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3.4: Silikatmineralien - Geowissenschaften


Mineralien werden nach ihrer Zusammensetzung und Struktur kategorisiert. Silikatmineralien sind um ein Molekülion herum aufgebaut, das als bezeichnet wird Silizium-Sauerstoff-Tetraeder. Ein Tetraeder hat eine pyramidenartige Form mit vier Seiten und vier Ecken. Silikatmineralien bilden die größte Gruppe von Mineralien auf der Erde und umfassen den überwiegenden Teil des Erdmantels und der Erdkruste. Von den fast viertausend bekannten Mineralien auf der Erde sind die meisten selten. Es gibt nur wenige, die die meisten Gesteine ​​​​ausmachen, die wahrscheinlich von oberflächenbewohnenden Kreaturen wie uns angetroffen werden. Diese werden allgemein als . bezeichnet Gesteinsbildende Mineralien.

Das Silizium-Sauerstoff-Tetraeder (SiO4) besteht aus einem einzelnen Siliziumatom im Zentrum und vier Sauerstoffatomen an den vier Ecken des Tetraeders. Jedes Sauerstoffion hat eine Ladung von -2 und das Siliziumion hat eine Ladung von +4. Das Siliziumion teilt eines seiner vier Valenzelektronen mit jedem der vier Sauerstoffionen in einer kovalenten Bindung, um eine symmetrische geometrische vierseitige Pyramidenfigur zu erzeugen. Nur die Hälfte der Valenzelektronen des Sauerstoffs wird geteilt, was dem Silizium-Sauerstoff-Tetraeder eine Ionenladung von -4 verleiht. Dieses Silizium-Sauerstoff-Tetraeder geht mit vielen anderen Kombinationen von Ionen Bindungen ein, um die große Gruppe der Silikatmineralien zu bilden.

Das Siliziumion ist viel kleiner als die Sauerstoffionen (siehe Abbildungen) und passt in einen kleinen Raum in der Mitte der vier großen Sauerstoffionen, sehen Sie, ob die obere Kugel entfernt wird (wie in der Abbildung rechts gezeigt). Da nur eines der Valenzelektronen der Ecksauerstoffe geteilt wird, stehen dem Silizium-Sauerstoff-Tetraeder chemisch aktive Ecken zur Verfügung, um Bindungen mit anderen Siliziumdioxid-Tetraedern oder anderen positiv geladenen Ionen wie Al . zu bilden+3, Fe+2,+3, Mg+2, K+1, N / A+1, und Ca+2. Abhängig von vielen Faktoren, wie der ursprünglichen Magmachemie, können sich Silica-Sauerstoff-Tetraeder mit anderen Tetraedern in verschiedenen Konfigurationen verbinden. Tetraeder können beispielsweise isoliert, in Ketten, Schichten oder dreidimensionalen Strukturen verbunden werden. Diese und andere Kombinationen schaffen die chemische Struktur, in die positiv geladene Ionen für einzigartige chemische Zusammensetzungen eingefügt werden können, die Silikatmineralgruppen bilden.

Die dunklen Ferromagnesischen Silikate

Die Olivine-Familie

Olivin ist die primäre Mineralkomponente in Mantelgestein wie Peridotit und Basalt. Es ist charakteristisch grün, wenn es nicht verwittert ist. Die chemische Formel lautet (Fe,Mg)2SiO4. Wie zuvor beschrieben, zeigt das Komma zwischen Eisen (Fe) und Magnesium (Mg) an, dass diese beiden Elemente in einer festen Lösung vorkommen. Nicht zu verwechseln mit einer flüssigen Lösung tritt eine feste Lösung auf, wenn zwei oder mehr Elemente ähnliche Eigenschaften haben und sich an derselben Stelle in der Kristallstruktur frei ersetzen können.

Olivin wird aufgrund der Fähigkeit von Eisen und Magnesium, sich gegenseitig zu ersetzen, als Mineralfamilie bezeichnet. Eisen und Magnesium in der Olivin-Familie zeigen eine feste Lösung an, die eine Zusammensetzungsreihe innerhalb der Mineralgruppe bildet, die Kristalle von allem Eisen als einem Endglied und allen Mischungen von Eisen und Magnesium dazwischen bis hin zu ganz Magnesium am anderen Endglied bilden kann. Zusammensetzungen zwischen diesen Endgliedern werden unterschiedliche Mineralnamen zugewiesen. In der Olivin-Reihe von Mineralien haben die Eisen- und Magnesiumionen in der festen Lösung ungefähr die gleiche Größe und Ladung, sodass jedes Atom an der gleichen Stelle in den wachsenden Kristallen passen kann. Innerhalb des abkühlenden Magmas wachsen die Mineralkristalle weiter, bis sie zu magmatischem Gestein erstarren. Die relativen Mengen an Eisen und Magnesium im Muttermagma bestimmen, welche Mineralien in der Reihe entstehen. Andere seltenere Elemente mit ähnlichen Eigenschaften wie Eisen oder Magnesium, wie Mangan (Mn), können in geringen Mengen die kristalline Struktur von Olivin ersetzen. Solche ionischen Substitutionen in Mineralkristallen führen zu einer großen Vielfalt von Mineralien und sind oft für Unterschiede in der Farbe und anderen Eigenschaften innerhalb einer Gruppe oder Familie von Mineralien verantwortlich. Olivin hat ein reines Eisenendglied (genannt Fayalit) und ein reines Magnesiumendglied (genannt Forsterit). Chemisch gesehen besteht Olivin hauptsächlich aus Siliziumdioxid, Eisen und Magnesium und wird daher dem dunkel gefärbten Ferromagnesian (Eisen = Ferro, Magnesium = Magnesium) zugeordnet mafisch Mineralien, eine Kontraktion ihrer chemischen Symbole Ma und Fe. Mafische Mineralien werden auch als dunkel gefärbte ferromagnesische Mineralien bezeichnet. Ferro bedeutet Eisen und magnesisch bezieht sich auf Magnesium.

Die Kristallstruktur von Olivin besteht aus unabhängigen Siliciumdioxid-Tetraedern. Mineralien mit unabhängigen tetraedrischen Strukturen werden Neosilikate (oder Orthosilikate) genannt. Neben Olivin sind Granat, Topas, Kyanit und Zirkon weitere übliche Neosilikatmineralien.

Zwei weitere ähnliche Anordnungen von Tetraedern ähneln in ihrer Struktur den Neosilikaten und reichen zur nächsten Mineralgruppe, den Pyroxenen. In einer Variation unabhängiger Tetraeder, die Sorosilikate genannt werden, gibt es Mineralien, die einen Sauerstoff zwischen zwei Tetraedern teilen und Mineralien wie pistaziengrünes Epidot, einen Edelstein, enthalten. Eine weitere Variante sind die Cyclosilikate, die, wie der Name schon sagt, aus tetraedrischen Ringen bestehen und Edelsteine ​​wie Beryll, Smaragd, Aquamarin und Turmalin enthalten

Pyroxen-Familie

Pyroxen ist eine weitere Familie von dunklen ferromagnesischen Mineralien, typischerweise schwarz oder dunkelgrün. Mitglieder der Pyroxen-Familie haben eine komplexe chemische Zusammensetzung, die Eisen, Magnesium, Aluminium und andere Elemente umfasst, die an polymerisierte Siliciumdioxid-Tetraeder gebunden sind. Polymere sind Ketten, Schichten oder dreidimensionale Strukturen und werden aus mehreren Tetraedern gebildet, die über ihre Sauerstoffatome in den Ecken kovalent verbunden sind. Pyroxene werden häufig in mafischen magmatischen Gesteinen wie Peridotit, Basalt und Gabbro sowie in metamorphen Gesteinen wie Eklogit und Blauschiefer gefunden.

Pyroxene werden aus langen Einzelketten polymerisierter Siliciumdioxidtetraeder aufgebaut, in denen Tetraeder zwei Sauerstoffecken teilen. Die Kieselsäureketten sind durch Metallkationen zu den Kristallstrukturen verbunden. Ein häufiges Mitglied der Pyroxenfamilie ist Augit, das selbst mehrere Mischkristallreihen mit einer komplexen chemischen Formel (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)(Si,Al) enthält.2Ö6 das führt zu einer Reihe von individuellen Mineralnamen.

Diese einkettige kristalline Struktur verbindet sich mit vielen Elementen, die sich auch gegenseitig frei ersetzen können. Die verallgemeinerte chemische Zusammensetzung für Pyroxen ist XZ(Al,Si)2Ö6. X steht für die Ionen Na, Ca, Mg oder Fe und Z steht für Mg, Fe oder Al. Diese Ionen haben ähnliche Ionengrößen, was viele mögliche Substitutionen unter ihnen ermöglicht. Obwohl sich die Kationen im Kristall frei austauschen können, tragen sie unterschiedliche Ionenladungen, die in der endgültigen Kristallstruktur ausgeglichen werden müssen. Na hat zum Beispiel eine Ladung von +1, aber Ca hat eine Ladung von +2. Wenn ein Na+ Ionenersatz für ein Ca+2 Ion erzeugt es eine ungleiche Ladung, die durch andere ionische Substitutionen an anderer Stelle im Kristall ausgeglichen werden muss. Beachten Sie, dass die Ionengröße wichtiger ist als die Ionenladung, damit Substitutionen in festen Lösungsreihen in Kristallen auftreten.

Amphibol-Familie

Amphibole-Mineralien werden aus polymerisierten doppelten Kieselsäureketten aufgebaut und werden auch als Inosilikate bezeichnet. Stellen Sie sich zwei Pyroxenketten vor, die miteinander verbunden sind, indem sie sich den dritten Sauerstoff an jedem Tetraeder teilen. Amphibole kommen normalerweise in magmatischen und metamorphen Gesteinen vor und haben typischerweise eine lange Klinge Kristall Gewohnheit. Das häufigste Amphibol, Hornblende, ist normalerweise schwarz; Sie sind jedoch je nach chemischer Zusammensetzung in verschiedenen Farben erhältlich. Das metamorphe Gestein Amphibolit besteht hauptsächlich aus Amphibolmineralien.

Amphibole bestehen aus Eisen, Magnesium, Aluminium und anderen Kationen, die an Siliciumdioxidtetraeder gebunden sind. Diese dunklen ferromagnesischen Mineralien werden häufig in Gabbro, Basalt, Diorit gefunden und bilden oft die schwarzen Flecken in Granit. Ihre chemische Formel ist sehr komplex und wird im Allgemeinen als (RSi4Ö11)2, wobei R für viele verschiedene Kationen steht. Zum Beispiel kann es auch genauer als AX . geschrieben werden2Z5((Si,Al,Ti)8Ö22)(OH,F,Cl,O)2. In dieser Formel kann A Ca, Na, K, Pb oder leer sein; X gleich Li, Na, Mg, Fe, Mn oder Ca ist; und Z ist Li, Na, Mg, Fe, Mn, Zn, Co, Ni, Al, Cr, Mn, V, Ti oder Zr. Die Ersetzungen erzeugen eine Vielzahl von Farben wie Grün, Schwarz, Farblos, Weiß, Gelb, Blau oder Braun. Amphibolkristalle können auch Hydroxidionen (OH), die durch eine Wechselwirkung zwischen den wachsenden Mineralien und im Magma gelöstem Wasser entsteht.

Schichtsilikate

Schichtsilikate werden aus Tetraedern aufgebaut, die alle drei ihrer unteren Ecksauerstoffe teilen, wodurch Tetraederschichten gebildet werden, deren obere Ecken für die Bindung mit anderen Atomen verfügbar sind. Glimmer und Tone sind gängige Arten von Schichtsilikaten, auch als Schichtsilikate bekannt. Glimmerminerale werden normalerweise in magmatischen und metamorphen Gesteinen gefunden, während Tonminerale häufiger in Sedimentgesteinen gefunden werden. Zwei häufig gefundene Glimmer sind dunkel gefärbter Biotit, der häufig in Granit vorkommt, und heller Muskovit, der in dem metamorphen Gestein namens Schiefer gefunden wird.

Chemisch enthalten Schichtsilikate meist Silizium und Sauerstoff im Verhältnis 2:5 (Si4Ö10). Glimmer enthalten hauptsächlich Siliziumdioxid, Aluminium und Kalium. Biotit-Glimmer hat mehr Eisen und Magnesium und gilt als ferromagnesisches Silikatmineral. Muskovit-Glimmer gehören zu den felsischen Silikatmineralen. Felsic ist eine Kontraktion aus Feldspat, dem dominierenden Mineral in felsischen Gesteinen.

Die Abbildung der kristallinen Struktur von Glimmer zeigt die mit K-, Al-, Mg-, Fe- und Si-Atomen gebundenen Eck-O-Atome, die polymerisierte Schichten aus verbundenen Tetraedern bilden, mit einer oktaedrischen Schicht aus Fe, Mg oder Al dazwischen. Die gelben Kaliumionen bilden Van-der-Waals-Bindungen (Anziehung und Abstoßung zwischen Atomen, Molekülen und Oberflächen) und halten die Schichten zusammen. Van-der-Waals-Bindungen unterscheiden sich von kovalenten und ionischen Bindungen und existieren hier zwischen den Sandwiches und halten sie zu einem Sandwichstapel zusammen. Die Van-der-Waals-Bindungen sind im Vergleich zu den Bindungen innerhalb der Platten schwach, sodass die Sandwiches entlang der Kaliumschichten getrennt werden können. Dies verleiht Glimmer seine charakteristische Eigenschaft, sich leicht in Platten zu spalten.

Tonminerale kommen in Sedimenten vor, die durch die Verwitterung von Gesteinen entstanden sind und sind eine weitere Familie von Silikatmineralen mit einer tetraedrischen Schichtstruktur. Tonminerale bilden eine komplexe Familie und sind ein wichtiger Bestandteil vieler Sedimentgesteine. Andere Schichtsilikate sind Serpentin und Chlorit, die in metamorphen Gesteinen vorkommen.

Tonmineralien bestehen aus wasserhaltigen Aluminiumsilikaten. Eine Art von Ton, Kaolinit, hat eine Struktur wie ein Sandwich mit offener Oberfläche, wobei das Brot eine einzelne Schicht aus Silizium-Sauerstoff-Tetraedern und einer Aluminiumschicht ist, die in einer oktaedrischen Konfiguration mit den oberen Sauerstoffs der Platten verteilt ist.

Gerüstsilikate

Quarz und Feldspat sind die beiden am häufigsten vorkommenden Mineralien in der kontinentalen Kruste. Tatsächlich ist Feldspat selbst das am häufigsten vorkommende Mineral in der Erdkruste. Es gibt zwei Arten von Feldspat, einer mit Kalium und reichlich in felsischen Gesteinen der kontinentalen Kruste, und der andere mit Natrium und Kalzium, der in mafischen Gesteinen der ozeanischen Kruste reichlich vorhanden ist. Zusammen mit Quarz werden diese Mineralien als Gerüstsilikate klassifiziert. Sie bestehen aus einem dreidimensionalen Gerüst aus Siliciumdioxid-Tetraedern, in dem alle vier Ecksauerstoffe mit benachbarten Tetraedern geteilt werden. Innerhalb dieser Gerüste in Feldspat gibt es Löcher und Räume, in die andere Ionen wie Aluminium, Kalium, Natrium und Kalzium passen können, was zu einer Vielzahl von Mineralzusammensetzungen und Mineralnamen führt. Sie finden sich normalerweise in magmatischen Gesteinen wie Granit, Rhyolith und Basalt sowie in metamorphen Gesteinen und detritischen Sedimentgesteinen. Detritale Sedimentgesteine ​​bestehen aus mechanisch verwitterten Gesteinspartikeln wie Sand und Kies. Quarz kommt in detritischen Sedimentgesteinen besonders häufig vor, da er sehr widerstandsfähig gegen Verwitterung ist.

Quarz besteht aus reinem Siliziumdioxid, SiO2 mit den Tetraedern in einem dreidimensionalen Gerüst angeordnet. Verunreinigungen, die in diesem Rahmen aus Atomen bestehen, führen zu vielen Quarzsorten, darunter Edelsteine ​​wie Amethyst, Rosenquarz und Citrin. Feldspäte bestehen hauptsächlich aus Kieselsäure mit Aluminium, Kalium, Natrium und Kalzium. Orthoklas-Feldspat (KAlSi .)3Ö8), auch Kaliumfeldspat oder K-Spat genannt, besteht aus Siliziumdioxid, Aluminium und Kalium. Quarz und Orthoklas-Feldspat sind felsische Mineralien. Felsic ist der kompositorische Begriff für kontinentale magmatische Mineralien und Gesteine, die eine Fülle von Orthoklas-Feldspat enthalten. Ein weiterer Feldspat ist Plagioklas mit der Formel (Ca,Na)AlSi3Ö8, die feste Lösung (Ca,Na) zeigt eine Reihe von Mineralien an, ein Ende der Reihe mit Calcium CaAl2Si2Ö8, genannt Anorthit, und das andere Ende mit Natrium NaAlSi3Ö8, genannt Albit. Beachten Sie, wie das Mineral die Substitution von Ca . berücksichtigt++ und Na+. Mineralien in dieser Mischkristallserie haben unterschiedliche Mineralnamen.

Beachten Sie, dass Aluminium, das eine ähnliche Ionengröße wie Silizium hat, Silizium innerhalb der Tetraeder ersetzen kann (siehe Abbildung). Da Kaliumionen so viel größer sind als Natrium- und Calciumionen, die in ihrer Größe sehr ähnlich sind, führt die Unfähigkeit des Kristallgitters, sowohl Kalium als auch Natrium/Calcium aufzunehmen, zu den beiden Feldspatfamilien: Orthoklas bzw. Plagioklas. Gerüstsilikate werden als Tektosilikate bezeichnet und umfassen die alkalimetallreichen Feldspathoide und Zeolithe.


21 3.4 Klassifizierung von magmatischen Gesteinen

Wie bereits beschrieben, werden magmatische Gesteine ​​entweder aufgrund ihrer Chemie oder ihrer mineralischen Zusammensetzung in vier Kategorien eingeteilt: felsisch, intermediär, mafisch und ultramafisch. Das Diagramm in Abbildung 3.16 kann verwendet werden, um Eruptivgesteine ​​nach ihrer mineralischen Zusammensetzung zu klassifizieren. Ein wichtiges Merkmal in diesem Diagramm ist die rote Linie, die die nicht-ferromagnesischen Silikate unten links (K-Feldspat, Quarz und Plagioklas-Feldspat) von den ferromagnesischen Silikaten oben rechts (Biotit, Amphibol, Pyroxen und Olivin) trennt ). Bei der Klassifizierung von intrusiven Eruptivgesteinen ist zunächst der Anteil der ferromagnesischen Silikate zu berücksichtigen. Das ist bei den meisten magmatischen Gesteinen relativ einfach, da die ferromagnesischen Mineralien deutlich dunkler sind als die anderen. Gleichzeitig ist es ziemlich schwierig, die Anteile von Mineralien in einem Gestein abzuschätzen.

Aus der Position der roten Linie in Abbildung 3.16 ist ersichtlich, dass felsische Gesteine ​​etwa 1% bis 20% ferromagnesische Silikate aufweisen können (die rote Linie schneidet die linke Seite der felsischen Zone 1% des Abstands vom oberen Rand der Diagramm, und es schneidet die rechte Seite der felsischen Zone 20% der Entfernung von der Spitze). Zwischengesteine ​​haben zwischen 20 % und 50 % ferromagnesische Silikate und mafische Gesteine ​​haben 50 % bis 100 % ferromagnesische Silikate. Genauer gesagt weisen felsische Gesteine ​​typischerweise Biotit und/oder Amphibole auf. Zwischengesteine ​​haben Amphibol und in einigen Fällen Pyroxen und mafische Gesteine ​​haben Pyroxen und in einigen Fällen Olivin.

Abbildung 3.16 Ein vereinfachtes Klassifizierungsdiagramm für magmatische Gesteine ​​basierend auf ihrer mineralischen Zusammensetzung [SE]

Wenn wir uns auf die nicht-ferromagnesischen Silikate konzentrieren, ist es offensichtlich, dass felsische Gesteine ​​0% bis 35% K-Feldspat, 25% bis 35% Quarz enthalten können (die vertikale Dicke des Quarzfeldes variiert zwischen 25% und 35% ) und 25 bis 50 % Plagioklas (und dieser Plagioklas ist natriumreich oder albitisch). Zwischengesteine ​​können bis zu 25 % Quarz und 50 bis 75 % Plagioklas enthalten. Mafische Gesteine ​​haben nur Plagioklas (bis zu 50%), und dieser Plagioklas ist kalziumreich oder anorthitisch.

Übungen

Aufgabe 3.5 Mineralanteile in magmatischen Gesteinen

Die gestrichelten schwarzen Linien im Diagramm stellen vier magmatische Gesteine ​​dar. Vervollständigen Sie die Tabelle, indem Sie die Mineralanteile der vier Gesteine ​​schätzen (auf die nächsten 10%).

Hinweis: Felsen b und d sind der einfachste Einstieg damit.

Abbildung 3.17 zeigt schematisch die Anteile dunkler Minerale in hellen Gesteinen. Sie können dies verwenden, wenn Sie versuchen, den ferromagnesischen Mineralgehalt von tatsächlichen Gesteinen abzuschätzen, und Sie können dies üben, indem Sie Übung 3.6 ausführen.

/> Abbildung 3.17 Eine Anleitung zur Abschätzung der Anteile dunkler Mineralien in hellen Gesteinen

Übungen

Aufgabe 3.6 Anteile ferromagnesischer Silikate

Die vier unten gezeigten magmatischen Gesteine ​​weisen unterschiedliche Anteile an ferromagnesischen Silikaten auf. Schätzen Sie diese Proportionen mithilfe der Diagramme in Abbildung 3.17 und verwenden Sie dann Abbildung 3.16, um den wahrscheinlichen Gesteinsnamen für jeden zu bestimmen.

___% ___% ___% ___%
__________ __________ __________ __________

Eruptivgesteine ​​werden auch nach ihrer Textur klassifiziert. Die Texturen von vulkanischen Gesteinen werden in Kapitel 4 besprochen, daher betrachten wir hier nur die verschiedenen Texturen von intrusiven Eruptivgesteinen. Fast alle intrusiven Eruptivgesteine ​​haben Kristalle, die groß genug sind, um mit bloßem Auge zu sehen, und wir verwenden den Begriff phaneritisch (aus dem griechischen Wort phaneros Bedeutung sichtbar), um das zu beschreiben. In der Regel bedeutet dies, dass sie größer als etwa 0,5 mm sind – die Dicke einer starken Linie, die mit einem Kugelschreiber erstellt wird. (Wenn die Kristalle zu klein sind, um sie zu unterscheiden, was für die meisten Vulkangesteine ​​typisch ist, verwenden wir den Begriff aphanitisch .) Die Intrusivgesteine ​​in Abbildung 3.13 sind alle phaneritisch, ebenso wie die in Aufgabe 3.6.

Im Allgemeinen ist die Größe der Kristalle proportional zur Abkühlgeschwindigkeit. Je länger es dauert, bis ein Magmakörper abgekühlt ist, desto größer werden die Kristalle. Es ist nicht ungewöhnlich, ein aufdringliches Eruptivgestein mit bis zu einem Zentimeter langen Kristallen zu sehen. In manchen Situationen, insbesondere gegen Ende der Abkühlungsphase, kann das Magma wasserreich werden. Die Anwesenheit von flüssigem Wasser (bei hohen Temperaturen noch flüssig, da es unter Druck steht) fördert die relativ leichte Bewegung von Ionen, wodurch Kristalle groß werden können, manchmal bis zu mehreren Zentimetern (Abbildung 3.18). Wenn ein magmatisches Gestein, wie bereits beschrieben, einen zweistufigen Abkühlungsprozess durchläuft, wird seine Textur porphyrisch sein (Abbildung 3.15).

Abbildung 3.18 Ein Pegmatit mit Glimmer, Quarz und Turmalin (schwarz) aus der White Elephant Mine, South Dakota [von http://en.wikipedia.org/wiki/Pegmatite#mediaviewer/File:We-pegmatite.jpg]


3.4: Silikatmineralien - Geowissenschaften

Die kontinentale Kruste besteht hauptsächlich aus acht Elementen: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg.

Der Grundbaustein der Silikate ist das Silica-Tetraeder.

[Studie Abbildung 3.10 auf Seite 56 des Textes]

Diese Tetraeder können sich in Ketten, Schichten oder komplexen dreidimensionalen Strukturen verbinden, um die Silikatmineralien mit einer Vielzahl von Eigenschaften zu erzeugen.

[Studientabelle 3.3 auf Seite 63 des Textes

Wichtige Mineralgruppen

Wir klassifizieren Mineralien anhand der an den Verbindungen beteiligten Anionen.

Mineralien in der Erde

Erde Ader besteht hauptsächlich aus Eisen und Nickel mit einer kleinen Menge eines leichteren Elements, vielleicht Sauerstoff oder Schwefel.

Das Mantel besteht fast vollständig aus Silikat und ist reich an Magnesium. Die Mineralien Olivin und Pyroxen sind am häufigsten und ein aluminiumhaltiges Mineral. Drei Beweislinien für den oberen Mantel:

Die Erde hat zwei Arten von Kruste - ozeanisch und kontinental.

Die ozeanische Kruste besteht aus Basalt, das Ergebnis des teilweisen Schmelzens des Mantels. Es ist reich an Mg, Fe, Ca, Al, die in den Mineralien Olivin, Pyroxen, Plagioklas, Feldspat enthalten sind.

Kontinentale Kruste vielfältig, alt und aus unverträglichen Elementen zusammengesetzt, die nicht gut in die im Mantel stabilen Mineralien (K und Na) passen. Die Elemente sind in Mineralien geringer Dichte wie Quarz und Feldspat konzentriert.


3.4: Silikatmineralien - Geowissenschaften

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2.4 Silikatmineralien

Die überwiegende Mehrheit der Mineralien, aus denen das Gestein der Erdkruste besteht, sind Silikatminerale. Dazu gehören Mineralien wie Quarz, Feldspat, Glimmer, Amphibol, Pyroxen, Olivin und eine Vielzahl von Tonmineralen. Der Baustein all dieser Mineralien ist der Siliciumdioxid-Tetraeder, eine Kombination aus vier Sauerstoffatomen und einem Siliziumatom. Diese sind so angeordnet, dass durch die Sauerstoffatome gezogene Ebenen ein Tetraeder bilden (Abbildung 2.6). Da das Silizium-Ion eine Ladung von +4 hat und jedes der vier Sauerstoff-Ionen eine Ladung von –2 hat, hat das Siliziumdioxid-Tetraeder eine Nettoladung von –4.

In Silikatmineralen sind diese Tetraeder auf vielfältige Weise angeordnet und verknüpft, von einzelnen Einheiten bis hin zu komplexen Gerüsten (Abbildung 2.9). Die einfachste Silikatstruktur, die des Minerals Olivin, besteht aus isolierten Tetraedern, die an Eisen- und/oder Magnesiumionen gebunden sind. In Olivin wird die -4-Ladung jedes Siliciumdioxid-Tetraeders durch zwei . ausgeglichen zweiwertig (d. h. +2) Eisen- oder Magnesiumkationen. Olivin kann entweder Mg . sein2SiO4 oder Fe2SiO4, oder eine Kombination aus beiden (Mg,Fe)2SiO4. Die zweiwertigen Kationen von Magnesium und Eisen sind im Radius ziemlich nahe (0,73 gegenüber 0,62 Angström [1] ). Aufgrund dieser Größenähnlichkeit und weil es sich bei beiden um zweiwertige Kationen handelt (beide haben eine Ladung von +2), können sich Eisen und Magnesium in Olivin und vielen anderen Mineralien leicht gegenseitig ersetzen.

Abbildung 2.9 Silikatmineralkonfigurationen. Die Dreiecke repräsentieren Siliciumdioxid-Tetraeder.
Tetraeder-Konfiguration Beispiel Mineralien
Isoliert (Nesosilikate) Olivin, Granat, Zirkon, Kyanit
Paare (Sorosilikate) Epidot, Zoisit
Ringe (Cyclosilikate) Turmalin
Einzelketten (Inosilikate) Pyroxene, Wollastonit
Doppelketten (Inosilikate) Amphibole
Platten (Schichtsilikate) Glimmer, Tonminerale, Serpentin, Chlorit
3-dimensionale Struktur Gerüst (Tektosilikate) Feldspäte, Quarz, Zeolith

Übung 2.3 Machen Sie ein Tetraeder

Schneiden Sie um die Außenseite der Form (durchgezogene Linien und gepunktete Linien) und falten Sie dann entlang der durchgezogenen Linien, um ein Tetraeder zu bilden.

Wenn du Kleber oder Klebeband hast, befestige die Laschen am Tetraeder, um ihn zusammenzuhalten. Wenn du keinen Kleber oder kein Klebeband hast, schneide entlang der dünnen grauen Linie und stecke die spitze Lasche in den Schlitz.

Wenn Sie dies in einem Klassenzimmer tun, versuchen Sie, Ihr Tetraeder mit anderen zu Paaren, Ringen, Einzel- und Doppelketten, Platten und sogar dreidimensionalen Gerüsten zu verbinden.

In Olivin sind die Kieselsäuretetraeder im Gegensatz zu den meisten anderen Silikatmineralien nicht aneinander gebunden. Sie sind jedoch an das Eisen und/oder Magnesium gebunden, wie in Abbildung 2.10 gezeigt.

Abbildung 2.10 Eine Darstellung der Struktur von Olivin von oben. Die Formel für dieses spezielle Olivin, das drei Fe-Ionen für jedes Mg-Ion enthält, könnte geschrieben werden: Mg0.5Fe1.5SiO4.

Wie bereits erwähnt, sind die +2 Ionen von Eisen und Magnesium ähnlich groß (wenn auch nicht ganz gleich). Dadurch können sie sich in einigen Silikatmineralien gegenseitig ersetzen. Tatsächlich haben die üblichen Ionen in Silikatmineralien einen großen Größenbereich, wie in Abbildung 2.11 gezeigt. Alle gezeigten Ionen sind Kationen, außer Sauerstoff. Beachten Sie, dass Eisen sowohl als +2-Ion (wenn es während der Ionisation zwei Elektronen verliert) als auch als +3-Ion (wenn es drei verliert) existieren kann. Fe 2+ ist bekannt als eisenhaltig Eisen. Fe 3+ ist bekannt als Eisen Eisen. Ionenradien sind entscheidend für die Zusammensetzung von Silikatmineralien, daher beziehen wir uns noch einmal auf dieses Diagramm.

Abbildung 2.11 Die Ionenradien (effektive Größen) in Angström einiger der üblichen Ionen in Silikatmineralen

Die Struktur des einkettigen Silikatpyroxens ist in den Abbildungen 2.12 und 2.13 dargestellt. Im Pyroxen, Siliciumdioxidtetraeder sind in einer einzigen Kette miteinander verbunden, wobei ein Sauerstoffion von jedem Tetraeder mit dem benachbarten Tetraeder geteilt wird, daher gibt es weniger Sauerstoff in der Struktur. Das Ergebnis ist, dass das Verhältnis von Sauerstoff zu Silizium geringer ist als bei Olivin (3:1 statt 4:1) und die Nettoladung pro Siliziumatom geringer ist (–2 statt –4), da weniger Kationen benötigt werden um diese Ladung auszugleichen. Pyroxen-Zusammensetzungen sind vom Typ MgSiO3, FeSiO3und CaSiOSi3, oder eine Kombination davon. Pyroxen kann auch als (Mg,Fe,Ca)SiO . geschrieben werden3, wobei die Elemente in den Klammern in jedem beliebigen Verhältnis vorhanden sein können. Mit anderen Worten, Pyroxen hat ein Kation für jedes Siliciumdioxid-Tetraeder (z. B. MgSiO3), während Olivin zwei hat (z. B. Mg2SiO4). Da jedes Siliziumion +4 und jedes Sauerstoffion –2 beträgt, ergeben die drei Sauerstoffe (–6) und das eine Silizium (+4) eine Nettoladung von –2 für die einzelne Kette von Siliciumdioxidtetraedern. In Pyroxen gleicht das eine zweiwertige Kation (2+) pro Tetraeder diese –2-Ladung aus. In Olivin braucht es zwei zweiwertige Kationen, um die -4-Ladung eines isolierten Tetraeders auszugleichen.

Die Struktur von Pyroxen ist „permissiver“ als die von Olivin – was bedeutet, dass Kationen mit einem größeren Bereich an Ionenradien hineinpassen können. Aus diesem Grund können Pyroxene Eisen- (Radius 0,63 ) oder Magnesium- (Radius 0,72 ) oder Calcium- (Radius 1,00 ) Kationen aufweisen.

Abbildung 2.12 Eine Darstellung der Struktur von Pyroxen. Die tetraedrischen Ketten setzen sich nach links und rechts fort und sind jeweils mit einer Reihe von zweiwertigen Kationen durchsetzt. Wenn es sich um Mg-Ionen handelt, lautet die Formel MgSiO3. Abbildung 2.13 Ein einzelnes Silica-Tetraeder (links) mit vier Sauerstoffionen pro Siliziumion (SiO4). Teil einer einzelnen Tetraederkette (rechts), bei der die Sauerstoffatome an den angrenzenden Ecken von zwei Tetraedern geteilt werden (Pfeile). Bei einer sehr langen Kette ergibt sich ein Verhältnis von Silizium zu Sauerstoff von 1 zu 3 (SiO3).

Übung 2.4 Sauerstoffmangel

Das Diagramm unten stellt eine einzelne Kette in einem Silikatmineral dar. Zählen Sie die Anzahl der Tetraeder gegen die Anzahl der Sauerstoffionen (gelbe Kugeln). Jedes Tetraeder hat ein Siliziumion, daher sollte dies das Verhältnis von Si zu O in einkettigen Silikaten (z. B. Pyroxen) ergeben.

Das folgende Diagramm stellt eine Doppelkette in einem Silikatmineral dar. Zählen Sie wieder die Anzahl der Tetraeder gegen die Anzahl der Sauerstoffionen. Dies sollte Ihnen das Verhältnis von Si zu O in doppelkettigen Silikaten (z. B. Amphibol) geben.

Im Amphibol Strukturen sind die Siliciumdioxidtetraeder in einer Doppelkette verknüpft, deren Sauerstoff-zu-Silicium-Verhältnis niedriger ist als das von Pyroxen, und daher sind noch weniger Kationen erforderlich, um die Ladung auszugleichen. Amphibol ist noch freizügiger als Pyroxen und seine Zusammensetzung kann sehr komplex sein. Hornblende kann beispielsweise Natrium, Kalium, Calcium, Magnesium, Eisen, Aluminium, Silizium, Sauerstoff, Fluor und das Hydroxylion (OH – ) enthalten.

Im Glimmer Strukturen sind die Siliciumdioxidtetraeder in kontinuierlichen Schichten angeordnet, wobei jedes Tetraeder drei Sauerstoffanionen mit benachbarten Tetraedern teilt. Es gibt noch mehr Sauerstoffaustausch zwischen benachbarten Tetraedern und daher werden weniger ladungsausgleichende Kationen für Schichtsilikatmineralien benötigt. Die Bindung zwischen den Blättern ist relativ schwach, was die gut entwickelte unidirektionale Spaltung erklärt (Abbildung 2.14). Biotit Glimmer kann Eisen und/oder Magnesium enthalten und das macht ihn zu einem ferromagnesisch Silikatmineral (wie Olivin, Pyroxen und Amphibol). Chlorit ist ein weiteres ähnliches Mineral, das häufig Magnesium enthält. Im Moskauer Glimmer, die einzigen vorhandenen Kationen sind Aluminium und Kalium, daher ist es ein nicht-ferromagnesisches Silikatmineral.

Abbildung 2.14 Biotit-Glimmer (links) und Muskovit-Glimmer (rechts). Beide sind Schichtsilikate und spalten sich entlang von Ebenen parallel zu den Schichten leicht in dünne Schichten. Biotit ist dunkel wie die anderen eisen- und/oder magnesiumhaltigen Silikate (z. B. Olivin, Pyroxen und Amphibol), während Muskovit eine helle Farbe hat. (Jede Probe hat einen Durchmesser von etwa 3 cm.)

Neben Muskovit, Biotit und Chlorit gibt es noch viele andere Schichtsilikate (oder Schichtsilikate), die normalerweise als tongroße Fragmente (d. h. weniger als 0,004 mm) vorliegen. Dazu gehören die Tonmineralien Kaolinit, Analphabet, und Smektit, und obwohl sie wegen ihrer geringen Größe schwer zu untersuchen sind, sind sie äußerst wichtige Bestandteile von Gesteinen und insbesondere von Böden.

Alle Schichtsilikatmineralien haben auch Wasser in ihrer Struktur.

Silica-Tetraeder sind in dreidimensionalen Gerüsten in beiden Feldspäte und Quarz. Diese sind nicht-ferromagnesische Mineralien — sie enthalten kein Eisen oder Magnesium. Zu den Feldspäten gehören neben Kieselsäuretetraedern die Kationen Aluminium, Kalium, Natrium und Calcium in verschiedenen Kombinationen. Quarz enthält nur Siliciumdioxid-Tetraeder.

Die drei wichtigsten Feldspat Mineralien sind Kaliumfeldspat, (alias K-Feldspat oder K-Spat) und zwei Arten von Plagioklas-Feldspat: albit (nur Natrium) und anorthit (nur Calcium). Wie bei Eisen und Magnesium in Olivin gibt es zwischen Albit und Anorthit in Plagioklas eine kontinuierliche Bandbreite an Zusammensetzungen (Mischkristallreihe). Dies liegt daran, dass die Calcium- und Natriumionen nahezu identisch groß sind (1,00 gegenüber 0,99 ). Alle Zwischenzusammensetzungen zwischen CaAl2Si3Ö8 und NaAlSi3Ö8 existieren kann (Abbildung 2.15). Dies ist ein wenig überraschend, da Calcium- und Natriumionen, obwohl sie sehr ähnlich groß sind, nicht die gleiche Ladung haben (Ca 2+ gegenüber Na+). Diesem Problem wird durch entsprechende Substitution von Al 3+ für Si 4+ Rechnung getragen. Daher ist Albit NaAlSi3Ö8 (ein Al und drei Si), während Anorthit CaAl . ist2Si2Ö8 (zwei Al und zwei Si) und Plagioklas-Feldspäte mittlerer Zusammensetzung haben mittlere Anteile von Al und Si. Dies wird als „gekoppelte Substitution“ bezeichnet.

Die Plagioklas-Feldspäte mit mittlerer Zusammensetzung sind Oligoklas (10% bis 30% Ca), Andesin (30% bis 50% Ca), Labradorit (50% bis 70% Ca) und Bytownit (70% bis 90% Ca). K-Feldspat (KAlSi3Ö8) hat aufgrund der größeren Größe des Kaliumions (1,37 Å) eine etwas andere Struktur als Plagioklas, und wegen dieser Größe können sich Kalium und Natrium nur bei hohen Temperaturen gegenseitig ersetzen. Diese Hochtemperatur-Feldspäte sind wahrscheinlich nur in vulkanischen Gesteinen zu finden, da intrusive magmatische Gesteine ​​langsam genug auf niedrige Temperaturen abkühlen, damit die Feldspäte in eine der niedrigeren Temperaturformen übergehen.

Abbildung 2.15 Zusammensetzungen der Feldspatminerale

Im Quarz (SiO2), die Silica-Tetraeder sind in einem „perfekten“ dreidimensionalen Gerüst verbunden. Jedes Tetraeder ist an vier andere Tetraeder gebunden (mit einem Sauerstoffanteil an jeder Ecke jedes Tetraeders), wodurch das Verhältnis von Silizium zu Sauerstoff 1:2 beträgt. Da das eine Siliziumkation eine Ladung von +4 und die beiden Sauerstoffanionen eine Ladung von –2 haben, ist die Ladung ausgeglichen. Es wird kein Aluminium oder eines der anderen Kationen wie Natrium oder Kalium benötigt. Die Härte und das Fehlen von Spaltung in Quarz resultieren aus den starken kovalenten/ionischen Bindungen, die für das Siliciumdioxid-Tetraeder charakteristisch sind.

Aufgabe 2.5 Ferromagnesische Silikate?

Silikatminerale werden entweder als ferromagnesisch oder nicht ferromagnesisch klassifiziert, je nachdem, ob sie Eisen (Fe) und/oder Magnesium (Mg) in ihrer Formel enthalten oder nicht. Eine Reihe von Mineralien und ihre Formeln sind unten aufgeführt. Geben Sie für jeden an, ob es sich um a or handelt oder nicht ferromagnesisches Silikat.

Mineral Formel Ferromagnesisches Silikat?
Olivin (Mg, Fe)2SiO4
Pyrit FeS2
Plagioklas CaAl2Si2Ö8
Pyroxen MgSiO3
Hematit Fe2Ö3
Orthoklas KAlSi3Ö8
Quarz SiO2
Mineral Formel* Ferromagnesisches Silikat?
Amphibol Fe7Si8Ö22(OH)2
Moskauer K2Al4 Si6Al2Ö20(OH)4
Magnetit Fe3Ö4
Biotit K2Fe4Al2Si6Al4Ö20(OH)4
Dolomit (Ca,Mg)CO3
Granat Fe2Al2Si3Ö12
Serpentin Mg3Si2Ö5(OH)4

*Some of the formulas, especially the more complicated ones, have been simplified.


Vesuvianite Varieties

The name "Californite" is used for a green massive variety of vesuvianite found in Fresno, Siskiyou, and Tulare Counties, California. It polishes to a greasy luster and has an appearance that imitates jade. Californite is cut into cabochons and used as an ornamental stone. It is sometimes called "California jade" or "American jade", which are misnomers that should be avoided.

"Cyprine" is a name used for blue idocrase that might be colored by trace amounts of copper.

"Fluorvesuvianite" is a white variety of vesuvianite in which F exceeds OH.


12 2.4 Silicate Minerals

The vast majority of the minerals that make up the rocks of Earth’s crust are silicate minerals. These include minerals such as quartz, feldspar, mica, amphibole, pyroxene, olivine, and a great variety of clay minerals. The building block of all of these minerals is the silica tetrahedron, a combination of four oxygen atoms and one silicon atom. These are arranged such that planes drawn through the oxygen atoms form a tetrahedron (Figure 2.6). Since the silicon ion has a charge of +4 and each of the four oxygen ions has a charge of –2, the silica tetrahedron has a net charge of –4.

In silicate minerals, these tetrahedra are arranged and linked together in a variety of ways, from single units to complex frameworks (Figure 2.9). The simplest silicate structure, that of the mineral olivine, is composed of isolated tetrahedra bonded to iron and/or magnesium ions. In olivine, the –4 charge of each silica tetrahedron is balanced by two divalent (i.e., +2) iron or magnesium cations. Olivine can be either Mg2SiO4 or Fe2SiO4, or some combination of the two (Mg,Fe)2SiO4. The divalent cations of magnesium and iron are quite close in radius (0.73 versus 0.62 angstroms [1] ). Because of this size similarity, and because they are both divalent cations (both have a charge of +2), iron and magnesium can readily substitute for each other in olivine and in many other minerals.

Figure 2.9 Silicate mineral configurations. The triangles represent silica tetrahedra.
Tetrahedron Configuration Example Minerals
Isolated (nesosilicates) Olivine, garnet, zircon, kyanite
Pairs (sorosilicates) Epidote, zoisite
Rings (cyclosilicates) Tourmaline
Single chains (inosilicates) Pyroxenes, wollastonite
Double chains (inosilicates) Amphiboles
Sheets (phyllosilicates) Micas, clay minerals, serpentine, chlorite
3-dimensional structure Framework (tectosilicates) Feldspars, quartz, zeolite

Exercise 2.3 Make a Tetrahedron

Cut around the outside of the shape (solid lines and dotted lines), and then fold along the solid lines to form a tetrahedron.

If you have glue or tape, secure the tabs to the tetrahedron to hold it together. If you don’t have glue or tape, make a slice along the thin grey line and insert the pointed tab into the slit.

If you are doing this in a classroom, try joining your tetrahedron with others into pairs, rings, single and double chains, sheets, and even three-dimensional frameworks.

In olivine, unlike most other silicate minerals, the silica tetrahedra are not bonded to each other. They are, however, bonded to the iron and/or magnesium as shown on Figure 2.10.

Figure 2.10 A depiction of the structure of olivine as seen from above. The formula for this particular olivine, which has three Fe ions for each Mg ion, could be written: Mg0.5Fe1.5SiO4.

As already noted, the +2 ions of iron and magnesium are similar in size (although not quite the same). This allows them to substitute for each other in some silicate minerals. In fact, the common ions in silicate minerals have a wide range of sizes, as shown in Figure 2.11. All of the ions shown are cations, except for oxygen. Note that iron can exist as both a +2 ion (if it loses two electrons during ionization) or a +3 ion (if it loses three). Fe 2+ is known as ferrous iron. Fe 3+ is known as ferric iron. Ionic radii are critical to the composition of silicate minerals, so we’ll be referring to this diagram again.

Figure 2.11 The ionic radii (effective sizes) in angstroms, of some of the common ions in silicate minerals

The structure of the single-chain silicate pyroxene is shown on Figures 2.12 and 2.13. Im pyroxene, silica tetrahedra are linked together in a single chain, where one oxygen ion from each tetrahedron is shared with the adjacent tetrahedron, hence there are fewer oxygens in the structure. The result is that the oxygen-to-silicon ratio is lower than in olivine (3:1 instead of 4:1), and the net charge per silicon atom is less (–2 instead of –4), since fewer cations are necessary to balance that charge. Pyroxene compositions are of the type MgSiO3, FeSiO3, and CaSiO3, or some combination of these. Pyroxene can also be written as (Mg,Fe,Ca)SiO3, where the elements in the brackets can be present in any proportion. In other words, pyroxene has one cation for each silica tetrahedron (e.g., MgSiO3) while olivine has two (e.g., Mg2SiO4). Because each silicon ion is +4 and each oxygen ion is –2, the three oxygens (–6) and the one silicon (+4) give a net charge of –2 for the single chain of silica tetrahedra. In pyroxene, the one divalent cation (2+) per tetrahedron balances that –2 charge. In olivine, it takes two divalent cations to balance the –4 charge of an isolated tetrahedron.

The structure of pyroxene is more “permissive” than that of olivine — meaning that cations with a wider range of ionic radii can fit into it. That’s why pyroxenes can have iron (radius 0.63 Å) or magnesium (radius 0.72 Å) or calcium (radius 1.00 Å) cations.

Figure 2.12 A depiction of the structure of pyroxene. The tetrahedral chains continue to left and right and each is interspersed with a series of divalent cations. If these are Mg ions, then the formula is MgSiO3. Figure 2.13 A single silica tetrahedron (left) with four oxygen ions per silicon ion (SiO4). Part of a single chain of tetrahedra (right), where the oxygen atoms at the adjoining corners are shared between two tetrahedra (arrows). For a very long chain the resulting ratio of silicon to oxygen is 1 to 3 (SiO3).

Exercise 2.4 Oxygen Deprivation

The diagram below represents a single chain in a silicate mineral. Count the number of tetrahedra versus the number of oxygen ions (yellow spheres). Each tetrahedron has one silicon ion so this should give the ratio of Si to O in single-chain silicates (e.g., pyroxene).

The diagram below represents a double chain in a silicate mineral. Again, count the number of tetrahedra versus the number of oxygen ions. This should give you the ratio of Si to O in double-chain silicates (e.g., amphibole).

Im amphibole structures, the silica tetrahedra are linked in a double chain that has an oxygen-to-silicon ratio lower than that of pyroxene, and hence still fewer cations are necessary to balance the charge. Amphibole is even more permissive than pyroxene and its compositions can be very complex. Hornblende, for example, can include sodium, potassium, calcium, magnesium, iron, aluminum, silicon, oxygen, fluorine, and the hydroxyl ion (OH – ).

Im mica structures, the silica tetrahedra are arranged in continuous sheets, where each tetrahedron shares three oxygen anions with adjacent tetrahedra. There is even more sharing of oxygens between adjacent tetrahedra and hence fewer charge-balancing cations are needed for sheet silicate minerals. Bonding between sheets is relatively weak, and this accounts for the well-developed one-directional cleavage (Figure 2.14). Biotite mica can have iron and/or magnesium in it and that makes it a ferromagnesian silicate mineral (like olivine, pyroxene, and amphibole). Chlorite is another similar mineral that commonly includes magnesium. Im muscovite mica, the only cations present are aluminum and potassium hence it is a non-ferromagnesian silicate mineral.

Figure 2.14 Biotite mica (left) and muscovite mica (right). Both are sheet silicates and split easily into thin layers along planes parallel to the sheets. Biotite is dark like the other iron- and/or magnesium-bearing silicates (e.g., olivine, pyroxene, and amphibole), while muscovite is light coloured. (Each sample is about 3 cm across.)

Apart from muscovite, biotite, and chlorite, there are many other sheet silicates (oder phyllosilicates), which usually exist as clay-sized fragments (i.e., less than 0.004 mm). These include the clay minerals kaolinite, illite, und smectite, and although they are difficult to study because of their very small size, they are extremely important components of rocks and especially of soils.

All of the sheet silicate minerals also have water in their structure.

Silica tetrahedra are bonded in three-dimensional frameworks in both the feldspars und quartz. These are non-ferromagnesian minerals — they don’t contain any iron or magnesium. In addition to silica tetrahedra, feldspars include the cations aluminum, potassium, sodium, and calcium in various combinations. Quartz contains only silica tetrahedra.

The three main feldspar minerals are potassium feldspar, (a.k.a. K-feldspar or K-spar) and two types of plagioclase feldspar: albite (sodium only) and anorthite (calcium only). As is the case for iron and magnesium in olivine, there is a continuous range of compositions (solid solution series) between albite and anorthite in plagioclase. This is because the calcium and sodium ions are almost identical in size (1.00 Å versus 0.99 Å). Any intermediate compositions between CaAl2Si3Ö8 and NaAlSi3Ö8 can exist (Figure 2.15). This is a little bit surprising because, although they are very similar in size, calcium and sodium ions don’t have the same charge (Ca 2+ versus Na+). This problem is accounted for by corresponding substitution of Al 3+ for Si 4+ . Therefore, albite is NaAlSi3Ö8 (one Al and three Si) while anorthite is CaAl2Si2Ö8 (two Al and two Si), and plagioclase feldspars of intermediate composition have intermediate proportions of Al and Si. This is called a “coupled-substitution.”

The intermediate-composition plagioclase feldspars are oligoclase (10% to 30% Ca), andesine (30% to 50% Ca), labradorite (50% to 70% Ca), and bytownite (70% to 90% Ca). K-feldspar (KAlSi3Ö8) has a slightly different structure than that of plagioclase, owing to the larger size of the potassium ion (1.37 Å) and because of this large size, potassium and sodium do not readily substitute for each other, except at high temperatures. These high-temperature feldspars are likely to be found only in volcanic rocks because intrusive igneous rocks cool slowly enough to low temperatures for the feldspars to change into one of the lower-temperature forms.

Figure 2.15 Compositions of the feldspar minerals

Im quartz (SiO2), the silica tetrahedra are bonded in a “perfect” three-dimensional framework. Each tetrahedron is bonded to four other tetrahedra (with an oxygen shared at every corner of each tetrahedron), and as a result, the ratio of silicon to oxygen is 1:2. Since the one silicon cation has a +4 charge and the two oxygen anions each have a –2 charge, the charge is balanced. There is no need for aluminum or any of the other cations such as sodium or potassium. The hardness and lack of cleavage in quartz result from the strong covalent/ionic bonds characteristic of the silica tetrahedron.

Exercise 2.5 Ferromagnesian Silicates?

Silicate minerals are classified as being either ferromagnesian or non-ferromagnesian depending on whether or not they have iron (Fe) and/or magnesium (Mg) in their formula. A number of minerals and their formulas are listed below. For each one, indicate whether or not it is a ferromagnesian silicate.

Mineral Formula Ferromagnesian Silicate?
olivine (Mg,Fe)2SiO4
pyrite FeS2
plagioclase CaAl2Si2Ö8
pyroxene MgSiO3
hematite Fe2Ö3
orthoclase KAlSi3Ö8
quartz SiO2
Mineral Formula* Ferromagnesian Silicate?
amphibole Fe7Si8Ö22(OH)2
muscovite K2Al4 Si6Al2Ö20(OH)4
magnetite Fe3Ö4
biotite K2Fe4Al2Si6Al4Ö20(OH)4
dolomite (Ca,Mg)CO3
garnet Fe2Al2Si3Ö12
serpentine Mg3Si2Ö5(OH)4

*Some of the formulas, especially the more complicated ones, have been simplified.