Mineral

En geología y mineralogía , un mineral o especie mineral es, en términos generales, 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 excluye normalmente 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 químico (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 al de roca , que es cualquier material geológico sólido y relativamente homogéneo a una escala suficientemente grande. Una roca puede estar formada por un tipo de mineral o puede ser un agregado de dos o más tipos diferentes de minerales, segregados espacialmente en fases distintas . ^[3]

Algunas sustancias sólidas naturales sin una estructura cristalina definida, como el ópalo o la obsidiana , se denominan más apropiadamente mineraloides . ^[4] Si un compuesto químico se presenta 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 consisten en el mismo compuesto, el dióxido de silicio .

La Asociación Mineralógica Internacional (IMA) es el organismo de normalización generalmente reconocido para la definición y nomenclatura de especies minerales. A julio de 2024 ^[actualizar], la IMA reconoce 6062 especies minerales oficiales. ^[5]

La composición química de una especie mineral determinada puede variar un poco 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 la mackinawita se da como (Fe, Ni)
₉S
₈, que significa Fe
_incógnitaNi
_{9- x}S
₈, donde x es un número variable entre 0 y 9. A veces un mineral con composición variable se divide en especies separadas, de forma más o menos arbitraria, formando un grupo mineral ; ese es el caso de los silicatos Ca
_incógnitaMg
_yFé
_{2- x - y}SiO
₄, el grupo del olivino .

Además de la composición química esencial y la estructura cristalina, la descripción de una especie mineral suele incluir sus propiedades físicas comunes, como hábito , dureza , brillo , diafanidad , color, veta , tenacidad , clivaje , fractura , separación, gravedad específica , magnetismo , fluorescencia , radiactividad , así como su sabor u olor y su reacción al ácido .

Los minerales se clasifican según sus 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]}

1. Debe ser una sustancia de origen natural formada por procesos geológicos naturales , en la Tierra u otros cuerpos extraterrestres. Esto excluye compuestos generados directa y exclusivamente por actividades humanas (antropogénicos) o en seres vivos (biógenos), como el carburo de tungsteno , los cálculos urinarios , los cristales de oxalato de calcio en tejidos vegetales y las 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 la evenkita , derivada de material vegetal; o la taranakita , del guano de murciélago ; o la alpersita , de los relaves de las minas). ^[10] Las sustancias hipotéticas también están excluidas, incluso si se predice que se encuentran en entornos naturales inaccesibles como el núcleo de la Tierra u otros planetas.
2. 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 los -39 °C, porque estaba incluido antes de que se establecieran las reglas actuales. ^[11] 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 sí se considera un mineral. ^[12]
3. Debe tener una estructura cristalográfica bien definida ; o, más generalmente, una disposición atómica ordenada. ^[13] Esta propiedad implica varias propiedades físicas macroscópicas , como la forma del cristal, la dureza y la clivaje. ^[14] Excluye la ozoquerita , la limonita , la obsidiana y muchos otros materiales amorfos (no cristalinos) que se encuentran en contextos geológicos.
4. Debe tener una composición química bastante bien definida . Sin embargo, ciertas sustancias cristalinas con una estructura fija pero una composición variable pueden considerarse especies minerales individuales. 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 . ^{[13] [15]} 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 finales ricos en magnesio y hierro se consideran minerales separados ( forsterita y fayalita ).

Los detalles de estas reglas son algo controvertidos. ^[13] Por ejemplo, ha habido varias propuestas recientes para clasificar las sustancias amorfas como minerales, pero no han sido aceptadas por la IMA.

El IMA también se muestra reacio a aceptar minerales que se presentan de forma natural 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, la IMA solo exige que la sustancia sea lo suficientemente estable para que su estructura y composición estén bien determinadas. Por ejemplo, recientemente ha reconocido a la meridianita (un hidrato de sulfato de magnesio que se encuentra en la naturaleza ) como mineral, aunque se forma y es estable solo por debajo de los 2 °C.

A julio de 2024 ^[actualizar], la IMA ha aprobado 6062 especies minerales. ^[5] Por lo general, reciben el nombre de una persona , seguido del lugar de 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 "-ita"; 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 manera inorgánica en la biosfera". ^[18]

Skinner (2005) considera a todos los sólidos como minerales potenciales e incluye a los biominerales en el reino mineral, que son aquellos que se crean mediante las actividades metabólicas de los organismos. Skinner amplió la definición anterior de mineral para clasificar como mineral a "elemento o compuesto, amorfo o cristalino, formado mediante procesos biogeoquímicos ". ^[19]

Los recientes avances 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 ambiental y geoquímica" encargado por el 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 superficies de rocas, suelos y partículas que abarcan el globo hasta profundidades de al menos 1600 metros por debajo del fondo marino y 70 kilómetros dentro de 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 , lo que contribuye a la formación de depósitos de mena . 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 están incluidos en la lista oficial de nombres de minerales de la Asociación Mineralógica Internacional; ^[28] sin embargo, muchos de estos representantes de biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales enumeradas en el esquema de clasificación de Dana. ^[19]

La definición de Skinner (2005) de un mineral tiene en cuenta este asunto 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) mencionó 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 un mineral; llamada así por su simetría icosaédrica natural única , es un cuasicristal . A diferencia de un cristal verdadero, los cuasicristales están ordenados pero no son periódicos. ^{[30] [31]}

Una roca es un agregado de uno o más minerales ^[32] o mineraloides. Algunas rocas, como la caliza o la cuarcita , están compuestas principalmente de un mineral: calcita o aragonita en el caso de la caliza, y cuarzo en este último caso. ^{[33] [34]} Otras rocas pueden definirse por abundancias relativas de minerales clave (esenciales); un granito se define por proporciones de cuarzo, feldespato alcalino y feldespato plagioclasa . ^[35] Los otros minerales en 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. ^{[32] [36]}

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 este último, todos estos minerales son silicatos. ^[37] En total, alrededor de 150 minerales se consideran particularmente importantes, ya sea en términos de su abundancia o 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]

Las menas son minerales que tienen una alta concentración de un determinado elemento, normalmente un metal. Algunos ejemplos son el cinabrio (HgS), un mineral de mercurio; la esfalrita (ZnS), un mineral de cinc; la casiterita (SnO ₂ ), un mineral de estaño; y la colemanita , un mineral de boro .

Las gemas son minerales con valor ornamental y se distinguen de los que no lo son por su belleza, durabilidad y, por lo general, rareza. Hay alrededor de 20 especies minerales que califican como minerales de gemas, que constituyen alrededor de 35 de las piedras preciosas más comunes. Los minerales de gemas suelen estar presentes en varias variedades, por lo que un mineral puede dar lugar a 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" viene del latín specie , "una clase, tipo o género particular con un aspecto o apariencia distintivos". ^[43]

La abundancia y diversidad de 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% 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 diferencia, los dos más importantes: el oxígeno compone el 47% de la corteza en peso y el silicio representa 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 en masa 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 combinarse 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. ^[46] Si el silicio es deficiente, parte del feldespato será reemplazado por minerales feldespatoides. ^[47] 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 generales relativamente simples , como la norma CIPW , que brinda estimaciones razonables para rocas volcánicas formadas a partir de magma seco. ^[48]

La composición química puede variar entre las especies de miembros finales de una serie de solución sólida . Por ejemplo, los feldespatos plagioclasa comprenden una serie continua desde la albita (NaAlSi ₃ O ₈ ) , un miembro final rico en sodio , hasta la anortita (CaAl ₂ Si ₂ O ₈ ), rica en calcio , con cuatro variedades intermedias reconocidas entre ellas (indicadas en orden de rica en sodio a rica en calcio): oligoclasa , andesina , labradorita y bytownita . ^[49] Otros ejemplos de series incluyen la serie olivina de forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro, y la serie wolframita de hübnerita rica en manganeso y ferberita rica en hierro . ^[50]

La sustitución química y los poliedros de 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. ^[51] La sustitución química ocurrirá entre iones de tamaño y carga similares; por ejemplo, K ⁺ no sustituirá a 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 son cercanos en carga, tamaño y abundancia en la corteza. En el ejemplo de la plagioclasa, hay tres casos de sustitución. Los feldespatos son todos silicatos de estructura, que tienen una relación silicio-oxígeno de 2:1, y el espacio para otros elementos está 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 estaría equilibrada en cuanto a carga como SiO ₂ , dando lugar al cuarzo. ^[52] La importancia de esta propiedad estructural se explicará más a fondo mediante poliedros de coordinación. La segunda sustitución se produce 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⁺ . ^[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 para minerales de muy alta presión donde el compuesto está comprimido de tal manera que el silicio está en coordinación séxtuple (octaédrica) con el oxígeno. Los cationes más grandes tienen números de coordinación mayores debido al aumento del 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 difieren por el número de coordinación del Al ³⁺ ; estos minerales pasan de uno a otro como respuesta a los cambios de presión y temperatura. ^[44] 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. ^[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 suelen estar 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 acomodarse en los 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 madre sufre un movimiento tectónico o magmático hacia diferentes regímenes físicos. Los cambios en las condiciones termodinámicas hacen que sea favorable para los conjuntos minerales reaccionar entre sí para producir nuevos minerales; como tal, es posible que dos rocas tengan una química de roca en masa 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 (KAlSi3O8 _{) es} un mineral que se encuentra comúnmente en el granito , una _roca ígnea plutónica . Cuando se expone a la _erosión , reacciona para formar caolinita ( Al2Si2O5 (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 (Al2Si4O10 ₍ 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 SiO ₂ , como la tridimita y la cristobalita a altas temperaturas, y la coesita a altas presiones. ^[57]

La clasificación de los 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 ser costosos y consumir mucho tiempo. Las propiedades físicas aplicadas para la clasificación incluyen la estructura y el hábito cristalino, la dureza, el brillo, la diafanidad, el color, la veta, la clivaje y la fractura, y la gravedad específica. Otras pruebas menos generales incluyen la fluorescencia , la fosforescencia , el magnetismo , la radiactividad , la tenacidad (respuesta a cambios de forma o figura inducidos mecánicamente), la piezoelectricidad y la reactividad a ácidos diluidos . ^[58]

La estructura cristalina resulta de la disposición geométrica espacial 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 es siempre periódica y se puede determinar mediante difracción de rayos X. ^[13] Los minerales se describen típicamente por su contenido de simetría. Los cristales están restringidos a 32 grupos puntuales , que se diferencian por su simetría. Estos grupos se clasifican a su vez en categorías más amplias, siendo las más abarcadoras de estas las seis familias de cristales. ^[59]

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 puntuales más estrechos. Se resumen a continuación; a, b y c 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 definen juntas un mineral. Con una restricción a 32 grupos puntuales, los minerales de diferente química pueden tener una estructura cristalina idéntica. Por ejemplo, la halita (NaCl), la galena (PbS) y la periclasa (MgO) pertenecen todas al grupo puntual hexaoctaédrico (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 la marcasita , ambos sulfuros de hierro, tienen la fórmula FeS ₂ ; sin embargo, la primera es isométrica mientras que la segunda es ortorrómbica. Este polimorfismo se extiende a otros sulfuros con la fórmula genérica AX ₂ ; estos dos grupos se conocen colectivamente como los grupos de la pirita y la 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 puntual bipiramidal. Estas diferencias surgen de acuerdo con la forma en que el aluminio está coordinado dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ion de aluminio siempre está en coordinación séxtuple con el oxígeno. El silicio, como regla general, está en coordinación cuádruple en todos los minerales; una excepción es un caso como 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 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 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 diferencias en los enlaces. En el diamante, los carbonos están en orbitales híbridos sp ³ , lo que significa que forman un marco donde cada carbono está unido covalentemente a cuatro vecinos de forma tetraédrica; por otro lado, el grafito está compuesto de láminas de carbonos en orbitales híbridos sp ² , donde cada carbono está unido covalentemente a solo otros tres. Estas láminas se mantienen juntas por fuerzas de van der Waals mucho más débiles , y esta discrepancia se traduce en grandes diferencias macroscópicas. ^[63]

La macla es el crecimiento conjunto de dos o más cristales de una misma especie mineral. La geometría de la macla está controlada por la simetría del mineral. Como resultado, hay varios tipos de maclas, incluyendo maclas de contacto, maclas reticuladas, maclas geniculadas, maclas de penetración, maclas cíclicas y maclas polisintéticas. Las maclas de contacto, o simples, consisten en dos cristales unidos en un plano; este tipo de macla es común en la espinela. Las maclas reticuladas, comunes en el rutilo, son cristales entrelazados que se asemejan a una red. Las maclas geniculadas tienen una curva en el medio que es causada por el comienzo de la macla. Las maclas de penetración consisten en dos cristales individuales que han crecido uno dentro del otro; ejemplos de esta macla incluyen las maclas en forma de cruz de la estaurolita y la macla de Carlsbad en la ortoclasa. Las maclas cíclicas son causadas por maclas repetidas alrededor de un eje de rotación. Este tipo de maclado se produce alrededor de ejes de tres, cuatro, cinco, seis u ocho pliegues, y los patrones correspondientes se denominan maclados triples, cuádruples, quíntuples , séxtuples y óctuples. Los séxtuples son comunes en la aragonita. Los maclados polisintéticos son similares a los maclados cíclicos por la presencia de maclados repetitivos; sin embargo, en lugar de producirse alrededor de un eje de rotación, el maclado polisintético se produce a lo largo de planos paralelos, normalmente a escala microscópica. ^{[64] [65]}

El hábito cristalino se refiere a la forma general del cristal. Se utilizan varios términos para describir esta propiedad. Los hábitos comunes incluyen acicular, que describe cristales con 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 se diferencia del hábito laminar en que el primero es laminar mientras que el segundo tiene una elongación definida. En relación con la forma del cristal, la calidad de las caras del cristal 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. ^{[66] [67]}

La dureza de un mineral define su resistencia a los arañazos o a las hendiduras. Esta propiedad física está controlada por la composición química y la estructura cristalina de un mineral.

La escala de medición más utilizada es la escala de dureza ordinal de Mohs, que mide la resistencia al rayado. Definida por diez indicadores, un mineral con un índice más alto raya a los que están por debajo de él. La escala va desde el talco, un filosilicato , hasta el diamante, un polimorfo del carbono que es el material natural más duro. La escala se proporciona a continuación: ^[68]

La dureza de un mineral es una función de su estructura. La dureza no es necesariamente constante para todas las direcciones cristalográficas; la debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más blandas que otras. ^[68] Un ejemplo de esta variabilidad de la dureza existe en la cianita, que tiene una dureza de Mohs de 5 1 ⁄ 2 paralela a [001] pero 7 paralela a [100] . ^[69]

Otras escalas incluyen éstas: ^[70]

• Prueba de dureza de Shore , que mide la resistencia de un mineral basándose en la indentación de un artilugio con resorte. ^[71]
• La escala Rockwell
• La prueba de dureza Vickers
• La escala Brinell

El lustre indica cómo se refleja la luz desde la superficie del mineral, con respecto 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 lustre son la galena y la pirita. Los lustres no metálicos incluyen: adamantino, como en el diamante ; vítreo, que es un lustre vítreo muy común en minerales de silicato; perlado, como en el talco y la apofilita ; resinoso, como los miembros del grupo del granate; 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 pasa a través de ellos. 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 permiten que pase algo de luz, pero menos que los que son transparentes. La jadeíta y la nefrita (formas minerales del jade son ejemplos de minerales con esta propiedad). Los minerales que no permiten el paso de la luz se denominan opacos. ^{[73] [74]}

La diafanidad de un mineral depende del espesor de la muestra. Cuando un mineral es suficientemente delgado (por ejemplo, en una sección delgada para petrografía ), puede volverse transparente incluso si esa propiedad no se observa en una muestra hecha a mano. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en una sección delgada. ^[74]

El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es diagnóstico. ^[75] Es causado 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 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. ^{[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 cantidades traza como impurezas. Un ejemplo de tal mineral sería 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 color del cuerpo simple, los minerales pueden tener varias otras propiedades ópticas distintivas, como el juego de colores, el asterismo , la chatoyancia , la iridiscencia , el deslustre y el 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 donde la luz se dispersa de un recubrimiento en la superficie del cristal, planos de clivaje o capas que tienen gradaciones químicas menores. ^[78] Por el contrario, el juego de colores en el ópalo es causado por la luz que se refracta de esferas de sílice microscópicas ordenadas dentro de su estructura física. ^[79] La chatoyancia ("ojo de gato") es la banda ondulada de color que se observa a medida que se gira la muestra; el asterismo, una variedad de chatoyancia, da la apariencia de una estrella en el grano mineral. La última propiedad es particularmente común en el corindón de calidad gema. ^{[78] [79]}

La veta de un mineral se refiere al color de un mineral en forma de polvo, que puede o no ser idéntico al color de su cuerpo. ^[77] La ​​forma más común de probar esta propiedad se realiza con una placa de veta, que está hecha de porcelana y coloreada de blanco o negro. La veta de un mineral es independiente de los elementos traza ^[73] o cualquier superficie meteorizada. ^[77] Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con la hematita , que es de color negro, plateado o rojo en la muestra de mano, pero tiene una veta de color rojo cereza ^[73] a marrón rojizo. ^[77] La ​​veta es más a menudo distintiva para los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color de cuerpo es creado por elementos alocromáticos. ^[73] La prueba de veta está limitada por la dureza del mineral, ya que aquellos más duros que 7 en polvo en su lugar forman la placa de veta . ^[77]

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 clivaje. La calidad del clivaje se puede describir en función de la limpieza y facilidad con que se rompe el mineral; los descriptores comunes, en orden de calidad decreciente, son "perfecto", "bueno", "distinto" y "pobre". En minerales particularmente transparentes, o en sección delgada, el clivaje se puede ver como una serie de líneas paralelas que marcan las superficies planas cuando se observan de lado. El clivaje no es una propiedad universal entre los minerales; por ejemplo, el cuarzo, que consiste en tetraedros de sílice extensamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que le permita clivarse. En contraste, las micas, que tienen un clivaje basal perfecto, consisten en láminas de tetraedros de sílice que se mantienen juntas de manera muy débil. ^{[80] [81]}

Como la clivaje es una función de la cristalografía, hay una variedad de tipos de clivaje. El clivaje ocurre típicamente en una, dos, tres, cuatro o seis direcciones. El clivaje basal en una dirección es una propiedad distintiva de las micas . El clivaje bidireccional se describe como prismático y ocurre en minerales como los anfíboles y los piroxenos. Minerales como la galena o la halita tienen clivaje cúbico (o isométrico) en tres direcciones, a 90°; cuando hay tres direcciones de clivaje presentes, pero no a 90°, como en la calcita o la rodocrosita , se denomina clivaje romboédrico. El clivaje octaédrico (cuatro direcciones) está presente en la fluorita y el diamante, y la esfalrita tiene clivaje dodecaédrico en seis direcciones. ^{[80] [81]}

Los minerales con muchas exfoliaciones pueden no romperse igualmente bien en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita tiene una buena exfoliación en tres direcciones, pero el yeso tiene una exfoliación perfecta en una dirección y una exfoliación deficiente en otras dos direcciones. Los ángulos entre los planos de exfoliación varían entre minerales. Por ejemplo, como los anfíboles son silicatos de doble cadena y los piroxenos son silicatos de cadena simple, el ángulo entre sus planos de exfoliación es diferente. Los piroxenos se exfolian en dos direcciones a aproximadamente 90°, mientras que los anfíboles se exfolian distintivamente en dos direcciones separadas por aproximadamente 120° y 60°. Los ángulos de exfoliación 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 por 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 algún tipo de tensión aplicada a un cristal. Las fuentes de las tensiones incluyen la deformación (por ejemplo, un aumento de la presión), la exsolución o el maclado. Los minerales que a menudo presentan 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 clivaje, se dice que ha sido fracturado. Hay 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 solo en minerales muy homogéneos. Otros tipos de fractura son la fibrosa, la astillada y la irregular. Esta última describe una rotura a lo largo de una superficie rugosa y dentada; un ejemplo de esta propiedad se encuentra en el cobre nativo . ^[83]

La tenacidad está relacionada tanto con la clivaje como con la fractura. Mientras que la fractura y la clivaje describen las superficies que se crean cuando se rompe un mineral, la tenacidad describe la resistencia que presenta un mineral a dicha rotura. 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 lo tanto, es una cantidad adimensional, idéntica en todos los sistemas de unidades. ^[85] Se puede medir 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. ^[86]

Una gravedad específica alta es una propiedad diagnóstica de un mineral. Una variación en la química (y en consecuencia, la clase 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 gravedades específicas más altas que los que tienen un brillo no metálico a opaco. Por ejemplo, _la hematita , _Fe2O3 , tiene una gravedad específica de 5,26 ^[87] mientras que la galena , PbS, tiene una gravedad específica de 7,2-7,6, ^[88] que es el resultado de su alto contenido de hierro y plomo, respectivamente. Una gravedad específica muy alta es característica de los metales nativos ; 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. Estas son menos generales y se aplican a minerales específicos.

La aplicación de 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 para probar el mineral en su forma cristalina original o en forma de polvo. Un ejemplo de esta prueba se realiza para distinguir la calcita de la dolomita , especialmente dentro de las rocas ( caliza y dolomita respectivamente). La calcita entra en 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 entre en efervescencia. ^{[91] Los minerales} de zeolita no entran en 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 . ^[92]

El magnetismo es una propiedad muy evidente de unos pocos minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita exhibe esta propiedad con fuerza, 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 criterios de diagnóstico para los minerales debido a la información incompleta y la variación natural. ^[93]

Los minerales también pueden analizarse por su sabor o su olor. La 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 están fracturadas, reaccionan o se convierten en polvo. ^[91]

La radiactividad es una propiedad poco frecuente que se encuentra en los minerales que contienen elementos radiactivos. Los elementos radiactivos pueden ser un componente definitorio, como el uranio en la uraninita , la autunita y la carnotita , o estar presentes como impurezas traza, como en el circón . La desintegración de un elemento radiactivo daña la estructura cristalina del mineral, volviéndola localmente amorfa ( estado metamíctico ); el resultado óptico, denominado halo radiactivo o halo pleocroico , se puede observar con varias 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 como piedras, tierras o metales. ^[94]

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). ^[94]

Una clasificación temprana de los minerales fue dada por Carl Linnaeus en su influyente libro de 1735 Systema Naturae . Dividió el mundo natural en tres reinos (plantas, animales y minerales) y clasificó cada uno con la misma jerarquía. ^[95] En orden descendente, estos fueron Phylum, Clase, Orden, Familia, Tribu, Género y Especie. Sin embargo, mientras que su sistema fue 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 usan su esquema de nomenclatura binomial basado en el griego y el latín ), tuvo poco éxito entre los mineralogistas (aunque cada mineral distinto todavía se conoce formalmente como una 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 especie mineral, 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 la biotita está representada por cantidades variables de los miembros finales flogopita , siderofilita , annita y eastonita. Por el contrario, un grupo mineral es una agrupación de especies minerales con algunas propiedades químicas comunes que comparten una estructura cristalina. El grupo del 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 . Por último, 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. ^[16]

Se utilizan dos clasificaciones comunes, Dana y Strunz, para los minerales; ambas se basan en la composición, específicamente en lo que respecta a los grupos químicos importantes, y la estructura. James Dwight Dana , un geólogo destacado de su tiempo, 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 grupos compositivos importantes; el tipo da la relación de cationes a aniones en el mineral, y los dos últimos números agrupan los minerales por similitud estructural dentro de un tipo o clase dados. La clasificación de Strunz , menos utilizada , llamada así por el mineralogista alemán Karl Hugo Strunz , se basa en el sistema de Dana, pero combina criterios químicos y estructurales, este último con respecto a la distribución de enlaces químicos. ^[96]

Como la composición de la corteza terrestre está dominada por silicio y oxígeno, los silicatos son, con mucho, la clase más importante de minerales en términos de formación y diversidad de rocas. Sin embargo, los minerales no silicatados son de gran importancia económica, especialmente como menas. ^{[97] [98]} Los minerales no silicatados 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 minerales no silicatadas 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: empaquetamiento compacto y tetraedros enlazados similares a silicatos. Las estructuras empaquetadas compactas son una forma de empaquetar densamente los átomos mientras se minimiza el espacio intersticial. El empaquetamiento compacto hexagonal implica el apilamiento de capas donde todas las demás capas son iguales ("ababab"), mientras que el empaquetamiento compacto cúbico implica el apilamiento de 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( estructuras de vanadato ). Los no silicatos tienen gran importancia económica, ya que concentran elementos más que los minerales de silicato. ^[99]

El grupo más grande de minerales con diferencia son 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, el magnesio, el hierro, el calcio, el sodio y el potasio. ^[101] Algunos silicatos formadores de rocas importantes incluyen los feldespatos , el cuarzo, los olivinos , los piroxenos , los anfíboles , los granates y las micas .

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 séxtuple u octaédrica, como en la estructura de la perovskita o el polimorfo de cuarzo stishovita (SiO ₂ ). En este último caso, el mineral ya no tiene una estructura de silicato, sino la de rutilo (TiO ₂ ), y su grupo asociado, que son óxidos simples. Estos tetraedros de sílice se polimerizan luego hasta cierto punto para crear varias estructuras, como cadenas unidimensionales, láminas bidimensionales y marcos tridimensionales. El mineral de silicato básico donde no se ha producido la 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 la cantidad de vértices tetraédricos (u oxígenos coordinantes) que se comparten (para el aluminio y el silicio en sitios tetraédricos): ^{[103] [104]}

Ortosilicatos (o nesosilicatos)

No hay enlaces de poliedros, por lo tanto los tetraedros no comparten vértices.

Disilicatos (o sorosilicatos)

Tiene 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.

Filosilicatos

Tienen 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.

Silicatos de estructura (o tectosilicatos)

Tienen tetraedros que comparten las cuatro esquinas.

Silicatos de anillo (o ciclosilicatos)

Sólo se necesitan tetraedros que compartan dos vértices para formar la estructura cíclica. ^[104]

Las subclases de silicato se describen a continuación en orden de polimerización decreciente.

Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos de estructura, tienen el mayor grado de polimerización. Al compartir todos los vértices de un tetraedro, 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. ^[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, entre ellos la tridimita y la cristobalita a altas temperaturas, la coesita a alta presión y la stishovita a presión ultraalta . 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 α-cuarzo. Su homólogo, 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 una "torsión" de enlaces; Este cambio en la estructura le da al cuarzo β una mayor simetría que al 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, aproximadamente el 50%. En los feldespatos, Al ³⁺ sustituye a Si ⁴⁺ , ​​lo que crea un desequilibrio de carga que debe explicarse 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, subdivididos en dos subgrupos principales: alcalinos y plagioclasas, y dos grupos menos comunes: celsiana 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 cristalina es común en los feldespatos, especialmente las maclas polisintéticas en plagioclasa y las maclas de Carlsbad en feldespatos alcalinos. Si el último subgrupo se enfría lentamente a partir de una fusión, forma láminas de exsolución porque los dos componentes (ortoclasa y albita) son inestables en solución sólida. La exsolución puede darse en una escala que va desde lo microscópico hasta lo fácilmente observable en una muestra tomada a mano; la textura pertítica se forma cuando el feldespato rico en Na se exuelve en un huésped rico en K. La textura opuesta (antipertítica), donde el feldespato rico en K se exuelve en un huésped rico en Na, es muy rara. ^[107]

Los feldespatos son estructuralmente similares al feldespato, pero se diferencian en que se forman en condiciones deficientes de Si, lo que permite una mayor sustitución por Al ³⁺ . Como resultado, los feldespatos casi nunca se encuentran en asociación con el cuarzo. Un ejemplo común de un feldespato 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, en oposición a 1:6 en el feldespato alcalino. ^[108] Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, que se presentan en agujas, placas o masas en forma 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. ^[109]

Los filosilicatos consisten en láminas de tetraedros polimerizados. Están unidos en tres sitios de oxígeno, lo que da una relación silicio:oxígeno característica de 2:5. Ejemplos importantes incluyen la mica , la clorita y los grupos 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 una carga negativa (p. ej., [Si ₄ O ₁₀ ] ⁴⁻ ). Estas láminas de tetraedros (T) y octaedros (O) se apilan en una variedad de combinaciones para crear capas de filosilicatos. Dentro de una lámina octaédrica, hay tres sitios octaédricos en una estructura unitaria; sin embargo, no todos los sitios pueden estar ocupados. En ese caso, el mineral se denomina dioctaédrico, mientras que en otro caso se denomina trioctaédrico. ^[110] Las capas están unidas débilmente por fuerzas de van der Waals , enlaces de hidrógeno o enlaces iónicos dispersos , lo que provoca una debilidad cristalográfica, que a su vez conduce a una escisión basal prominente entre los filosilicatos. ^[111]

El grupo caolinita-serpentina está formado por pilas de TO (minerales arcillosos 1:1); su dureza varía de 2 a 4, ya que las láminas se mantienen 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 por 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 en TOT, pero se diferencian de los otros miembros de la subclase apilados en 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 la biotita . Las capas de TOT de mica están unidas entre sí por iones metálicos, lo que les da una mayor dureza que otros minerales de filosilicato, aunque conservan una escisión basal perfecta. ^[113] El grupo de clorita está relacionado con el grupo de mica, pero una capa similar a la 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 se pueden dividir en láminas muy finas. Las micas se pueden utilizar en electrónica como aislantes, en la 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 para la 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, dos cadenas pueden fusionarse para crear silicatos de cadena doble. Los silicatos de cadena simple tienen una relación silicio:oxígeno de 1:3 (por ejemplo, [Si ₂ O ₆ ] ⁴⁻ ), mientras que la variedad de cadena doble tiene una relación de 4:11, por ejemplo, [Si ₈ O ₂₂ ] ¹²⁻ . Los inosilicatos contienen dos importantes grupos minerales formadores de rocas; los silicatos de cadena simple son más comúnmente piroxenos , mientras que los silicatos de cadena doble son a menudo anfíboles . ^[116] Existen cadenas de orden superior (por ejemplo, cadenas de tres miembros, cuatro miembros, 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(Si2O6 _{) ,} 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 piroxenos consisten en permutaciones de Ca2 ⁺ , Fe2 ⁺ y Mg2 ⁺ para equilibrar la carga negativa en la cadena principal. Los piroxenos son comunes en la corteza terrestre (alrededor del 10%) y son un componente clave de las rocas ígneas máficas. ^[119]

Los anfíboles presentan una gran variabilidad química, descrita 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 la tercera posición no siempre se utiliza, 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 ion fluoruro, un cloruro o un óxido. ^[120] 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⁺ , Fe ²⁺ y Mg ²⁺ . ^[118] Varias especies minerales de anfíboles pueden tener un hábito cristalino asbestiforme . Estos minerales de amianto forman fibras largas, delgadas, flexibles y resistentes, 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 conocido como carcinógeno y causa varias otras enfermedades, como la asbestosis ; el amianto anfíbol ( antofilita , tremolita , actinolita , grunerita y riebeckita ) se considera más peligroso que el amianto serpentino crisotilo . ^[121]

Los ciclosilicatos, o silicatos de anillo, tienen una proporción 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. ^[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 es generalmente Si ⁴⁺ , ​​pero sustituible por Al ₃₊ o B ³⁺ . Las turmalinas se pueden subagrupar por la ocupación del sitio X, y a partir de ahí subdividir aún más por 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 estructurales le da al grupo de las turmalinas una mayor variabilidad en el color. Otros ciclosilicatos incluyen 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 tetraédricos en un oxígeno, lo que da como resultado una relación 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, desde las dorsales oceánicas hasta los granitos y las metapelitas . Las epidotas se construyen en torno a la estructura [(SiO ₄ )(Si ₂ O ₇ )] ¹⁰⁻ ; 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 significativo en la petrogénesis. ^[125]

Otros ejemplos de sorosilicatos incluyen lawsonita , un mineral metamórfico que se forma en la facies de esquisto azul (zona de subducción con baja temperatura y alta presión), vesuvianita , que absorbe una cantidad significativa de calcio en su estructura química. ^{[125] [126]}

Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados que están equilibrados en carga por otros cationes. ^[127] También denominados nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una relación silicio:oxígeno de 1:4 (por ejemplo, SiO ₄ ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales equiláteros en bloques y son bastante duros. ^[128] Varios minerales formadores de rocas son parte de esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo de la olivina y el grupo del granate.

Los aluminosilicatos –cianita, andalucita y silimanita, todos Al ₂ SiO ₅ – están compuestos estructuralmente de 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 (sillimanita); qué mineral se forma en un entorno dado depende de las condiciones de presión y temperatura. En la estructura del olivino, la serie principal del 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 octaédrico por el oxígeno. Existen otras especies minerales que tienen esta estructura, como la tefroita , Mn ₂ SiO ₄ . ^[129] El grupo del 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 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 ugrandita 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 circón (ZrSiO ₄ ) es útil en geocronología ya que el U ⁶⁺ puede sustituir al Zr ⁴⁺ ; además, debido a su estructura muy resistente, es difícil restablecerlo como cronómetro. La estaurolita es un mineral de índice de grado intermedio metamórfico común. Tiene una estructura cristalina particularmente complicada que solo se describió por completo en 1986. El topacio (Al ₂ SiO ₄ (F, OH) ₂ , que a menudo se encuentra en pegmatitas graníticas asociadas con 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 varias aleaciones y soluciones sólidas. Los metales se mantienen unidos mediante enlaces metálicos, lo que les confiere propiedades físicas distintivas, como su lustre 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 compacta y cúbica, incluye metales como el oro, la plata y el cobre. El grupo del platino es similar en estructura al grupo del oro. El grupo de 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 difieren por la cantidad de Ni en la aleación; la kamacita tiene menos del 5-7% de níquel y es una variedad de hierro nativo , mientras que el contenido de níquel de la taenita varía entre el 7-37%. Los minerales del grupo del arsénico consisten en semimetales, que tienen solo algunos rasgos metálicos; por ejemplo, carecen de la maleabilidad de los metales. El carbono nativo se presenta en dos alótropos, el grafito y el diamante; este último se forma a muy alta presión en el manto, lo que le da una estructura mucho más fuerte que el grafito. ^[131]

Los minerales de sulfuro son compuestos químicos de uno o más metales o semimetales con un calcógeno o pnicógeno , 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 están en polvo. Los sulfuros son susceptibles a la meteorización y muchos se disuelven fácilmente en agua; estos minerales disueltos pueden volver a depositarse posteriormente, lo que crea depósitos de mena secundaria enriquecidos. ^[132] Los sulfuros se clasifican por la relación del metal o semimetal con el azufre, como M:S igual a 2:1 o 1:1. ^[133] Muchos minerales de sulfuro son económicamente importantes como menas metálicas ; Los ejemplos incluyen esfalrita (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] La 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 se puede oxidar para producir ácido sulfúrico . ^[135] Relacionadas con los sulfuros están las raras sulfosales , en las que un elemento metálico está unido al azufre y un semimetal como el antimonio , el arsénico o el 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 el O ²⁻ como anión principal y principalmente por el enlace iónico. Se pueden subdividir aún más por la relación de oxígeno a cationes. El grupo de la periclasa consta de minerales con una relación de 1:1. Los óxidos con una relación de 2:1 incluyen cuprita (Cu ₂ O) y hielo de agua. Los minerales del grupo del corindón tienen una relación de 2:3 e incluyen minerales como el corindón (Al ₂ O ₃ ) y la hematita (Fe ₂ O ₃ ). Los minerales del grupo del rutilo tienen una relación de 1:2; la especie homónima, el rutilo (TiO ₂ ) es el mineral principal 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 de hidróxido diásporo , 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 ). Esta última se distingue fácilmente por su fuerte magnetismo, que se produce ya que tiene hierro en dos estados de oxidación (Fe ²⁺ Fe ³⁺ ₂ O ₄ ), lo que la convierte en un óxido múltiple en lugar de un solo óxido. ^[140]

Los minerales de 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. Los ejemplos comunes de haluros incluyen halita (NaCl, sal de mesa), silvita (KCl) y fluorita (CaF ₂ ). La halita y la silvita comúnmente se forman 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, se puede hacer criolita sintética a partir de fluorita. ^[141]

Los minerales carbonatados son aquellos en los que el grupo aniónico principal es el carbonato, [CO ₃ ] ²⁻ . Los carbonatos tienden a ser frágiles, muchos tienen una 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 entornos 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 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 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 puede describirse como un mar de aragonito o calcita , dependiendo de qué mineral se forme preferentemente. La dolomita es un carbonato doble, con la fórmula CaMg(CO ₃ ) ₂ . La dolomitización secundaria de la piedra caliza es común, en la que la calcita o el aragonito se convierten en dolomita; esta reacción aumenta el espacio poroso (el volumen de la 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 de la calcita incluye carbonatos con la fórmula general XCO ₃ , y el grupo de la 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 transparentes a translúcidos, blandos y muchos son frágiles. ^[145] Los minerales de sulfato se forman comúnmente como evaporitas , donde precipitan de las 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 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 a partir del agua de mar en condiciones muy áridas. El grupo de la barita tiene la fórmula general XSO ₄ , donde la X es un catión grande 12-coordinado. 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 solo está en coordinación 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 reemplaza por antimonio, arsénico o vanadio. El fosfato más común es el grupo de la apatita ; las especies comunes dentro de este grupo son la fluorapatita (Ca ₅ (PO ₄ ) ₃ F), la clorapatita (Ca ₅ (PO ₄ ) ₃ Cl) y la hidroxiapatita (Ca ₅ (PO ₄ ) ₃ (OH)). Los minerales de este grupo son los principales constituyentes cristalinos de los dientes y los huesos de los vertebrados. El grupo de la monacita , relativamente abundante, 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" de REE, puede concentrar suficientemente estos elementos para convertirse en un mineral; En segundo lugar, los elementos del grupo de la monacita pueden incorporar cantidades relativamente grandes de uranio y torio, que pueden usarse en la geocronología de la monacita 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, la whewellita , CaC ₂ O ₄ · H ₂ O es un oxalato que puede depositarse en vetas 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 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 . ^{[150] [151]} La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos . La Comisión de Nuevos Minerales y Nombres Minerales de la IMA adoptó en 2009 un esquema jerárquico para la denominación y clasificación de grupos 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]} De acuerdo con estas nuevas reglas, "las especies minerales se pueden agrupar de varias maneras diferentes, sobre la base de la química, la estructura cristalina, la ocurrencia, la asociación, la historia genética o el recurso, por ejemplo, dependiendo del propósito que se persiga con la clasificación". ^[152]

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 los biominerales desempeñan papeles cruciales tanto en las reacciones prebióticas como en las bióticas . ^[154]

En enero de 2014, la NASA informó que los estudios de los rovers Curiosity y Opportunity en Marte buscarían evidencia de vida antigua, incluyendo una biosfera basada en microorganismos autótrofos , quimiotróficos y/o quimiolitoautotróficos , así como agua antigua, incluyendo ambientes fluvio-lacustres ( llanuras relacionadas con antiguos ríos o lagos ) que pueden haber sido habitables . ^{[155] [156] [157] [158]} La búsqueda de evidencia de habitabilidad , tafonomía (relacionada con fósiles ) y carbono orgánico en el planeta Marte se convirtió en un objetivo principal de la NASA . ^{[155] [156]}

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• Chesterman, CW; Lowe, KE (2008). Guía de campo de rocas y minerales de América del Norte . Toronto: Random House of Canada. ISBN 978-0-394-50269-4.
• Dyar, MD; Gunter, ME (2008). Mineralogía y mineralogía óptica . Chantilly, VA: Mineralogical Society of America . ISBN 978-0-939950-81-2.
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• Base de datos mineralógica Mindat, la mayor base de datos de minerales en Internet
• "Base de datos de mineralogía" de David Barthelmy (2009)
• "Clave de identificación de minerales II" Sociedad Mineralógica de América
• Base de datos de estructuras cristalinas del mineralogista estadounidense
• Los minerales y los orígenes de la vida ( Robert Hazen , NASA ) (vídeo, 60 min, abril de 2014).
• La vida privada de los minerales: perspectivas derivadas de la mineralogía basada en macrodatos (Robert Hazen, 15 de febrero de 2017)