MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y...

Ángel Carmelo Prieto Colorado

Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias

Universidad de Valladolid

MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN

PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS

Complementos de Geología

©A. Carmelo Prieto Colorado

Tema 4. Materiales y procesos geológicos

Definición, estructura y propiedades de la materia cristalina Descriptiva y clasificación de mineral Texturas y clasificación de las rocas Magmatismo: rocas igneas Sedimentación: rocas sedimentarias Metamorfismo: rocas metamórficas Clasificación e información que aportan los fósiles


Descriptiva y clasificación mineral

La ciencia que estudia los minerales es la Mineralogía. La palabra Mineral, deriva del latín “minera”: trozo de metal o piedra de la que se podía extraer el metal.

Definir un mineral es difícil y conceptualmente existe una evolución a través de los tiempos y por tanto, de la Mineralogía como Ciencia que los estudia.

Entendemos por mineral a los elementos y compuestos que se presentan de modo natural como integrantes de la porción sólida del Universo, lo que incluye no solo a las sustancias de la corteza terrestre, si no también, por ejemplo, a los meteoritos.

ROCA Masa natural de minerales que forma parte considerable de la corteza terrestre, y es originada mediante algún proceso geológico. Son simples o compuestas según estén constituidas por uno o varios minerales (Marmol - Calcita; Granito - Cuarzo + Mica + Feldespatos).

MINERAL Es un sólido natural y homogéneo, formado normalmente por un proceso inorgánico, con una composición química definida y una disposición atómica ordenada.

Analicemos su significado.


natural

Porque es posible reproducir en el laboratorio la mayoría de las especies minerales obteniendo productos sintéticos equivalentes a los naturales como p.e. piedras preciosas sintéticas, NaCl idéntico a Halita etc. estos no son considerados, de modo estricto, como minerales sino que diremos de ellos que son materiales sintéticos. Por contra se considera minerales ciertas sustancias que se forman naturalmente a partir de materiales hechos por el Hombre p.e. los cristales de calcita (CO3Ca) existentes en las conducciones de agua de las ciudades, o los oxicloruros de plomo de Laurium (Grecia) formados a expensas de los residuos y escorias procedentes de explotaciones mineras de plomo depositadas en el mar durante los siglos IV y V aC. como consecuencia de la acción del agua del mar sobre dichos residuos.


sólido homogéneo

Consta de una única sustancia sólida que no puede ser subdividida físicamente en simples componentes químicos. La determinación de Homogeneidad esta en función de l a escala de observación utilizada (lupa, microscopio, SEM, TEM, AFM, etc.). La calidad de Sólido elimina los líquidos y gases, por tanto el agua en forma de Hielo si es un mineral aunque el agua en si misma no lo es; El Hg no debe ser considerado como mineral según este concepto, si bien debido a su origen natural y su comportamiento como mineral en Química, se le denomina “mineraloide”.


producido normalmente por un proceso inorgánico

Elimina de la consideración de mineral a todas las sustancias producidas por procesos orgánicos de animales o plantas, si bien la palabra “normalmente” suaviza el r igor e implica la aceptación de determinadas excepciones, como el CO3Ca de las conchas de moluscos, el Fe oxidado y precipitado por la acción de las bacterias del hierro, el grafito que proviniendo de desechos orgánicos. sometidos en los lechos de carbon a altas temperaturas y en las cuales se han eliminado los hidrocarburos volátiles.


composición química definida

Quiere decir que se pueda expresar mediante una formula química especifica.

Sin embargo la mayoría de los minerales no tienen una composición perfectamente definida dado que lo normal es la existencia de sustituciones de un elemento por otro (diadoquias) en proporciones limitadas pero no fijas.


disposición atómica ordenada

Indica existencia estructural de un entramado de átomos (o iones) ordenados según un modelo geométrico regular, lo cual implica el que los minerales sean sólidos CRISTALINOS aunque existan excepciones como los minerales amorfos que al igual que el Hg son considerados, de modo estricto, como “mineraloides”.


Sistemática mineralCriterios Químicos (Cronsted-1758; Berzelius-1824; Dana-1854; Groth, Mieleitner-1921) Estructurales (Edwald, Herman-1931) Genét i co s (Macha i s chk i -1953, magmat i co s , sedimentarios y metamórficos) Geográficos (Colecciones, Museos, Especie Mineral) Yacimientos y Usos (Minerales de Rocas, minerales útiles, gemas y minerales ornamentales)

En sistemática el uso de criterios únicos conduce a errores importantes.


Los avances científicos van propiciando sistemáticas basadas en varios criterios, sobre todo criterios químicos, estructurales y genéticos o geoquímicos. Estos últimos tienen la ventaja de que agrupan minerales que se han formado en condiciones fisico-químicas idénticas o muy similares. También induce al error, dado que un mismo mineral puede tener paragénesis muy diversas. En sistemática es normal utilizar criterios mixtos que salven la mayor parte de incertidumbres en torno a cada especie mineral, teniendo en consideración la mayor parte de analogías existentes.


Se basa en criterios químicos, estructurales y geoquímicos

Criterios de paragénesis geoquímica Clases: Elementos nativos y subdivisiones basadas en el tipo de anión.

Subclase: Basadas en los cationes, asociados geoquímicamente en triadas según su carácter geoquímico y radio iónico.

Criterios Estructurales Grupos y subgrupos: Según criterios estructural de la celda cristalina y grupo espacial.

Ivan KOSTOV. 1913-2004


Clases 1. Elementos 2. Sulfuros y compuestos relacionados 3. Oxidos e hydróxidos 4. Halogenuros 5. Silicatos 6. Boratos 7. Fosfatos, arseniatos y vanadatos 8. Wolframatos y molibdatos 9. Sulfatos, seleniatos y teluratos 10. Cromatos 11. Carbonatos 12. Nitratos e iodatos 13. Minerales Orgánicos


Subclases Utiliza los 45 elementos mas comunes en la composición de los minerales 1. Ca, Fe, Al, Mg, Na, Cu, Pb, Mn, As, K (> 100 minerales) 2. U, Ti, Sb, B, W, Zn, Ag, Ce, Ni, Nb (50-100 minerales) 3. V, Yt, Ba, Ta, Be, Co, Li, Cr, Hg, Sn, Mo, Au… (<50) 4. Tl, Sc, Cd, Cs, Ge (10 minerales)

Series y Grupos Utiliza las triadas del carácter geoquímico de los elementos y da dos series (litófila, O y Calcófila, S). los grupos los divide agrupando el radio iónico de cada triada en función de las posibles diadoquias

Be-Al-Mg (0.34-0.78) Fe-Mn-V (0.52-0.91)

Zn-Cu-Pb(U) (0.83-1.32) Ni-Co-Fe (0.64-0.80)


J. D. Dana (1813-1895)

Geólogo americano argumentó en su obra “A system of mineralogy”, que a veces los criterios que obedecían exclusivamente a composiciones químicas fallaban para algunos minerales.

Por consiguiente, se debería considerar su estructura interna. Divide los minerales en clases, en función del anión o aniones predominantes.

Vers ione s rev i sadas y actual izadas de e s ta clasificación siguen siendo las más usadas entre los mineralogistas de mayoría de los países y el manual de mineralogía basado en esta clasificación se ha convertido en un clásico, con ya más de 21 ediciones.


Tipo Clase

Compuestos Isodésmicos

1. Elementos nativos 2. Sulfuros, selenuros, telururos 3. Sulfosales 4. Óxidos simples 5. Óxidos de U, Th, Zr 6. Hidróxidos 7. Óxidos complejos 8. Óxidos complejos de Nb, Ta, Ti

Compuestos Mesodésmicos 1. Silicatos

Compuestos Anisodésmicos

1. Halogenuros 2. Carbonatos 3. Nitratos 4. Iodatos 5. Boratos 6. Sulfatos 7. Seleniatos y teluratos 8. Cromatos 9. Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos 10. Antimoniatos 11. Oxisales de Vanadio 12. Wolframatos y Molibdatos 13. Sustancias Orgánicas


Se basa en criterios químicos y estructurales

Criterios Químicos Tipos: Considera lo más significativo el tipo de enlace atómico.

Clase: Basadas en criterios químicos considerando el tipo de aniónes o los radicales principales del tipo de compuesto.

Criterios Estructurales Subclase: Según la distribución y tipo de los enlaces más fuertes.

A.S. Povarennykh 1915-1986


Tipo Clase

Compuestos homoatómicos y similares 1. Sustancias simples 2. Carburos, siluros, nitruros y fosfuros

Sulfuros y compuestos análogos 1. Arsenuros, antimonuros, bismuturos 2. Telururos 3. Sulfuros y selenuros

Compuestos del oxígeno

1. Óxidos 2. Hidróxidos y oxihidratos 3. Silicatos, borosilicatos, aluminosilicatos, etc. 4. Boratos 5. Vanadatos 6. Arseniatos 7. Fosfatos 8. Seleniatos y teluratos 9. Wolframatos y molibdatos 10. Cromatos 11. Sulfatos 12. Carbonatos 13. Iodatos 14. Nitratos

Haluros 1. Cloruros, bromuros, ioduros 2. Oxicloruros y oxifloruros 3. Floruros


Karl Hugo Strunz 1910-2006

Tradicionalmente, se ha venido utilizando, la clasificación de Strunz de 1941 (Strunz Mineralogical Tables. Stuttgart, 2001). Esta basada en la clásica de Dana, por tanto, su sistemática utiliza criterios químicos y estructurales*. Las subdivisiones se efectuán por razones entre átomos, presencia de H2O, tipo de anión, cationes extraños, etc.

1. Elementos 2. Sulfuros y sulfosales* 3. Halogenuros 4. Oxidos e hidróxidos* 5. Nitratos, carbonatos 6. Boratos 7. Sulfatos, cromatos, wolframatos y molibdatos 8. Fosfatos, arseniatos y vanadatos 9. Silicatos 10. Minerales Orgánicos


Una clasificación actual basada en cr iter ios cristalográficos y estructurales es la de Lima de Faria, (Structural Classification of Minerals, Dordrecht, 2001).

C o n s i d e r a a l a s u n i d ad e s e s t r u ct u rale s como la ba s e principal para la clasificación de minerales. Así, hay cinco categorías principales de estructuras: atómicos o empaquetados, grupo, cadena, h o j a y e n t r a m a d o s tridimensionales.

Este enfoque cristalográfico fue aprobado por la IUCr en 1990 y en 1994 J. Lima de Faria aplica la clasificación estructural a los minerales más comunes (500 minerales organizados en 230 tipos de estructuras donde describe 960 de los 3500 existentes).


Hasta 1990 se conocían 3304 especies minerales y su número sigue aumentando cada año. Hasta no hace mucho tiempo no existían acuerdos internacionales, sobre la denominación, formulación y clasificación de los minerales.

Actualmente, la I.M.A. (International Mineralogical Association), intenta poner orden en este tema y por ello existe la C.N.M.M.N. (Comisión de Nombres de Minerales y Minerales Nuevos) que se encarga de unificar la nomenclatura, formulación y clasificación de los minerales.


Clasificación ideal

T i p o s : I n c r e m e n t o d e l a p o l a r i z a c i ó n , electronegatividad, serie aniónica.

Clase: Electronegatividad, forma, radio iónico. Subclase: Estructura (Isodésmicos, entramados

tridimensionales, anillos, islas, cadenas, dobles cadenas, laminas o capas.

Series: Minerales isoestructurales formando soluciones sólidas con posibilidad de ser parcialmente isomorfas (idéntica estructura y diferente composición).

Grupo: Sustancias isoestructurales (isotípicas) pero no isomorfas

Variedades: Composición, color o forma diferente Especie Mineral: Fase en sentido físico y químico


Variedad Almandino Rojo

Especie Mineral Almandino

Serie Piralspita

Grupo Granate

Subclase Nesosilicato

Clase Silicatos

Tipo III


Independientemente del criterio clasificatorio adoptado, la unidad básica de cualquier clasificación es la especie mineral. Un problema especial, que surge de cualquier clasificación actual, son las sustancias "amorfas" porque no se pueden considerar "fases" en sentido termodinámico riguroso.

Su posición sistemática viene determinada, en general, por criterios convencionales. Si se consideran especies minerales algunas fases "vítreas" naturales, como la Lectelierita (SiO2). Lo mismo puede decirse de algunos geles coloidales cuya composición y orden estructural pueden variar dentro de amplios límites (opalo, crisocola, etc.)


No se consideran, sin embargo, como especies mineralógicas los hidrogeles silico-ferri-aluminiferos presentes en las "terra rosa" y lateritas.

Otra controversia en la sistematica mineral, surge de la posición de las sustancias que no se encuentran en estado sólido en las condiciones ambientales terrestres. Solo se considera mineral al mercurio metálico.


Clasificación de los Silicatos

Los minerales pertenecientes a esta clase juegan un papel importante en la corteza terrestre, ya que constituyen alrededor del 90% de la misma. Su número es aproximadamente de 500, lo cual significa una cuarta parte de todos los minerales conocidos. El elemento básico de la composición de los silicatos es el Si. Es muy abundante en la Litosfera, constituyendo el 27,59% de todas las rocas igneas y el o,83% del volumen total. Con excepción del SiC (Moisanita) de los meteoritos férreos, no se conoce en la naturaleza asociación del silicio que no aparezca oxígeno. Con el que forma una combinación característica.


El silicio es invariablemente tetravalente con un riónico(Si+4)=0,39Å, rodeándose por cuatro oxígenos. Los grupos SiO4 son básicos en las estructuras de los silicatos. Por tanto, la unidad estructural básica de los silicatos es el tetraedro (SiO4)-4, en el que las distancias Si-O son de 1.62Å y las O-O de 2.65Å y el ángulo de los enlaces O-Si-O de 109º28´.

109º28´1.62

Å

2.65Å


Bajo condiciones magmáticas esta condensación corre paralela con el incremento gradual de SiO2 en el correspondiente magma durante la diferenciación, un exceso de Si da lugar a la formación de SiO2 libre (cuarzo), en él los grupos (SiO4)-4 están unidos por enlaces covalentes en las tres direcciones, del espacio.

La variación de SiO2 en los principales tipos de rocas igneas, sigue la misma correlación con el contenido en álcalis, siendo el comportamiento de ambos constituyentes paralelo, excepto en casos de ciertas rocas alcalinas con bajo contenido en sílice.


La cantidad de SiO2 libre en las rocas igneas depende en gran medida de la posibilidad de combinar Si en otros componentes del magma, de forma que rocas con 50% de SiO2, sólo algunas veces presentan cuarzo, mientras que con un 65% siempre este presente este mineral, (cuarzo).

La diversidad de composición de los silicatos bajo condiciones magmáticas se debe al reemplazamiento de parte del Si+4 tetraédrico (SiO4)= por Al+3. En coordinación tetraédrica el riónico(Al+3)=0.45Å, y permite diadoquías con Si, sobre todo a temperaturas elevadas. Tal diadoquia ocurre también entre Si y Be ri(Be+2)=0.34Å y entre Si y Ge ri(Ge+4)=0.44Å.


Se conocen tres isótopos estables del silicio: Si28, Si29 y Si30. Sus abundancias respectivas son: 92.27%, 4.68 y 3.05%. La razón Si28/Si30 en silicatos varía dentro de ciertos límites y se usa para diferenciar su origen.

La relación Ge - Si es importante, no solo por la posibilidad de diadoquia en las estructuras silicatadas, sino también por el aumento gradual de contenido en Ge con el incremento en SiO2 en rocas igneas. Las rocas básicas contienen 2ppm , mientras que las ácidas contienen hasta 5ppm de Ge . El Ge tambien puede presentarse en coordinación octaédrica ri(Ge+4)=0.64Å y como tal puede sustituir al Ti (ri(Ti+4)=0.64Å), como sucede en ciertas pegmatitas como el topacio, que alcanzar hasta 100 ppm de GeO2.


Contenido en SiO2 Tipo de Magma

> 65 % Ácido

53 - 65 % Neutro

45 - 53 % Básico

< 45 % Ultrabásico


Los grupos (SiO4)-4, poseen cuatro cargas negativas y si se encuentran como tales, aislados unos de otros, constituyen una subclase denominada NESOSILICATOS (Ortosilicatos). Su carácter mesodésmico, permite su polimerización, dando lugar a entramados más o menos complejos, que compartiendo exclusivamente vértices de su estructura, dan lugar a radicales más complejos finitos o infinitos y otras subclases de minerales. Entre los primeros, los más conocidos son: (Si2O7)6-, (Si3O9)6-, (Si4O12)8-, (Si6O18)12- y (Si12O30)12-. Los minerales que presentan los grupos (Si2O7)6- se denominan SOROSILICATOS o Diortosilicatos. En esta subclase el enlace Si-O-Si no siempre se presenta en linea recta, sino que puede ser angular.


Los grupos constituidos por 3, 4, 6 y 12 tetraedros (SiO4) se disponen en forma de anillo, por lo que los minerales que presentan estos grupos estructurales básicos se denominan CICLOSILICATOS. Cuando los tetraedros (SiO4) se unen en número infinito se pueden, disponer en forma de filas o c ad e n a s , l am i n a s u h o j a s y e n t r am ad o s tridimensionales. Las cadenas de tetraedros pueden ser simples o dobles originando la subclase de los INOSILICATOS. Si los tetraedros se disponen en forma laminar, lo s m inerale s de la subc la se son denominados FILOSILICATOS. Y finalmente el entramado tridimensional de tetraedros origina la subclase de los TECTOSILICATOS.


NESOSILICATOS: Son silicatos en los que todos los oxígenos están unidos por cationes; no hay tetraedros compartiendo oxígenos

Unidad estructural: (SiO4)-4 Fórmula general: XaXb(SiO4)n

Xa cationes divalentes de gran tamaño (Ca2+, Mg2+, Fe2+ y Mn2+) Xb cationes trivalentes de pequeño tamaño (Fe3+, Al3+ y Cr3+)

Minerales: grupo de los olivinos, grupo de los granates, circón, topacio, distena, andalucita y silimanita.


SOROSILICATOS: Son silicatos en los que hay pares de tetraedros unidos entre sí compartiendo oxígenos; las uniones entre estos pares se realiza mediante cationes.

Unidad estructural: (Si2O7)-6 Fórmula general: A3B2[(Si2O7)(SiO4)O(OH)]

A cationes grandes y de poco carga (Ca2+, Na+) Xb cationes pequeños y de poca carga (Fe3+, Al3+, Mg2+ y Mn3+)

Minerales: grupo de la epidota


CICLOSILICATOS: Son silicatos en los que todos los tetraedros de silicio están unidos entre sí formando un anillo cerrado de tres, cuatro o seis tetraedros

Unidad estructural: (SiO3)-2 Fórmula general: A3B2(SixO3x)

A cationes grandes y de poco carga (Ca2+, Na+) B cationes pequeños y de poca carga (Fe3+, Al3+, Mg2+, Li+ y Mn3+)

Minerales: Berilo y turmalina.


INOSILICATOS (PIROXENOS): Son silicatos en los que los tetraedros de silicio están unidos entre sí formando una cadena sencilla. La unión entre cadenas se realiza mediante cationes de diferente carga.

Unidad estructural: (Si2O6)-4 Fórmula general: AB(Si2O6)

A, B cationes grandes o pequeños (Ca2+, Na+, Fe3+, Al3+, Mg2+ y Mn3+)

Minerales: Enstatita, hiperstena, diópsido y augita


INOSILICATOS (ANFIBOLES): Los tetraedros de silicio están unidos formando una cadena doble, resultado de la unión de dos cadenas sencillas mediante cationes balanceadores de las cargas negativas.

Unidad estructural: (Si4O11)-6 Fórmula general: AaBb[(Si8O22)O(OH)2]

A, B cationes grandes o pequeños (Ca2+, Na+, Fe3+, Al3+, Mg2+ y Mn3+) Los grupos hidroxilos (OH), ocupan los huecos en las cadenas dobles

Minerales: antofilita, tremolita y hornblenda


FILOSILICATOS: En los filosilicatos las cadenas de inosilicatos se unen entre sí compartiendo oxígenos (no mediante cationes) de manera que los tetraedros forman una hoja o lámina (siloxano) en la que todas las cargas de los oxígenos están satisfechas. Las láminas se unen entre sí mediante cationes.

Unidad estructural: (Si2O5)-2


FILOSILICATOS: Sin embargo en los filosilicatos no todas las láminas están formadas por tetraedros de silicio (láminas de siloxano); en la estructura hay intercaladas láminas de octaedros formadas por 6 grupos de hidroxilos (OH)- y por cationes Al3+ o Mg2+. En el primer caso las láminas son dioctaédricos (gibsita), y en el segundo son trioctaédricas (brucita).

U. E gibsitica Al2(OH)6

U. E brucitica Mg3(OH)6


FILOSILICATOS 1:1 Cada lámina de tetraedros (siloxano) se une a una lámina octaédrica con Al, gibsitica ó Mg brucitica.

Unidad estructural: X[(Si2O5)(OH)4] X: 2Al ó 3Mg (para neutralizar la carga de los 6OH- Minerales: caolinita y serpentina o antigorita


FILOSILICATOS 2:1 Cada lámina de octaedros (de brucita o de gibsita) se une a dos láminas de tetraedros (siloxanos).

Unidad estructural: X[(Si4O10)(OH)2] X: 2Al ó 3Mg (para neutralizar la carga de los 6OH- Minerales: Pirofilita y talco


FILOSILICATOS 2:1 En ocasiones pueden ocurrir sustituciones isomórficas de Si+4 por Al+3; el déficit de carga positiva implica la entrada en la estructura de otros cationes que aseguren un balance final neutro. Según el catión entrante, el mineral será uno del grupo de las micas.

Unidad estructural: YX[(AlSi3O10)(OH)2] X: 2Al ó 3Mg; Y: K+, Na+ y Ca+2

Minerales: moscovita , flogopita, paragonita, biotita, margarita y xantofilita


FILOSILICATOS 2:2 ó 2:1:1 Son grupos formados por 2 láminas de tetraedros (siloxanos), que conectan entre si mediante una capa octaedrica (filosilicatos de tipo 2:1) y a su vez se unen con otra lámina de tipo trioctaédrica (brucitica).

Unidad estructural: X3[(Si4O10)(OH)2]Mg3(OH)6 X: Mg+2, Al+3, Fe+3 ó Fe2+

Minerales: cloritas


FILOSILICATOS 2:2 ó 2:1:1 Ta m b i é n p u e d e n e n t r a r moléculas de H2O en los huecos existentes entre los tetraedros, y sustituciones no regulares de c a t i o n e s c o n o s i n H 2 O , originando el grupo de las i l l i ta s ( h i drómica s) y lo s f i l o s i l i c a t o s e x p a n s i b l e s vermiculitas y montmorillonitas (smectita).


TECTOSILICATOS En esta subclase las láminas de siloxano se unen entre sí compartiendo oxígenos, de manera que no hay cationes enlazando tetraedros. Todos los enlaces son de tipo oxígeno-silicio, los más estables de todos.

Unidad estructural: (SiO2) Mineral: cuarzo

Se pueden dar sustituciones isomórficas Si+4(Al+3) y el déficit de carga permite la entrada en la estructura de algún otro catión balanceador. Según sea este resultará la formación de nuevos minerales: grupo de los f e l d e s p ato s ( K + ) y d e l a s plagioclasas (Na+ y/ó Ca+2).


Dos clasificaciones de silicatos con interes estructural son las de Liebau (1962) y Zoltai (1968). Liebau describe 6 variaciones de monocadena, según el nº de tetraedros que compongan la unidad repetitiva.

1 2 3 4 5 7©A. Carmelo Prieto Colorado

Obviamente, 4 son las estructuras con dobles cadenas.

1 2 3 4


Las variedades laminares o filosilicatos, estan constituidas por monocadenas, que dan lugar a tres tipos de estructuras (micas, oquenita y apofilita).

2 3 4


TTTT TT

T TT TT

TT TT

La 2 unidad laminar puede presentar alternancia en los oxígenos apicales de z y -z, dando lugar a estructuras T (atapulgita, sepiolita, etc)

T


La variedad de dobles laminas se debe a la compartición de los oxígenos cimeros ó apicales (milarita y polimorfos sintéticos Ca(Ba)Al2Si2O8.

60º


la clasificación de Zoltai (1968) es la que más incertidumbres resuelve. Plantea que la utilización exclusiva del Si/Al en los tetraedros no es suficiente para clasificar a los ciclo-, filo- y téctosilicatos. Sugiere que se consideren todas las posibeles diadoquias Si(Z): B+3, Be+2, P+5, Ge+4, Fe+3, Zn+2 y Ti+4.

Por tanto, los grupos ZO4, donde Z es el catión tetraédrico, son las piedras angulares de las subclases. Se define el “coeficiente de Zoltai” (Z) o de compartición que considera que como máximo dos tetraedros (SiO4) pueden compartir 1 solo vértice, pero si se consideran otros cationes, mas tetraedros pueden compartir un solo vértice.


Si n es un número positivo y entero que representa el número mínimo de tetraedros que comparten un vértice común, n+1 representará el número máximo de los que comparten un vértice común. Esto quiere decir que si en la estructura hay vértices no compartidos, estos vértices, comparten 1 solo tetraedro (n=1), y cualquiera de los restantes vértices de la estructura pueden ser compartidos entre (n+1) tetraedros, a lo sumo. Así pues, el el coeficiente de compartición de Zoltai, que representa el valor medio de vértices compartidos por (n+1) tetraedros, de modo general es:

S = n+(X/4T) n: vertices compartidos x: vértices de tipo (n+1)

S = [x(n+1)+(4T-x)n]/4T)


Veamos el ejemplo de la Tremolita Ca2Mg5Si8O22(OH)2

S = 1+(20/32) = 1+0,65

número de tetraedros T:8, (4T=32) vértices sin compartir n=12 vértices compartidos x=20

S = [(n*1)+(n+1)*2]/4T)

S = [(12*1)+(20*2]/32) S = [12+40]/32 S = 1.65


Subclase Coficiente de Zoltainesosilicatos 1.00sorosilicatos 1.25

ciclosilicatos1.50 Monociclos 3, 4 y 6 U

¿? dobles ciclos1.11 - 1.33 varios ciclos

inosilicatos1.50 monocadenas

1.58 - 1.75 dobles cadenas

filosilicatos1.75 monocapas

2.00 dobles capas

tecosilicatos2.00 [ZxO2x]

2.75 hemimorfita2.00 - 3.00 [Z2xO4x]


Ángel Carmelo Prieto Colorado

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