En geología y mineralogía , un mineral o especie mineral es, a grandes rasgos, una sustancia sólida con una composición química bastante bien definida y una estructura cristalina específica que se presenta de forma natural en forma pura. [1] [2]
La definición geológica de mineral normalmente excluye los compuestos que se encuentran únicamente en los organismos vivos. Sin embargo, algunos minerales suelen ser compuestos biogénicos (como la calcita ) o orgánicos en el sentido de la química (como la melita ). Además, los organismos vivos suelen sintetizar minerales inorgánicos (como la hidroxiapatita ) que también se encuentran en las rocas.
El concepto de mineral es distinto del de roca , que es cualquier material geológico sólido a granel que es relativamente homogéneo a una escala suficientemente grande. Una roca puede consistir en un tipo de mineral o puede ser un agregado de dos o más tipos diferentes de minerales, segregados espacialmente en distintas fases . [3]
Algunas sustancias sólidas naturales sin una estructura cristalina definida, como el ópalo o la obsidiana , se denominan más propiamente mineraloides . [4] Si un compuesto químico se produce naturalmente con diferentes estructuras cristalinas, cada estructura se considera una especie mineral diferente. Así, por ejemplo, el cuarzo y la stishovita son dos minerales diferentes formados por el mismo compuesto, el dióxido de silicio .
La Asociación Mineralógica Internacional (IMA) es el organismo estándar generalmente reconocido para la definición y nomenclatura de especies minerales. A julio de 2023 [actualizar], el IMA reconoce 5.955 especies minerales oficiales . [5]
La composición química de una determinada especie mineral puede variar ligeramente debido a la inclusión de pequeñas cantidades de impurezas. Las variedades específicas de una especie a veces tienen sus propios nombres convencionales u oficiales. [6] Por ejemplo, la amatista es una variedad púrpura de la especie mineral cuarzo . Algunas especies minerales pueden tener proporciones variables de dos o más elementos químicos que ocupan posiciones equivalentes en la estructura del mineral; por ejemplo, la fórmula de mackinawita se da como (Fe,Ni)
9S
8, es decir Fe
XNi
9- xS
8, donde x es un número variable entre 0 y 9. A veces un mineral con composición variable se divide en especies separadas, más o menos arbitrariamente, formando un grupo mineral ; ese es el caso de los silicatos Ca
Xmagnesio
yfe
2- x - ySiO
4, el grupo de los olivinos .
Además de la composición química esencial y la estructura cristalina, la descripción de una especie mineral generalmente incluye sus propiedades físicas comunes como hábito , dureza , brillo , diafanidad , color, veta , tenacidad , hendidura , fractura , separación, gravedad específica , magnetismo , fluorescencia , radioactividad , así como su sabor u olor y su reacción al ácido .
Los minerales se clasifican por componentes químicos clave; los dos sistemas dominantes son la clasificación de Dana y la clasificación de Strunz. Los minerales de silicato comprenden aproximadamente el 90% de la corteza terrestre . [7] [8] Otros grupos minerales importantes incluyen los elementos nativos , sulfuros , óxidos , haluros , carbonatos , sulfatos y fosfatos .
La Asociación Mineralógica Internacional ha establecido los siguientes requisitos para que una sustancia sea considerada un mineral distinto: [9] [10]
Los detalles de estas reglas son algo controvertidos. [13] Por ejemplo, ha habido varias propuestas recientes para clasificar sustancias amorfas como minerales, pero no han sido aceptadas por la IMA.
El IMA también se muestra reacio a aceptar minerales que se encuentran naturalmente sólo en forma de nanopartículas de unos pocos cientos de átomos de diámetro, pero no ha definido un tamaño mínimo de cristal. [9]
Algunos autores exigen que el material sea un sólido estable o metaestable a temperatura ambiente (25 °C). [13] Sin embargo, el IMA sólo requiere que la sustancia sea lo suficientemente estable como para que su estructura y composición estén bien determinadas. Por ejemplo, recientemente ha reconocido la meridianiita (un hidrato natural de sulfato de magnesio ) como mineral, aunque se forma y es estable solo por debajo de 2 °C.
A julio de 2023 [actualizar], 5.955 especies minerales están aprobadas por el IMA. [5] Por lo general, reciben el nombre de una persona , seguido del lugar del descubrimiento; Los nombres basados en la composición química o las propiedades físicas son los otros dos grupos principales de etimologías de nombres minerales. [16] [17] La mayoría de los nombres terminan en "-ite"; las excepciones suelen ser nombres que estaban bien establecidos antes de la organización de la mineralogía como disciplina, por ejemplo galena y diamante .
Un tema de controversia entre geólogos y mineralogistas ha sido la decisión del IMA de excluir las sustancias cristalinas biogénicas. Por ejemplo, Lowenstam (1981) afirmó que "los organismos son capaces de formar una amplia gama de minerales, algunos de los cuales no pueden formarse de forma inorgánica en la biosfera". [18]
Skinner (2005) considera que todos los sólidos son minerales potenciales e incluye los biominerales en el reino mineral, que son aquellos que se crean por las actividades metabólicas de los organismos. Skinner amplió la definición anterior de mineral para clasificar "elemento o compuesto, amorfo o cristalino, formado mediante procesos biogeoquímicos ", como mineral. [19]
Los avances recientes en genética de alta resolución y espectroscopia de absorción de rayos X están proporcionando revelaciones sobre las relaciones biogeoquímicas entre microorganismos y minerales que pueden arrojar nueva luz sobre esta cuestión. [10] [19] Por ejemplo, el "Grupo de trabajo sobre mineralogía y geoquímica ambiental" encargado por la IMA se ocupa de los minerales en la hidrosfera , la atmósfera y la biosfera . [20] El alcance del grupo incluye microorganismos formadores de minerales, que existen en casi todas las rocas, suelos y superficies de partículas que se extienden por todo el mundo hasta profundidades de al menos 1600 metros bajo el fondo del mar y 70 kilómetros hacia la estratosfera (posiblemente entrando en la mesosfera ). . [21] [22] [23]
Los ciclos biogeoquímicos han contribuido a la formación de minerales durante miles de millones de años. Los microorganismos pueden precipitar metales de la solución , contribuyendo a la formación de depósitos minerales . También pueden catalizar la disolución de minerales. [24] [25] [26]
Antes de la inclusión en la lista de la Asociación Mineralógica Internacional, se habían descubierto, nombrado y publicado más de 60 biominerales. [27] Estos minerales (un subconjunto tabulado en Lowenstam (1981) [18] ) se consideran minerales propiamente dichos según la definición de Skinner (2005). [19] Estos biominerales no figuran en la lista oficial de nombres de minerales de la Asociación Internacional de Minerales; [28] sin embargo, muchos de estos representantes biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales enumeradas en el esquema de clasificación de Dana. [19]
La definición de mineral de Skinner (2005) tiene en cuenta esta cuestión al afirmar que un mineral puede ser cristalino o amorfo. [19] Aunque los biominerales no son la forma más común de minerales, [29] ayudan a definir los límites de lo que constituye un mineral propiamente dicho. La definición formal de Nickel (1995) menciona explícitamente la cristalinidad como clave para definir una sustancia como mineral. Un artículo de 2011 definió la icosaedrita , una aleación de aluminio, hierro y cobre, como mineral; Llamado así por su singular simetría icosaédrica natural , es un cuasicristal . A diferencia de un verdadero cristal, los cuasicristales son ordenados pero no periódicos. [30] [31]
Una roca es un agregado de uno o más minerales [32] o mineraloides. Algunas rocas, como la piedra caliza o la cuarcita , están compuestas principalmente de un mineral: calcita o aragonito en el caso de la piedra caliza y cuarzo en el último caso. [33] [34] Otras rocas pueden definirse por la abundancia relativa de minerales clave (esenciales); un granito se define por proporciones de cuarzo, feldespato alcalino y feldespato plagioclasa . [35] Los otros minerales de la roca se denominan minerales accesorios y no afectan en gran medida la composición general de la roca. Las rocas también pueden estar compuestas enteramente de material no mineral; El carbón es una roca sedimentaria compuesta principalmente de carbono de origen orgánico. [32] [36]
En las rocas, algunas especies y grupos de minerales son mucho más abundantes que otros; estos se denominan minerales formadores de rocas. Los principales ejemplos de éstos son el cuarzo, los feldespatos , las micas , los anfíboles , los piroxenos , los olivinos y la calcita; excepto este último, todos estos minerales son silicatos. [37] En total, alrededor de 150 minerales se consideran particularmente importantes, ya sea por su abundancia o por su valor estético en términos de coleccionismo. [38]
Los minerales y rocas con valor comercial, distintos de las piedras preciosas, los minerales metálicos o los combustibles minerales, se denominan minerales industriales . [39] Por ejemplo, la moscovita , una mica blanca, se puede utilizar para ventanas (a veces denominada cola de pescado), como relleno o como aislante. [40]
Los minerales son minerales que tienen una alta concentración de un determinado elemento, normalmente un metal. Algunos ejemplos son el cinabrio (HgS), un mineral de mercurio; esfalerita (ZnS), un mineral de zinc; casiterita (SnO 2 ), un mineral de estaño; y colemanita , un mineral de boro .
Las gemas son minerales con valor ornamental y se distinguen de las que no son gemas por su belleza, durabilidad y, generalmente, rareza. Hay alrededor de 20 especies minerales que califican como minerales gema, que constituyen alrededor de 35 de las piedras preciosas más comunes. Los minerales gema suelen estar presentes en varias variedades, por lo que un mineral puede representar varias piedras preciosas diferentes; por ejemplo, el rubí y el zafiro son ambos corindón , Al 2 O 3 . [41]
El primer uso conocido de la palabra "mineral" en el idioma inglés ( inglés medio ) fue en el siglo XV. La palabra proviene del latín medieval : minerale , de minera , mina, mineral. [42]
La palabra "especie" proviene del latín especie , "una clase, clase o tipo particular con aspecto o apariencia distinta". [43]
La abundancia y diversidad de los minerales está controlada directamente por su química, que a su vez depende de la abundancia de elementos en la Tierra. La mayoría de los minerales observados se derivan de la corteza terrestre . Ocho elementos representan la mayoría de los componentes clave de los minerales, debido a su abundancia en la corteza. Estos ocho elementos, que suman más del 98% del peso de la corteza, son, en orden de abundancia decreciente: oxígeno , silicio , aluminio , hierro , magnesio , calcio , sodio y potasio . El oxígeno y el silicio son, con diferencia, los dos más importantes: el oxígeno constituye el 47% de la corteza en peso y el silicio el 28%. [44]
Los minerales que se forman son aquellos que son más estables a la temperatura y presión de formación, dentro de los límites impuestos por la química general del cuerpo original. [45] Por ejemplo, en la mayoría de las rocas ígneas, el aluminio y los metales alcalinos (sodio y potasio) que están presentes se encuentran principalmente en combinación con oxígeno, silicio y calcio como minerales de feldespato. Sin embargo, si la roca es inusualmente rica en metales alcalinos, no habrá suficiente aluminio para combinar con todo el sodio en forma de feldespato, y el exceso de sodio formará anfíboles sódicos como la riebeckita . Si la abundancia de aluminio es inusualmente alta, el exceso de aluminio formará moscovita u otros minerales ricos en aluminio. [46] Si el silicio es deficiente, parte del feldespato será reemplazado por minerales feldespatoides. [47] Las predicciones precisas sobre qué minerales estarán presentes en una roca de una composición particular formada a una temperatura y presión particulares requieren cálculos termodinámicos complejos. Sin embargo, se pueden hacer estimaciones aproximadas utilizando reglas generales relativamente simples , como la norma CIPW , que proporciona estimaciones razonables para la roca volcánica formada a partir de magma seco. [48]
La composición química puede variar entre las especies de miembros finales de una serie de soluciones sólidas . Por ejemplo, los feldespatos de plagioclasa comprenden una serie continua desde el miembro terminal rico en sodio albita ( NaAlSi 3 O 8 ) hasta la anortita rica en calcio (CaAl 2 Si 2 O 8 ) con cuatro variedades intermedias reconocidas entre ellas (dadas en orden desde sodio- a ricos en calcio): oligoclasa , andesina , labradorita y bytownita . [49] Otros ejemplos de series incluyen la serie de olivino de forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro, y la serie de wolframita de hübnerita rica en manganeso y ferberita rica en hierro . [50]
Los poliedros de sustitución y coordinación química explican esta característica común de los minerales. En la naturaleza, los minerales no son sustancias puras y están contaminados por cualquier otro elemento presente en el sistema químico determinado. Como resultado, es posible que un elemento sea sustituido por otro. [51] La sustitución química se producirá entre iones de tamaño y carga similares; por ejemplo, el K + no sustituirá al Si 4+ debido a incompatibilidades químicas y estructurales causadas por una gran diferencia de tamaño y carga. Un ejemplo común de sustitución química es el de Si 4+ por Al 3+ , que tienen carga, tamaño y abundancia similares en la corteza. En el ejemplo de la plagioclasa, hay tres casos de sustitución. Los feldespatos son todos silicatos estructurales, que tienen una relación silicio-oxígeno de 2:1, y el espacio para otros elementos viene dado por la sustitución de Si 4+ por Al 3+ para dar una unidad base de [AlSi 3 O 8 ] − ; sin la sustitución, la fórmula tendría carga equilibrada como SiO 2 , dando cuarzo. [52] La importancia de esta propiedad estructural se explicará con más detalle mediante los poliedros de coordinación. La segunda sustitución ocurre entre Na + y Ca 2+ ; sin embargo, la diferencia de carga debe compensarse realizando una segunda sustitución de Si 4+ por Al 3+ . [53]
Los poliedros de coordinación son representaciones geométricas de cómo un catión está rodeado por un anión. En mineralogía, los poliedros de coordinación suelen considerarse en términos de oxígeno, debido a su abundancia en la corteza. La unidad base de los minerales de silicato es el tetraedro de sílice: un Si 4+ rodeado por cuatro O 2− . Una forma alternativa de describir la coordinación del silicato es mediante un número: en el caso del tetraedro de sílice, se dice que el silicio tiene un número de coordinación de 4. Varios cationes tienen un rango específico de posibles números de coordinación; para el silicio, casi siempre es 4, excepto en minerales de muy alta presión donde el compuesto se comprime de tal manera que el silicio está en coordinación seis veces (octaédrica) con el oxígeno. Los cationes más grandes tienen números de coordinación mayores debido al aumento de tamaño relativo en comparación con el oxígeno (la última subcapa orbital de los átomos más pesados también es diferente). Los cambios en los números de coordinación conducen a diferencias físicas y mineralógicas; por ejemplo, a alta presión, como en el manto , muchos minerales, especialmente silicatos como el olivino y el granate , cambiarán a una estructura de perovskita , donde el silicio está en coordinación octaédrica. Otros ejemplos son los aluminosilicatos cianita , andalucita y silimanita (polimorfos, ya que comparten la fórmula Al 2 SiO 5 ), que se diferencian por el número de coordinación del Al 3+ ; Estos minerales cambian entre sí como respuesta a cambios de presión y temperatura. [44] En el caso de materiales de silicato, la sustitución de Si 4+ por Al 3+ permite una variedad de minerales debido a la necesidad de equilibrar las cargas. [54]
Debido a que los ocho elementos más comunes constituyen más del 98% de la corteza terrestre, las pequeñas cantidades de los otros elementos que normalmente están presentes se sustituyen en los minerales formadores de rocas comunes. Los minerales distintivos de la mayoría de los elementos son bastante raros y se encuentran sólo donde estos elementos se han concentrado por procesos geológicos, como la circulación hidrotermal , hasta el punto en que ya no pueden acomodarse en minerales comunes. [55]
Los cambios de temperatura, presión y composición alteran la mineralogía de una muestra de roca. Los cambios en la composición pueden ser causados por procesos como la meteorización o el metasomatismo ( alteración hidrotermal ). Los cambios de temperatura y presión ocurren cuando la roca huésped sufre un movimiento tectónico o magmático hacia diferentes regímenes físicos. Los cambios en las condiciones termodinámicas hacen que sea favorable que los conjuntos minerales reaccionen entre sí para producir nuevos minerales; como tal, es posible que dos rocas tengan una química de roca idéntica o muy similar sin tener una mineralogía similar. Este proceso de alteración mineralógica está relacionado con el ciclo de las rocas . A continuación se ilustra un ejemplo de una serie de reacciones minerales. [56]
El feldespato ortoclasa (KAlSi 3 O 8 ) es un mineral que se encuentra comúnmente en el granito , una roca ígnea plutónica . Cuando se expone a la intemperie, reacciona para formar caolinita (Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 , un mineral sedimentario, y ácido silícico ):
En condiciones metamórficas de bajo grado, la caolinita reacciona con el cuarzo para formar pirofilita (Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 ):
A medida que aumenta el grado metamórfico, la pirofilita reacciona para formar cianita y cuarzo:
Alternativamente, un mineral puede cambiar su estructura cristalina como consecuencia de cambios de temperatura y presión sin reaccionar. Por ejemplo, el cuarzo se transformará en una variedad de sus polimorfos de SiO 2 , como tridimita y cristobalita a altas temperaturas, y coesita a altas presiones. [57]
La clasificación de minerales varía de simple a difícil. Un mineral puede identificarse por varias propiedades físicas, algunas de las cuales son suficientes para una identificación completa sin equívocos. En otros casos, los minerales sólo pueden clasificarse mediante análisis ópticos , químicos o de difracción de rayos X más complejos; Sin embargo, estos métodos pueden resultar costosos y llevar mucho tiempo. Las propiedades físicas solicitadas para la clasificación incluyen estructura y hábito cristalino, dureza, brillo, diafanidad, color, veta, hendidura y fractura, y gravedad específica. Otras pruebas menos generales incluyen fluorescencia , fosforescencia , magnetismo , radiactividad , tenacidad (respuesta a cambios de forma inducidos mecánicamente), piezoelectricidad y reactividad a ácidos diluidos . [58]
La estructura cristalina resulta de la disposición espacial geométrica ordenada de los átomos en la estructura interna de un mineral. Esta estructura cristalina se basa en una disposición atómica o iónica interna regular que a menudo se expresa en la forma geométrica que adopta el cristal. Incluso cuando los granos minerales son demasiado pequeños para verlos o tienen una forma irregular, la estructura cristalina subyacente siempre es periódica y puede determinarse mediante difracción de rayos X. [13] Los minerales normalmente se describen por su contenido de simetría. Los cristales están restringidos a 32 grupos de puntos , que se diferencian por su simetría. Estos grupos se clasifican a su vez en categorías más amplias, siendo la más amplia de ellas las seis familias de cristales. [59]
Estas familias pueden describirse mediante las longitudes relativas de los tres ejes cristalográficos y los ángulos entre ellos; estas relaciones corresponden a las operaciones de simetría que definen los grupos de puntos más estrechos. Se resumen a continuación; a, byc representan los ejes, y α, β, γ representan el ángulo opuesto al eje cristalográfico respectivo (por ejemplo, α es el ángulo opuesto al eje a, es decir, el ángulo entre los ejes b y c): [ 59 ]
La familia de cristales hexagonales también se divide en dos sistemas cristalinos : el trigonal , que tiene un eje de simetría triple, y el hexagonal, que tiene un eje de simetría séxtuple.
La química y la estructura cristalina juntas definen un mineral. Con una restricción a 32 grupos de puntos, los minerales de diferente química pueden tener una estructura cristalina idéntica. Por ejemplo, la halita (NaCl), la galena (PbS) y la periclasa (MgO) pertenecen al grupo de puntos hexaoctaédricos (familia isométrica), ya que tienen una estequiometría similar entre sus diferentes elementos constituyentes. Por el contrario, los polimorfos son agrupaciones de minerales que comparten una fórmula química pero tienen una estructura diferente. Por ejemplo, la pirita y las marcasita , ambas sulfuros de hierro, tienen la fórmula FeS 2 ; sin embargo, el primero es isométrico mientras que el segundo es ortorrómbico. Este polimorfismo se extiende a otros sulfuros con la fórmula genérica AX 2 ; Estos dos grupos se conocen colectivamente como grupos de pirita y marcasita. [60]
El polimorfismo puede extenderse más allá del contenido de simetría pura. Los aluminosilicatos son un grupo de tres minerales ( cianita , andalucita y silimanita ) que comparten la fórmula química Al 2 SiO 5 . La cianita es triclínica, mientras que la andalucita y la silimanita son ortorrómbicas y pertenecen al grupo de puntos bipiramidales. Estas diferencias surgen correspondientes a cómo se coordina el aluminio dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ion de aluminio siempre está seis veces coordinado con el oxígeno. El silicio, por regla general, se encuentra en cuatro coordinaciones en todos los minerales; una excepción es el caso de la stishovita (SiO 2 , un polimorfo de cuarzo de presión ultraalta con estructura de rutilo). [61] En la cianita, el segundo aluminio está en coordinación séxtuple; su fórmula química se puede expresar como Al [6] Al [6] SiO 5 , para reflejar su estructura cristalina. La andalucita tiene el segundo aluminio en coordinación quíntuple (Al [6] Al [5] SiO 5 ) y la silimanita lo tiene en coordinación cuádruple (Al [6] Al [4] SiO 5 ). [62]
Las diferencias en la estructura cristalina y la química influyen en gran medida en otras propiedades físicas del mineral. Los alótropos del carbono, el diamante y el grafito, tienen propiedades muy diferentes; el diamante es la sustancia natural más dura, tiene un brillo adamantino y pertenece a la familia de los cristales isométricos, mientras que el grafito es muy blando, tiene un brillo graso y cristaliza en la familia hexagonal. Esta diferencia se explica por las diferencias en la vinculación. En el diamante, los carbonos están en orbitales híbridos sp 3 , lo que significa que forman una estructura donde cada carbono está unido covalentemente a cuatro vecinos en forma tetraédrica; por otro lado, el grafito está compuesto por láminas de carbonos en orbitales híbridos sp 2 , donde cada carbono está unido covalentemente sólo a otros tres. Estas láminas se mantienen unidas gracias a fuerzas de van der Waals mucho más débiles , y esta discrepancia se traduce en grandes diferencias macroscópicas. [63]
La macla es el crecimiento intercalado de dos o más cristales de una sola especie mineral. La geometría del hermanamiento está controlada por la simetría del mineral. Como resultado, existen varios tipos de gemelos, incluidos los gemelos de contacto, los gemelos reticulados, los gemelos geniculados, los gemelos de penetración, los gemelos cíclicos y los gemelos polisintéticos. El contacto, o macla simple, consta de dos cristales unidos en un plano; este tipo de macla es común en la espinela. Los gemelos reticulados, comunes en el rutilo, son cristales entrelazados que se asemejan a una red. Los gemelos geniculados tienen una curva en el medio causada por el inicio del gemelo. Los gemelos de penetración constan de dos monocristales que se han fusionado entre sí; ejemplos de este hermanamiento incluyen gemelos de estaurolita en forma de cruz y hermanamiento de Carlsbad en ortoclasa. Los gemelos cíclicos son causados por hermanamientos repetidos alrededor de un eje de rotación. Este tipo de hermanamiento se produce alrededor de tres, cuatro, cinco, seis u ocho ejes, y los patrones correspondientes se denominan trillizos, cuatrillizos, quintiles, sexistas y octavos. Los sixlings son comunes en el aragonito. Los gemelos polisintéticos son similares a los gemelos cíclicos mediante la presencia de hermanamientos repetitivos; sin embargo, en lugar de ocurrir alrededor de un eje de rotación, la macla polisintética ocurre a lo largo de planos paralelos, generalmente a escala microscópica. [64] [65]
El hábito del cristal se refiere a la forma general del cristal. Se utilizan varios términos para describir esta propiedad. Los hábitos comunes incluyen acicular, que describe cristales en forma de aguja como en la natrolita , laminar, dendrítico (patrón de árbol, común en el cobre nativo ), ecuante, que es típico del granate, prismático (alargado en una dirección) y tabular, que difiere del laminar. hábito en el sentido de que el primero es laminar mientras que el segundo tiene un alargamiento definido. En relación con la forma del cristal, la calidad de las caras del cristal es un diagnóstico de algunos minerales, especialmente con un microscopio petrográfico. Los cristales euédricos tienen una forma externa definida, mientras que los cristales anédricos no; esas formas intermedias se denominan subédricas. [66] [67]
La dureza de un mineral define cuánto puede resistir el rayado. Esta propiedad física está controlada por la composición química y la estructura cristalina de un mineral. La dureza de un mineral no es necesariamente constante en todos sus lados, lo cual es función de su estructura; La debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más suaves que otras. [68] Un ejemplo de esta propiedad existe en la cianita, que tiene una dureza de Mohs de 5 1 ⁄ 2 paralela a [001] pero 7 paralela a [100]. [69]
La escala de medición más común es la escala de dureza ordinal de Mohs. Definido por diez indicadores, un mineral con un índice más alto raya a los que están por debajo. La escala va desde el talco, un filosilicato , hasta el diamante, un polimorfo de carbono que es el material natural más duro. La escala se proporciona a continuación: [68]
Otras escalas incluyen estas; [70]
El brillo indica cómo se refleja la luz en la superficie del mineral, en cuanto a su calidad e intensidad. Existen numerosos términos cualitativos utilizados para describir esta propiedad, que se dividen en categorías metálicas y no metálicas. Los minerales metálicos y submetálicos tienen una alta reflectividad como el metal; ejemplos de minerales con este brillo son la galena y la pirita. Los lustres no metálicos incluyen: adamantino, como el del diamante ; vítreo, que es un brillo vítreo muy común en los minerales de silicato; nacarados, como en el talco y la apofilita ; resinosos, tales como los miembros del grupo de los granates; sedoso que es común en minerales fibrosos como el crisotilo asbestiforme . [72]
La diafanidad de un mineral describe la capacidad de la luz para atravesarlo. Los minerales transparentes no disminuyen la intensidad de la luz que los atraviesa. Un ejemplo de mineral transparente es la moscovita (mica potásica); Algunas variedades son lo suficientemente claras como para haber sido utilizadas en ventanas. Los minerales translúcidos dejan pasar algo de luz, pero menos que los que son transparentes. Jadeíta y nefrita (las formas minerales de jade son ejemplos de minerales con esta propiedad). Los minerales que no dejan pasar la luz se llaman opacos. [73] [74]
La diafanidad de un mineral depende del espesor de la muestra. Cuando un mineral es lo suficientemente delgado (por ejemplo, en una sección delgada para petrografía ), puede volverse transparente incluso si esa propiedad no se observa en una muestra manual. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en secciones delgadas. [74]
El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es un diagnóstico. [75] Es causada por la radiación electromagnética que interactúa con los electrones (excepto en el caso de la incandescencia , que no se aplica a los minerales). [76] Se definen dos clases amplias de elementos (idiocromáticos y alocromáticos) con respecto a su contribución al color de un mineral: los elementos idiocromáticos son esenciales para la composición de un mineral; su contribución al color de un mineral es diagnóstica. [73] [77] Ejemplos de tales minerales son la malaquita (verde) y la azurita (azul). Por el contrario, los elementos alocromáticos en los minerales están presentes en pequeñas cantidades como impurezas. Un ejemplo de tal mineral serían las variedades rubí y zafiro del mineral corindón . [77] Los colores de los minerales pseudocromáticos son el resultado de la interferencia de ondas de luz. Los ejemplos incluyen labradorita y bornita .
Además del simple color del cuerpo, los minerales pueden tener otras propiedades ópticas distintivas, como juego de colores, asterismo , chatoyancy , iridiscencia , deslustre y pleocroísmo . Varias de estas propiedades implican variabilidad en el color. El juego de colores, como en el ópalo , hace que la muestra refleje diferentes colores a medida que se gira, mientras que el pleocroísmo describe el cambio de color cuando la luz pasa a través de un mineral en una orientación diferente. La iridiscencia es una variedad del juego de colores donde la luz se dispersa desde una capa sobre la superficie del cristal, planos de escisión o capas que tienen gradaciones menores en química. [78] Por el contrario, el juego de colores en el ópalo es causado por la luz que se refracta desde esferas microscópicas de sílice ordenadas dentro de su estructura física. [79] Chatoyancy ("ojo de gato") es la banda ondulada de color que se observa cuando se gira la muestra; El asterismo, una variedad de chatoyancy, da la apariencia de una estrella en el grano mineral. Esta última propiedad es particularmente común en el corindón con calidad de gema. [78] [79]
La veta de un mineral se refiere al color de un mineral en forma de polvo, que puede ser idéntico o no al color de su cuerpo. [77] La forma más común de probar esta propiedad se realiza con una placa de rayas, que está hecha de porcelana y de color blanco o negro. La veta de un mineral es independiente de los oligoelementos [73] o de cualquier superficie erosionada. [77] Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con la hematita , que en una muestra de mano es de color negro, plateado o rojo, pero tiene una veta de color rojo cereza [73] a marrón rojizo. [77] La raya es más a menudo distintiva de los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color del cuerpo es creado por elementos alocromáticos. [73] Las pruebas de rayas están limitadas por la dureza del mineral, ya que aquellos más duros que 7 pulverizan la placa de rayas . [77]
Por definición, los minerales tienen una disposición atómica característica. La debilidad de esta estructura cristalina provoca planos de debilidad, y la rotura de un mineral a lo largo de dichos planos se denomina escisión. La calidad de la escisión se puede describir en función de la limpieza y facilidad con la que se rompe el mineral; Los descriptores comunes, en orden decreciente de calidad, son "perfecto", "bueno", "distinto" y "malo". En minerales particularmente transparentes, o en secciones delgadas, la escisión se puede ver como una serie de líneas paralelas que marcan las superficies planas cuando se mira desde un lado. La escisión no es una propiedad universal entre los minerales; por ejemplo, el cuarzo, que consta de tetraedros de sílice ampliamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que le permita escindirse. Por el contrario, las micas, que tienen una escisión basal perfecta, están formadas por láminas de tetraedros de sílice que se mantienen muy débilmente unidas. [80] [81]
Como la escisión es una función de la cristalografía, existen diversos tipos de escisión. La escisión ocurre típicamente en una, dos, tres, cuatro o seis direcciones. La escisión basal en una dirección es una propiedad distintiva de las micas . La escisión bidireccional se describe como prismática y ocurre en minerales como los anfíboles y los piroxenos. Minerales como la galena o la halita tienen escisión cúbica (o isométrica) en tres direcciones, a 90°; cuando están presentes tres direcciones de escisión, pero no a 90°, como en la calcita o la rodocrosita , se denomina escisión romboédrica. La escisión octaédrica (cuatro direcciones) está presente en la fluorita y el diamante, y la esfalerita tiene una escisión dodecaédrica en seis direcciones. [80] [81]
Es posible que los minerales con muchas escisiones no se rompan igualmente bien en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita tiene una buena escisión en tres direcciones, pero el yeso tiene una escisión perfecta en una dirección y una mala escisión en las otras dos direcciones. Los ángulos entre los planos de escisión varían entre minerales. Por ejemplo, como los anfíboles son silicatos de doble cadena y los piroxenos son silicatos de cadena sencilla, el ángulo entre sus planos de escisión es diferente. Los piroxenos se escinden en dos direcciones a aproximadamente 90°, mientras que los anfíboles se escinden distintivamente en dos direcciones separadas por aproximadamente 120° y 60°. Los ángulos de escisión se pueden medir con un goniómetro de contacto, que es similar a un transportador. [80] [81]
La separación, a veces llamada "falsa escisión", es similar en apariencia a la escisión, pero en cambio se produce por defectos estructurales en el mineral, en lugar de una debilidad sistemática. La separación varía de un cristal a otro de un mineral, mientras que todos los cristales de un mineral determinado se escindirán si la estructura atómica permite esa propiedad. En general, la separación es causada por cierta tensión aplicada a un cristal. Las fuentes de las tensiones incluyen deformación (por ejemplo, un aumento de presión), exsolución o macla. Los minerales que a menudo muestran separación incluyen los piroxenos, la hematita, la magnetita y el corindón. [80] [82]
Cuando un mineral se rompe en una dirección que no corresponde a un plano de escisión, se denomina fracturado. Existen varios tipos de fractura desigual. El ejemplo clásico es la fractura concoidea, como la del cuarzo; Se crean superficies redondeadas, que están marcadas por líneas curvas suaves. Este tipo de fractura se produce sólo en minerales muy homogéneos. Otros tipos de fracturas son fibrosas, astilladas y en forma de hackly. Este último describe una ruptura a lo largo de una superficie rugosa e irregular; un ejemplo de esta propiedad lo encontramos en el cobre nativo . [83]
La tenacidad está relacionada tanto con la escisión como con la fractura. Mientras que la fractura y la escisión describen las superficies que se crean cuando se rompe un mineral, la tenacidad describe qué tan resistente es un mineral a dicha ruptura. Los minerales pueden describirse como frágiles, dúctiles, maleables, sectiles, flexibles o elásticos. [84]
La gravedad específica describe numéricamente la densidad de un mineral. Las dimensiones de la densidad son la masa dividida por el volumen con unidades: kg/m 3 o g/cm 3 . La gravedad específica se define como la densidad del mineral dividida por la densidad del agua a 4 °C y, por tanto, es una cantidad adimensional, idéntica en todos los sistemas unitarios. [85] Puede medirse como el cociente de la masa de la muestra y la diferencia entre el peso de la muestra en el aire y su correspondiente peso en el agua. Entre la mayoría de los minerales, esta propiedad no es diagnóstica. Los minerales que forman rocas (normalmente silicatos u ocasionalmente carbonatos) tienen una gravedad específica de 2,5 a 3,5. [86]
La alta gravedad específica es una propiedad diagnóstica de un mineral. Una variación en la química (y, en consecuencia, en la clase de mineral) se correlaciona con un cambio en la gravedad específica. Entre los minerales más comunes, los óxidos y los sulfuros tienden a tener una gravedad específica más alta, ya que incluyen elementos con mayor masa atómica. Una generalización es que los minerales con brillo metálico o adamantino tienden a tener gravedades específicas más altas que aquellos que tienen un brillo no metálico o opaco. Por ejemplo, la hematita , Fe 2 O 3 , tiene una gravedad específica de 5,26 [87] , mientras que la galena , PbS, tiene una gravedad específica de 7,2 a 7,6, [88] que es el resultado de su alto contenido de hierro y plomo, respectivamente. Los metales nativos se caracterizan por un peso específico muy alto ; por ejemplo, la kamacita , una aleación de hierro y níquel común en los meteoritos de hierro , tiene una gravedad específica de 7,9, [89] y el oro tiene una gravedad específica observada entre 15 y 19,3. [86] [90]
Se pueden utilizar otras propiedades para diagnosticar minerales. Estos son menos generales y se aplican a minerales específicos.
Dejar caer ácido diluido (a menudo HCl al 10% ) sobre un mineral ayuda a distinguir los carbonatos de otras clases de minerales. El ácido reacciona con el grupo carbonato ([CO 3 ] 2− ), lo que hace que la zona afectada efervescente , desprendiendo gas dióxido de carbono . Esta prueba se puede ampliar aún más para probar el mineral en su forma cristalina original o en polvo. Un ejemplo de esta prueba se realiza al distinguir la calcita de la dolomita , especialmente dentro de las rocas ( caliza y dolomita respectivamente). La calcita hace efervescencia inmediatamente en ácido, mientras que el ácido debe aplicarse a la dolomita en polvo (a menudo en una superficie rayada de una roca) para que haga efervescencia. [91] Los minerales de zeolita no efervescen en ácido; en cambio, se congelan después de 5 a 10 minutos y, si se dejan en ácido durante un día, se disuelven o se convierten en gel de sílice . [92]
El magnetismo es una propiedad muy notoria de algunos minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita exhibe fuertemente esta propiedad, y el magnetismo también está presente, aunque no tan fuertemente, en la pirrotita y la ilmenita . [91] Algunos minerales exhiben propiedades eléctricas (por ejemplo, el cuarzo es piezoeléctrico ), pero las propiedades eléctricas rara vez se utilizan como criterio de diagnóstico para minerales debido a datos incompletos y variaciones naturales. [93]
Los minerales también se pueden probar para determinar el sabor o el olfato. La halita , NaCl, es sal de mesa; su homólogo que contiene potasio, la silvita , tiene un sabor amargo pronunciado. Los sulfuros tienen un olor característico, especialmente cuando las muestras se fracturan, reaccionan o se pulverizan. [91]
La radiactividad es una propiedad rara que se encuentra en minerales que contienen elementos radiactivos. Los elementos radiactivos podrían ser un constituyente definitorio, como el uranio en la uraninita , la autunita y la carnotita , o estar presentes como trazas de impurezas, como en el circón . La desintegración de un elemento radiactivo daña la estructura cristalina del mineral volviéndolo localmente amorfo ( estado metamíctico ); el resultado óptico, denominado halo radiactivo o halo pleocroico , es observable con diversas técnicas, como la petrografía de sección delgada . [91]
En el año 315 a. C. , Teofrasto presentó su clasificación de los minerales en su tratado Sobre las piedras . Su clasificación estuvo influenciada por las ideas de sus maestros Platón y Aristóteles . Teofrasto clasificó los minerales en piedras, tierras o metales. [94]
La clasificación de los minerales que hizo Georgius Agricola en su libro De Natura Fossilium , publicado en 1546, dividía los minerales en tres tipos de sustancias: simples (piedras, tierras, metales y jugos congelados), compuestas (íntimamente mezcladas) y compuestas (separables). [94]
Carl Linneo dio una clasificación temprana de minerales en su libro fundamental de 1735 Systema Naturae . Dividió el mundo natural en tres reinos (plantas, animales y minerales) y clasificó a cada uno con la misma jerarquía. [95] En orden descendente, estos fueron Filo, Clase, Orden, Familia, Tribu, Género y Especie.
Sin embargo, si bien su sistema estaba justificado por la teoría de la formación de especies de Charles Darwin y ha sido adoptado y ampliado en gran medida por los biólogos en los siglos siguientes (que todavía utilizan su esquema de denominación binomial basado en griego y latín ), tuvo poco éxito entre mineralogistas (aunque cada mineral distinto todavía se denomina formalmente especie mineral ) .
Los minerales se clasifican por variedad, especie, serie y grupo, en orden de generalidad creciente. El nivel básico de definición es el de especies minerales, cada una de las cuales se distingue de las demás por propiedades químicas y físicas únicas. Por ejemplo, el cuarzo se define por su fórmula , SiO 2 , y una estructura cristalina específica que lo distingue de otros minerales con la misma fórmula química (denominados polimorfos ). Cuando existe un rango de composición entre dos especies minerales, se define una serie mineral. Por ejemplo, la serie de biotita está representada por cantidades variables de los miembros finales flogopita , siderofilita , annita y esteonita. Por el contrario, un grupo mineral es una agrupación de especies minerales con algunas propiedades químicas comunes que comparten una estructura cristalina. El grupo piroxeno tiene una fórmula común de XY(Si,Al) 2O6 , donde X e Y son ambos cationes, siendo X típicamente mayor que Y; Los piroxenos son silicatos monocatenarios que cristalizan en sistemas cristalinos ortorrómbicos o monoclínicos . Finalmente, una variedad mineral es un tipo específico de especie mineral que se diferencia por alguna característica física, como el color o el hábito cristalino. Un ejemplo es la amatista , que es una variedad violeta del cuarzo. [dieciséis]
Para los minerales se utilizan dos clasificaciones comunes, Dana y Strunz; Ambos dependen de la composición, específicamente con respecto a grupos químicos importantes, y la estructura. James Dwight Dana , un destacado geólogo de su época, publicó por primera vez su Sistema de Mineralogía en 1837; a partir de 1997, se encuentra en su octava edición. La clasificación de Dana asigna un número de cuatro partes a una especie mineral. Su número de clase se basa en importantes grupos compositivos; el tipo da la proporción de cationes a aniones en el mineral, y los dos últimos números agrupan los minerales por similitud estructural dentro de un tipo o clase determinada. La clasificación de Strunz , menos utilizada , llamada así en honor al mineralogista alemán Karl Hugo Strunz , se basa en el sistema de Dana, pero combina criterios tanto químicos como estructurales, este último con respecto a la distribución de enlaces químicos. [96]
Como la composición de la corteza terrestre está dominada por el silicio y el oxígeno, los silicatos son, con diferencia, la clase de minerales más importante en términos de formación y diversidad de rocas. Sin embargo, los minerales distintos de los silicatos tienen una gran importancia económica, especialmente como menas. [97] [98] Los minerales no silicatos se subdividen en varias otras clases según su química dominante, que incluye elementos nativos, sulfuros, haluros, óxidos e hidróxidos, carbonatos y nitratos, boratos, sulfatos, fosfatos y compuestos orgánicos. La mayoría de las especies minerales distintas de los silicatos son raras (constituyen en total el 8% de la corteza terrestre), aunque algunas son relativamente comunes, como la calcita, la pirita , la magnetita y la hematita . Hay dos estilos estructurales principales observados en los no silicatos: tetraedros unidos de forma compacta y similares a silicatos. Las estructuras compactas son una forma de empaquetar átomos densamente y al mismo tiempo minimizar el espacio intersticial. El empaquetamiento hexagonal implica apilar capas donde todas las demás capas son iguales ("ababab"), mientras que el empaquetamiento cúbico implica apilar grupos de tres capas ("abcabcabc"). Los análogos de los tetraedros de sílice enlazados incluyen SO4-4
_( sulfato ), PO4-4
_( fosfato ), AsO4-4
_( arseniato ), y VO4-4
_( vanadato ) estructuras. Los no silicatos tienen una gran importancia económica, ya que concentran elementos más que los minerales de silicato. [99]
El grupo más grande de minerales son, con diferencia, los silicatos ; la mayoría de las rocas están compuestas por más del 95% de minerales de silicato, y más del 90% de la corteza terrestre está compuesta de estos minerales. [100] Los dos componentes principales de los silicatos son el silicio y el oxígeno, que son los dos elementos más abundantes en la corteza terrestre. Otros elementos comunes en los minerales de silicato corresponden a otros elementos comunes en la corteza terrestre, como el aluminio, magnesio, hierro, calcio, sodio y potasio. [101] Algunos silicatos formadores de rocas importantes incluyen los feldespatos , cuarzo, olivinos , piroxenos , anfíboles , granates y micas .
La unidad base de un mineral de silicato es el [SiO 4 ] 4− tetraedro. En la gran mayoría de los casos, el silicio se encuentra en coordinación cuádruple o tetraédrica con el oxígeno. En situaciones de muy alta presión, el silicio estará en coordinación séxtuple u octaédrica, como en la estructura de perovskita o en la stishovita polimorfa de cuarzo (SiO 2 ). En este último caso, el mineral ya no tiene una estructura de silicato, sino la del rutilo (TiO 2 ) y su grupo asociado, que son los óxidos simples. Estos tetraedros de sílice luego se polimerizan hasta cierto punto para crear diversas estructuras, como cadenas unidimensionales, láminas bidimensionales y estructuras tridimensionales. El mineral de silicato básico donde no se ha producido polimerización de los tetraedros requiere otros elementos para equilibrar la carga base 4-. En otras estructuras de silicato, se requieren diferentes combinaciones de elementos para equilibrar la carga negativa resultante. Es común que el Si 4+ sea sustituido por Al 3+ debido a la similitud en el radio iónico y la carga; en esos casos, los tetraedros [AlO 4 ] 5− forman las mismas estructuras que los tetraedros no sustituidos, pero sus requisitos de equilibrio de carga son diferentes. [102]
El grado de polimerización se puede describir tanto por la estructura formada como por el número de esquinas tetraédricas (u oxígenos de coordinación) que se comparten (para aluminio y silicio en sitios tetraédricos): [103] [104]
Las subclases de silicato se describen a continuación en orden de polimerización decreciente.
Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos estructurales, tienen el mayor grado de polimerización. Con todos los vértices de un tetraedro compartidos, la proporción silicio:oxígeno pasa a ser 1:2. Ejemplos de ello son el cuarzo, los feldespatos , los feldespatoides y las zeolitas . Los silicatos estructurales tienden a ser particularmente estables químicamente debido a sus fuertes enlaces covalentes. [105]
El cuarzo (SiO 2 ) , que forma el 12% de la corteza terrestre, es la especie mineral más abundante. Se caracteriza por su alta resistividad química y física. El cuarzo tiene varios polimorfos, incluidos tridimita y cristobalita a altas temperaturas, coesita de alta presión y stishovita de presión ultraalta . Este último mineral sólo puede formarse en la Tierra mediante impactos de meteoritos y su estructura se ha comprimido tanto que ha pasado de una estructura de silicato a la de rutilo (TiO 2 ). El polimorfo de sílice más estable en la superficie de la Tierra es el cuarzo α. Su homólogo, el cuarzo β, está presente sólo a altas temperaturas y presiones (cambia a cuarzo α por debajo de 573 °C a 1 bar). Estos dos polimorfos se diferencian por un "retorcimiento" de los enlaces; este cambio en la estructura le da al cuarzo β una mayor simetría que el cuarzo α, por lo que también se les llama cuarzo alto (β) y cuarzo bajo (α). [100] [106]
Los feldespatos son el grupo más abundante en la corteza terrestre, alrededor del 50%. En los feldespatos, el Al 3+ sustituye al Si 4+ , lo que crea un desequilibrio de carga que debe compensarse mediante la adición de cationes. La estructura base se convierte en [AlSi 3 O 8 ] − o [Al 2 Si 2 O 8 ] 2− Hay 22 especies minerales de feldespatos, subdivididas en dos subgrupos principales – álcali y plagioclasa – y dos grupos menos comunes – celsiano y banalsita. . Los feldespatos alcalinos se encuentran más comúnmente en una serie entre la ortoclasa rica en potasio y la albita rica en sodio ; en el caso de la plagioclasa, la serie más común va desde la albita hasta la anortita rica en calcio . La macla de cristales es común en los feldespatos, especialmente la macla polisintética en la plagioclasa y la macla de Carlsbad en los feldespatos alcalinos. Si el último subgrupo se enfría lentamente a partir de una masa fundida, forma laminillas de exsolución porque los dos componentes (ortoclasa y albita) son inestables en solución sólida. La exsolución puede ser a escala desde microscópica hasta fácilmente observable en una muestra manual; La textura pertítica se forma cuando el feldespato rico en Na se disuelve en un huésped rico en K. La textura opuesta (antipertítica), en la que el feldespato rico en K se disuelve en un huésped rico en Na, es muy rara. [107]
Los feldespatoides son estructuralmente similares al feldespato, pero se diferencian en que se forman en condiciones deficientes en Si, lo que permite una mayor sustitución por Al 3+ . Como resultado, los feldespatoides casi nunca se encuentran asociados con el cuarzo. Un ejemplo común de feldespatoide es la nefelina ((Na, K)AlSiO 4 ); En comparación con el feldespato alcalino, la nefelina tiene una proporción Al 2 O 3 :SiO 2 de 1:2, a diferencia del 1:6 del feldespato alcalino. [108] Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, que se presentan en agujas, placas o masas en bloques. Se forman en presencia de agua a bajas temperaturas y presiones, y presentan canales y huecos en su estructura. Las zeolitas tienen varias aplicaciones industriales, especialmente en el tratamiento de aguas residuales. [109]
Los filosilicatos consisten en láminas de tetraedros polimerizados. Están unidos en tres sitios de oxígeno, lo que da una proporción característica de silicio:oxígeno de 2:5. Ejemplos importantes incluyen los grupos de mica , clorita y caolinita - serpentina . Además de los tetraedros, los filosilicatos tienen una lámina de octaedros (elementos en coordinación séxtuple por el oxígeno) que equilibran los tetraedros básicos, que tienen carga negativa (p. ej. [Si 4 O 10 ] 4− ). Estos tetraedros (T) y las láminas de octaedros (O) se apilan en una variedad de combinaciones para crear capas de filosilicato. Dentro de una hoja octaédrica, hay tres sitios octaédricos en una estructura unitaria; sin embargo, es posible que no todos los sitios estén ocupados. En ese caso, el mineral se denomina dioctaédrico, mientras que en otro caso se denomina trioctaédrico. [110] Las capas están débilmente unidas por fuerzas de van der Waals , enlaces de hidrógeno o enlaces iónicos escasos , lo que provoca una debilidad cristalográfica, lo que a su vez conduce a una escisión basal prominente entre los filosilicatos. [111]
El grupo caolinita-serpentina consta de pilas de TO (los minerales arcillosos 1:1); su dureza oscila entre 2 y 4, ya que las láminas están unidas por enlaces de hidrógeno. Los minerales arcillosos 2:1 (pirofilita-talco) están formados por pilas de TOT, pero son más blandos (dureza de 1 a 2), ya que se mantienen unidos mediante fuerzas de van der Waals. Estos dos grupos de minerales se subagrupan por ocupación octaédrica; específicamente, la caolinita y la pirofilita son dioctaédricas, mientras que la serpentina y el talco son trioctaédricas. [112]
Las micas también son filosilicatos apilados con TOT, pero se diferencian de los otros miembros de las subclases apiladas con TOT y TO en que incorporan aluminio en las láminas tetraédricas (los minerales arcillosos tienen Al 3+ en sitios octaédricos). Ejemplos comunes de micas son la moscovita y la serie de biotita . Las capas de mica TOT están unidas entre sí mediante iones metálicos, lo que les confiere una mayor dureza que otros minerales de filosilicato, aunque conservan una escisión basal perfecta. [113] El grupo clorito está relacionado con el grupo mica, pero hay una capa similar a brucita (Mg(OH) 2 ) entre las pilas de TOT. [114]
Debido a su estructura química, los filosilicatos suelen tener capas flexibles, elásticas y transparentes que son aislantes eléctricos y pueden dividirse en escamas muy finas. Las micas se pueden utilizar en electrónica como aislantes, en construcción, como relleno óptico o incluso en cosmética. El crisotilo, una especie de serpentina, es la especie mineral más común en el amianto industrial, ya que es menos peligroso en términos de salud que el amianto anfíbol. [115]
Los inosilicatos consisten en tetraedros unidos repetidamente en cadenas. Estas cadenas pueden ser simples, donde un tetraedro está unido a otros dos para formar una cadena continua; alternativamente, se pueden fusionar dos cadenas para crear silicatos de doble cadena. Los silicatos de cadena sencilla tienen una proporción de silicio:oxígeno de 1:3 (por ejemplo, [Si 2 O 6 ] 4− ), mientras que la variedad de cadena doble tiene una proporción de 4:11, por ejemplo, [Si 8 O 22 ] 12− . Los inosilicatos contienen dos importantes grupos de minerales formadores de rocas; Los silicatos de cadena sencilla son más comúnmente piroxenos , mientras que los silicatos de cadena doble suelen ser anfíboles . [116] Existen cadenas de orden superior (por ejemplo, cadenas de tres, cuatro o cinco miembros, etc.), pero son raras. [117]
El grupo de los piroxenos consta de 21 especies minerales. [118] Los piroxenos tienen una fórmula estructural general de XY(Si 2 O 6 ), donde X es un sitio octaédrico, mientras que Y puede variar en número de coordinación de seis a ocho. La mayoría de las variedades de piroxeno consisten en permutaciones de Ca 2+ , Fe 2+ y Mg 2+ para equilibrar la carga negativa en la columna vertebral. Los piroxenos son comunes en la corteza terrestre (alrededor del 10%) y son un componente clave de las rocas ígneas máficas. [119]
Los anfíboles tienen una gran variabilidad química y se describen de diversas formas como un "cubo de basura mineralógico" o un "tiburón mineralógico nadando en un mar de elementos". La columna vertebral de los anfíboles es el [Si 8 O 22 ] 12− ; está equilibrado por cationes en tres posiciones posibles, aunque no siempre se utiliza la tercera posición, y un elemento puede ocupar las dos restantes. Finalmente, los anfíboles suelen estar hidratados, es decir, tienen un grupo hidroxilo ([OH] - ), aunque puede ser sustituido por un ion fluoruro, un cloruro o un ion óxido. [120] Debido a la química variable, existen más de 80 especies de anfíboles, aunque las variaciones, como en los piroxenos, implican más comúnmente mezclas de Ca 2+ , Fe 2+ y Mg 2+ . [118] Varias especies de minerales anfíboles pueden tener un hábito cristalino asbestiforme . Estos minerales de amianto forman fibras largas, delgadas, flexibles y fuertes, que son aislantes eléctricos, químicamente inertes y resistentes al calor; como tales, tienen varias aplicaciones, especialmente en materiales de construcción. Sin embargo, el amianto es un carcinógeno conocido y causa otras enfermedades, como la asbestosis ; El amianto anfíbol ( antofilita , tremolita , actinolita , grunerita y riebeckita ) se consideran más peligrosos que el amianto serpentino crisotilo . [121]
Los ciclosilicatos, o silicatos anulares, tienen una proporción de silicio a oxígeno de 1:3. Los anillos de seis miembros son los más comunes, con una estructura base de [Si 6 O 18 ] 12− ; los ejemplos incluyen el grupo de la turmalina y el berilo . Existen otras estructuras de anillo, habiéndose descrito 3, 4, 8, 9, 12. [122] Los ciclosilicatos tienden a ser fuertes, con cristales alargados y estriados. [123]
Las turmalinas tienen una química muy compleja que puede describirse mediante una fórmula general XY 3 Z 6 (BO 3 ) 3 T 6 O 18 V 3 W. El T 6 O 18 es la estructura básica del anillo, donde T suele ser Si 4+ . pero sustituible por Al 3+ o B 3+ . Las turmalinas pueden subdividirse según la ocupación del sitio X y, a partir de ahí, subdividirse según la química del sitio W. Los sitios Y y Z pueden acomodar una variedad de cationes, especialmente varios metales de transición; esta variabilidad en el contenido de metales de transición estructural le da al grupo de la turmalina una mayor variabilidad de color. Otros ciclosilicatos incluyen el berilo, Al 2 Be 3 Si 6 O 18 , cuyas variedades incluyen las piedras preciosas esmeralda (verde) y aguamarina (azulada). La cordierita es estructuralmente similar al berilo y es un mineral metamórfico común. [124]
Los sorosilicatos, también denominados disilicatos, tienen enlaces tetraedro-tetraedro en un oxígeno, lo que da como resultado una proporción de silicio a oxígeno de 2:7. El elemento estructural común resultante es el grupo [Si 2 O 7 ] 6− . Los disilicatos más comunes son, con diferencia, miembros del grupo de las epidotas . Las epidotas se encuentran en una variedad de entornos geológicos, que van desde la cordillera en medio del océano hasta granitos y metapelitas . Las epidotas se construyen alrededor de la estructura [(SiO 4 )(Si 2 O 7 )] 10− estructura; por ejemplo, la especie mineral epidota tiene calcio, aluminio y hierro férrico para equilibrar la carga: Ca 2 Al 2 (Fe 3+ , Al)(SiO 4 )(Si 2 O 7 )O(OH). La presencia de hierro como Fe 3+ y Fe 2+ ayuda a amortiguar la fugacidad del oxígeno , que a su vez es un factor importante en la petrogénesis. [125]
Otros ejemplos de sorosilicatos incluyen la lawonita , un mineral metamórfico que se forma en la facies de esquisto azul (zona de subducción con baja temperatura y alta presión), y la vesuvianita , que absorbe una cantidad significativa de calcio en su estructura química. [125] [126]
Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados cuya carga está equilibrada por otros cationes. [127] También denominados nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una proporción de silicio:oxígeno de 1:4 (por ejemplo, SiO 4 ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales ecuantes en bloques y son bastante duros. [128] Varios minerales formadores de rocas forman parte de esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo olivino y el grupo granate.
Los aluminosilicatos –bcianita, andalucita y silimanita, todos Al 2 SiO 5 – están compuestos estructuralmente por un tetraedro [SiO 4 ] 4− y un Al 3+ en coordinación octaédrica. El Al 3+ restante puede estar en coordinación séxtuple (cianita), quíntuple (andalucita) o cuádruple (silimanita); Qué mineral se forma en un ambiente determinado depende de las condiciones de presión y temperatura. En la estructura del olivino, la serie principal de olivino de (Mg, Fe) 2 SiO 4 consiste en forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro. Tanto el hierro como el magnesio se encuentran en forma octaédrica por el oxígeno. Existen otras especies minerales que tienen esta estructura, como la tefroita , Mn 2 SiO 4 . [129] El grupo granate tiene una fórmula general de X 3 Y 2 (SiO 4 ) 3 , donde X es un catión grande coordinado ocho veces e Y es un catión más pequeño coordinado seis veces. Hay seis miembros finales ideales del granate, divididos en dos grupos. Los granates de piralspita tienen Al 3+ en la posición Y: piropo (Mg 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ), almandino (Fe 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) y espesartina (Mn 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ). Los granates ugranditas tienen Ca 2+ en la posición X: uvarovita (Ca 3 Cr 2 (SiO 4 ) 3 ), grosularia (Ca 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) y andradita (Ca 3 Fe 2 (SiO 4 ) 3 ) . Si bien hay dos subgrupos de granate, existen soluciones sólidas entre los seis miembros finales. [127]
Otros ortosilicatos incluyen circón , estaurolita y topacio . El circonio (ZrSiO 4 ) es útil en geocronología ya que el U 6+ puede sustituir al Zr 4+ ; además, debido a su estructura muy resistente, resulta difícil ponerlo a cero como cronómetro. La estaurolita es un mineral de índice metamórfico común de grado intermedio. Tiene una estructura cristalina particularmente complicada que no se describió completamente hasta 1986. El topacio (Al 2 SiO 4 (F, OH) 2 , que a menudo se encuentra en pegmatitas graníticas asociadas con la turmalina , es un mineral de piedra preciosa común. [130]
Los elementos nativos son aquellos que no están unidos químicamente a otros elementos. Este grupo de minerales incluye metales nativos , semimetales y no metales, y diversas aleaciones y soluciones sólidas. Los metales se mantienen unidos mediante enlaces metálicos, lo que les confiere propiedades físicas distintivas, como su brillo metálico brillante, ductilidad y maleabilidad y conductividad eléctrica. Los elementos nativos se subdividen en grupos según su estructura o atributos químicos.
El grupo del oro, con una estructura cúbica y compacta, incluye metales como el oro, la plata y el cobre. El grupo del platino tiene una estructura similar al grupo del oro. El grupo hierro-níquel se caracteriza por varias especies de aleaciones de hierro-níquel. Dos ejemplos son la kamacita y la taenita , que se encuentran en meteoritos de hierro; estas especies se diferencian por la cantidad de Ni en la aleación; La kamacita tiene menos del 5 al 7% de níquel y es una variedad del hierro nativo , mientras que el contenido de níquel de la taenita oscila entre el 7 y el 37%. Los minerales del grupo del arsénico están formados por semimetales, que tienen sólo algunas características metálicas; por ejemplo, carecen de la maleabilidad de los metales. El carbono nativo se presenta en dos alótropos, grafito y diamante; este último se forma a muy alta presión en el manto, lo que le confiere una estructura mucho más resistente que el grafito. [131]
Los minerales sulfurados son compuestos químicos de uno o más metales o semimetales con un calcógeno o pnictógeno , de los cuales el azufre es el más común. El telurio, el arsénico o el selenio pueden sustituir al azufre. Los sulfuros tienden a ser minerales blandos y quebradizos con una gravedad específica alta. Muchos sulfuros en polvo, como la pirita, tienen un olor a azufre cuando están en polvo. Los sulfuros son susceptibles a la intemperie y muchos se disuelven fácilmente en agua; Estos minerales disueltos se pueden volver a depositar posteriormente, lo que crea depósitos de minerales secundarios enriquecidos. [132] Los sulfuros se clasifican según la relación entre el metal o semimetal y el azufre, como M:S igual a 2:1 o 1:1. [133] Muchos minerales de sulfuro son económicamente importantes como minerales metálicos ; los ejemplos incluyen esfalerita (ZnS), un mineral de zinc, galena (PbS), un mineral de plomo, cinabrio (HgS), un mineral de mercurio y molibdenita (MoS 2 , un mineral de molibdeno. [134] Pirita (FeS 2 ), es el sulfuro más común y se puede encontrar en la mayoría de los entornos geológicos. Sin embargo, no es un mineral de hierro, sino que puede oxidarse para producir ácido sulfúrico . [135] Relacionadas con los sulfuros están las raras sulfosales. , en el que un elemento metálico está unido a azufre y un semimetal como antimonio , arsénico o bismuto . Al igual que los sulfuros, las sulfosales son minerales típicamente blandos, pesados y quebradizos. [136]
Los minerales de óxido se dividen en tres categorías: óxidos simples, hidróxidos y óxidos múltiples. Los óxidos simples se caracterizan por tener O 2− como anión principal y enlace principalmente iónico. Se pueden subdividir aún más por la proporción de oxígeno a cationes. El grupo de las periclasas está formado por minerales en una proporción de 1:1. Los óxidos con una proporción de 2:1 incluyen cuprita (Cu 2 O) y agua helada. Los minerales del grupo del corindón tienen una proporción de 2:3 e incluyen minerales como el corindón (Al 2 O 3 ) y la hematita (Fe 2 O 3 ). Los minerales del grupo rutilo tienen una proporción de 1:2; la especie epónima, el rutilo (TiO 2 ), es el principal mineral de titanio ; otros ejemplos incluyen casiterita (SnO 2 ; mineral de estaño ) y pirolusita (MnO 2 ; mineral de manganeso ). [137] [138] En los hidróxidos, el anión dominante es el ion hidroxilo, OH − . Las bauxitas son el principal mineral de aluminio y son una mezcla heterogénea de los minerales hidróxido diáspora , gibbsita y bohmita ; se forman en áreas con una tasa muy alta de meteorización química (principalmente condiciones tropicales). [139] Finalmente, los óxidos múltiples son compuestos de dos metales con oxígeno. Un grupo importante dentro de esta clase son las espinelas , con una fórmula general de X 2+ Y 3+ 2 O 4 . Ejemplos de especies incluyen espinela (MgAl 2 O 4 ), cromita (FeCr 2 O 4 ) y magnetita (Fe 3 O 4 ). Este último se distingue fácilmente por su fuerte magnetismo, que se produce al tener hierro en dos estados de oxidación (Fe 2+ Fe 3+ 2 O 4 ), lo que lo convierte en un óxido múltiple en lugar de un óxido único. [140]
Los minerales haluros son compuestos en los que un halógeno (flúor, cloro, yodo o bromo) es el anión principal. Estos minerales tienden a ser blandos, débiles, quebradizos y solubles en agua. Ejemplos comunes de haluros incluyen halita (NaCl, sal de mesa), silvita (KCl) y fluorita (CaF 2 ). La halita y la silvita se forman comúnmente como evaporitas y pueden ser minerales dominantes en las rocas sedimentarias químicas. La criolita , Na 3 AlF 6 , es un mineral clave en la extracción de aluminio a partir de bauxitas ; sin embargo, como el único caso significativo en Ivittuut , Groenlandia , en una pegmatita granítica, se agotó, se puede fabricar criolita sintética a partir de fluorita. [141]
Los minerales carbonatados son aquellos en los que el principal grupo aniónico es el carbonato, [CO 3 ] 2− . Los carbonatos tienden a ser quebradizos, muchos tienen escisión romboédrica y todos reaccionan con el ácido. [142] Debido a la última característica, los geólogos de campo a menudo llevan ácido clorhídrico diluido para distinguir los carbonatos de los no carbonatos. La reacción del ácido con los carbonatos, que se encuentran más comúnmente como el polimorfo calcita y aragonito (CaCO 3 ), se relaciona con la disolución y precipitación del mineral, que es clave en la formación de cuevas de piedra caliza, características dentro de ellas como estalactitas y estalagmitas. y accidentes geográficos kársticos . Los carbonatos se forman con mayor frecuencia como sedimentos biogénicos o químicos en ambientes marinos. El grupo carbonato es estructuralmente un triángulo, donde un catión C 4+ central está rodeado por tres aniones O 2− ; Se forman diferentes grupos de minerales a partir de diferentes disposiciones de estos triángulos. [143] El mineral de carbonato más común es la calcita, que es el componente principal de la piedra caliza sedimentaria y el mármol metamórfico. La calcita, CaCO 3 , puede tener un porcentaje importante de magnesio en sustitución del calcio. En condiciones de alto contenido de Mg, se formará en su lugar su polimorfo aragonito; La geoquímica marina en este sentido puede describirse como un mar de aragonita o calcita , según qué mineral se forme preferentemente. La dolomita es un carbonato doble, con la fórmula CaMg(CO 3 ) 2 . Es común la dolomitización secundaria de piedra caliza, en la que la calcita o el aragonito se convierten en dolomita; esta reacción aumenta el espacio poroso (el volumen de celda unitaria de la dolomita es el 88% del de la calcita), lo que puede crear un depósito de petróleo y gas. Estas dos especies minerales son miembros de grupos minerales epónimos: el grupo calcita incluye carbonatos con la fórmula general XCO 3 , y el grupo dolomita constituye minerales con la fórmula general XY(CO 3 ) 2 . [144]
Todos los minerales de sulfato contienen el anión sulfato, [SO 4 ] 2− . Suelen ser de transparentes a translúcidos, suaves y muchos de ellos frágiles. [145] Los minerales de sulfato comúnmente se forman como evaporitas , donde precipitan en aguas salinas que se evaporan. Los sulfatos también se pueden encontrar en sistemas de vetas hidrotermales asociados con sulfuros, [146] o como productos de oxidación de sulfuros. [147] Los sulfatos se pueden subdividir en minerales anhidros e hidratados. El sulfato hidratado más común con diferencia es el yeso , CaSO 4 ⋅2H 2 O. Se forma como una evaporita y está asociado con otras evaporitas como la calcita y la halita; si incorpora granos de arena al cristalizar, el yeso puede formar rosas del desierto . El yeso tiene muy baja conductividad térmica y mantiene una temperatura baja cuando se calienta ya que pierde ese calor al deshidratarse; como tal, el yeso se utiliza como aislante en materiales como yeso y paneles de yeso. El equivalente anhidro del yeso es la anhidrita ; puede formarse directamente a partir del agua de mar en condiciones muy áridas. El grupo barita tiene la fórmula general XSO 4 , donde X es un catión grande de 12 coordenadas. Los ejemplos incluyen barita (BaSO 4 ), celestina (SrSO 4 ) y anglesita (PbSO 4 ); La anhidrita no forma parte del grupo de la barita, ya que el Ca 2+ más pequeño sólo está coordinado ocho veces. [148]
Los minerales de fosfato se caracterizan por la unidad tetraédrica [PO 4 ] 3− , aunque la estructura puede generalizarse, y el fósforo se sustituye por antimonio, arsénico o vanadio. El fosfato más común es el grupo de la apatita ; Las especies comunes dentro de este grupo son fluorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 F), clorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 Cl) e hidroxilapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH)). Los minerales de este grupo son los principales constituyentes cristalinos de los dientes y huesos de los vertebrados. El grupo relativamente abundante de las monacitas tiene una estructura general de ATO 4 , donde T es fósforo o arsénico y A es a menudo un elemento de tierras raras (REE). La monacita es importante de dos maneras: primero, como "sumidero" de REE, puede concentrar estos elementos lo suficiente como para convertirse en un mineral; en segundo lugar, los elementos del grupo de las monacitas pueden incorporar cantidades relativamente grandes de uranio y torio, que pueden usarse en geocronología de las monacitas para datar la roca basándose en la desintegración del U y el Th en plomo. [149]
La clasificación de Strunz incluye una clase para minerales orgánicos . Estos compuestos raros contienen carbono orgánico , pero pueden formarse mediante un proceso geológico. Por ejemplo, whewellita , CaC 2 O 4 ⋅H 2 O es un oxalato que puede depositarse en vetas de minerales hidrotermales. Si bien el oxalato de calcio hidratado se puede encontrar en vetas de carbón y otros depósitos sedimentarios que involucran materia orgánica, no se considera que la ocurrencia hidrotermal esté relacionada con la actividad biológica. [98]
Los esquemas de clasificación de minerales y sus definiciones están evolucionando para adaptarse a los avances recientes en la ciencia mineral. Los cambios recientes han incluido la adición de una clase orgánica, tanto en el nuevo esquema de clasificación Dana como en el Strunz . [150] [151] La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos . La Comisión IMA sobre Nuevos Minerales y Nombres de Minerales adoptó en 2009 un esquema jerárquico para la denominación y clasificación de grupos de minerales y nombres de grupos y estableció siete comisiones y cuatro grupos de trabajo para revisar y clasificar minerales en una lista oficial de sus nombres publicados. [152] [153] Según estas nuevas reglas, "las especies minerales se pueden agrupar de diferentes maneras, según la química, la estructura cristalina, la aparición, la asociación, la historia genética o el recurso, por ejemplo, dependiendo de la propósito que debe cumplir la clasificación." [152]
Se ha sugerido que los biominerales podrían ser indicadores importantes de vida extraterrestre y, por tanto, podrían desempeñar un papel importante en la búsqueda de vida pasada o presente en Marte . Además, se cree que los componentes orgánicos ( biofirmas ) que a menudo se asocian con biominerales desempeñan funciones cruciales en reacciones bióticas y prebióticas . [154]
En enero de 2014, la NASA informó que los estudios realizados por los rovers Curiosity y Opportunity en Marte buscarían evidencia de vida antigua, incluida una biosfera basada en microorganismos autótrofos , quimiotróficos y/o quimiolitoautotróficos , así como agua antigua, incluidos ambientes fluvio-lacustres ( llanuras relacionadas con antiguos ríos o lagos ) que pudieron haber sido habitables . [155] [156] [157] [158] La búsqueda de evidencia de habitabilidad , tafonomía (relacionada con los fósiles ) y carbono orgánico en el planeta Marte se convirtió en un objetivo principal de la NASA . [155] [156]
