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] [Espinelas y óxidos Fe-Ti] [Otros] [Abreviaturas Kretz] [Abreviaturas Whitney & Evans] [Abreviaturas IMA 2021]

Info relacionada en esta web: Conceptos básicos de Mineralogía

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.

Algunas fuentes en internet

MINDAT: https://www.mindat.org/

WEBMINERAL: http://www.webmineral.com/

Handbook of Mineralogy: https://handbookofmineralogy.org/

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 (O^2-). 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(Ca_0.75Mn_0.25). 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 Na_0.8Ca_0.2Al_1.2Si_2.8O₈. 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):

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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 - 2 (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 (X_Mn^And = X_Mn2SiO5^And) 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

Handbook of Mineralogy
Zoisite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/zoisite.pdf
Clinozoisite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/clinozoisite.pdf
Epidote: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/epidote.pdf

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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 Can Miner, o pdf Am Miner

Ver también "The recalculation of pyroxene end-member parameters and the estimation of ferrous and ferric iron content from electron microprobe analyses" 1974. R. Grant Cawthorn & Kenneth D. Collerson: pdf

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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)  

Laird, Jo and Albee, Arden L. (1981) High-pressure metamorphism in mafic schist from northern Vermont. American Journal of Science, 281 (2). pp. 97-126. doi: 10.2475/ajs.281.2.97.

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Micas y otros filosilicatos

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

Handbook of Mineralogy
Muscovite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/muscovite.pdf
Paragonite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/paragonite.pdf
Celadonite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/celadonite.pdf
Glauconite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/glauconite.pdf
Margarite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/margarite.pdf
Phlogopite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/phlogopite.pdf
Annite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/annite.pdf
Biotite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/biotite.pdf
Lepidolite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/lepidolite.pdf
Clintonite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/clintonite.pdf
Wonesite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/wonesite.pdf
Preiswerkite: https://rruff.geo.arizona.edu/doclib/hom/preiswerkite.pdf
 

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Feldespatos

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Espinelas y óxidos Fe-Ti

Vea M. Luján Ganuza et al., 2014 The Spinel Explorer—Interactive Visual Analysis of Spinel Group Minerals. IEEE Transactions on Visualization and Computer Graphics 20, 1913-1922. https://ieeexplore.ieee.org/document/6875977.

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Otros

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Última modificación: martes, 27 de febrero de 2024 13:11 +0100