la proporción Fe(III)/Fe(II). el tipo de capa octaédrica que presentan y que en las cloritas establece 3 subgrupos: 1. sulfatos (yeso) y fosfatos (evansita.Por lo que respecta a la clasificación de las cloritas. Sin embargo.. muchos autores utilizan para los filosilicatos la denominación de "minerales de las arcillas". en consecuencia. Por ello. Ello provoca la aparición de cargas y. En Mineralogía. CLORITAS TRIOCTAÉDRICAS: Con la capa octaédrica formada por cationes divalentes. por Fe(III).. los componentes de la fase sólida pueden ser cristalinos o amorfos. o bien. la mayoría son filosilicatos. es conveniente mencionar que se trata de sistemas multicomponentes y multifásicos (rocas) en donde los filosilicatos son las especies mayoritarias.sepiolita o paligorskita. los cuales ocupan las cavidades de las estructuras. tales como micas (incluida illita). bien sea por la relación Si/Al en la capa tetraédrica o por la relación Fe/Mg en la capa octaédrica. e incluso S-2. En estas estructuras es posible la sustitución de átomos de Si por átomos de Al y más raramente (siempre a nivel de trazas). brucita. Además hay especies que contienen otros cationes. Ca+2 y. 9 ó más. tales como OH-. ferromagnesianas y magnesianas). En el caso de las cloritas trioctaédricas se consideran 3 tipos. Tectosilicatos Son los denominados silicatos tridimensionales o de estructura en armazón. han estado sometidas a numerosas discusiones y confusiones. tales como Na+. hematite). no quedando libre ninguno. la entrada de cationes. La mayor parte de los componentes inorgánicos son cristalinos y de ellos la mayoría son aluminosilicatos con pequeño tamaño de grano. En cuanto a los aluminosilicatos. En las arcillas deben ser consideradas 3 fases: una fase gaseosa. por otro lado orgánicos e inorgánicos. En cantidades muy variables están presentes carbonatos (calcita y dolomita). magnetita. Las Arcillas Respecto a las arcillas. A su vez. las arcillas son unos de los materiales más estudiados. SO4-2. cloritas. Ti(III) y B(III). gibbsita. Los materiales inorgánicos representan. Cl-. Sr+2 y Cs+. CO3-2. con átomos de oxígeno o con otros iones. Todos los oxígenos de los tetraedros se unen a los otros. hidróxidos (goethita olimonita. Según este criterio se considera. esmectitas. CLORITAS DIOCTAÉDRICAS: Capa octaédrica formada por cationes trivalentes. aunque la mayor parte de ellos se basan en la composición química.). aproximadamente el 95% de la fase sólida (aunque en algunos casos puede ser bastante menor). 3. en primer lugar. otra fase líquida y la fase sólida que es la más importante en términos cuantitativos. dia spora. vermiculitas. pero con una capa intermedia trioctaédrica.  Los índices de refracción son bajos.K2)O = 1 Los elementos alcalinos que están presentes son Na y K (en menor medida).  Son menos duras que otros silicatos hidratados (3.0 y 2. los cuales presentan un gran número de aplicaciones.52. dado el carácter químico de la clasificación mineralógica que se está siguiendo. como intercambiadores de iones. estando comprendidos entre 1. Esto se traduce en que la curva de termogravimetríaque representa el desprendimiento de agua no presenta puntos de inflexión. en general.3 gr/c. .. en menor proporción el Ba. Entre los tectosilicatos más importantes deben considerarse las ceolitas y los feldespatos.  Funden fácilmente al soplete con ebullición (zeo=hervir).Al)O 4.Sr. cuya fórmula general corresponde a: (Na.  La densidad suele estar comprendida entre 2. al contrario que las de otras sales hidratadas (sulfatos. parece más coherente considerarlesóxidos. además de ser muy abundantes en la corteza terrestre.015). La pérdida de agua por calentamiento es progresiva. La birrefringencia es débil (menor que 0. La principal característica de las ceolitas es que su contenido en agua es variable.Ba.Na2.5 . pudiéndose emplear para la desionización de aguas y. Grupo de las Ceolitas (Zeolitas) Las ceolitas (zeolitas) son aluminosilicatos de elementos alcalinos y alcalino-térreos.c.47 y 1.Ba)[(Al.Ca. sin embargo. sí que varían las propiedades ópticas con la cantidad de agua.  Brillo sedoso a nacarado. Son frecuentes las anomalías ópticas.K. Estructuralmente se caracterizan por un entramado tridimensional de tetraedros (Si. lo cual explica la gran capacidad de cambio catiónico y la deshidratación reversible que las caracteriza.5. Entre los alcalinotérreos el más importante es el Ca y. etc. en donde existen grandes cavidades y canales de comunicación en donde se alojan las moléculas de agua y los cationes. pero si contienen Ba puede llegar a 2. sin embargo.Si)O2]n. Otras características físicas y químicas de las ceolitas son:  Suelen ser blancas o incoloras.0). No contienen Fe. Por este motivo se emplean como tamices moleculares. salvo en algún caso a nivel de impurezas.8 gr/c.Algunos autores consideran a los minerales de la sílice dentro de la subclase de los tectosilicatos.) que sí que los dan y reflejan la variación de la estructura cuando se pierde agua. Las coloraciones que presentan (ocasionalmente) están provocadas por la presencia de pequeñas cantidades de óxidos de Fe y de otros metales. sin que varíe esencialmente la estructura.c. ambos tipos de entes con un elevado grado de libertad.xH2O Químicamente se caracterizan por las relaciones: O/(Al+Si) = 2 Al2O3/(Ca. titanio. Químicamente están constituidos por aluminosilicatos de potasio. 3. Feldespatos de Bario: El catión predominante es el Ba +2 o está presente en cantidades importantes. no contienen K. plata. Todas las ceolitas son atacables por los ácidos en mayor o menor medida.  La densidad suele estar comprendida entre 2. como producto de la acción de aguas termales sobre aluminosilicatos (feldespatos y otros) a través de grietas y cavidades. También existen ceolitas hidrotermales. Feldespatos Sódico-Cálcico o Plagioclasas: Los cationes presentes son Ca y Na. En base a la composición se dividen en 3 grupos: 1. aunque los que contienen Ba son más densos. aunque pueden aparecer en algunas especies pequeñas cantidades de Na y. que se corresponde con la relación Al/Si.  La dureza suele estar comprendida entre 6. con la temperatura. rosada. Son una serie de minerales cuya composición y propiedades varían gradualmente en función de la relación Na/Ca.0 y 6. Feldespatos Alcalinos u Ortoclasas: El K es el catión más abundante. . siendo fundamentalmente secundarias. siendo éste un fenómeno muy complejo que depende de muchos factores y que aún no se encuentra debidamente explicado en los feldespatos.5. gris o negra). En cuanto a las propiedades se pueden destacar las siguientes:  Suelen ser blancos o incoloros. trazas de Ba. Otras ceolitas son producto del metamorfismo de grado muy bajo de ciertas rocas básicas. Grupo de los Feldespatos Los feldespatos constituyen aproximadamente el 60% del peso de las rocas ígneas y también forman parte de diversos materiales metamórficos y sedimentarios. calcio y bario. aunque no es raro que presenten cualquier otra coloración (amarilla. Con mucha frecuencia las ceolitas aparecen en yacimientos de cobre.45 g/cc en la celsiana. pirrotina y magnetita.5 y 2. la heulandita y la wairakita. llegando a valores de 3. como la natrolita.  Algunos ejemplares son termoluminiscentes. encontrándose relacionadas con los productos de la alteración de tales materiales mediante soluciones alcalinas. más raramente. 2.  Presentan exfoliación fácil o perfecta en dos direcciones que forman un ángulo de 90º. magnesio. Estas coloraciones suelen estar causadas por inclusiones de otros minerales.  La conductividad eléctrica aumenta. aunque hay alguna especie más dura. sodio. Merece la pena mencionar. Cuando están alterados son más blandos. manganeso y plomo. estroncio. las ceolitas sedimentarias existentes en el fondo de los mares y lagos salados.  Los puntos de fusión están comprendidos entre 1100 y 1550ºC.8 g/cc. en todos los casos. El origen de las ceolitas es muy diverso. Son los feldespatos menos frecuentes. Además pueden contener pequeñas cantidades de hierro. producto de la cristalización a partir de soluciones magmáticas residuales. Algunas ceolitas metamórficas son la laumontita (considerada como termómetro del metamorfismo). verdosa. separándose sílice gelatinosa. por su importancia. filosilicatos y otros minerales de Ca.Al)O 4 que provocan la entrada de Na. K.  Generalmente son insolubles en ácidos. en muchos casos. como la celsiana. en muchos casos. las cuales pueden resumirse en los puntos siguientes: Bajo relieve. entre los que pueden citarse la presencia de uraninita (en albitas) y las dislocaciones en algunas posiciones de los oxígenos de los tetraedros (Si. Son también frecuentes en ambientes metamórficos y más raros en los sedimentarios. birrefringencia baja y carácter biáxico. siendo los principales constituyentes de estas rocas. . dejando residuo de SiO 2. Esto puede ser debido a motivos diversos. coloraciones amarillentas debido a procesos de alteración. como la ortosa y la sanidina. aunque no siempre es fácil. falta de color. La alteración de los feldespatos da lugar a la formación de ceolitas. los cuales tienen una estructura muy parecida a la de los feldespatos. recurrir a sus propiedades ópticas. aunque alguna especie como la anortita es solubles en ClH y otras son parcialmente atacables. pero ésta presenta. pero su composición es más pobre en SiO2(aproximadamente 1/3 menos). Cristalizan principalmente en 2 sistemas. Algunas ortoclasas. Pueden confundirse con la cordierita. son minerales muy abundantes en numerosas rocas. son monoclínicas. Dada la abundancia de estos minerales es importante reconocerlos. siendo su contenido un criterio de clasificación de las rocas ígneas. como ya se ha dicho. Las plagioclasas son triclínicas y tienen una estructura muy parecida a la microclina. Las plagioclasas presentan una mayor luminiscencia a la luz UV que las ortoclasas. K ó Ca. Existen otros minerales de la misma subclase que se denominan (históricamente) feldespatoides. siendo necesario. Na y Al. Se forman en procesos decristalización magmática y también en procesos pegmatíticos. Por lo que respecta al origen de los feldespatos. SiO2. hierro. La diferencia entre los distintos grupos es la forma en que estos tetraedros se unen. es decir. Los silicatos forman materiales basados en la repetición de la unidad tetraédrica SiO44-. También se puede obtener vidrio a partir de muchos silicatos.y. La unidad SiO44. así como los aluminosilicatos. Los átomos de oxígeno pueden compartirse entre dos de estas unidades SiO44-. Químicamente son sales del ácido silícico. Se distinguen así las siguientes subclases: . arcillas. los silicatos tiene como fórmula [(SiO3)2-]n. Los silicatos. Por ejemplo. los minerales que forman las rocas. Todos los silicatos están compuestos por silicio y oxígeno. el disilicato tiene como fórmula [Si2O5]6. arenas y arcillas. micas. En el caso de que todos los átomos de oxígeno estén compartidos. Los silicatos forman parte de la mayoría de las rocas. se comparte uno de los vértices del tetraedro. Estos elementos pueden estar acompañados de otros entre los que destacan aluminio. dependen de la forma en que se dispone y enlaza con los iones la unidad fundamental de los silicatos. magnesio o calcio. se tiene una red tridimensional denominada sílice o dióxido de silicio.Los silicatos son el grupo de minerales de mayor abundancia.tiene cargas negativas que generalmente son compensadas por la presencia de iones de metales alcalinos o alcalinotérreos. Clasificación[editar] Las propiedades de los silicatos dependen más de la estructura cristalina en que se disponen sus átomos que de los elementos químicos que constituyen su fórmula. pues constituyen más del 95% de la corteza terrestre. son la base de numerosos minerales que tienen al tetraedro de silicio-oxígeno (un átomo de silicio coordinado tetraédricamente a átomos de oxígeno) como su estructura básica: feldespatos. es decir. además del grupo de más importancia geológica por ser petrogénicos. así como de otros metales como el aluminio. Más concretamente. En los aluminosilicatos un átomo de silicio es sustituido por uno de aluminio. el tetraedro de (SiO4)4-. en general. y por tanto la carga está neutralizada. mientras que los llamados anfíboles tienen cadenas dobles. los llamados piroxenos. unidos en anillo. Jadarita. rubelita o Berilo o Variedades del berilo: esmeralda. Se agrupan en: o Zircón o Olivino o Granate o Aluminosilicatos: Andalucita. Se agrupan en: o Turmalina o Variedades de la turmalina: chorlo. de forma que cada valencia libre del tetraedro queda saturada por un catión distinto del silicio. morganita o Cordierita o Dioptasa  Inosilicatos: Con grupos de tetraedros unidos en largas cadenas de longitud indefinida. Sillimanita y Distena  Sorosilicatos: Con dos tetraedros unidos por un vértice para formar un grupo (Si2O7)6-. elbaíta. Nesosilicatos: Con tetraedros sueltos. Se agrupan en: o Epidota o Melilita o Torveitita o Hemimorfita o Lawsonita  Ciclosilicatos: Con grupos de tres. Sus fórmulas serán (SiO4)4-. lidicoaíta. cuatro o seis tetraedros. dravita. indigolita. Esta estructura dota a estos minerales de hábito fibroso. Se agrupan en: o Piroxeno . Los más comunes son los que presentan cadenas simples. Se agrupan en: o Clorita o Micas o Talco o Pirofilita o Serpentinas o Caolinita  Tectosilicatos: Con tetraedros unidos por sus cuatro vértices a otros tetraedros.o Anfíbol o Piroxenoide o Anfiboloide  Filosilicatos: Con tetraedros unidos por tres vértices a otros. formando una red plana que se extiende en un plano de dimensiones indefinidas. Se agrupan en: o Cuarzo o Tridimita o Cristobalita o Feldespatos o Zeolita o Escapolita El zircón o circón[1] es un mineral de la clase 9 (nesosilicatos). es un silicato de zirconio de fórmula química ZrSiO4. compleja. Índice [ocultar]  1 Etimología  2 Características generales . La sustitución de silicio por aluminio en algunos tetraedros permite que en la malla se coloquen cationes. según la clasificación de Strunz. produciendo una malla de extensión tridimensional. de color variable. Esta estructura dota a estos silicatos de hábito foliado. Uno de estos cristales tiene unos 4. Estas impurezas son la razón por la que la densidad varía de 4. por ejemplo en rocas graníticas aunque a veces alcanzan varios centímetros. se utilizan a veces como sustituto de diamante (no se debería confundir con la zirconita . Así se han encontrado casos con un contenido de hasta el 30% de óxido de hafnio (HfO2). El análisis de la forma del cristal y de los bordes permite sacar conclusiones sobre cómo se ha formado.[cita requerida] Características generales[editar] El zircón es el mineral más antiguo conocido de la tierra y uno de los minerales más abundantes en la corteza terrestre.400 millones de años. sobre todo en pegmatitas. Aplicaciones[editar] Los zircones que debido a su tamaño y pureza tienen calidad de gema.[cita requerida] En las rocas metamórficas el zircón se recristaliza o se forman granos de nueva cristalización. 12% de óxido de torio (ThO2) o 1. Estos cristales a menudo muestran un color pardo.8 g/ml.3-4. En los sedimentos se encuentran granos alterados y transportados por los procesos erosivos. Ambos nombres están obsoletos actualmente. El tamaño medio de los granos de zircón es de 100-300 µm. Se formó como primer producto de cristalización de la roca magmática como el granito o de rocas alcalinas como las pegmatitas o la sienita. el objeto más antiguo de origen terrestre que se conserva en la actualidad. Las alteraciones permiten la entrada de agua en el cristal y disminuyen la densidad.ZrO2 que es . ‘dorado’. El nombre «jacinto» era utilizado para las piedras rojo-marrones. Composición[editar] La fórmula del zircón puede variar y el zirconio o el silicio presentes pueden ser sustituido por otros elementos.5% de óxido de uranio (U3O8). El zircón amarillento se denomina hiacinta —una palabra originaria del este de la India—. 3 Composición  4 Aplicaciones  5 Yacimientos  6 Creencias  7 Referencias  8 Enlaces externos Etimología[editar] El nombre deriva probablemente de la palabra árabe zarqun que significa ‘cinabrio’ o de la palabra persa zargun. En presencia de irradiación radioactiva la red cristalina del zircón es fácilmente alterada. La orientación de la mesa al momento de tallarlos debe de ser tomada con precaución ya que una birrefringencia muy fuerte bajo determinado ángulo podría dar a la piedra un aspecto turbio. Se creía que incluso alejaba las calamidades y los malos espíritus. Myanmar. También se utiliza en la fabricación de pigmentos para cerámica. pero hay que tener cuidado con los rayos ultravioletas del sol ya que pueden darle un tono ligeramente verde. Tailandia. cerca de la frontera con Vietnam. los fabricantes como Kyocera agregan cantidades suficientes de partículas metálicas para ser detectadas con facilidad.) Sin embargo presenta varios inconvenientes entre los cuales destaca que no aguanta la limpieza en baños de ultrasonido y puede cambiar de color si es sometido a calor. Además el circón es muy utilizado en la industria como materia prima del metal circonio para fabricar aceros especiales. Yacimientos[editar] La principal fuente de circones utilizados para joyería se encuentra en Camboya. Además los cantos se rompen con facilidad.[3 Olivino De Wikipedia. Además existen otros productores de circón como son: Sri Lanka. búsqueda Serie del Olivino . tras la amenaza de posibles usos terroristas con este cuchillo en los aviones al pasar desapercibido por los detectores de metales. abrasivos y reactores de aviones. Estados Unidos. Otra aplicación del Zircón es desde el punto de vista de la investigación.[2] Creencias[editar] En la Edad Media surgió la creencia de que los circones facilitaban el sueño a la vez que reforzaban el honor. por lo que este mineral es muy utilizado en datación geocronológica. la sabiduría e incluso la prosperidad. Además al ser una piedra bastante débil debe ser manipulada con precaución. La sustitución de Zr por Hf en su estructura hace que sufra una descomposición radioactiva con una vida media muy elevada. para conseguir variantes de zircón.un sustituto artificial. El circón se considera la piedra del mes de diciembre en alternancia con el lapislázuli. Con este material se fabrican cuchillos resistentes y de gran filo (aún mayor a la del acero). Australia. El zircón es el mineral más importante de circonio y hafnio. El hecho de que cambien de color al aplicarles calor también es utilizado de manera buscada. la enciclopedia libre Saltar a: navegación. Sudáfrica y Francia. Al tratar térmicamente los circones rojo-marrón hace que aparezca un color azul muy atractivo. piramidal Fractura Concoidea Dureza 6.AC.27 a 4.5-71 Densidad 3. aumentando mientras mayor proporción de hierro1 Solubilidad No .1 verde oliva1 o café2 Raya Blanca Lustre Vítreo a graso Sistema cristalino Ortorrómbico.37 g/cm3.05 (Strunz) Fórmula química A2SiO4 Propiedades físicas Color Verde amarillento.Serie del Olivino General Categoría Minerales nesosilicatos Clase 9. mientras que las ferríferas son poco solubles en ácidos e infusibles.1 A parte de esto el olivino también se ocupa para fabricar materiales resistentes a altas temperaturas. magnesio. Se conoce como olivino a un grupo de minerales constituyentes de roca.Radioactividad No Peridotos tallados.3 4 Los olivinos son de los minerales más importantes en la clasificación de rocas ígneas.6 mientras que olivnos rico en fayalita suelen ser de color café a negro.3 Índice [ocultar]  1 Minerales del grupo del olivino .3 Las especies magnesíferas del olivino son fusibles y solubles en ácidos.3 En la industria minera también se ocupa olivino para purificar hierro produciendo escoria. manganeso o níquel entre otros.5 El olivino rico en magnesio destaca por ser el componente principal del manto superior de la Tierra. y se explota de rocas ricas en olivino como la dunita.1 a café2 y verde oliva1 siendo este último color la razón de su nombre que viene del latín.4 En cuanto a su química y estructura los olivinos son nesosilicatos que cristalizan en el sistema cristalino ortorrómbico. El olivino es una fuente de magnesio en la minería.4 La fórmula química de los olivinos es A2SiO4 donde A puede ser hierro. aunque el nombre se suele ocupar con especial referencia a la principal solución sólida del grupo que es entre forsterita (Mg2SiO4) y fayalita (Fe2SiO4).1 Mientras más hierro contiene más denso es el olivino.3 Contenidos bajos de hierro (12-15%) le dan al olivino colores verdes y claros.1 El color del olivino varia desde verde amarillento. Peridot Mesa en Arizona. Ameklovdalen en Noruega.10 . 2 Gemas o 2.Mn)SiO42  Tefroíta: (Mn2+)2SiO44 Gemas[editar] Peridoto[editar] La forsterita con calidad de gema se denomina peridoto.2 Crisolita  3 Paragenesis  4 Meteorización y alteración  5 Referencias  6 Enlaces externos Minerales del grupo del olivino[editar] El grupo de los olivinos incluye a los minerales:  Calcioolivino: Ca2SiO47  Fayalita: (Fe2+)2SiO44  Forsterita: Mg2SiO44  Glaucocroíta: CaMn2+SiO44  Kirschsteinita: CaFe2+SiO44  Laihunita: Fe2+Fe3+2(SiO4)28  Liebenbergita: (Ni.1 Peridoto o 2.Mg)2SiO49  Monticellita: CaMgSiO42  Knebelita: (Fe. Hawaii. Zhangjikou-Xuanhua en China. Mogok en Birmania.4 Localidades donde se ha hallado peridoto incluyen: Zeberged en Egipto. montañas Usambara en Tanzania y en ciertas partes de la Antártica. 4 2 Basaltos de la Luna y varios meteoritos también contienen olivino.2 Otro ambiente en donde se forma es olivino es durante el metamorfismo de sedimentos ricos en hierro. El término crisolita también se emplea para designar gemas de otros minerales sin relación con el olivino.4 Olivino pobre en magnesio pero rico en hierro.14 Meteorización y alteración[editar] De los minerales comunes en la superficie terrestre el olivino es uno de que se alteran o meteorizan más fácilmente. dando origen a olivinos ricos en fayalita. Su nombre deriva del griego en donde significa "piedra dorada". El olivino rico en magnesio destaca por ser el componente principal del manto superior de la Tierra.3 El olivino no puede estar en equilibrio químico con cuarzo en un magma ya que reacciona con este o con su constituyente SiO2 formando enstatita. puede ocurrir en rocas como el granitos y la sienita. es decir fayalita. el gabro.4 Se considera que a produndidades de 350 a 450 km en el olivino del el manto terrestre cambia de estructura debido a la enorme presión formado un polimorfo del olivino con estructura de espinela. la peridotita y la dunita.Crisolita[editar] Se denomina crisolita a una variedad de peridoto con color amarillento.15 16 La lixivación es un proceso importante de meteorización en los olivinos ricos en magnesio. esto se observa en la pérdida de magnesio y adición de agua un poco de hierro en el cristal.16 Cuando el olivino es rico en hierro la la lixivación produce oxidación en el olivino y remoción del sílice.12 Paragenesis[editar] Imagen de basalto picritico con numerosos cristales de olivino.11 No se aconseja el uso de este término.14 Dicha situación se expresa en la siguiente reacción química:14 La monticellita se forma comúnmente en zonas de contacto entre dolomitas e intrusiones ígneas.14 Cuando esto ocurre también suele formarse forsterita aunque a menor temperatura y una ves que este más avanzada la decarbonatiación que que cuando se forma la montecellita.13 El olivino rico en magnesio también es común en rocas máficas y ultramáficas tales como el basalto.16 .14 La knebelita y tefroíta aparecen asociados a mineralizaciones de skarn. en donde se forman los primeros minerales de arcilla formando puentes a través de los canales.El olivino suele meteorizarse en iddingsita (una combinación de minerales de arcilla. La siguientes reacciones químicas ilustran dichas transformaciones:18 19 La reacción de olivino con agua y sílice puede expresarse simplicadamente como:19 Granate (mineral) De Wikipedia. Cuando la meteorización física del olivino predomina a la química pueden llegar a formarse arenas negras o verdes por acumulación de olivino.15 Es trás estas transformaciones que el olivino deja de considerarse como tal y pasa a ser iddingsita. óxidos de hierro y ferrihidritas) fácilmente en presencia de agua.15 Estos cristales tienen la misma orientación cristalográfica que el olivino. que están espaciados ~200 Å los unos de los otros.15 En esta fase de meteorización parte del magnesio se disueve deja el cristal de olivino y otra parte pasa a formar parte de esmectita.15 Cuando la meteorización está más avanzada el hierro se oxida formando cristales de goethita de 10 a 30 nm. magnesita o talco.15 Es en estos canales.16 El olivino también puede alterarse en presencia de agua mediante un metasomatismo en serpentina.15 Xenolito con olivino parcialmente alterado a iddingsita. Esto es el caso en algunas playas de las islas de Oahu y Hawaii. la enciclopedia libre Saltar a: navegación. búsqueda Grupo de los granates .17 La formación de iddingsita se inicia con la formación de diminutos canales forma de peine o serrucho en el olivino. Mn)3(Al.Cr.25 (Strunz) Fórmula genérica del grupo: química (Ca.Fe.Grupo de los granates General Categoría Minerales nesosilicatos Clase 9.Mg.Fe.Mn.Ti.V)2(SiO4 )3 Propiedades físicas Color Virtualmente todos excepto azul Raya Blanca Lustre Vítreo o resinoso Transparencia Transparentes a opacos Sistema Isométrico cristalino Hábito docecaedral romboico o cúbico cristalino Exfoliación Indistinto Fractura Concoidala desigual .AD. grossularia.94 refracción Birrefringenci No a Pleocroísmo No Propiedades Refracción única.Dureza 6. almandino.3 g/ml Índice de 1.1 Propiedades o 1.1-4.nota 1 Los granates tienen propiedades físicas similares pero composición química distinta entre sí.72 . spessartina. Índice [ocultar]  1 Propiedades físicas o 1. Las diferentes especies son piropo. uvarovita y andradita. a veces doble ópticas Granates son un grupo de silicatos minerales que han sido usados desde la edad de bronce como piedra preciosa y abrasivo.5 .5 (Mohs) Densidad 3.1.7.2 Estructura cristalina  2 Variedades  3 Importancia geológica de los granates  4 Uso de los granates  5 Notas . Las variedades opacas son usadas con propósitos industriales como abrasivos. Las especies más duras. Fe2+) y el Y por cationes . negro. incluyendo rojo. El brillo de los granates puede ser vítreo o resinoso. púrpura. El lugar X es usado usualmente por cationes divalentes como (Ca2+. son a menudo utilizadas como abrasivos. verde. Estructura cristalina[editar] Estructura cristalina de los granates. naranjo. Los granates son nesosilicatos que tienen una fórmula general X3Y2(Si O4)3. amarillo.5 aproximadamente. este grupo de minerales presenta un rango de dureza que va desde 6. Debido a que la composición química de los granates varía. Las propiedades de transmisión de luz de los granates hace que algunos puedan usarse como gemas. como el almandino. rosado e incoloro. Mg2+. los enlaces atómicos en algunas especies son más fuertes que en otras. 6 Referencias  7 Enlaces externos Propiedades físicas[editar] Propiedades[editar] Las diferentes especies de granates se encuentran en gran variedad de colores. azul. Una muestra de granate color rojo intenso. café. Como resultado.5 a 7. Se trata de:4 Nombre del mineral Color Fórmula química Piropo de color vino tinto a rojo sangre Mg3Al2[SiO4]3 Almandino dorado Fe3Al2(SiO4)3 Spessartina entre ámbar y ladrillo Mn3Al2[SiO4] 3 Grosularia amarillo terroso.5) Ca3Al2(SiO4)(3-x)(OH)4x (x= Katoita 1. Los granates no muestran clivaje. por lo que su fractura es siempre irregular. se diferencian seis variantes comunes de granate.trivalentes com (Al3+. Nombre Fórmula Almandino Fe2+3Al2(SiO4)3 Andradita Ca3Fe3+2(SiO4)3 Calderita Mn+23Fe+32(SiO4)3 Goldmanita Ca3V3+2(SiO4)3 Grossularia Ca3Al2(SiO4)3 Henritermierita Ca3Mn3+2(SiO4)2(OH)4 Ca3Al2(SiO4)(3-x)(OH)4x (x= Hibschita 0. Fe3+. pero también se los encuentra como trapezoedros (icositetraedro deltoidal). Cristalizan en el sistema cúbico. Variantes: hesonita y tsavorita Ca3Al2(SiO4)3 .5-3) Kerimasita Ca3Zr2(Fe+3O4)2(SiO4) Kimzeyita Ca3Zr2(Al+3O4)2(SiO4) Knorringita Mg3Cr2(SiO4)3 Sistema cristalográfico isométrico isométrico isométrico isométrico isométrico tetragonal Point group m3m m3m m3m m3m m3m 4/mmm Space group Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d I41/acd isométrico m3m Ia3d isométrico m3m Ia3d isométrico isométrico isométrico m3m m3m m3m 4/m or 4/mmm m3m m3m m3m m3m m3m m3m m3m m3m Ia3d Ia3d Ia3d Majorita Mg3(Fe2+Si)(SiO4)3 tetragonal Menzerita-(Y) Momoiita Morimotoita Piropo Schorlomita Spessartina Toturita Uvarovita Y2CaMg2(SiO4)3 Mn2+3V3+2(SiO4)3 Ca3(Fe2+Ti4+)(SiO4)3 Mg3Al2(SiO4)3 Ca3Ti4+2(Fe3+O4)2(SiO4) Mn2+3Al2(SiO4)3 Ca3Sn2(Fe3+O4)2(SiO4) Ca3Cr2(SiO4)3 isométrico isométrico isométrico isométrico isométrico isométrico isométrico isométrico I41/a or I41/acd Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Ia3d Variedades[editar] Debido a su composición química. Cr3+) en una estructura octaedral/tetraedral con [SiO4]4− ocupando el tetraedro.3 Los granates frecuentemente se encuentran cristalizados en dodecaedros. teniendo tres ejes de longitudes iguales y perpendiculares entre sí.2–1. Al)2(SiO4)3 Goldmanita de color verde-pardo Ca3(V.Fe)O4]3 Knorringita verde azulado Mg3Cr2[SiO4]3 Majorita pardo amarillento. Los granos de granate que tienen falta de zonación composicional comúnmente se les interpreta una homogenización por difusión.Fe)O4]3 Importancia geológica de los granates[editar] Granate var. Uso de los granates[editar] .Uvarovita de color verde Ca3Cr2[SiO4]3 Andradita de color amarillo o azul oscuro Ca3Fe2(SiO4)3 Estos seis granates puros tienen entre ellos series de solución sólida sustituyendo gradualmente unos metales por otros.Ca)3(Fe.Ti)2[(Si. los granates individuales comúnmente preservan la zonación composicional que es usada para interpretar el tiempo y la temperatura en la que crecieron. Prefectura de Putian. espesartina. lo que produce los numerosos minerales de este grupo. como son:4 Calderita amarillo oscuro o amarillo-rojizo (Mn.5-2.5] Katoíta incolora a blanco lechoso Ca3Al2[(OH)8-6/(SiO4)1-1.Al. Provincia de Fujian.Fe)2[(Si. Entonces. ciudad de Putian.5] Kimzeyita color pardo negrusco Ca3(Zr.Si. La difusión de elementos es relativamente lenta en los granates comparado con muchos otros minerales. con una variante rojo púrpura Mg3(Fe.Al)2[SiO4]3 Morimotoíta color negro Ca3(Ti. que aparecen con cierta frecuencia en los yacimientos geológicos.Al.Fe)2(SiO4)3 Hibschita de un pardo casi incoloro Ca3Al2[(OH)6-1/(SiO4)1. China Los granates son minerales claves para interpretar la génesis de varias rocas ígneas y metamórficas mediante la geotermobarometría. lo cual tiene implicaciones en el historial de tiempo y temperatura de la roca matriz. y los granates son también relativamente resistentes a la alteración. y entre los pueblos bárbaros que tomaron territorio en el Imperio Romano de Occidente.C. la arena de granate es un buen abrasivo. encontrado en el 2009. cuando estos tienen un tamaño superior a los 250 micrómetros. Los granos de granate aluvial que han sido redondeados son más adecuados para el granallado.6 It is the state mineral of Connecticut. hecha de oro con incrustaciones de granate. Los granates rojos fueron las gemas más comunes en la antigüedad tardía romana. La arena de granate también se usa como medio de filtración de agua . Las lijas de granate se utilizan en el acabado de objetos de madera. Mezclado con agua a alta presión. amarillas y naranjas. En este caso se prefieren los granates molidos (entre 74 y 250 micrómetros) extraídos de rocas duras. ya que poseen formas más angulosas y por ende eficientes para cortar.Empuñadura de espada anglosajona del siglo VIII a. Las variedades usadas principalmente son las verdes.9 En cuanto a los usos industriales.. y comúnmente reemplaza a la sílice en el granallado.5 In the USA it is known as the birthstone for January. Del tesoro de Staffordshire. rojas.7 New York's gemstone. el granate se usa para cortar acero y otros materiales en el corte con chorro de agua.8 and star garnet (garnet with rutile asterisms) is the state gemstone of Idaho. Los cristales puros de granate aún se usan como piedras preciosas.