2.4: Minerales Silicatos
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En los minerales de silicato, estos tetraedros están dispuestos y unidos entre sí de diversas maneras, desde unidades individuales hasta marcos complejos (Cuadro 2.6). La estructura de silicato más simple, la del olivino mineral, está compuesta por tetraedros aislados unidos a iones de hierro y/o magnesio. En olivino, la carga −4 de cada tetraedro de sílice se equilibra con dos cationes divalentes (es decir, +2) de hierro o magnesio. El olivino puede ser Mg 2 SiO 4 o Fe 2 SiO 4, o alguna combinación de los dos (Mg, Fe) 2 SiO 4. Los cationes divalentes de magnesio y hierro son bastante cercanos en radio (0.73 versus 0.62 angstroms [1]). Debido a esta similitud de tamaño, y debido a que ambos son cationes divalentes (ambos pueden tener una carga de +2), el hierro y el magnesio pueden sustituirse fácilmente entre sí en el olivino y en muchos otros minerales.
| Imagen de configuración de tetraedro | Nombre de configuración del tetraedro | Ejemplo Minerales |
|---|---|---|
 |
Aislados (nesosilicatos) | Olivino, granate, circón, cianita |
 |
Pares (sorosilicatos) | Epidota, zoisita |
 |
Anillos (ciclosilicatos) | Turmalina |
 |
Cadenas simples (inosilicatos) | Piroxenos, wollastonita |
 |
Cadenas dobles (inosilicatos) | Anfíboles |
 |
Hojas (filosilicatos) | Micas, minerales arcillosos, serpentina, clorito |
| Estructura tridimensional | Marco (tectosilicatos) | Feldespatos, cuarzo, zeolita |
Corta alrededor del exterior de la forma (líneas continuas y líneas punteadas), y luego dobla a lo largo de las líneas sólidas para formar un tetraedro. Si tienes pegamento o cinta adhesiva, fija las pestañas al tetraedro para sujetarlo. Si no tienes pegamento o cinta adhesiva, haz una rebanada a lo largo de la delgada línea gris e inserta la pestaña puntiaguda en la hendidura.
Si estás haciendo esto en un aula, intenta unir tu tetraedro con otros en pares, anillos, cadenas simples y dobles, láminas e incluso marcos tridimensionales.
Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 2.3.
En el olivino, a diferencia de la mayoría de los otros minerales de silicato, los tetraedros de sílice no están unidos entre sí. En su lugar están unidos a los iones hierro y/o magnesio, en la configuración mostrada en la Figura\(\PageIndex{1}\).
Como ya se señaló, los 2 iones de hierro y magnesio son similares en tamaño (aunque no del todo lo mismo). Esto les permite sustituirse entre sí en algunos minerales de silicato. De hecho, los iones que son comunes en los minerales de silicato tienen una amplia gama de tamaños, como se representa en la Figura\(\PageIndex{2}\). Todos los iones mostrados son cationes, excepto el oxígeno. Tenga en cuenta que el hierro puede existir tanto como un ion +2 (si pierde dos electrones durante la ionización) como como un ion +3 (si pierde tres). Fe 2+ se conoce como hierro ferroso. Fe 3+ se conoce como hierro férrico. Los radios iónicos son críticos para la composición de los minerales de silicato, por lo que volveremos a referirnos a este diagrama.
La estructura del silicato piroxeno monocatenario se muestra en las Figuras 2.4.3 y 2.4.4. En piroxeno, los tetraedros de sílice están unidos entre sí en una sola cadena, donde un ion oxígeno de cada tetraedro se comparte con el tetraedro adyacente, de ahí que haya menos oxígenos en la estructura. El resultado es que la relación oxígeno-silicio es menor que en olivino (3:1 en lugar de 4:1), y la carga neta por átomo de silicio es menor (−2 en lugar de −4). Por lo tanto, son necesarios menos cationes para equilibrar ese cargo. Las composiciones de piroxeno son del tipo MgSiO 3, FeSiO 3 y SiO 3, o alguna combinación de estas. El piroxeno también se puede escribir como (Mg, Fe, Ca) SiO 3, donde los elementos entre corchetes pueden estar presentes en cualquier proporción. En otras palabras, el piroxeno tiene un catión por cada tetraedro de sílice (por ejemplo, MgSiO 3) mientras que el olivino tiene dos (por ejemplo, Mg 2 SiO 4). Debido a que cada ion de silicio es +4 y cada ion oxígeno es −2, los tres oxígenos (−6) y el de silicio (+4) dan una carga neta de −2 para la cadena simple de tetraedros de sílice. En piroxeno, el catión divalente (2) por tetraedro equilibra esa carga −2. En el olivino, se necesitan dos cationes divalentes para equilibrar la carga −4 de un tetraedro aislado.La estructura del piroxeno es más “permisiva” que la del olivino, lo que significa que los cationes con un rango más amplio de radios iónicos pueden encajar en él. Es por eso que los piroxenos pueden tener cationes de hierro (radio 0.63 Å) o magnesio (radio 0.72 Å) o calcio (radio 1.00 Å) (ver Figura\(\PageIndex{2}\) anterior).
El siguiente diagrama representa una sola cadena en un mineral de silicato. Contar el número de tetraedros versus el número de iones de oxígeno (esferas amarillas). Cada tetraedro tiene un ión de silicio por lo que esto debería darte la relación de Si a O en silicatos monocatenarios (por ejemplo, piroxeno).
El siguiente diagrama representa una doble cadena en un mineral de silicato. Nuevamente, contar el número de tetraedros versus el número de iones de oxígeno. Esto debería darle la relación de Si a O en silicatos de doble cadena (por ejemplo, anfíbol).
Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 2.4.
En las estructuras anfíbulas, los tetraedros de sílice están unidos en una doble cadena que tiene una relación oxígeno-silicio menor que la del piroxeno, y por lo tanto son necesarios aún menos cationes para equilibrar la carga. El anfíbol es aún más permisivo que el piroxeno y sus composiciones pueden ser muy complejas. Hornblende, por ejemplo, puede incluir sodio, potasio, calcio, magnesio, hierro, aluminio, silicio, oxígeno, flúor y el ion hidroxilo (OH −).
En las estructuras de mica, los tetraedros de sílice están dispuestos en láminas continuas, donde cada tetraedro comparte tres aniones de oxígeno con tetraedros adyacentes. Existe aún más distribución de oxígenos entre los tetraedros adyacentes y, por lo tanto, se necesitan menos cationes para equilibrar la carga de la estructura de sílice-tetraedros en minerales de silicato laminar. La unión entre láminas es relativamente débil, y esto explica la división unidireccional bien desarrollada en micas (Figura\(\PageIndex{5}\)). La mica biotita puede tener hierro y/o magnesio en ella y eso la convierte en un mineral de silicato ferromagnesiano (como olivino, piroxeno y anfíbol). La clorito es otro mineral similar que comúnmente incluye magnesio. En la mica moscovita, los únicos cationes presentes son el aluminio y el potasio; de ahí que sea un mineral de silicato no ferromagnesiano.
Aparte de moscovita, biotita y clorito, hay muchos otros silicatos laminares (también conocido como filosilicatos), muchos de los cuales existen como fragmentos del tamaño de arcilla (es decir, menos de 0.004 milímetros). Estos incluyen los minerales arcillosos caolinita, ilita y esmectita, y aunque son difíciles de estudiar por su tamaño muy pequeño, son componentes extremadamente importantes de las rocas y especialmente de los suelos.
Todos los minerales de silicato en láminas también tienen moléculas de agua dentro de su estructura.
Los tetraedros de sílice están unidos en estructuras tridimensionales tanto en los feldespatos como en el cuarzo. Estos son minerales no ferromagnesianos, no contienen hierro ni magnesio. Además de los tetraedros de sílice, los feldespatos incluyen los cationes aluminio, potasio, sodio y calcio en varias combinaciones. El cuarzo contiene solo tetraedros de sílice.
Los tres minerales principales de feldespato son el feldespato potásico (también conocido como feldespato K o K-spar) y dos tipos de feldespato plagioclasa: albita (solo sodio) y anortita (solo calcio). Como es el caso del hierro y el magnesio en olivino, existe una gama continua de composiciones (series de soluciones sólidas) entre albita y anortita en plagioclasa. Debido a que los iones calcio y sodio son casi idénticos en tamaño (1.00 Å versus 0.99 Å) puede existir cualquier composición intermedia entre CaAl 2 Si 3 O 8 y NaAlSi 3 O 8 (Figura\(\PageIndex{6}\)). Esto es un poco sorprendente porque, aunque son muy similares en tamaño, los iones calcio y sodio no tienen la misma carga (Ca 2+ versus Na +). Este problema se explica por la sustitución correspondiente de Al +3 por Si +4. Por lo tanto, la albita es NaAlSi 3 O 8 (1 Al y 3 Si) mientras que la anortita es CaAl 2 Si 2 O 8 (2 Al y 2 Si), y los feldespatos de plagioclasa de composición intermedia tienen proporciones intermedias de Al y Si. Esto se llama una “sustitución de acoplamiento”.
Los feldespatos de plagioclasa de composición intermedia son oligoclasa (10% a 30% Ca), andesina (30% a 50% Ca), labradorita (50% a 70% Ca) y bytownita (70% a 90% Ca). El feldespato K (KalSi 3 O 8) tiene una estructura ligeramente diferente a la de la plagioclasa, debido al mayor tamaño del ion potasio (1.37 Å) y debido a este gran tamaño, el potasio y el sodio no se sustituyen fácilmente entre sí, excepto a altas temperaturas. Es probable que estos feldespatos de alta temperatura solo se encuentren en rocas volcánicas porque las rocas ígneas intrusivas se enfrían lo suficientemente lentamente hasta temperaturas bajas para que los feldespatos cambien a una de las formas de temperatura más baja.
En cuarzo (SiO 2), los tetraedros de sílice están unidos en un marco tridimensional “perfecto”. Cada tetraedro está unido a otros cuatro tetraedros (con un oxígeno compartido en cada esquina de cada tetraedro), y como resultado, la relación de silicio a oxígeno es 1:2. Dado que el catión de silicio tiene una carga +4 y los dos aniones de oxígeno tienen cada uno una carga −2, la carga se equilibra. No hay necesidad de aluminio ni ninguno de los otros cationes como el sodio o el potasio. La dureza y la falta de escisión en el cuarzo son el resultado de los fuertes enlaces covalentes/iónicos característicos del tetraedro de sílice.
Los minerales de silicato se clasifican como ferromagnesianos o no ferromagnesianos dependiendo de si tienen o no hierro (Fe) y/o magnesio (Mg) en su fórmula. A continuación se enumeran varios minerales y sus fórmulas. Para cada uno, indicar si se trata o no de un silicato ferromagnesiano.
| Mineral | Fórmula | ¿Silicato ferromagnesiano? |
| olivino | (Mg, Fe) 2 SiO 4 | . |
| pirita | FeS 2 | . |
| feldespato plagioclasa | CaAl 2 Si 2 O 8 | . |
| piroxeno | MgSiO 3 | . |
| hematita | Fe 2 O 3 | . |
| feldespato ortoclasa | KalSi 3 O 8 | . |
| cuarzo | SiO 2 | . |
| anfíbol | Fe 7 Si 8 O 22 (OH) 2 | . |
| moscovita | K 2 Al 4 Si 6 Al 2 O 20 (OH) 4 | . |
| magnetita | Fe 3 O 4 | . |
| biotita | K 2 Fe 4 Al 2 Si 6 Al 4 O 20 (OH) 4 | . |
| dolomita | (Ca, Mg) CO 3 | . |
| granate | Fe 2 Al 2 Si 3 O 12 | . |
| serpentina | Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4 | . |
Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 2.5. *Algunas de las fórmulas, especialmente las más complicadas, se han simplificado.
Descripciones de imagen
| Element | Radios iónicos (en angstroms) | Cargar |
|---|---|---|
| Oxígeno | 1.4 | −2 (anión) |
| Potasio | 1.37 | 1 (Catión) |
| Calcio | 1.00 | 2 (Catión) |
| Sodio | 0.99 | 1 (Catión) |
| Magnesio | 0.72 | 2 (Catión) |
| Hierro | 0.63 | 2 (Catión) |
| 0.49 | 3 (Catión) | |
| Aluminio | 0.39 | 3 (Catión) |
| Silicio | 0.26 | 4 (Catión) |
| Carbono | 0.15 | 4 (Catión) |
[Volver a la figura\(\PageIndex{2}\)]