Antonio García Casco

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Cristalquimica básica

 [Introducción] [Fórmulas minerales] [Efecto de P y T] [Granate] [Epidota] [Clorita y serpentina] [Pixoxenos] [Anfíboles] [Micas y otros filosilicatos] [Feldespatos] [Otros] [Abreviaturas Kretz] [Abreviaturas Whitney & Evans]


 

 

Este seminario está pensado para repasar aspectos de cristalquímica mineral y, sobre todo, ejemplificar las variedades y composiciones de los grupos de minerales más comunes en rocas metamórficas, así como ilustrar cualitativamente el efecto de P y T sobre la composición mineral.

Se ofrecen aquí las imágenes discutidas en clase por grupos de minerales.

 


Ver además, nomenclatura y clasificación de minerales de "International Mineralogical Association" (IMA), IMA COMMISSION ON NEW MINERALS, NOMENCLATURE AND CLASSIFICATION. Esta serie puede obtenerse a través de:

IMA

MAC

MSA

The Mineralogical Society

Haz click aquí para conseguirlos a través de MSA, algunos de los cuales resalto aquí:

Recent IMA Reports published in the American Mineralogist

Nomenclature of the garnet supergroup, 2013
Edward S. Grew et al. pdf (2.3 MB)

Nomenclature of the amphibole supergroup, 2012
Frank C. Hawthorne et al. pdf (4.6 MB)

Named Amphiboles: A new category of amphiboles recognized by the International Mineralogical Association (IMA) and a defined sequence order for the use of prefixes in amphibole names, 2005
Ernst A.J. Burke And Bernard E. Leake pdf (84 KB)

Nomenclature of amphiboles: Additions and revisions to the International Mineralogical Association's amphibole nomenclature, 2004
Bernard E. Leake et al. pdf (188 KB)

IMA Reports prior to 1998 published in the Canadian Mineralogist

Robert F. Martin, editor The Canadian Mineralogist, has kindly let the Mineralogical Society of American host a set of International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Mineral Names reports that were compiled by the Mineralogical Association of Canada and the Canadian Mineralogist on the occasion of the IMA 17th General Meeting in Toronto (August 1998). These reports are also available at the Mineralogical Association of Canada both as an electronic version and as a Booklet.

On the use of names, prefixes and suffixes, and adjectival modifiers in the mineralogical nomenclature, 1980
M.H. Hey and G. Gottardi pdf (176 KB)

The definition of a mineral, 1995
E.H. Nickel pdf (264 KB)

Formal definitions of type mineral specimens, 1987
P.J. Dunn and J.A. Mandarino pdf (236 KB)

Solid solutions in mineral nomenclature, 1992
E.H. Nickel pdf (324 KB)

Nomenclature of the micas, 1998
M. Rieder et al. pdf (412 KB)

Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names, 1997
B.E. Leake et al. pdf (1.2 MB)

Nomenclature of pyroxenes, 1989
N. Morimoto et al. pdf (1.5 MB)

Recommended nomenclature for zeolite minerals: report of the Subcommittee on Zeolites of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names, 1997
D.S. Coombs et al. pdf (340 KB)

Classification and nomenclature of the pyrochlore group, 1977
D.D. Hogarth pdf (1.0 MB)

Nomenclature of platinum-group-element alloys: review and revision, 1991
D.C. Harris and L.J. Cabr /i pdf (1.1 MB)

Appendix. Symbols of the rock-forming minerals
After Kretz and Spear pdf (140 KB)

Para minerales de las arcillas: Bailey, S.W. (1980) Summary of recommendation of AIPEA nomenclature committee. Clay Minerals, 15, 85-93.

 

Y para abreviaturas de minerales formadores de rocas:

De IMA (pdf).

De Kretz (1983, Am Min; html editado por mí)

De Donna L. Whitney y Bernard W. Evans (2010; html editado por mí)

Siivola, J. and Schmid, R., 2007. Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks (pdf).

Ver, además:

American Mineralogist Crystal Structure Database

IMA Mineral List with Database of Mineral Properties

 


Introduccion

La unidad básica de todas las estructuras cristalinas es el átomo (incluyendo el estado ionizado de los mismos o iones, cargados positivamente -cationes- y negativamente -aniones-). Los átomos de los elementos que forman los minerales presentan distinto tamaño y estado de ionización. Estos dos factores condicionan en parte la forma y propiedades de los minerales. El tamaño de un átomo viene definido por su radio (en el rango 0.1 - 2 Å; 1 Å = 10-10 m), que depende de:

  • La naturaleza del elemento (estructura atómica).

  • El estado de ionización o de valencia.

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

(descarga de fichero de Microsoft Excel con los radios y cargas iónicos)

De entre los distintos tipos de enlaces interatómicos existentes, la mayor parte de los minerales pueden considerarse bajo una primera aproximación como estructuras esencialmente iónicas (aunque presentan también fuerte componente covalente). Por lo tanto, los átomos de una estructura iónica los podemos visualizar como elementos aislados donde los cationes tienden a rodearse de aniones y viceversa. El número de iones que rodean a un ión de carga contraria se denomina número de coordinación, y depende de la relación de radios efectivos entre ambos o razón radial (radio catión / radio anión). Dado que este número depende de exigencias geométricas en una estructura puramente iónica (esto es, considerando los átomos como esferas rígidas), puede predecirse el número de coordinación de un catión en función de las razones radiales:

La mayoría de los minerales están constituidos por oxígeno como principal anión (O2-). Dado que el oxígeno presenta un radio iónico efectivo de 1.4 Å, mayor que el del resto de los cationes más comunes que forman los minerales, las estructuras cristalinas que presentan oxígeno pueden considerarse como empaquetamientos de aniones de oxígeno con los cationes en los intersticios, como el caso del silicio, rodeado por 4 átomos de oxígeno en los silicatos. Las coordinaciones de los cationes más importantes (más abundantes) son:

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

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

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

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

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

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

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


Fórmulas mimierales

Tomadas de la base de datos termodinámicos de Holland y Powell (1998):

Ortho & Ring Silicates

forsterite

fo

Mg2SiO4

fayalite

fa

Fe2SiO4

tephroite

teph

Mn2SiO4

larnite-bredigite

lrn

Ca2SiO4

monticellite

mont

CaMgSiO4

clinohumite

chum

Mg9Si4O18H2

pyrope

py

Mg3Al2Si3O12

almandine

alm

Fe3Al2Si3O12

spessartine

spss

Mn3Al2Si3O12

grossular

gr

Ca3Al2Si3O12

andradite

andr

Ca3Fe2Si3O12

osumilite(1)

osm1

KMg2Al5Si10O30

osumilite(2)

osm2

KMg3Al3Si11O30

Fe-osumilite

fosm

KFe2Al5Si10O30

vesuvianite

vsv

Ca19Mg2Al11Si18O78H9

andalusite

and

Al2SiO5

kyanite

ky

Al2SiO5

sillimanite

sill

Al2SiO5

hydroxy-topaz

tpz

Al2SiO6H2

Mg-staurolite

mst

Mg4Al18Si7.5O48H4

Fe-staurolite

fst

Fe4Al18Si7.5O48H4

Mn-staurolite

mnst

Mn4Al18Si7.5O48H4

Mg-chloritoid

mctd

MgAl2SiO7H2

Fe-chloritoid

fctd

FeAl2SiO7H2

Mn-chloritoid

mnctd

MnAl2SiO7H2

merwinite

merw

Ca3MgSi2O8

spurrite

spu

Ca5Si2O11C

zoisite

zo

Ca2Al3Si3O13H

clinozoisite

cz

Ca2Al3Si3O13H

Fe-epidote

fep

Ca2Fe2AlSi3O13H

epidote

ep

Ca2FeAl2Si3O13H

lawsonite

law

CaAl2Si2O10H4

pumpellyite

pump

Ca4MgAl5Si6O28H7

gehlenite

geh

Ca2Al2SiO7

akermanite

ak

Ca2MgSi2O7

rankinite

rnk

Ca3Si2O7

tilleyite

ty

Ca5Si2O13C2

cordierite

crd

Mg2Al4Si5O18

hydrous cordierite

hcrd

Mg2Al4Si5O19H2

Fe-cordierite

fcrd

Fe2Al4Si5O18

Mn-cordierite

mncrd

Mn2Al4Si5O18

Phase A

phA

Mg7Si2O14H6

sphene

sph

CaTiSiO5

zircon

zrc

ZrSiO4

Chain Silicates 

enstatite

en

Mg2Si2O6

ferrosilite

fs

Fe2Si2O6

Mg-Ts pyroxene

mgts

MgAl2SiO6

diopside

di

CaMgSi2O6

hedenbergite

hed

CaFeSi2O6

jadeite

jd

NaAlSi2O6

acmite

acm

NaFeSi2O6

Ca-Ts pyroxene

cats

CaAl2SiO6

rhodonite

rhod

MnSiO3

pyroxmangite

pxmn

MnSiO3

wollastonite

wo

CaSiO3

pseudowollastonite

pswo

CaSiO3

tremolite

tr

Ca2Mg5Si8O24H2

ferroactinolite

fact

Ca2Fe5Si8O24H2

tschermakite

ts

Ca2Mg3Al4Si6O24H2

pargasite

parg

NaCa2Mg4Al3Si6O24H2

glaucophane

gl

Na2Mg3Al2Si8O24H2

Fe-glaucophane

fgl

Na2Fe3Al2Si8O24H2

riebeckite

rieb

Na2Fe5Si8O24H2

anthophyllite

anth

Mg7Si8O24H2

Fe-anthophyllite

fanth

Fe7Si8O24H2

cummingtonite

cumm

Mg7Si8O24H2

grunerite

grun

Fe7Si8O24H2

gedrite

ged

Mg5Al4Si6O24H2

sapphirine (442)

spr4

Mg4Al8Si2O20

sapphirine (793)

spr7

Mg3.5Al9Si1.5O20

Fe-sapphirine

fspr

Fe3.5Al9Si1.5O20

Mg-carpholite

mcar

MgAl2Si2O10H4

Fe-carpholite

fcar

FeAl2Si2O10H4

Deerite

deer

Fe18Si12O50H10

Sheet Silicates

muscovite

mu

KAl3Si3O12H2

celadonite

cel

KMgAlSi4O12H2

Fe-celadonite

fcel

KFeAlSi4O12H2

paragonite

pa

NaAl3Si3O12H2

margarite

ma

CaAl4Si2O12H2

phlogopite

phl

KMg3AlSi3O12H2

annite

ann

KFe3AlSi3O12H2

Mn-biotite

mnbi

KMn3AlSi3O12H2

eastonite

east

KMg2Al3Si2O12H2

Na-phlogopite

naph

NaMg3AlSi3O12H2

clinochlore

clin

Mg5Al2Si3O18H8

amesite

ames

Mg4Al4Si2O18H8

Al-free chlorite

afchl

Mg6Si4O18H8

Daphnite

daph

Fe5Al2Si3O18H8

Mn-chlorite

mnchl

Mn5Al2Si3O18H8

sudoite

sud

Mg2Al4Si3O18H8

Fe-sudoite

fsud

Fe2Al4Si3O18H8

pyrophyllite

prl

Al2Si4O12H2

talc

ta

Mg3Si4O12H2

Fe-talc

fta

Fe3Si4O12H2

tschermak-talc

tats

Mg2Al2Si3O12H2

kaolinite

kao

Al2Si2O9H4

prehnite

pre

Ca2Al2Si3O12H2

chrysotile

chr

Mg3Si2O9H4

antigorite

atg

Mg48Si34O147H62

Framework Silicates

albite

ab

NaAlSi3O8

high albite

abh

NaAlSi3O8

microcline

mic

KAlSi3O8

sanidine

san

KAlSi3O8

anorthite

an

CaAl2Si2O8

quartz

q

SiO2

tridymite

trd

SiO2

cristobalite

crst

SiO2

coesite

coe

SiO2

stishovite

stv

SiO2

nepheline

ne

NaAlSiO4

kalsilite

kals

KAlSiO4

leucite

lc

KAlSi2O6

meionite

me

Ca4Al6Si6O27C

wairakite

wrk

CaAl2Si4O14H4

laumontite

lmt

CaAl2Si4O16H8

heulandite

heu

CaAl2Si7O24H12

stilbite

stlb

CaAl2Si7O25H14

analcite

anl

NaAlSi2O7H2

Oxides & Hydroxides

lime

lime

CaO

rutile

ru

TiO2

periclase

per

MgO

manganosite

mang

MnO

corundum

cor

Al2O3

hematite

hem

Fe2O3

nickel oxide

NiO

NiO

pyrophanite

pnt

MnTiO3

geikielite

geik

MgTiO3

ilmenite

ilm

FeTiO3

baddeleyite

bdy

ZrO2

spinel

sp

MgAl2O4

hercynite

herc

FeAl2O4

magnetite

mt

Fe3O4

magnesioferrite

mft

Fe2MgO4

ulvospinel

usp

Fe2TiO4

brucite

br

MgO2H2

diaspore

dsp

AlO2H

goethite

gth

FeO2H

Carbonates

calcite

cc

CaCO3

aragonite

arag

CaCO3

magnesite

mag

MgCO3

siderite

sid

FeCO3

rhodochrosite

rhc

MnCO3

dolomite

dol

CaMg(CO3)2

ankerite

ank

CaFe(CO3)2

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Efecto de P y T

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

De estas consideraciones tenemos dos corolarios interesantes:

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

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

Así, siguiendo con el ejemplo anterior, el aragonito es el polimorfo de alta presión y la calcita de baja presión: si el CO3Ca se forma a alta presión se producirá aragonito, y si las condiciones de presión disminuyen, el mineral anterior se invertirá a calcita. El aragonito no es estable en la superficie terrestre, y sin embargo se encuentra. Esto es debido a que se puede conservar como tal si la presión descendió rápidamente, no permitiéndose la inversión a calcita, o a que bajo ciertas circunstancias puede formarse fuera de su campo de estabilidad (i.e. a baja P) de manera inestable. Esto mismo le ocurre a muchos tipos de minerales. Así, el cuarzo pasa de cuarzo-a a cuarzo-b cuando se superan unos 573 ºC a 1 atmósfera de presión. A medida que la presión es mayor, la transición se verifica a mayor temperatura (pendiente dP/dT positiva, como la mayoría de las reacciones metamórficas). Existenotros polimorfos de SiO2 (cristobalita, tridimita, stishovita,...) estables a distintas condiciones P-T, pero son de escaso interés en Petrología Metamórfica ya que sus campos de estabilidad superan los límites de temperatura o presión normales para el metamorfismo. Quizás el único que interesa es coesita, típico de ambientes de ultra-alta-presión, siendo su campo de estabilidad 27-29 kbar para temperaturas entre 400-800 ºC.

A lo largo de una curva P-T de transición polimórfica coexisten dos polimorfos. Esta curva tiene varianza termodinánica = 1, como vemos aplicando la regla de las fases (Componentes+2=Fases+varianza): varianza [= 1 (componentes: SiO2) + 2 - 3 (fases: cuarzo-a y cuarzo-b)] = 1. Esto significa que fijando una variable cualquiera (P ó T), la otra variable queda determinada. Pero, si una sustancia puede conformarse con más de dos polimorfos, entonces existen puntos en el espacio P-T donde coexisten tres polimorfos. En el ejemplo anterior, el punto P-T donde coexisten cuarzo-a, cuarzo-b y coesita está fuera del diagrama. Pero un ejemplo clásico es el punto triple de los polimorfos de los silicatos de Al (distena, sillimanita, andalucita), abundantes en rocas pelíticas metamorfizadas. En este caso, la varianza del punto P-T es = 0 (= 1 + 2 - 3; téngase en cuenta que el número de componentes del sistema es = 1, SiAl2O5, y no 2, SiO2 y Al2O3, ya que los componentes de la Regla de las Fases debe ser "el número mínimo de componentes químicos que describen el sistema"; dado que las tres fases tiene la misma proporción molar de SiO2 y Al2O3, 1:1, y que esta proporción no puede cambiar por necesidades estructurales en ninguna de las fases, el sistema queda perfectamente descrito por un solo componente, Al2SiO5).

Por otro lado, estamos considerando el efecto P-T sobre sustancias puras. Pero puede darse el caso que no lo fuesen, sino que una o más fases fases admitan componentes químicos en cantidad variable (soluciones sólidas). En este caso, las varianzas termodinámicas de las transiciones polimórficas cambian. Veámoslo con un ejemplo sencillo. Un componente que suele estar diluido en los polimorfos de los silicatos de Al, es el manganeso. El número de componentes que ahora describe el sistema, obviamente, no es 1. El Mn entra en la estructura de los polimorfos de los silicatos de Al como Mn3+ sustituyendo al Al, dados los requerimientos de estabilidad electroestática. Por ello, la solución sólida varia entre los términos extremos Al2SiO5 y Mn2SiO5, y el número de componentes que describen el sistema es, por tanto, = 2 (de nuevo, no es 3: SiO2, Al2O3, Mn2O3, ya que el SiO2 no puede variar de forma independiente). Por ello, las transiciones entre dos y tres polimorfos tendrán varianza = 2 (divariante: = 2 + 2 - 2) y = 1 (univariante: 2 + 2 - 3), respectivamente. Por ejemplo, la transición entre andalucita y sillimanita es divariante, y ocupa un espacio dado en el campo P-T. La transición distena-sillimanita-andalucita es univariante, y ocupa un curva en el espacio P-T, como se ilustra en la figura siguiente. Por simplicidad, en esta figura se asume las cantidades de Mn2SiO5 en distena y sillimanita son = 0, y que sólo la andalucita es una solución sólida entre los términos extremos Al2SiO5 y Mn2SiO5. Esta suposición está justificada por el hecho de que es la andalucita el mineral que, con diferencia, admite más Mn en su estructura (de hecho, esta es la razón de su pleocroismo rosado). En este caso, la curva que describe la transición univariante distena-sillimanita-andalucita coincide con la transición univariante distena-sillimanita en el subsistema Al2SiO5 (sin Mn).

Como puede apreciarse en la figura, al aumentar la cantidad de Mn2SiO5 en la andalucita (XMnAnd = XMn2SiO5And) el campo de estabilidad de la andalucita aumenta, tanto en temperatura como en presión. El aumento del campo de estabilidad es notable en la parte de alta temperatura (transición polimórfica andalucita = sillimanita). Por tanto, es posible tener andalucita estable a alta temperatura si esta fase contiene Mn3+. Dicho de otra manera, a alta temperatura, la andalucita sólo es posible si contiene Mn3+. O dicho de otra manera, a medida que aumenta la temperatura aumenta la cantidad de Mn3+ en la andalucita. El efecto de la presión es cualitativamente similar.

En el diagrama anterior también se ha representado el límite inferior de estabilidad de la asociación silicato de Al (distena ó andalucita) + cuarzo + fluido H2O, o dicho de otra forma, el límite superior de estabilidad de pirofilita (Prl). La reacción no está balanceada (no contiene coeficientes estequiométricos), lo cual es un procedimeinto normal en libros de texto ya que para balancear una reacción es necesario definir las fórmulas de las fases implicadas. Considerando la fórmula de pirofilita como Al4Si8O20(OH)4, silicato de Al Al2SiO5, cuarzo SiO2 y fluido H2O, la estequimetría sería 1 Prl = 2 Als + 6 Qtz + 2 H2O.

Para la asociación de las cinco fases cuarzo, distena, andalucita, pirofilita, fluido, el número de componentes del sistema es 3: SiO2, Al2O3, H2O, y la varianza es por tanto = 0 (invariante). Esta asociación se representa en el espacio P-T por un punto (negro en la figura). Para la asociación de las cuatro fases cuarzo, distena, pirofilita y fluido, el número de componentes del sistema es también 3: SiO2, Al2O3, H2O, por lo que la varianza de la asociación es = 1 (univariante). Esta asociación univariante se representa en el espacio P-T por una curva que corresponde al ejemplo clásico de reacción química. Lo mismo puede decirse de la asociación de cuatro fases cuarzo, andalucita, pirofilita y fluido. Las dos reacciones univariantes intersectan en el punto invariante. También en este punto intersecta la asociación univariante distena + andalucita (reacción de transición polimórfica).

Si consideramos, además el componente Mn2O3 (ahora, número de componentes = 4) y asumimos que sólo la andalucita puede contener este componente, la reacción que describe la asociación de cuatro fases cuarzo, andalucita, pirofilita y fluido, pasa ahora a ser divariante, ocupando una región en el espacio P-T, como se ilustra por las líneas rojas discontinuas en la figura. No obstante, la reacción que describe la asociación de cuatro fases cuarzo, distena, pirofilita y fluido, sigue siendo univariante ya que asumimos que ninguna fase admite Mn2O3, por lo que este componente no es necesario y el número de componentes sería por tanto = 3. Esta reacción univariante coincide en el espacio P-T con la reacción univariante que describe la asociación de cinco fases cuarzo, distena, andalucita, pirofilita y fluido.

Como vemos en la figura, la figura el campo de estabilidad de andalucita + cuarzo + H2O (¡no de andalucita a secas!) se expande hacia temperaturas más bajas a medida que la andalucita contenga más Mn3+. Dicho de otra manera, si andalucita coexiste con cuarzo y H2O, es posible que sea estable a baja T si contiene Mn3+.

Con este ejemplo se ilustra que el efecto cualitativo y cuantitativo de P-T sobre la composición de una fase dada NO DEPENDE SÓLO DE P-T, sino que también depende de la asociación mineral que coexista con la fase dada. No obstante, es común que una fase dada, independientemente de la asociación con la que coexista, cambie de composición en un sentido dado a medida que cambia T o P. Por ejemplo, a medida que aumenta T el anfíbol cálcico tiene a ser más tschermakítico y edenítico (más pargasítico) y a medida que aumenta P tiende a ser más rico en componente glaucofana (barroisítico - winchítico). Otro ejemplo, las micas tiene a admitir más titanio a medida que aumenta T, y la moscovita tiene más componente celadonítico (fengítica) a medida que aumenta P. Otros minerales tienen también tendencias claras a medida que cambian P y/o T, pero todos ellos pueden describirse de así sólo de forma cualitativa.

  • No es posible establecer CUANTITATIVAMENTE el efecto P-T sobre la composición de una fase dada si no se especifica la asociación de fases con la que coexiste.

Y más aún, a veces no es posible establecer ni siquiera cualitativamente el efecto P-T sobre la composición de una fase. Por ejemplo, el granate suele aumentar en Mg (piropo), disminuir en Mn (espesartina) y aumentar en Mg# (Mg/[Fe2++Mg]) a medida que aumenta la temperatura, pero nada puede decirse del Ca (grossularia). Todo depende de las fases con las que coexista. En metapelitas con silicatos de Al, la grosularia suele aumentar al aumentar la presión, pero esto no es necesariamente así en metabasitas (anfibolitas, esquistos azules, eclogitas).

Lo que veremos en este seminario son los espectros composicionales comunes de las fases minerales de interés en rocas metamórficas, sus términos extremos significativos, y las tendencias comunes, sin entrar en detalles sobre cambios cuantitativos.

 


Granate

2013 IMA Report: Nomenclature of the garnet supergroup.  Edward S. Grew (Chair), Andrew J. Locock, Stuart J. Mills (Vice-Chair), Irina O. Galuskina, Evgeny V. Galuskin, and Ulf Hålenius. Full Text (2.3 MB). Deposit Item

 

 

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Epidota

IMA Nomenclature (Epidote group): Armbruster, T. et al.,. 2006: European Journal of Mineralogy, 18, 551–567

Mira también: MinDat.org: http://www.mindat.org/min-6662.html

 

 

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Clorita

Ver: Bailey, S.W. (1980) Summary of recommendation of AIPEA nomenclature committee. Clay Minerals., 15, 85-93.

 

 

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Piroxenos

 

Nomenclature of pyroxenes, 1989. N. Morimoto et al. pdf (1.5 MB)

 

 

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Anfíboles

 

Nomenclature of the amphibole supergroup, 2012 Frank C. Hawthorne et al. pdf (4.6 MB)

Named Amphiboles: A new category of amphiboles recognized by the International Mineralogical Association (IMA) and a defined sequence order for the use of prefixes in amphibole names, 2005 Ernst A.J. Burke And Bernard E. Leake pdf (84 KB)

Nomenclature of amphiboles: Additions and revisions to the International Mineralogical Association's amphibole nomenclature, 2004 Bernard E. Leake et al. pdf (188 KB)

Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names, 1997 B.E. Leake et al. pdf (1.2 MB)  

 

 

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Micas y otros filosilicatos

 

Nomenclature of the micas, 1998. M. Rieder et al. pdf (412 KB)

 

 

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Feldespatos

 

 

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Otros

 


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Última modificación: viernes, 27 de marzo de 2020 00:01 +0100