En geología y mineralogía , una especie mineral o mineral es, en términos generales, un compuesto químico sólido con una composición química bastante bien definida y una estructura cristalina específica que se presenta naturalmente en forma pura. [1] [2]
La definición geológica de mineral normalmente excluye compuestos que ocurren solo en seres vivos. Sin embargo, algunos minerales son a menudo biogénicos (como la calcita ) o son compuestos orgánicos en el sentido de la química (como la mellita ). Además, los seres vivos a menudo sintetizan 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 sea relativamente homogéneo a una escala lo suficientemente grande. Una roca puede consistir en un tipo de mineral, o puede ser un agregado de dos o más tipos diferentes de minerales, separados 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 de forma natural con diferentes estructuras cristalinas, cada estructura se considera una especie mineral diferente. Así, por ejemplo, el cuarzo y la stishovita son dos minerales diferentes que constan del mismo compuesto, 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 2021 [update], la IMA reconoce 5.721 especies minerales oficiales [5] de las 5.930 propuestas o tradicionales. [6]
La composición química de una especie mineral nombrada puede variar algo por la inclusión de pequeñas cantidades de impurezas. Variedades específicas de una especie a veces tienen sus propios nombres convencionales u oficiales. [7] 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 de minerales ; ese es el caso de los silicatos Ca
XMg
yFe
2- x - ySiO
4, el grupo olivino .
Además de la composición química esencial y la estructura cristalina, la descripción de una especie mineral generalmente incluye sus propiedades físicas comunes tales como hábito , dureza , brillo , diafanidad , color, veta , tenacidad , escisión , fractura , separación, gravedad específica , magnetismo , fluorescencia , radiactividad , 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 . [8] [9] Otros grupos minerales importantes incluyen los elementos nativos , sulfuros , óxidos , haluros , carbonatos , sulfatos y fosfatos .
Definiciones
Asociación Mineralógica Internacional
La Asociación Mineralógica Internacional ha establecido los siguientes requisitos para que una sustancia se considere un mineral distinto: [10] [11]
- Debe ser una sustancia natural formada por procesos geológicos naturales , en la Tierra u otros cuerpos extraterrestres. Se excluyen los compuestos generados directa y exclusivamente por actividades humanas ( antropogénicas ) o en seres vivos ( biogénicos ), como el carburo de tungsteno , cálculos urinarios , cristales de oxalato de calcio en tejidos vegetales y conchas marinas . Sin embargo, las sustancias con tales orígenes pueden calificar si los procesos geológicos estuvieron involucrados en su génesis (como es el caso de evenkite , derivado de material vegetal; o taranakite , de guano de murciélago ; o alpersita, de relaves mineros). [11] También se excluyen las sustancias hipotéticas, incluso si se prevé que se produzcan en entornos naturales actualmente inaccesibles como el núcleo de la Tierra u otros planetas.
- Debe ser una sustancia sólida en su forma natural. Una excepción importante a esta regla es el mercurio nativo : todavía está clasificado como mineral por la IMA, aunque cristaliza solo por debajo de -39 ° C, porque se incluyó antes de que se establecieran las reglas actuales. [12] El agua y el dióxido de carbono no se consideran minerales, aunque a menudo se encuentran como inclusiones en otros minerales; pero el hielo de agua se considera un mineral. [13]
- Debe tener una estructura cristalográfica bien definida ; o, más generalmente, una disposición atómica ordenada. [14] Esta propiedad implica varias propiedades físicas macroscópicas , como la forma del cristal, la dureza y la escisión. [15] Excluye ozoquerita , limonita , obsidiana y muchos otros materiales amorfos (no cristalinos) que ocurren en contextos geológicos.
- Debe tener una composición química bastante bien definida . Sin embargo, ciertas sustancias cristalinas con una estructura fija pero una composición variable pueden considerarse especies de un solo mineral. Una clase común de ejemplos son las soluciones sólidas como la mackinawita , (Fe, Ni) 9 S 8 , que es principalmente un sulfuro ferroso con una fracción significativa de átomos de hierro reemplazados por átomos de níquel . [14] [16]Otros ejemplos incluyen cristales en capas con apilamiento de capas variable, o cristales que difieren solo en la disposición regular de vacantes y sustituciones. Por otro lado, algunas sustancias que tienen una serie continua de composiciones, pueden dividirse arbitrariamente en varios minerales. El ejemplo típico es el grupo olivino (Mg, Fe) 2 SiO 4 , cuyos miembros terminales ricos en magnesio y ricos en hierro se consideran minerales separados ( forsterita y fayalita ).
Los detalles de estas reglas son algo controvertidos. [14] Por ejemplo, ha habido varias propuestas recientes para clasificar sustancias amorfas como minerales, pero no han sido aceptadas por la IMA.
La IMA también es reacia a aceptar minerales que se encuentran naturalmente solo en forma de nanopartículas de unos pocos cientos de átomos de diámetro, pero no ha definido un tamaño mínimo de cristal. [10]
Algunos autores exigen que el material sea un sólido estable o metaestable a temperatura ambiente (25 ° C). [14] Sin embargo, la IMA solo requiere que la sustancia sea lo suficientemente estable para que su estructura y composición estén bien determinadas. Por ejemplo, recientemente ha reconocido la meridianiita (un hidrato natural de sulfato de magnesio ) como un mineral, a pesar de que se forma y es estable solo por debajo de 2 ° C.
A julio de 2021 [update], la IMA aprobó 5.721 especies de minerales. [5] Por lo general, reciben el nombre de una persona , seguido de la ubicación del descubrimiento; los nombres basados en la composición química o las propiedades físicas son los otros dos grupos principales de etimologías de nombres minerales. [17] [18] 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 .
Minerales biogénicos
Un tema de controversia entre geólogos y mineralogistas ha sido la decisión de la IMA de excluir las sustancias cristalinas biogénicas. Por ejemplo, Lowenstam (1981) afirmó que "los organismos son capaces de formar una variedad diversa de minerales, algunos de los cuales no pueden formarse inorgánicamente en la biosfera". [19]
Skinner (2005) ve a todos los sólidos como minerales potenciales e incluye biominerales en el reino mineral, que son aquellos que son creados por las actividades metabólicas de los organismos. Skinner amplió la definición anterior de mineral para clasificar "elemento o compuesto, amorfo o cristalino, formado a través de procesos biogeoquímicos ", como mineral. [20]
Los avances recientes en la genética de alta resolución y la 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. [11] [20] 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 . [21] 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 por debajo del fondo del mar.y 70 kilómetros en la estratosfera (posiblemente entrando en la mesosfera ). [22] [23] [24]
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 de mineral . También pueden catalizar la disolución de minerales. [25] [26] [27]
Antes de la inclusión en la lista de la Asociación Internacional de Mineralógicos, se habían descubierto, nombrado y publicado más de 60 biominerales. [28] Estos minerales (un subconjunto tabulado en Lowenstam (1981) [19] ) se consideran minerales propiamente dichos de acuerdo con la definición de Skinner (2005). [20] Estos biominerales no figuran en la lista oficial de nombres de minerales de la Asociación Internacional de Minerales; [29] sin embargo, muchos de estos representantes biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales enumeradas en el esquema de clasificación de Dana. [20]
La definición de Skinner (2005) de un mineral toma este asunto en cuenta al afirmar que un mineral puede ser cristalino o amorfo. [20] Aunque los biominerales no son la forma más común de minerales, [30] 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-cobre como mineral; llamado así por su simetría icosaédrica natural única , es un cuasicristal . A diferencia de un cristal verdadero, los cuasicristales están ordenados pero no periódicos. [31] [32]
Rocas, minerales y gemas
Una roca es un agregado de uno o más minerales [33] o mineraloides. Algunas rocas, como la piedra caliza o la cuarcita , están compuestas principalmente de un mineral: calcita o aragonita en el caso de la piedra caliza y cuarzo en el último caso. [34] [35] Otras rocas pueden definirse por la abundancia relativa de minerales clave (esenciales); un granito se define por las proporciones de cuarzo, feldespato alcalino y feldespato plagioclasa . [36] 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 completamente de material no mineral; El carbón es una roca sedimentaria compuesta principalmente de carbono de origen orgánico. [33] [37]
En las rocas, algunas especies y grupos minerales son mucho más abundantes que otros; estos se denominan minerales formadores de rocas. Los principales ejemplos de estos son el cuarzo, los feldespatos , las micas , los anfíboles , los piroxenos , los olivinos y la calcita; excepto el último, todos estos minerales son silicatos. [38] En general, alrededor de 150 minerales se consideran particularmente importantes, ya sea en términos de abundancia o valor estético en términos de recolección. [39]
Los minerales y rocas de valor comercial, distintos de las piedras preciosas, los minerales metálicos o los combustibles minerales, se denominan minerales industriales . [40] Por ejemplo, la moscovita , una mica blanca, se puede utilizar para ventanas (a veces denominada cola de pescado), como relleno o como aislante. [41]
Los minerales son minerales que tienen una alta concentración de un determinado elemento, generalmente 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 no gemas por su belleza, durabilidad y, por lo general, rareza. Hay alrededor de 20 especies minerales que califican como minerales gemas, que constituyen alrededor de 35 de las piedras preciosas más comunes. Los minerales de gema a menudo están presentes en varias variedades, por lo que un mineral puede representar varias piedras preciosas diferentes; por ejemplo, el rubí y el zafiro son corindón , Al 2 O 3 . [42]
Etimología
El primer uso conocido de la palabra "mineral" en el idioma inglés ( inglés medio ) fue el siglo XV. La palabra vino del latín medieval : minerale , de minera , mine, ore. [43]
La palabra "especie" proviene del latín " especie ", "una clase, clase o tipo particular con apariencia o apariencia distinta". [44]
Química
La abundancia y diversidad de minerales está controlada directamente por su química, que a su vez depende de la abundancia elemental 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% de la corteza en peso, son, en orden de abundancia decreciente: oxígeno , silicio , aluminio , hierro , magnesio , calcio , sodio y potasio.. El oxígeno y el silicio son, con mucho, los dos más importantes: el oxígeno constituye el 47% de la corteza en peso y el silicio representa el 28%. [45]
Los minerales que se forman son los que son más estables a la temperatura y presión de formación, dentro de los límites impuestos por la química general del cuerpo original. [46] 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 excepcionalmente rica en metales alcalinos, no habrá suficiente aluminio para combinar con todo el sodio como 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. [47]Si el silicio es deficiente, parte del feldespato será reemplazado por minerales feldespatoides. [48] Las predicciones precisas de 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 prácticas relativamente simples , como la norma CIPW , que proporciona estimaciones razonables para la roca volcánica formada a partir de magma seco. [49]
La composición química puede variar entre las especies de miembros terminales de una serie de soluciones sólidas . Por ejemplo, los feldespatos de plagioclasa comprenden una serie continua desde la albita del miembro terminal rico en sodio (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 de sodio- a rica en calcio): oligoclasa , andesina , labradorita y bytownita . [50]Otros ejemplos de series incluyen la serie olivina 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 . [51]
Los poliedros de sustitución química y coordinación 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 dado. Como resultado, es posible que un elemento sea sustituido por otro. [52] Se producirá una sustitución química entre iones de tamaño y carga similares; por ejemplo, el K + no sustituirá al Si 4+ debido a las incompatibilidades químicas y estructurales provocadas por una gran diferencia de tamaño y carga. Un ejemplo común de sustitución química es el de Si 4+ por Al 3+, que están cerca en carga, tamaño y abundancia 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 una carga equilibrada como SiO 2 , dando cuarzo. [53] La importancia de esta propiedad estructural se explicará con más detalle mediante poliedros de coordinación. La segunda sustitución ocurre entre Na + y Ca 2+; sin embargo, la diferencia de carga debe tenerse en cuenta haciendo una segunda sustitución de Si 4+ por Al 3+ . [54]
Los poliedros de coordinación son representaciones geométricas de cómo un catión está rodeado por un anión. En mineralogía, los poliedros de coordinación se suelen considerar 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 para los minerales de muy alta presión donde el compuesto se comprime de tal manera que el silicio tiene una coordinación de seis veces (octaédrica) con el oxígeno. Los cationes más grandes tienen un mayor número de coordinación debido al aumento en el tamaño relativo en comparación con el oxígeno (la última subcapa orbital de 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 comoolivino y granate , cambiará 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 pasan entre sí como respuesta a los cambios de presión y temperatura. [45] En el caso de los materiales de silicato, la sustitución de Si 4+ por Al 3+ permite una variedad de minerales debido a la necesidad de equilibrar las cargas. [55]
Debido a que los ocho elementos más comunes constituyen más del 98% de la corteza terrestre, las pequeñas cantidades de los otros elementos que están típicamente presentes se sustituyen en los minerales comunes que forman las rocas. Los minerales distintivos de la mayoría de los elementos son bastante raros, y se encuentran solo donde estos elementos se han concentrado por procesos geológicos, como la circulación hidrotermal , hasta el punto en que ya no pueden ser alojados en minerales comunes. [56]
Los cambios de temperatura, presión y composición alteran la mineralogía de una muestra de roca. Los cambios en la composición pueden deberse a procesos como la meteorización o el metasomatismo ( alteración hidrotermal ). Los cambios en la temperatura y la presión ocurren cuando la roca huésped experimenta un movimiento tectónico o magmático en 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 a granel 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. [57]
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 ):
- 2 KAlSi 3 O 8 + 5 H 2 O + 2 H + → Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4 H 2 SiO 3 + 2 K +
En condiciones metamórficas de bajo grado, la caolinita reacciona con el cuarzo para formar pirofilita (Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 ):
- Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + SiO 2 → Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 + H 2 O
A medida que aumenta el grado metamórfico, la pirofilita reacciona para formar cianita y cuarzo:
- Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 → Al 2 SiO 5 + 3 SiO 2 + H 2 O
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. [58]
Propiedades físicas
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 solo pueden clasificarse mediante análisis ópticos , químicos o de difracción de rayos X más complejos ; estos métodos, sin embargo, pueden resultar costosos y llevar mucho tiempo. Las propiedades físicas aplicadas para la clasificación incluyen estructura y hábito cristalino, dureza, brillo, diafanidad, color, vetas, hendiduras y fracturas, y gravedad específica. Otras pruebas menos generales incluyen fluorescencia , fosforescencia , magnetismo , radiactividad., tenacidad (respuesta a cambios mecánicos inducidos de forma), piezoelectricidad y reactividad a ácidos diluidos . [59]
Estructura y hábito cristalino
La estructura cristalina es el resultado de la ordenada disposición espacial geométrica de los átomos en la estructura interna de un mineral. Esta estructura cristalina se basa en una disposición iónica o atómica 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 es siempre periódica y puede determinarse mediante difracción de rayos X. [14] Los minerales se describen típicamente 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. [60]
Estas familias pueden describirse por 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 byc): [60 ]
| Familia de cristal | Longitudes | Anglos | Ejemplos comunes |
|---|---|---|---|
| Isometrico | a = b = c | α = β = γ = 90 ° | Granate , halita , pirita |
| Tetragonal | a = b ≠ c | α = β = γ = 90 ° | Rutilo , circón , andalucita |
| Ortorrómbico | a ≠ b ≠ c | α = β = γ = 90 ° | Olivino , aragonito , ortopiroxenos |
| Hexagonal | a = b ≠ c | α = β = 90 °, γ = 120 ° | Cuarzo , calcita , turmalina |
| Monoclínica | a ≠ b ≠ c | α = γ = 90 °, β ≠ 90 ° | Clinopiroxenos , ortoclasa , yeso |
| Triclínica | a ≠ b ≠ c | α ≠ β ≠ γ ≠ 90 ° | Anorthita , albita , cianita |
La familia de cristales hexagonales también se divide en dos sistemas de cristales : el trigonal , que tiene un eje de simetría triple, y el hexagonal, que tiene un eje de simetría de seis veces.
La química y la estructura cristalina definen juntas un mineral. Con una restricción a 32 grupos de puntos, los minerales de diferente química pueden tener una estructura cristalina idéntica. Por ejemplo, halita (NaCl), galena (PbS) y 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, pirita y marcasita , ambos 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 los grupos pirita y marcasita. [61]
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 en correspondencia con cómo se coordina el aluminio dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ión de aluminio está siempre en coordinación seis veces mayor con el oxígeno. El silicio, como regla general, tiene una coordinación cuádruple en todos los minerales; una excepción es un caso como el stishovite (SiO 2, un polimorfo de cuarzo de ultra alta presión con estructura de rutilo). [62] En la cianita, el segundo aluminio tiene una coordinación de seis veces; su fórmula química se puede expresar como Al [6] Al [6] SiO 5 , para reflejar su estructura cristalina. La andalusita 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 ). [63]
Las diferencias en la estructura cristalina y la química influyen en gran medida en otras propiedades físicas del mineral. Los alótropos de 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 cristales isométricos, mientras que el grafito es muy suave, tiene un brillo graso y cristaliza en la familia hexagonal. Esta diferencia se explica por diferencias en la vinculación. En el diamante, los carbonos están en orbitales híbridos sp 3 , lo que significa que forman un marco en el que cada carbono está unido covalentemente a cuatro vecinos en forma tetraédrica; Por otro lado, el grafito está compuesto por láminas de carbonos en sp 2orbitales híbridos, donde cada carbono está unido covalentemente a sólo otros tres. Estas hojas se mantienen unidas por fuerzas de van der Waals mucho más débiles , y esta discrepancia se traduce en grandes diferencias macroscópicas. [64]
El hermanamiento es el intercrecimiento 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 gemelos simples, consiste en dos cristales unidos en un plano; este tipo de hermanamiento es común en 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 consisten en dos cristales individuales que se han convertido entre sí; ejemplos de este hermanamiento incluyen estaurolita en forma de cruzgemelos y hermanamiento de Carlsbad en ortoclasa. Los gemelos cíclicos son causados por hermanamientos repetidos alrededor de un eje de rotación. Este tipo de hermanamiento ocurre alrededor de tres, cuatro, cinco, seis u ocho ejes, y los patrones correspondientes se denominan threelings, fourlings, fivelings, sixlings y ochenta. Los Sixlings son comunes en aragonito. Los gemelos polisintéticos son similares a los gemelos cíclicos por la presencia de gemelos repetitivos; sin embargo, en lugar de ocurrir alrededor de un eje de rotación, el hermanamiento polisintético ocurre a lo largo de planos paralelos, generalmente a escala microscópica. [65] [66]
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 natrolita , con hojas, dendríticas (patrón de árbol, común en el cobre nativo ), equant, que es típico del granate, prismático (alargado en una dirección) y tabular, que difiere de la hoja. hábito en 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 de los cristales es diagnóstica 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. [67] [68]
Dureza
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 para todos los lados, lo cual es función de su estructura; la debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más suaves que otras. [69] Un ejemplo de esta propiedad existe en la cianita, que tiene una dureza de Mohs de 5½ paralela a [001] pero 7 paralela a [100]. [70]
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 rasca a los que están por debajo de él. 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: [69]
| Dureza de Mohs | Mineral | Fórmula química |
|---|---|---|
| 1 | Talco | Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 |
| 2 | Yeso | CaSO 4 · 2H 2 O |
| 3 | Calcita | CaCO 3 |
| 4 | Fluorita | CaF 2 |
| 5 | Apatito | Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH, Cl, F) |
| 6 | Ortoclasa | KAlSi 3 O 8 |
| 7 | Cuarzo | SiO 2 |
| 8 | Topacio | Al 2 SiO 4 (OH, F) 2 |
| 9 | Corundo | Al 2 O 3 |
| 10 | Diamante | C |
Brillo y diafanidad
El brillo indica cómo la luz se refleja 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 galena y pirita. Los lustres no metálicos incluyen: adamantina, como en el diamante ; vítreo, que es un brillo vítreo muy común en los minerales de silicato; nacarado, como en el talco y la apofilita ; resinosos, como los miembros del grupo granate; sedoso que es común en minerales fibrosos como crisotilo asbestiforme . [71]
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 para 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 denominan opacos. [72] [73]
La diafanidad de un mineral depende del grosor 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 ve en una muestra manual. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en secciones delgadas. [73]
Color y racha
El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es diagnóstica. [74] Es causada por la interacción de la radiación electromagnética con los electrones (excepto en el caso de la incandescencia , que no se aplica a los minerales). [75] Se definen dos amplias clases 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. [72] [76] Ejemplos de tales minerales son la malaquita (verde) y la azurita.(azul). Por el contrario, los elementos alocromáticos en los minerales están presentes en cantidades traza como impurezas. Un ejemplo de tal mineral serían las variedades rubí y zafiro del mineral corindón . [76] Los colores de los minerales pseudocromáticos son el resultado de la interferencia de ondas de luz. Los ejemplos incluyen labradorita y bornita .
Además del color simple 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 , da como resultado 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 en el que la luz se dispersa por una capa en la superficie del cristal, los planos de escisión o las capas que tienen gradaciones menores en química. [77]Por el contrario, el juego de colores en el ópalo es causado por la refracción de la luz de esferas de sílice microscópicas ordenadas dentro de su estructura física. [78] Chatoyancy ("ojo de gato") es la franja ondulada de color que se observa a medida que 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 de calidad gema. [77] [78]
La veta de un mineral se refiere al color de un mineral en forma de polvo, que puede ser o no idéntico al color de su cuerpo. [76] 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 [72] o de cualquier superficie de intemperismo. [76] Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con la hematita , que es de color negro, plateado o rojo en la muestra de la mano, pero tiene una franja de rojo cereza [72] a marrón rojizo. [76] La veta es más a menudo distintiva para los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color corporal es creado por elementos alocromáticos.[72] La prueba de la racha está limitada por la dureza del mineral, ya que los más duros que 7 pulverizan la placa de la raya . [76]
Escisión, separación, fractura y tenacidad.
Por definición, los minerales tienen una disposición atómica característica. La debilidad en esta estructura cristalina causa 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 facilidad y limpieza con la que se rompe el mineral; los descriptores comunes, en orden de calidad decreciente, son "perfecto", "bueno", "distinto" y "deficiente". En minerales particularmente transparentes, o en secciones delgadas, la división se puede ver como una serie de líneas paralelas que marcan las superficies planas cuando se ven desde un lado. La escisión no es una propiedad universal entre los minerales; por ejemplo, el cuarzo, que consiste en tetraedros de sílice ampliamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que le permita escindirse. Por el contrario, las micas, que tienen un escote basal perfecto,consisten en láminas de tetraedros de sílice que se mantienen unidas muy débilmente.[79] [80]
Como la escisión es una función de la cristalografía, existe una variedad de tipos de escisión. La escisión ocurre típicamente en una, dos, tres, cuatro o seis direcciones. La división basal en una dirección es una propiedad distintiva de las micas . La escisión bidireccional se describe como prismática y se produce en minerales como los anfíboles y los piroxenos. Los minerales como la galena o la halita tienen una 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. [79][80]
Los minerales con muchas hendiduras pueden no romperse igualmente bien en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita tiene un buen corte en tres direcciones, pero el yeso tiene un corte perfecto en una dirección y un corte pobre en otras dos direcciones. Los ángulos entre los planos de clivaje varían entre minerales. Por ejemplo, como los anfíboles son silicatos de cadena doble y los piroxenos son silicatos de cadena sencilla, el ángulo entre sus planos de escisión es diferente. Los piroxenos se dividen en dos direcciones a aproximadamente 90 °, mientras que los anfíboles se dividen de manera distintiva en dos direcciones separadas por aproximadamente 120 ° y 60 °. Los ángulos de división se pueden medir con un goniómetro de contacto, que es similar a un transportador. [79] [80]
La división, a veces llamada "falsa división", es similar en apariencia a la división, pero en cambio se produce por defectos estructurales en el mineral, en contraposición a la debilidad sistemática. La partición varía de un cristal a otro de un mineral, mientras que todos los cristales de un mineral dado 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 la deformación (por ejemplo, un aumento de la presión), la disolución o el hermanamiento. Los minerales que a menudo muestran separación incluyen los piroxenos, la hematita, la magnetita y el corindón. [79] [81]
Cuando un mineral se rompe en una dirección que no corresponde a un plano de escisión, se denomina fracturado. Hay varios tipos de fracturas irregulares. 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 ocurre solo en minerales muy homogéneos. Otros tipos de fracturas son fibrosas, astilladas y cortantes. Este último describe una ruptura a lo largo de una superficie rugosa e irregular; un ejemplo de esta propiedad se encuentra en el cobre nativo . [82]
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 cuán resistente es un mineral a tal ruptura. Los minerales se pueden describir como frágiles, dúctiles, maleables, sectiles, flexibles o elásticos. [83]
Gravedad específica
La gravedad específica describe numéricamente la densidad de un mineral. Las dimensiones de la densidad se dividen en masa por 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 lo tanto, es una cantidad adimensional, idéntica en todos los sistemas unitarios. [84] 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 peso correspondiente en el agua. Entre la mayoría de los minerales, esta propiedad no es diagnóstica. Los minerales formadores de rocas, típicamente silicatos u ocasionalmente carbonatos, tienen una gravedad específica de 2.5 a 3.5. [85]
La gravedad específica alta es una propiedad de diagnóstico de un mineral. Una variación en la química (y en consecuencia, la clase de mineral) se correlaciona con un cambio en la gravedad específica. Entre los minerales más comunes, los óxidos y 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 densidades específicas más altas que los que tienen un brillo no metálico a opaco. Por ejemplo, la hematita , Fe 2 O 3 , tiene un peso específico de 5,26 [86] mientras que la galena , PbS, tiene un peso específico de 7,2 a 7,6, [87]que es el resultado de su alto contenido de hierro y plomo, respectivamente. Un peso específico muy alto es característico de los metales nativos ; por ejemplo, la kamacita , una aleación de hierro-níquel común en los meteoritos de hierro, tiene un peso específico de 7,9, [88] y el oro tiene un peso específico observado entre 15 y 19,3. [85] [89]
Otras propiedades
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 entre en efervescencia y desprenda dióxido de carbono . Esta prueba se puede ampliar aún más para probar el mineral en su forma cristalina original o en forma de polvo. Un ejemplo de esta prueba se realiza al distinguir la calcita de la dolomita , especialmente dentro de las rocas ( caliza y dolomitarespectivamente). La calcita efervesce inmediatamente en ácido, mientras que el ácido debe aplicarse a la dolomita en polvo (a menudo en una superficie rayada en una roca), para que entre en efervescencia. [90] Los minerales de zeolita no emiten efervescencia 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 . [91]
El magnetismo es una propiedad muy notoria de algunos minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita exhibe esta propiedad fuertemente, y el magnetismo también está presente, aunque no tan fuertemente, en la pirrotita y la ilmenita . [90] 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 variación natural. [92]
Los minerales también pueden analizarse para determinar el sabor o el olfato. Halita , NaCl, es sal de mesa; su contraparte 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. [90]
La radiactividad es una propiedad poco común que se encuentra en minerales que contienen elementos radiactivos. Los elementos radiactivos podrían ser un componente 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 del cristal mineral haciéndolo localmente amorfo ( estado metamictico ); el resultado óptico, denominado halo radiactivo o halo pleocroico , se puede observar con diversas técnicas, como la petrografía de sección delgada . [90]
Clasificación
Clasificaciones más tempranas
En 315 a. C. , Teofrasto presentó su clasificación de minerales en su tratado Sobre las piedras . Su clasificación estuvo influenciada por las ideas de sus maestros Platón y Aristóteles . Theophrastus clasificó los minerales como piedras, tierras o metales. [93]
La clasificación de minerales de Georgius Agricola en su libro De Natura Fossilium , publicado en 1546, dividió los minerales en tres tipos de sustancias: simples (piedras, tierras, metales y jugos congelados), compuestos (íntimamente mezclados) y compuestos (separables). [93]
Linneo
Carl Linnaeus dio una clasificación temprana de los minerales en su libro seminal de 1735 Systema Naturae . Dividió el mundo natural en tres reinos: plantas, animales y minerales, y clasificó a cada uno con la misma jerarquía. [94] En orden descendente, estos fueron Filo, Clase, Orden, Familia, Tribu, Género y Especie.
Sin embargo, aunque su sistema estaba justificado por la teoría de la formación de especies de Charles Darwin , y ha sido ampliamente adoptado y ampliado por los biólogos en los siglos siguientes (que todavía utilizan su esquema de denominación binomial basado en el griego y el latín ), había poco éxito entre los mineralogistas.
Clasificación moderna
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 eastonita . Por el contrario, un grupo de minerales 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) 2 O 6 , donde X e Y son ambos cationes, siendo X típicamente más grande 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 de cuarzo violeta. [17]
Se utilizan dos clasificaciones comunes, Dana y Strunz, para los minerales; ambos se basan en la composición, específicamente en lo que respecta a los 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 dada. La clasificación de Strunz menos utilizada , llamada así por el mineralogista alemán Karl Hugo Strunz, se basa en el sistema Dana, pero combina criterios tanto químicos como estructurales, este último en lo que respecta a la distribución de enlaces químicos. [95]
Como la composición de la corteza terrestre está dominada por el silicio y el oxígeno, los elementos de silicato son, con mucho, la clase de minerales más importante en términos de formación y diversidad de rocas. Sin embargo, los minerales no silicatos son de gran importancia económica, especialmente como menas. [96] [97]
Los minerales no silicatos se subdividen en varias otras clases por 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 de minerales no 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 que se observan en los no silicatos: tetraedros unidos de tipo silicato y empaquetamiento compacto. estructuras compactases una forma de empaquetar átomos densamente mientras se minimiza el espacio intersticial. El empaquetamiento cerrado hexagonal implica apilar capas donde todas las demás capas son iguales ("ababab"), mientras que el empaquetamiento cerrado cúbico implica apilar grupos de tres capas ("abcabcabc"). Los análogos de los tetraedros de sílice unidos incluyen SO 4 (sulfato), PO 4 (fosfato), AsO 4 (arseniato) y VO 4 (vanadato). Los no silicatos tienen una gran importancia económica, ya que concentran más elementos que los minerales de silicato. [98]
El grupo más grande de minerales son, con mucho, 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 por estos minerales. [99] 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. [100] Algunos silicatos importantes para la formación de rocas incluyen feldespatos , cuarzo, olivinos , piroxenos , anfíboles , granates y micas .
Silicatos
La unidad base de un mineral de silicato es el tetraedro [SiO 4 ] 4− . En la gran mayoría de los casos, el silicio está en coordinación cuádruple o tetraédrica con el oxígeno. En situaciones de muy alta presión, el silicio estará en coordinación seis veces u octaédrica, como en la estructura de perovskita o el polimorfo de cuarzo stishovita (SiO 2 ). En este último caso, el mineral ya no tiene estructura de silicato, sino de rutilo (TiO 2), y su grupo asociado, que son óxidos simples. Estos tetraedros de sílice luego se polimerizan hasta cierto punto para crear varias estructuras, como cadenas unidimensionales, láminas bidimensionales y estructuras tridimensionales. El mineral de silicato básico en el que no se ha producido la polimerización de los tetraedros requiere otros elementos para equilibrar la carga de la 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 y la carga iónicos; en esos casos, el [AlO 4 ] 5−Los tetraedros forman las mismas estructuras que los tetraedros no sustituidos, pero sus requisitos de equilibrio de carga son diferentes. [101]
El grado de polimerización puede describirse tanto por la estructura formada como por la cantidad de esquinas tetraédricas (u oxígenos coordinadores) que se comparten (para aluminio y silicio en sitios tetraédricos). [102]Los ortosilicatos (o nesosilicatos) no tienen enlaces de poliedros, por lo que los tetraedros no comparten esquinas. Los disilicatos (o sorosilicatos) tienen dos tetraedros que comparten un átomo de oxígeno. Los inosilicatos son silicatos de cadena; Los silicatos de cadena simple tienen dos esquinas compartidas, mientras que los silicatos de cadena doble tienen dos o tres esquinas compartidas. En los filosilicatos, se forma una estructura laminar que requiere tres oxígenos compartidos; en el caso de los silicatos de doble cadena, algunos tetraedros deben compartir dos esquinas en lugar de tres, ya que de lo contrario se produciría una estructura laminar. Los silicatos de estructura, o tectosilicatos, tienen tetraedros que comparten las cuatro esquinas. Los silicatos de anillo, o ciclosilicatos, solo necesitan tetraedros para compartir dos esquinas para formar la estructura cíclica. [103]
Las subclases de silicatos se describen a continuación en orden de polimerización decreciente.
Tectosilicatos
Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos de estructura, tienen el mayor grado de polimerización. Con todas las esquinas de un tetraedro compartidas, la relación silicio: oxígeno se convierte en 1: 2. Algunos ejemplos son el cuarzo, los feldespatos , los feldespatoides y las zeolitas . Los silicatos de estructura tienden a ser particularmente estables químicamente como resultado de fuertes enlaces covalentes. [104]
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, que incluyen tridimita y cristobalita a altas temperaturas, coesita de alta presión y stishovita de presión ultra alta . Este último mineral solo se puede formar en la Tierra por impactos de meteoritos, y su estructura se ha comprimido tanto que ha cambiado de una estructura de silicato a la de rutilo (TiO 2). El polimorfo de sílice que es más estable en la superficie de la Tierra es el cuarzo α. Su contraparte, el β-cuarzo, está presente solo a altas temperaturas y presiones (cambia a α-cuarzo por debajo de 573 ° C a 1 bar). Estos dos polimorfos se diferencian por un "retorcimiento" de enlaces; este cambio en la estructura le da al cuarzo β una mayor simetría que al cuarzo α, por lo que también se denominan cuarzo alto (β) y cuarzo bajo (α). [99] [105]
Los feldespatos son el grupo más abundante en la corteza terrestre, alrededor del 50%. En los feldespatos, Al 3+ sustituye al Si 4+ , lo que crea un desequilibrio de carga que debe tenerse en cuenta mediante la adición de cationes. La estructura de la base se convierte en [AlSi 3 O 8 ] - o [Al 2 Si 2 O 8 ] 2− Hay 22 especies minerales de feldespatos, subdivididos 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 . El hermanamiento de cristales es común en feldespatos, especialmente gemelos polisintéticos en plagioclasa y gemelos Carlsbad en feldespatos alcalinos. Si el último subgrupo se enfría lentamente a partir de una fusión, forma laminillas de exsolución porque los dos componentes, ortoclasa y albita, son inestables en solución sólida. La solución puede estar en una 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 (antipertita), donde el feldespato rico en K se disuelve en un hospedador rico en Na, es muy rara. [106]
Los feldespatoides son estructuralmente similares al feldespato, pero se diferencian en que se forman en condiciones de deficiencia de 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 relación Al 2 O 3 : SiO 2 de 1: 2, a diferencia de 1: 6 en el feldespato alcalino. [107]Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, que se presentan en agujas, placas o masas de bloques. Se forman en presencia de agua a bajas temperaturas y presiones, y tienen canales y huecos en su estructura. Las zeolitas tienen varias aplicaciones industriales, especialmente en el tratamiento de aguas residuales. [108]
Filosilicatos
Los filosilicatos consisten en láminas de tetraedros polimerizados. Están unidos en tres sitios de oxígeno, lo que da una relación característica de silicio: oxígeno de 2: 5. Los ejemplos importantes incluyen los grupos mica , clorita y caolinita - serpentina . Además de los tetraedros, los filosilicatos tienen una hoja de octaedros (elementos en seis veces coordinados por el oxígeno) que equilibran los tetraedros básicos, que tienen una carga negativa (por ejemplo, [Si 4 O 10 ] 4−) Estas hojas de tetraedros (T) y 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 el otro caso se denomina trioctaédrico. [109] Las capas están unidas débilmente 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 división basal prominente entre los filosilicatos. [110]
El grupo caolinita-serpentina consta de pilas de TO (los minerales de arcilla 1: 1); su dureza varía de 2 a 4, ya que las láminas están sostenidas por enlaces de hidrógeno. Los minerales de arcilla 2: 1 (pirofilita-talco) consisten en pilas de TOT, pero son más suaves (dureza de 1 a 2), ya que en cambio se mantienen unidos por las fuerzas de van der Waals. Estos dos grupos de minerales están subgrupos por ocupación octaédrica; específicamente, la caolinita y la pirofilita son dioctaédricas mientras que la serpentina y el talco son trioctaédricas. [111]
Las micas también son filosilicatos apilados TOT, pero se diferencian de los otros miembros de la subclase TOT y TO apilados en que incorporan aluminio en las láminas tetraédricas (los minerales de arcilla tienen Al 3+ en sitios octaédricos). Los ejemplos comunes de micas son la moscovita y la serie biotita . Las capas de Mica TOT están unidas entre sí por iones metálicos, lo que les da una mayor dureza que otros minerales filosilicatos, aunque retienen una escisión basal perfecta. [112] El grupo clorito está relacionado con el grupo mica, pero una capa similar a brucita (Mg (OH) 2 ) entre las pilas de TOT. [113]
Debido a su estructura química, los filosilicatos suelen tener capas flexibles, elásticas y transparentes que son aislantes eléctricos y se pueden dividir en escamas muy delgadas. 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. [114]
Inosilicatos
Los inosilicatos consisten en tetraedros unidos repetidamente en cadenas. Estas cadenas pueden ser simples, donde un tetraedro se une 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 relación silicio: oxígeno de 1: 3 (p. Ej., [Si 2 O 6 ] 4− ), mientras que la variedad de cadena doble tiene una relación de 4:11, p. Ej. [Si 8 O 22 ] 12− . Los inosilicatos contienen dos importantes grupos minerales formadores de rocas; Los silicatos monocatenarios suelen ser piroxenos , mientras que los silicatos bicatenarios suelen ser anfíboles . [115]Existen cadenas de orden superior (por ejemplo, cadenas de tres miembros, cuatro miembros, cinco miembros, etc.) pero son raras. [116]
El grupo del piroxeno consta de 21 especies minerales. [117] Los piroxenos tienen una fórmula de estructura 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. [118]
Los anfíboles tienen una gran variabilidad química, descritos de diversas maneras como un "bote 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 reemplazado por un ión fluoruro, cloruro o óxido. [119] Debido a la química variable, hay más de 80 especies de anfíbol, aunque las variaciones, como en los piroxenos, involucran más comúnmente mezclas de Ca 2+ , Fe2+ y Mg 2+ . [117] 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 asbesto es cancerígeno conocido y causa varias otras enfermedades, como la asbestosis ; El amianto anfíbol ( antofilita , tremolita , actinolita , grunerita y riebeckita ) se considera más peligroso que el amianto crisotilo serpentina.[120]
Ciclosilicatos
Los ciclosilicatos, o silicatos de anillo, tienen una relación de silicio a oxígeno de 1: 3. Los anillos de seis miembros son los más comunes, con una estructura de 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. [121] Los ciclosilicatos tienden a ser fuertes, con cristales alargados y estriados. [122]
Las turmalinas tienen una química muy compleja que se puede describir 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 es normalmente Si 4+ , pero sustituible por Al 3+ o B 3+. Las turmalinas se pueden subdividir 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 metal de transición estructural le da al grupo de la turmalina una mayor variabilidad en el 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. [123]
Sorosilicatos
Los sorosilicatos, también denominados disilicatos, tienen enlaces tetraedro-tetraedro en un oxígeno, lo que da como resultado una relación 2: 7 de silicio a oxígeno. El elemento estructural común resultante es el grupo [Si 2 O 7 ] 6− . Los disilicatos más comunes son, con mucho, 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 los granitos y las metapelitas . Las epidotas se construyen alrededor de la estructura [(SiO 4 ) (Si 2 O 7 )] estructura 10− ; por ejemplo, la especie mineral epidota tiene calcio, aluminio y hierro férrico para cargar el equilibrio: Ca 2 Al2 (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. [124]
Otros ejemplos de sorosilicatos incluyen lawsonita , un mineral metamórfico que se forma en la facies de esquistos azules (zona de subducción con baja temperatura y alta presión), vesuvianita , que absorbe una cantidad significativa de calcio en su estructura química. [124] [125]
Ortosilicatos
Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados cuya carga está equilibrada por otros cationes. [126] También denominado nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una relación silicio: oxígeno de 1: 4 (por ejemplo, SiO 4 ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales equidistantes en bloques y son bastante duros. [127] Varios minerales formadores de rocas forman parte de esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo olivino y el grupo granate.
Los aluminosilicatos –bkyanita, 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 seis veces la coordinación (cianita), cinco veces (andalucita) o cuatro veces (silimanita); qué mineral se forma en un ambiente dado depende de las condiciones de presión y temperatura. En la estructura de 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 están en octaedro por oxígeno. Existen otras especies minerales que tienen esta estructura, como la tefroita., Mn 2 SiO 4 . [128] 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 coordinado seis veces más pequeño. Hay seis miembros finales ideales de granate, divididos en dos grupos. Los granates piralespita tienen Al 3+ en la posición Y: piropo (Mg 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ), almandina (Fe 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) y espesartina(Mn 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ). Los granates de ugrandita tienen Ca 2+ en la posición X: uvarovita (Ca 3 Cr 2 (SiO 4 ) 3 ), grosular (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. [126]
Otros ortosilicatos incluyen circón , estaurolita y topacio . El circón (ZrSiO 4 ) es útil en geocronología ya que U 6+ puede sustituir a Zr 4+ ; además, debido a su estructura muy resistente, es difícil ponerlo a cero como cronómetro. La estaurolita es un mineral común de índice metamórfico de grado intermedio. Tiene una estructura cristalina particularmente complicada que solo se describió completamente en 1986. El topacio (Al 2 SiO 4 (F, OH) 2 , que se encuentra a menudo en pegmatitas graníticas asociadas con la turmalina , es un mineral de piedra preciosa común. [129]
No silicatos
Elementos nativos
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 varias aleaciones y soluciones sólidas. Los metales se mantienen unidos por 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 por su estructura o atributos químicos.
El grupo del oro, con una estructura compacta cúbica, incluye metales como oro, plata y cobre. El grupo del platino es similar en estructura 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 de hierro nativo, mientras que el contenido de níquel de la taenita oscila entre el 7 y el 37%. Los minerales del grupo del arsénico consisten en semimetales, que tienen solo algunas características metálicas; por ejemplo, carecen de la maleabilidad de los metales. El carbono nativo se encuentra en dos alótropos, grafito y diamante; este último se forma a muy alta presión en el manto, lo que le da una estructura mucho más fuerte que el grafito. [130]
Sulfuros
Los minerales de sulfuro 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 sulfuroso cuando se pulverizan. Los sulfuros son susceptibles a la intemperie y muchos se disuelven fácilmente en agua; estos minerales disueltos se pueden volver a depositar más tarde, lo que crea depósitos de mineral secundario enriquecidos. [131] Los sulfuros se clasifican por la relación del metal o semimetal al azufre, como M: S igual a 2: 1 o 1: 1. [132] Muchos minerales de sulfuroson 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. [133] 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. [134] En relación con los sulfuros están las raras sulfosales , en el que un elemento metálico se une al azufre y un semimetal como el antimonio , el arsénicoo bismuto . Al igual que los sulfuros, las sulfosales suelen ser minerales blandos, pesados y quebradizos. [135]
Óxidos
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 el anión principal y principalmente enlaces iónicos. Pueden subdividirse aún más por la proporción de oxígeno a los cationes. El grupo de las periclasas está formado por minerales con 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 de los rutilos tienen una proporción de 1: 2; la especie epónima, rutilo (TiO2 ) es el principal mineral de titanio ; otros ejemplos incluyen casiterita (SnO 2 ; mineral de estaño ) y pirolusita (MnO 2 ; mineral de manganeso ). [136] [137] 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). [138] 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 . Los 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 porque tiene 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 solo óxido. [139]
Haluros
Los minerales de haluro 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. Los 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 rocas sedimentarias químicas. La criolita , Na 3 AlF 6 , es un mineral clave en la extracción de aluminio de las bauxitas ; sin embargo, como la única ocurrencia significativa en Ivittuut , Groenlandia, en una pegmatita granítica, se agotó, la criolita sintética se puede hacer a partir de fluorita. [140]
Carbonatos
Los minerales de carbonato son aquellos en los que el principal grupo aniónico es el carbonato, [CO 3 ] 2− . Los carbonatos tienden a ser frágiles, muchos tienen escisión romboédrica y todos reaccionan con el ácido. [141] 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 de ácido con carbonatos, que se encuentra 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 karstaccidentes geográficos. 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− ; diferentes grupos de minerales se forman a partir de diferentes arreglos de estos triángulos. [142] 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 significativo de magnesio sustituyendo al calcio. En condiciones de alto contenido de Mg, se formará su polimorfo aragonito en su lugar; la geoquímica marina a este respecto se puede describir como un mar de aragonita o calcita, dependiendo de qué mineral se forme preferentemente. La dolomita es un carbonato doble, con la fórmula CaMg (CO 3 ) 2 . Es común la dolomitización secundaria de la piedra caliza, en la que la calcita o la aragonita se convierten en dolomita; esta reacción aumenta el espacio poroso (el volumen de celda unitaria de dolomita es 88% del de calcita), lo que puede crear un depósito de petróleo y gas. Estas dos especies minerales son miembros de grupos minerales del mismo nombre: 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 . [143]
Sulfatos
Los minerales de sulfato contienen toda el anión sulfato, [SO 4 ] 2- . Tienden a ser transparentes a translúcidos, suaves y muchos son frágiles. [144] Los minerales de sulfato comúnmente se forman como evaporitas , donde precipitan de las aguas salinas en evaporación. Los sulfatos también se pueden encontrar en sistemas de vetas hidrotermales asociados con sulfuros, [145] o como productos de oxidación de sulfuros. [146] Los sulfatos se pueden subdividir en minerales anhidros e hidratados. El sulfato hidratado más común es el yeso , CaSO 4 ⋅2H 2O. Se forma como una evaporita y se asocia con otras evaporitas como la calcita y la halita; si incorpora granos de arena a medida que cristaliza, el yeso puede formar rosas del desierto . El yeso tiene una conductividad térmica muy baja 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 del agua de mar en condiciones muy áridas. El grupo de la barita tiene la fórmula general XSO 4 , donde X es un catión grande con 12 coordinados. Los ejemplos incluyen barita (BaSO 4 ), celestina (SrSO 4 ) y anglesita(PbSO 4 ); la anhidrita no es parte del grupo de la barita, ya que el Ca 2+ más pequeño está solo en una coordinación de ocho veces. [147]
Fosfatos
Los minerales de fosfato se caracterizan por la unidad tetraédrica [PO 4 ] 3− , aunque la estructura puede generalizarse y el fósforo se reemplaza por antimonio, arsénico o vanadio. El fosfato más común es el grupo de apatita ; las especies comunes dentro de este grupo son fluorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 F), clorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 Cl) e hidroxiapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH)). Los minerales de este grupo son los principales componentes cristalinos de los dientes y huesos de los vertebrados. La monacita relativamente abundanteEl grupo 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 un "sumidero" REE, puede concentrar suficientemente estos elementos para convertirse en un mineral; en segundo lugar, los elementos del grupo de las monazitas pueden incorporar cantidades relativamente grandes de uranio y torio, que se pueden utilizar en geocronología de las monazitas para fechar la roca basándose en la desintegración de la U y la Th en plomo. [148]
Minerales orgánicos
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, en el caso de la wellita , CaC 2 O 4 ⋅H 2 O es un oxalato que se puede depositar en las vetas de mineral hidrotermal. Si bien se puede encontrar oxalato de calcio hidratado 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. [97]
Avances recientes
Los esquemas de clasificación de minerales y sus definiciones están evolucionando para coincidir con los avances recientes en la ciencia de los minerales. Los cambios recientes han incluido la adición de una clase orgánica, tanto en el nuevo esquema de clasificación de Dana como en el de Strunz . [149] [150] La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos . La Comisión de la IMA sobre Nuevos Minerales y Nombres de Minerales adoptó en 2009 un esquema jerárquico para el nombramiento 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. [151] [152] De acuerdo con estas nuevas reglas, "las especies minerales se pueden agrupar de varias formas diferentes, sobre la base de la química, la estructura cristalina, la ocurrencia, la asociación, la historia genética o el recurso, por ejemplo, según el propósito al que sirva el clasificación." [151]
Astrobiología
Se ha sugerido que los biominerales podrían ser indicadores importantes de vida extraterrestre y, por lo 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 un papel crucial en las reacciones tanto prebióticas como bióticas . [153]
En enero de 2014, la NASA informó que los estudios actuales de la curiosidad y de la oportunidad vehículos de exploración en Marte sería buscar evidencia de vida antigua, incluyendo una biosfera basado en autótrofos , quimiotróficas / y o quimiolitoautotróficas microorganismos , así como el agua antigua, incluyendo ambientes fluvio-lacustres ( llanuras relacionadas con ríos o lagos antiguos ) que pueden haber sido habitables . [154] [155] [156] [157] La búsqueda de evidencias de habitabilidad, la tafonomía (relacionada con los fósiles ) y el carbono orgánico en el planeta Marte se convirtieron en un objetivo principal de la NASA . [154] [155]
Ver también
- Geología amateur
- Mineral (nutriente) , también conocido como mineral dietético: elemento químico requerido como nutriente esencial por los organismos para realizar las funciones necesarias para la vida.
- Isomorfismo (cristalografía)
- Lista de minerales : lista de minerales para los que hay artículos en Wikipedia
- Lista de minerales reconocidos por la Asociación Mineralógica Internacional - Lista de minerales reconocidos por la IMA
- Recolección de minerales
- Evolución mineral : aumento de la diversidad mineral a lo largo del tiempo.
- Polimorfismo (ciencia de los materiales) : capacidad de un material sólido de existir en más de una forma o estructura cristalina
Notas
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Referencias generales
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- Dyar, MD; Gunter, ME (2008). Mineralogía y Mineralogía óptica . Chantilly, VA: Sociedad Mineralógica de América . ISBN 978-0939950812.
Otras lecturas
- Hazen, RM; Creció, Edward S .; Origlieri, Marcus J .; Downs, Robert T. (marzo de 2017). "Sobre la mineralogía de la 'época del Antropoceno ' " (PDF) . Mineralogista estadounidense . 102 (3): 595. Código bibliográfico : 2017AmMin.102..595H . doi : 10.2138 / am-2017-5875 . S2CID 111388809 . Consultado el 14 de agosto de 2017 . Sobre la creación de nuevos minerales por la actividad humana.
enlaces externos
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- Base de datos mineralógica Mindat , la base de datos de minerales más grande de Internet
- "Base de datos de mineralogía" por David Barthelmy (2009)
- "Clave de identificación de minerales II" Mineralogical Society of America
- "Base de datos de estructuras cristalinas de mineralogistas estadounidenses"
- Minerales y los orígenes de la vida ( Robert Hazen , NASA ) (video, 60 m, abril de 2014).
- La vida privada de los minerales: conocimientos de la mineralogía de macrodatos (Robert Hazen, 15 de febrero de 2017)
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