Mineral
Definición
Un mineral es un compuesto químico natural, generalmente de forma cristalina y no producido por procesos de la vida. Un mineral tiene una composición química específica, mientras que una roca puede ser un agregado de diferentes minerales o mineraloides. El estudio de los minerales se llama mineralogía.
A partir de marzo de 2018, hay más de 5.500 especies minerales conocidas; 5,312 de estos han sido aprobados por la Asociación Mineralógica Internacional (IMA).
Los minerales se distinguen por diversas propiedades químicas y físicas. Las diferencias en la composición química y la estructura cristalina distinguen a las diversas especies, que fueron determinadas por el entorno geológico del mineral cuando se formaron. Los cambios en la temperatura, presión o composición volumétrica de una masa rocosa provocan cambios en sus minerales. Dentro de una especie mineral puede haber una variación en las propiedades físicas o pequeñas cantidades de impurezas que son reconocidas por los mineralogistas o la sociedad en general como una variedad mineral , por ejemplo amatista, una variedad púrpura de la especie mineral cuarzo.
Los minerales se pueden describir por sus diversas propiedades físicas, que están relacionadas con su estructura química y composición. Las características distintivas comunes incluyen estructura y hábito de cristal, dureza, brillo, diafanidad, color, veta, tenacidad, escisión, fractura, separación, gravedad específica, magnetismo, gusto u olor, radioactividad y 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. El silicio y el oxígeno constituyen aproximadamente el 75% de la corteza terrestre, lo que se traduce directamente en el predominio de minerales de silicato. Los minerales de silicato componen más del 90% de la corteza terrestre. La clase de minerales de silicato se subdivide en seis subclases por el grado de polimerización en la estructura química. Todos los minerales de silicato tienen una unidad base de [SiO 4] tetraedro de sílice, es decir, un catión de silicio coordinado por cuatro aniones de oxígeno, que da la forma de un tetraedro. Estos tetraedros se pueden polimerizar para dar las subclases: ortosilicatos (sin polimerización, por lo tanto tetraedros individuales), disilicatos (dos tetraedros unidos entre sí), ciclosilicatos (anillos de tetraedros), inosilicatos (cadenas de tetraedros), filosilicatos (láminas de tetraedros) y tectosilicatos (red tridimensional de tetraedros). Otros grupos minerales importantes incluyen los elementos nativos, sulfuros, óxidos, haluros, carbonatos, sulfatos y fosfatos.
Definiciones
Definición básica
Una definición de mineral abarca los siguientes criterios:
- Formado por un proceso natural (se excluyen los compuestos antropogénicos).
- Estable o metaestable a temperatura ambiente (25 ° C). En el sentido más simple, esto significa que el mineral debe ser sólido. Los ejemplos clásicos de excepciones a esta regla incluyen mercurio nativo, que cristaliza a -39 ° C, y hielo de agua, que es sólido solo debajo de 0 ° C; debido a que estos dos minerales fueron descritos antes de 1959, fueron protegidos por la Asociación Mineralógica Internacional (IMA). Los avances modernos han incluido un amplio estudio de cristales líquidos, que también involucran ampliamente la mineralogía.
- Representado por una fórmula química. Los minerales son compuestos químicos y, como tales, pueden describirse por fórmula fija o variable. Muchos grupos minerales y especies se componen de una solución sólida; las sustancias puras no se encuentran generalmente debido a la contaminación o la sustitución química. Por ejemplo, el grupo olivino se describe por la fórmula variable (Mg, Fe) 2 SiO 4 , que es una solución sólida de dos especies de miembros terminales, forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro, que se describen mediante una sustancia química fija fórmula. Las especies minerales en sí mismas podrían tener una composición variable, como el sulfuro mackinawite, (Fe, Ni) 9 S 8 , que es principalmente un sulfuro ferroso, pero tiene una impureza de níquel muy significativa que se refleja en su fórmula.
- Ordenamiento atómico ordenado. Esto generalmente significa cristalino; sin embargo, los cristales también son periódicos, por lo que se usa el criterio más amplio. Una disposición atómica ordenada da lugar a una variedad de propiedades físicas macroscópicas, tales como la forma cristalina, la dureza y la escisión. Ha habido varias propuestas recientes para clasificar sustancias biogénicas o amorfas como minerales. La definición formal de un mineral aprobado por el IMA en 1995: "Un mineral es un elemento o compuesto químico que normalmente es cristalino y que se ha formado como resultado de procesos geológicos".
- Usualmente es abiogénico (no es el resultado de la actividad de los organismos vivos). El IMA excluye explícitamente las sustancias biogénicas: "Las sustancias biogénicas son compuestos químicos producidos enteramente por procesos biológicos sin un componente geológico (por ejemplo, cálculos urinarios, cristales de oxalato en tejidos vegetales, conchas de moluscos marinos, etc.) y no se consideran minerales. Sin embargo, si los procesos geológicos estuvieron involucrados en la génesis del compuesto, entonces el producto puede ser aceptado como un mineral ".
Las primeras tres características generales son menos debatidas que las dos últimas.
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, en los nuevos esquemas de clasificación de Dana y Strunz. La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos. La Comisión IMA sobre Nuevos Minerales y Nombres Minerales adoptó en 2009 un esquema jerárquico para nombrar y clasificar grupos de minerales y nombres de grupos y estableció siete comisiones y cuatro grupos de trabajo para revisar y clasificar los minerales en una lista oficial de sus nombres publicados. De acuerdo con estas nuevas reglas, "las especies minerales se pueden agrupar de diferentes maneras, sobre la base de la química, la estructura cristalina, la ocurrencia, la asociación, la historia genética o los recursos, por ejemplo,
La exclusión de Nickel (1995) de sustancias biogénicas no se respetó universalmente. Por ejemplo, Lowenstam (1981) afirmó que "los organismos son capaces de formar una gran variedad de minerales, algunos de los cuales no pueden formarse inorgánicamente en la biosfera". La distinción es una cuestión de clasificación y menos que ver con los constituyentes de los minerales mismos. Skinner (2005) considera que todos los sólidos son minerales potenciales e incluye biominerales en el reino mineral, que son aquellos creados por las actividades metabólicas de los organismos. Skinner amplió la definición previa de un mineral para clasificar "elemento o compuesto, amorfo o cristalino, formado a través de procesos biogeoquímicos ", como un mineral.
Los avances recientes en genética de alta resolución y espectroscopía de absorción de rayos X proporcionan revelaciones sobre las relaciones biogeoquímicas entre microorganismos y minerales que pueden hacer que la exclusión de minerales biogénicos de Nickel (1995) sea obsoleta y la inclusión de minerales biogénicos de Skinner (2005). Por ejemplo, el "Grupo de Trabajo sobre Mineralogía Ambiental y Geoquímica" encargado por IMA trata sobre los minerales en la hidrosfera, la atmósfera y la biosfera. El alcance del grupo incluye microorganismos formadores de minerales, que existen en casi todas las rocas, suelos y partículas que abarcan todo el mundo a profundidades de al menos 1600 metros bajo el lecho marino y 70 kilómetros en la estratosfera (posiblemente ingresando a la mesosfera). Los ciclos biogeoquímicos han contribuido a la formación de minerales durante miles de millones de años. Los microorganismos pueden precipitar los metales de la solución, lo que contribuye a la formación de depósitos de mineral. También pueden catalizar la disolución de minerales.
Antes de la inclusión de la Asociación Mineralógica Internacional, se habían descubierto, nombrado y publicado más de 60 biominerales. Estos minerales (un subconjunto tabulado en Lowenstam (1981)) se consideran minerales de acuerdo con la definición de Skinner (2005). Estos biominerales no están incluidos en la lista oficial de nombres minerales de la Asociación Internacional de Minerales, sin embargo, muchos de estos representantes biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales enumeradas en el esquema de clasificación Dana. Otra clase rara de minerales (principalmente de origen biológico) incluye los cristales minerales líquidos que tienen propiedades de líquidos y cristales. Hasta la fecha, se han identificado más de 80,000 compuestos cristalinos líquidos.
La definición de Skinner (2005) de un mineral toma en cuenta esta cuestión al afirmar que un mineral puede ser cristalino o amorfo, este último grupo incluye cristales líquidos. Aunque biominerales y cristales minerales líquidos, no son la forma más común de minerales, ayudan a definir los límites de lo que constituye un mineral propiamente dicho. La definición formal de Nickel (1995) menciona explícitamente la cristalinidad como la clave para definir una sustancia como un mineral. Un artículo de 2011 definió la icosaedrita, una aleación de aluminio, hierro y cobre como mineral; llamado así por su singular simetría icosaédrica natural, es un cuasicristal. A diferencia de un verdadero cristal, los cuasicristales son ordenados pero no periódicos.
Rocas, minerales y gemas
Los minerales no son equivalentes a las rocas. Una roca es un agregado de uno o más minerales 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 este último caso. Otras rocas se pueden definir por abundancia relativa de minerales clave (esenciales); un granito se define por proporciones de cuarzo, feldespato alcalino y feldespato plagioclasa. Los otros minerales en la roca se denominan accesorios y no afectan en gran medida la composición en masa de la roca. Las rocas también pueden estar compuestas enteramente de material no mineral; el carbón es una roca sedimentaria compuesta principalmente de carbono derivado orgánicamente.
En las rocas, algunas especies minerales y grupos 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; a excepción del último, todos estos minerales son silicatos. En general, alrededor de 150 minerales se consideran particularmente importantes, ya sea en términos de su abundancia o valor estético en términos de recolección.
Los minerales y rocas comercialmente valiosos se conocen como minerales industriales. Por ejemplo, la moscovita, una mica blanca, se puede usar para ventanas (a veces denominada como cola de pescado), como relleno o como aislante. Los minerales son minerales que tienen una alta concentración de un determinado elemento, típicamente un metal. Los ejemplos son cinabrio (HgS), un mineral de mercurio, esfalerita (ZnS), un mineral de zinc o casiterita (SnO 2), un mineral de estaño. Las gemas son minerales con un valor ornamental, y se distinguen de las no gemas por su belleza, durabilidad y, por lo general, rareza. Hay alrededor de 20 especies de minerales que califican como minerales gema, que constituyen alrededor de 35 de las piedras preciosas más comunes. Los minerales de gemas a menudo están presentes en varias variedades, por lo que un mineral puede dar cuenta de varias piedras preciosas diferentes; por ejemplo, el rubí y el zafiro son ambos corindón, Al 2 O 3 .
Nomenclatura y clasificación
Los minerales se clasifican por variedad, especie, serie y grupo, en orden creciente de generalidad. El nivel básico de definición es el de las especies minerales, cada una de las cuales se distingue de las demás por sus 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 de minerales, se define una serie de minerales. Por ejemplo, la serie biotita está representada por cantidades variables de los miembros finales flogopita, siderofilita, annita y esteonita. Por el contrario, un grupo mineral es una agrupación de especies minerales con algunas propiedades químicas comunes que comparten una estructura cristalina. El grupo piroxeno tiene una fórmula común de XY (Si, Al) 2 O 6, donde X e Y son ambos cationes, con X típicamente más grande que Y; los piroxenos son silicatos monocatenarios que cristalizan en los sistemas de cristal ortorrómbico o monoclínico. Finalmente, una variedad mineral es un tipo específico de especie mineral que difiere por alguna característica física, como el color o el hábito cristalino. Un ejemplo es la amatista, que es una variedad púrpura de cuarzo.
Dos clasificaciones comunes, Dana y Strunz, se usan para minerales; ambos se basan en la composición, específicamente en lo que respecta a grupos químicos importantes y estructura. James Dwight Dana, un destacado geólogo de su tiempo, publicó por primera vez su Sistema de Mineralogía en 1837; desde 1997, está en su octava edición. La clasificación Dana asigna un número de cuatro partes a una especie mineral. Su número de clase se basa en grupos de composición importantes; el tipo da la relación de cationes a aniones en el mineral, y los dos últimos números agrupan minerales por similitud estructural dentro de un tipo o clase dado. La clasificación menos utilizada de Strunz, llamada así por el mineralogista alemán Karl Hugo Strunz, se basa en el sistema Dana, pero combina criterios químicos y estructurales, el último con respecto a la distribución de enlaces químicos.
A partir de septiembre de 2017, el IMA aprobó 5.291 especies de minerales. Se nombran más comúnmente después de una persona (45%), seguido de ubicación de descubrimiento (23%); los nombres basados en la composición química (14%) y las propiedades físicas (8%) son los otros dos grupos principales de etimologías del nombre mineral.
La palabra "especie" (de la especie latina , "un tipo particular, tipo o tipo con una apariencia distinta") proviene del esquema de clasificación en Systema Naturae de Carl Linnaeus. Linneaeus dividió el mundo natural en tres reinos: plantas, animales y minerales, y clasificó a cada uno con la misma jerarquía. En orden descendente, estos fueron Phylum, Class, Order, Family, Tribe, Genus, and Species.
Química
La abundancia y diversidad de minerales está controlada directamente por su química, a su vez depende de las abundancias elementales 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, por orden de abundancia decreciente: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, magnesio, calcio, sodio y potasio. El oxígeno y el silicio son los dos más importantes: el oxígeno compone el 47% de la corteza en peso y el silicio representa el 28%.
Los minerales que se forman están directamente controlados por la química a granel del cuerpo principal. Por ejemplo, un magma rico en hierro y magnesio formará compuestos químicos, como el olivino y los piroxenos; en contraste, un magma más rico en sílice cristalizará para formar minerales que incorporan más SiO 2 , tales como los feldespatos y cuarzo. En una piedra caliza, se forman calcita o aragonito (ambos CaCO 3 ) porque la roca es rica en calcio y carbonato. Un corolario es que no se encontrará un mineral en una roca cuya química a granel no se asemeje a la química a granel de un mineral dado, con la excepción de los minerales traza. Por ejemplo, cianita, Al 2 SiO 5 formas del metamorfismo de las lutitas ricas en aluminio; no es probable que ocurra en rocas pobres en aluminio, como la cuarcita.
La composición química puede variar entre las especies miembros finales de una serie de soluciones sólidas. Por ejemplo, los feldespatos de plagioclasa comprenden una serie continua de albita de miembros finales rica en sodio (NaAlSi 3 O 8 ) a anortita rica en calcio (CaAl 2 Si 2 O 8 ) con cuatro variedades intermedias reconocidas entre ellas (dadas en orden de sodio- rico en calcio): oligoclasa, andesina, labradorita y bytownita. Otros ejemplos de series incluyen la serie Olivine 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.
Los poliedros de sustitución y coordinación químicos explican esta característica común de los minerales. En la naturaleza, los minerales no son sustancias puras, y están contaminados por cualquier otro elemento que esté presente en el sistema químico dado. Como resultado, es posible que un elemento se sustituya por otro. La sustitución química ocurrirá entre iones de un tamaño y carga similar; por ejemplo, K no sustituirá al Si debido a incompatibilidades químicas y estructurales causadas por una gran diferencia en tamaño y carga. Un ejemplo común de sustitución química es el de Si por Al, que están a cargo, 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 de silicio-oxígeno de 2: 1,3 O 8 ]; sin la sustitución, la fórmula se carga equilibrada como SiO 2 , dando cuarzo. La importancia de esta propiedad estructural se explicará más a fondo por los poliedros de coordinación. La segunda sustitución ocurre entre Na y Ca; sin embargo, la diferencia en la carga tiene que ser contabilizada haciendo una segunda sustitución de Si por Al.
Los poliedros de coordinación son representaciones geométricas de cómo un catión está rodeado por un anión. En mineralogía, los poliedros de coordinación generalmente se consideran en términos de oxígeno, debido a su abundancia en la corteza. La unidad base de minerales de silicato es el tetraedro de sílice, un Si rodeado por cuatro O. Una forma alternativa de describir la coordinación del silicato es por un número: en el caso del sílice tetraedro, 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, a excepción de los minerales de muy alta presión, donde el compuesto se comprime de manera tal que el silicio se encuentra en una coordinación seis veces (octaédrica) con el oxígeno. Los cationes más grandes tienen números de coordinación mayores 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 los 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 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 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 Al2 SiO 5 ), que difieren en el número de coordinación del Al; estos minerales se transforman entre sí como respuesta a los cambios de presión y temperatura. En el caso de los materiales de silicato, la sustitución de Si por Al permite una variedad de minerales debido a la necesidad de equilibrar las cargas.
Los cambios en la temperatura y la presión y la 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 hidrotérmica). Los cambios en la temperatura y la presión ocurren cuando la roca anfitriona sufre movimiento tectónico o magmático en 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 a granel idéntica o muy similar sin tener una mineralogía similar. Este proceso de alteración mineralógica está relacionado con el ciclo de la roca. Un ejemplo de una serie de reacciones minerales se ilustra de la siguiente manera.
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 en la temperatura y la 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 la coesita a altas presiones.
Propiedades físicas
La clasificación de los minerales varía de simple a difícil. Un mineral puede identificarse por varias propiedades físicas, algunas de ellas son suficientes para una identificación completa sin equívocos. En otros casos, los minerales solo pueden clasificarse mediante un análisis óptico, químico o de difracción de rayos X más complejo; estos métodos, sin embargo, pueden ser costosos y consumir mucho tiempo. Las propiedades físicas aplicadas para la clasificación incluyen la estructura cristalina y el hábito, la dureza, el brillo, la diafanidad, el color, la veta, el desdoblamiento y la fractura, y la gravedad específica. Otras pruebas menos generales incluyen fluorescencia, fosforescencia, magnetismo, radioactividad, tenacidad (respuesta a cambios de forma o forma inducidos mecánicamente), piezoelectricidad y reactividad a ácidos diluidos.
Estructura de cristal y hábito
La estructura cristalina resulta de la ordenada disposición geométrica espacial 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 verse o tienen una forma irregular, la estructura cristalina subyacente es siempre periódica y puede determinarse mediante difracción de rayos X. Los minerales se describen típicamente por su contenido de simetría. Los cristales están restringidos a 32 grupos de puntos, que difieren por su simetría. Estos grupos se clasifican a su vez en categorías más amplias, la más abarcativa de estas son las seis familias de cristal.
Estas familias pueden describirse por la longitud relativa de los tres ejes cristalográficos y los ángulos que los unen; estas relaciones corresponden a las operaciones de simetría que definen los grupos de puntos más estrechos. Se resumen a continuación; a, b, yc 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):
| Familia de cristales | Longitudes | Anglos | Ejemplos comunes |
|---|---|---|---|
| Isométrico | a = b = c | α = β = γ = 90 ° | Granate, halita, pirita |
| Tetragonal | a = b ≠ c | α = β = γ = 90 ° | Rutilo, zirconio, andalucita |
| Ortorrómbico | a ≠ b ≠ c | α = β = γ = 90 ° | Olivino, aragonito, ortopiroxanos |
| Hexagonal | a = b ≠ c | α = β = 90 °, γ = 120 ° | Cuarzo, calcita, turmalina |
| Monoclínica | a ≠ b ≠ c | α = γ = 90 °, β ≠ 90 ° | Clinopiroxenos, ortoclasa, yeso |
| Triclínico | a ≠ b ≠ c | α ≠ β ≠ γ ≠ 90 ° | Anorthita, albita, cianita |
La familia de cristales hexagonales también se divide en dos sistemas de cristal : el trigonal, que tiene un eje de simetría de tres veces, y el hexagonal, que tiene un eje de simetría de seis.
La química y la estructura cristalina juntas definen un mineral. Con una restricción a grupos de 32 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 último es ortorrómbico. Este polimorfismo se extiende a otros sulfuros con el AX genérico 2 fórmula; estos dos grupos se conocen colectivamente como los grupos pirita y marcasita.
El polimorfismo puede extenderse más allá del contenido de simetría pura. Los aluminosilicatos son un grupo de tres minerales: cianita, andalucita y silimanita, que comparten la fórmula química Al 2 SiO 5 . La cianita es triclínica, mientras que la andalucita y la silimanita son ortorrómbicas y pertenecen al grupo de puntos bipiramidales. Estas diferencias surgen correspondientes a cómo se coordina el aluminio dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ion de aluminio siempre se coordina seis veces con el oxígeno. El silicio, como regla general, está en coordinación cuádruple en todos los minerales; una excepción es un caso como stishovite (SiO 2, un polimorfo de cuarzo de presión ultra alta con estructura de rutilo). En kyanite, el segundo aluminio tiene una coordinación de seis veces; su fórmula química se puede expresar como AlAlSiO 5 , para reflejar su estructura cristalina. Andalusite tiene el segundo aluminio en coordinación de cinco veces (AlAlSiO 5 ) y sillimanite lo tiene en coordinación cuádruple (AlAlSiO 5 ).
Las diferencias en la estructura cristalina y la química influyen en gran medida en otras propiedades físicas del mineral. Los alotropos de carbono diamante y 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 las diferencias en la vinculación. En el diamante, los carbonos están en sp orbitales híbridos, lo que significa que forman un marco donde cada carbono se une covalentemente a cuatro vecinos de forma tetraédrica; por otro lado, el grafito está compuesto de láminas de carbonos en orbitales híbridos sp, donde cada carbono está unido covalentemente a solo otros tres. Estas hojas se mantienen juntas por fuerzas mucho más débiles de van der Waals,
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, hay varios tipos de gemelos, que incluyen gemelos de contacto, gemelos reticulados, gemelos geniculados, gemelos de penetración, gemelos cíclicos y 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 parecen redes. Los gemelos geniculados tienen una doblez en el medio que es causada por el inicio del gemelo. Los gemelos de penetración consisten en dos cristales individuales que crecieron el uno en el otro; ejemplos de este hermanamiento incluyen gemelos de estaurolita en forma de cruz y hermanamiento de Carlsbad en ortoclasa. Los gemelos cíclicos son causados por el hermanamiento repetido alrededor de un eje de rotación. Este tipo de hermanamiento ocurre alrededor de tres, cuatro, cinco, seis u ocho veces ejes, y los patrones correspondientes se llaman trepados, fourlings, fivelings, sixlings, y eightlings. Los sixlings son comunes en aragonite. Los gemelos polisintéticos son similares a los gemelos cíclicos a través de la presencia de hermanamiento repetitivo; sin embargo, en lugar de ocurrir alrededor de un eje de rotación, el hermanamiento polisintético ocurre a lo largo de planos paralelos, generalmente en una escala microscópica.
El hábito de cristal se refiere a la forma general del cristal. Varios términos se utilizan para describir esta propiedad. Los hábitos comunes incluyen acicular, que describe cristales en forma de aguja como natrolita, afilados, dendríticos (patrón de árbol, común en cobre nativo), equant, que es típico de granate, prismáticos (alargados en una dirección) y tabulares, que difieren de los afilados hábito en que el primero es platy mientras que el último tiene un alargamiento definido. En relación con la forma cristalina, la calidad de las caras de cristal es diagnóstica de algunos minerales, especialmente con un microscopio petrográfico. Los cristales euhedral tienen una forma externa definida, mientras que los cristales anhedral no tienen una forma externa definida esas formas intermedias se denominan subhedral.
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 en todos los lados, lo cual es una función de su estructura; la debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más suaves que otras. Un ejemplo de esta propiedad existe en kyanite, que tiene una dureza Mohs de 5½ paralelo a [001] pero 7 paralelo a [100].
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 raspa aquellos 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:
| 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 | Orthoclasa | 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 | do |
Lustre y diafanidad
Lustre indica cómo se refleja la luz de la superficie del mineral, con respecto a su calidad e intensidad. Existen numerosos términos cualitativos para describir esta propiedad, que se dividen en categorías metálicas y no metálicas. Los minerales metálicos y sub-metálicos tienen alta reflectividad como el metal; ejemplos de minerales con este brillo son la galena y la pirita. Los lustres no metálicos incluyen: adamantina, como en diamante; vítreo, que es un lustre vidrioso muy común en minerales de silicato; nacarado, como en talco y apofilita; resinoso, como los miembros del grupo granate; sedoso, que es común en minerales fibrosos como el crisotilo asbestiforme.
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 de potasio); algunas variedades son lo suficientemente claras como para haber sido usadas para ventanas. Los minerales translúcidos permiten que pase algo de luz, pero menos que aquellos que son transparentes. Jadeíta y nefrita (formas minerales de jade son ejemplos de minerales con esta propiedad). Los minerales que no permiten el paso de la luz se llaman opacos.
La diafanidad de un mineral depende del grosor 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 ve en una muestra de mano. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en la sección delgada.
Color y racha
El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es diagnóstico. Es causada por la radiación electromagnética que interactúa con los electrones (excepto en el caso de la incandescencia, que no se aplica a los minerales). Se definen dos amplias clases de elementos (idiocromáticos y alócromos) 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. Ejemplos de tales minerales son malaquita (verde) y azurita (azul). Por el contrario, los elementos alocromáticos en minerales están presentes en pequeñas cantidades como impurezas. Un ejemplo de tal mineral serían las variedades de rubí y zafiro del mineral corindón. Los colores de los minerales pseudocromáticos son el resultado de la interferencia de las ondas de luz.
Además del color del cuerpo simple, los minerales pueden tener otras propiedades ópticas distintivas, como juego de colores, asterismo, chatoyancy, iridescence, deslustre y pleocroísmo. Varias de estas propiedades implican variabilidad en el color. El juego de color, como en el ópalo, hace que la muestra refleje diferentes colores a medida que se gira, mientras que el pleocroísmo describe el cambio de color a medida que 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 desprende de un revestimiento en la superficie del cristal, planos de división o capas que tienen gradaciones menores en la química. Por el contrario, el juego de colores en ópalo es causado por refracción de la luz de las esferas de sílice microscópicas ordenadas dentro de su estructura física. Chatoyancy ("ojo de gato") ) es la banda ondulada de color que se observa a medida que se gira la muestra; 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.
La veta de un mineral se refiere al color de un mineral en forma de polvo, que puede ser idéntico o no al color de su cuerpo. La forma más común de probar esta propiedad se realiza con una placa de rayas, que está hecha de porcelana y coloreada en blanco o negro. La veta de un mineral es independiente de oligoelementos o cualquier superficie de intemperie. Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con hematita, que es de color negro, plateado o rojo en la muestra de la mano, pero tiene una veta de color rojo cereza a marrón rojizo. La raya es más a menudo distintiva para los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color del cuerpo es creado por elementos alocromáticos. La prueba de rachas está limitada por la dureza del mineral, ya que las más duras que 7 pulverizan la raya en su lugar.
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 tales planos se denomina escisión. La calidad de la división se puede describir en función de qué tan limpia y fácilmente se rompe el mineral; descriptores comunes, en orden de calidad decreciente, son "perfecto", "bueno", "distinto" y "pobre". 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 extensamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que permita que se escinda. Por el contrario, las micas, que tienen una escisión basal perfecta,
Como la escisión es una función de la cristalografía, hay 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. El clivaje bidireccional se describe como prismático y ocurre en minerales como los anfíboles y los piroxenos. Los minerales como la galena o la halita tienen una división 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 fluorita y diamante, y la esfalerita tiene una escisión dodecaédrica de seis direcciones.
Los minerales con muchas divisiones pueden no romperse igual de bien en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita tiene una buena división en tres direcciones, pero el yeso tiene una división perfecta en una dirección y una división pobre en otras dos direcciones. Los ángulos entre los planos de división varían entre los 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 escisión es diferente. Los piroxenos se escinden en dos direcciones a aproximadamente 90 °, mientras que los anfíboles se dividen distintamente en dos direcciones separadas por aproximadamente 120 ° y 60 °. Los ángulos de corte se pueden medir con un goniómetro de contacto, que es similar a un transportador.
La separación, a veces llamada "escisión falsa", es similar en apariencia a la escisión, pero en su lugar se produce por defectos estructurales en el mineral, en oposición a la debilidad sistemática. La separación varía de cristal a cristal de un mineral, mientras que todos los cristales de un mineral determinado se rompen si la estructura atómica permite esa propiedad. En general, la separación es causada por un poco de estrés aplicado 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.
Cuando un mineral se rompe en una dirección que no corresponde a un plano de escisión, se denomina que se ha fracturado. Hay varios tipos de fracturas irregulares. El ejemplo clásico es la fractura concoidal, 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 pirateadas. Este último describe una ruptura a lo largo de una superficie rugosa y dentada; un ejemplo de esta propiedad se encuentra en cobre nativo.
La tenacidad está relacionada tanto con la división como con la fractura. Mientras que la fractura y el desdoblamiento describen las superficies que se crean cuando se rompe un mineral, la tenacidad describe qué tan resistente es un mineral a tal rotura. Los minerales se pueden describir como frágiles, dúctiles, maleables, sectiles, flexibles o elásticos.
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 / mog / cm. La gravedad específica mide cuánta agua desplaza una muestra de mineral. Definido 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, la gravedad específica es una relación sin unidades. 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 2.5-3.5.
La alta densidad específica es una propiedad de diagnóstico de un mineral. Una variación en la química (y, por consiguiente, en 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 mayor gravedad específica que los que tienen un brillo no metálico a opaco. Por ejemplo, hematita, Fe 2 O 3, tiene una gravedad específica de 5.26 mientras que galena, PbS, tiene una gravedad específica de 7.2-7.6, que es el resultado de su alto contenido de hierro y plomo, respectivamente. Una gravedad específica muy alta se vuelve muy pronunciada en metales nativos; kamacite, una aleación de hierro y níquel común en los meteoritos de hierro tiene una gravedad específica de 7.9, y el oro tiene una gravedad específica observada entre 15 y 19.3.
Otras propiedades
Otras propiedades pueden usarse para diagnosticar minerales. Estos son menos generales y se aplican a minerales específicos.
Dejar caer ácido diluido (a menudo 10% de HCl) sobre un mineral ayuda a distinguir los carbonatos de otras clases de minerales. El ácido reacciona con el grupo carbonato ([CO 3 ]), lo que causa que la zona afectada eferveszca, liberando dióxido de carbono gaseoso. Esta prueba se puede ampliar aún más para probar el mineral en su forma de cristal original o en forma de polvo. Un ejemplo de esta prueba se realiza al distinguir calcita de dolomita, especialmente dentro de las rocas (piedra caliza y dolomías, respectivamente). La calcita efervesce inmediatamente en el ácido, mientras que el ácido se debe aplicar a la dolomita en polvo (a menudo a una superficie rayada en una roca), para que eferveszca. Los minerales Zeolita no efervescencia en ácido; en cambio, se congelan después de 5-10 minutos, y si se dejan en ácido durante un día, se disuelven o se convierten en gel de sílice.
Cuando se prueba, el magnetismo es una propiedad muy conspicua de los minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita muestra esta propiedad con fuerza, y el magnetismo también está presente, aunque no con tanta fuerza, en la pirrotina y la ilmenita. 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 datos incompletos y variaciones naturales.
Los minerales también se pueden analizar en cuanto a sabor u olor. Halita, NaCl, es sal de mesa; su contraparte que contiene potasio, sylvite, tiene un pronunciado sabor amargo. Los sulfuros tienen un olor característico, especialmente cuando las muestras se fracturan, reaccionan o se pulverizan.
La radiactividad es una propiedad rara; los minerales pueden estar compuestos de elementos radiactivos. Podrían ser un constituyente definitorio, como el uranio en uraninita, autunita y carnotita, o como impurezas traza. En este último caso, la descomposición de un elemento radiactivo daña el cristal mineral; el resultado, denominado halo radioactivo o halo pleocroico , se puede observar con diversas técnicas, como la petrografía de sección delgada.
Clasificación
Como la composición de la corteza terrestre está dominada por el silicio y el oxígeno, los elementos de silicato son, con mucho, la clase más importante de minerales en términos de formación y diversidad de rocas. Sin embargo, los minerales no silicatos son de gran importancia económica, especialmente como minerales.
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 minerales no silicatadas son raras (constituyendo en total 8% de la corteza terrestre), aunque algunas son relativamente comunes, como calcita, pirita, magnetita y hematita. Existen dos estilos estructurales principales observados en los no silicatos: empaque compacto y tetraedros ligados a silicatos. las estructuras compactas son una forma de empaquetar densamente los átomos mientras se minimiza el espacio intersticial. El empaquetamiento hexagonal de cierre consiste en apilar capas donde todas las demás capas son iguales ("ababab"), mientras que el cierre cúbico consiste en apilar grupos de tres capas ("abcabcabc").4 (sulfato), PO 4 (fosfato), AsO 4 (arseniato) y VO 4 (vanadato). Los no silicatos tienen una gran importancia económica, ya que concentran elementos más que los minerales de silicato.
La agrupación más grande de minerales por lejos son los silicatos; la mayoría de las rocas están compuestas de más de 95% de minerales de silicato y más del 90% de la corteza terrestre está compuesta de estos minerales. Los dos constituyentes 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. Algunos silicatos formadores de rocas importantes incluyen los feldespatos, cuarzo, olivinos, piroxenos, anfíboles, granates y micas.
Silicatos
La unidad base de un mineral de silicato es el tetraedro [SiO 4 ]. En la gran mayoría de los casos, el silicio se encuentra en coordinación cuádruple o tetraédrica con el oxígeno. En situaciones muy alta presión, silicio estará en seis veces o coordinación octaédrica, como en la estructura de perovskita o la stishovite cuarzo polimorfo (SiO 2 ). En este último caso, el mineral ya no tiene una estructura de silicato, sino el de rutilo (TiO 2), y su grupo asociado, que son óxidos simples. Estos tetraedros de sílice se polimerizan en cierto grado para crear diversas estructuras, como cadenas unidimensionales, láminas bidimensionales y estructuras tridimensionales. El mineral básico de silicato donde no se ha producido la polimerización de los tetraedros requiere otros elementos para equilibrar la carga base. En otras estructuras de silicato, se requieren diferentes combinaciones de elementos para equilibrar la carga negativa resultante. Es común que el Si sea sustituido por Al debido a la similitud en el radio iónico y la carga; en esos casos, los tetraedros [AlO 4 ] forman las mismas estructuras que los tetraedros no sustituidos, pero sus requisitos de equilibrio de carga son diferentes.
El grado de polimerización puede describirse tanto por la estructura formada como por la cantidad de esquinas tetraédricas (u oxígenos de coordinación) que se comparten (para aluminio y silicio en sitios tetraédricos). 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. Inosilicatos son silicatos de cadena; los silicatos de una sola cadena tienen dos esquinas compartidas, mientras que los silicatos de doble cadena tienen dos o tres esquinas compartidas. En filosilicatos, se forma una estructura de lámina 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 de lámina. Los silicatos estructurales o tectosilicatos tienen tetraedros que comparten las cuatro esquinas. Los silicatos anulares
Las subclases de silicato se describen a continuación en orden de polimerización decreciente.
Tectosilicatos
Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos estructurales, tienen el grado más alto de polimerización. Con todas las esquinas de un tetraedro compartido, la relación de silicio: oxígeno se vuelve 1: 2. Algunos ejemplos son el cuarzo, los feldespatos, los feldespatoides y las zeolitas. Los silicatos estructurales tienden a ser particularmente estables químicamente como resultado de fuertes enlaces covalentes.
Formando el 12% de la corteza terrestre, el cuarzo (SiO 2 ) 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 stishovite de presión ultra alta. Este último mineral solo se puede formar en la Tierra por impactos de meteoritos, y su estructura ha sido compuesta 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 α-cuarzo. Su contraparte, el cuarzo β, está presente solo a altas temperaturas y presiones (cambios a cuarzo α por debajo de 573 ° C a 1 bar). Estos dos polimorfos difieren por un "retorcimiento" de enlaces; este cambio en la estructura le da a \ beta - cuarzo una mayor simetría que \ alpha - cuarzo, y también se les llama cuarzo alto (\ beta) y cuarzo bajo (\ alpha).
Los feldespatos son el grupo más abundante en la corteza terrestre, alrededor del 50%. En los feldespatos, Al sustituye al Si, lo que crea un desequilibrio de carga que debe contabilizarse mediante la adición de cationes. La estructura base se convierte en [AlSi 3 O 8 ] o [Al 2 Si 2 O 8] Hay 22 especies minerales de feldespatos, subdivididos en dos subgrupos principales - álcali y plagioclasa - y dos grupos menos comunes - celsiana y banalsita. Los feldespatos alcalinos son más comúnmente en una serie entre ortoclasa rica en potasio y albita rica en sodio; en el caso de la plagioclasa, la serie más común oscila entre la albita y 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 un fundido, forma lamelas de disolución porque los dos componentes, la ortoclasa y la albita, son inestables en la solución sólida. Exsolution puede estar en una escala de microscópica a fácilmente observable en la muestra a mano; La textura pertítica se forma cuando el feldespato rico en Na se desarrolla en un huésped rico en K. La textura opuesta (antiperthítica),
Los feldespatoides son estructuralmente similares al feldespato, pero difieren en que se forman en condiciones de deficiencia de Si, lo que permite una mayor sustitución por Al. Como resultado, feldsapthoids no se puede asociar con el cuarzo. Un ejemplo común de feldespioide es nefelina ((Na, K) AlSiO 4 ); en comparación con el feldespato alcalino, nefelina tiene una relación Al 2 O 3 : SiO 2 de 1: 2, a diferencia de 1: 6 en el feldespato. Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, que ocurren en agujas, placas o masas bloqueadas. Se forman en presencia de agua a bajas temperaturas y presiones, y tienen canales y vacíos en su estructura. Las zeolitas tienen varias aplicaciones industriales, especialmente en el tratamiento de aguas residuales.
Filosilicatos
Los filosilicatos consisten en láminas de tetraedros polimerizados. Están unidos a tres sitios de oxígeno, lo que da una relación característica de silicio: oxígeno de 2: 5. Los ejemplos importantes incluyen los grupos de mica, clorita y caolinita-serpentina. Las láminas están débilmente unidas por fuerzas de van der Waals o enlaces de hidrógeno, lo que causa una debilidad cristalográfica, que a su vez conduce a una división basal prominente entre los filosilicatos. Además de los tetraedros, los filosilicatos tienen una hoja de octaedros (elementos en coordinación de seis veces por oxígeno) que equilibran los tetraedros básicos, que tienen una carga negativa (por ejemplo, [Si 4 O 10]]) Estas hojas de tetraedros (T) y octaedros (O) se apilan en una variedad de combinaciones para crear grupos de filosilicatos. Dentro de una hoja octaédrica, hay tres sitios octaédricos en una estructura de unidad; sin embargo, no todos los sitios pueden estar ocupados. En ese caso, el mineral se denomina dioctaedro, mientras que en otro caso se denomina trioctahedral.
El grupo de caolinita-serpentina consiste en pilas de TO (los minerales de arcilla 1: 1); su dureza varía de 2 a 4, ya que las hojas se mantienen por enlaces de hidrógeno. Los minerales de arcilla 2: 1 (pirofilita-talco) consisten en pilas TOT, pero son más blandos (dureza de 1 a 2), ya que en su lugar se mantienen unidos por las fuerzas de van der Waals. Estos dos grupos de minerales están agrupados por ocupación octaédrica; específicamente, la caolinita y la pirofilita son dioctaédricas, mientras que la serpentina y el talco son trioctaédricos.
Las micas también son filosilicatos apilados en TOT, pero difieren de los otros miembros de subclase apilados en TOT y TO en que incorporan aluminio en las láminas tetraédricas (los minerales de arcilla tienen Al en sitios octaédricos). Ejemplos comunes de micas son la moscovita y las biotiteseries. El grupo de clorito está relacionado con el grupo de mica, pero una capa de tipo brucita (Mg (OH) 2 ) entre las pilas de TOT.
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 finas. Las micas se pueden usar en electrónica como aislantes, en la construcción, como relleno óptico o incluso como cosméticos. 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.
Inosilicatos
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 doble cadena. Los silicatos monocatenarios tienen una relación de silicio: oxígeno de 1: 3 (p. Ej. [Si 2 O 6 ]), mientras que la variedad de doble cadena tiene una relación de 4:11, por ejemplo [Si 8 O 22 ]. Los inosilicatos contienen dos importantes grupos minerales formadores de rocas; los silicatos de cadena simple son más comúnmente piroxenos, mientras que los silicatos de doble cadena a menudo son anfíboles. Existen cadenas de orden superior (por ejemplo cadenas de tres miembros, cuatro miembros, cinco miembros, etc.) pero son raras.
El grupo de piroxeno consiste en 21 especies de minerales. 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, Fe y Mg para equilibrar la carga negativa en la columna vertebral. Los piroxenos son comunes en la corteza terrestre (alrededor del 10%) y constituyen un componente clave de las rocas ígneas máficas.
Los anfíboles tienen una gran variabilidad en química, descrita de diversas formas como "cubo de basura mineralógico" o "tiburón mineralógico que nada en un mar de elementos". La columna vertebral de los anfíboles es el [Si 8 O 22]; está equilibrado por cationes en tres posiciones posibles, aunque la tercera posición no siempre se usa, y un elemento puede ocupar los dos restantes. Finalmente, los anfíboles generalmente están hidratados, es decir, tienen un grupo hidroxilo ([OH]), aunque puede reemplazarse por un fluoruro, un cloruro o un ion de óxido. Debido a la química variable, hay más de 80 especies de anfíboles, aunque las variaciones, como en los piroxenos, más comúnmente implican mezclas de Ca, Fe y Mg. Varias especies de minerales anfíboles pueden tener un hábito de cristal asbestiforme. Estos minerales de asbesto forman fibras largas, delgadas, flexibles y fuertes, que son aislantes eléctricos, químicamente inertes y resistentes al calor; como tales, tienen varias aplicaciones, especialmente en materiales de construcción. Sin embargo, el amianto es carcinógeno conocido y causa otras enfermedades, como la asbestosis; El amianto anfíbol (antofilita, tremolita, actinolita, grunerita y riebeckita) se considera más peligroso que el amianto crisotilo serpentino.
Ciclosilicatos
Los ciclosilicatos, o silicatos en anillo, tienen una relación de silicio a oxígeno de 1: 3. Los anillos de seis miembros son los más comunes, con una estructura base de [Si 6 O 18 ]; ejemplos incluyen el grupo turmalina y el berilo. Existen otras estructuras de anillo, con 3, 4, 8, 9, 12 que se han descrito. Los ciclosilicatos tienden a ser fuertes, con cristales alargados y estriados.
Las turmalinas tienen una química muy compleja que se puede describir con una fórmula general XY 3 Z 6 (BO 3 ) 3 T 6 O 18 V 3 W. La T 6 O 18 es la estructura básica del anillo, donde T es generalmente Si, pero sustituible por Al 3+ o B. Las turmalinas pueden ser agrupadas por la ocupación del sitio X, y a partir de allí subdivididas 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 estructural del metal de transición le da al grupo de turmalina una mayor variabilidad en el color. Otros ciclosilicatos incluyen berilo, Al2 Be 3 Si 6 O 18 , cuyas variedades incluyen las piedras preciosas esmeralda (verde) y aguamarina (azul). La cordierita es estructuralmente similar al berilo, y es un mineral metamórfico común.
Sorosilicatos
Los sorosilicatos, también denominados disilicatos, tienen un enlace tetraedro-tetraedro a un oxígeno, lo que da como resultado una relación de 2: 7 de silicio a oxígeno. El elemento estructural común resultante es el grupo [Si 2 O 7 ]. Los disilicatos más comunes son, por mucho, miembros del grupo de epidota. Los epidotes se encuentran en una variedad de entornos geológicos, que van desde la cordillera oceánica hasta granitos y metapelitas. Los epidotes se construyen alrededor de la estructura [(SiO 4 ) (Si 2 O 7 )] estructura; por ejemplo, la especie mineral epidota tiene calcio, aluminio y hierro férrico para cargar el equilibrio: Ca 2 Al 2 (Fe, Al) (SiO 4 ) (Si 2 O7 ) O (OH). La presencia de hierro como Fe y Fe ayuda a comprender la fugacidad del oxígeno, que a su vez es un factor importante en la petrogénesis.
Otros ejemplos de sorosilicatos incluyen lawsonita, un mineral metamórfico que se forma en la facies blueschist (configuración de la zona de subducción con baja temperatura y alta presión), vesuvianita, que absorbe una cantidad significativa de calcio en su estructura química.
Ortosilicatos
Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados que se equilibran con otros cationes. Denominados también nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una relación de silicio: oxígeno de 1: 4 (por ejemplo, SiO 4 ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales en bloques eficientes, y son bastante duros. Varios minerales formadores de rocas son parte de esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo olivino y el grupo granate.
Los aluminosilicatos -bianita, andalucita y silimanita, todos Al 2SiO 5 - están compuestos estructuralmente por un tetraedro [SiO 4 ] y un Al en la coordinación octaédrica. El Al restante puede estar en coordinación de seis veces (cianita), cinco veces (andalucita) o cuádruple (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 octaedros por oxígeno. Existen otras especies minerales que tienen esta estructura, como tephroite, Mn 2 SiO 4. El grupo granate tiene una fórmula general de X 3 Y 2 (SiO 4 ) 3 , donde X es un catión coordinado ocho veces grande, e Y es un catión coordinado seis veces más pequeño. Hay seis extremos ideales de granate, divididos en dos grupos. Los granates pirales tienen Alin en la posición Y: piropo (Mg 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ), almandina (Fe 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) y spessartina (Mn 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ). Los granates ugrandita tienen Ca en la posición X: uvarovita (Ca 3)Cr 2 (SiO 4 ) 3 ), grossular (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.
Otros ortosilicatos incluyen circonio, estaurolita y topacio. Zircon (ZrSiO 4 ) es útil en geocronología ya que Zr puede ser sustituido por U; además, debido a su estructura muy resistente, es difícil restablecerlo como un cronómetro. La estaurolita es un mineral índice metamórfico común de índice intermedio. Tiene una estructura cristalina particularmente complicada que solo se describió completamente en 1986. El topacio (Al 2 SiO 4 (F, OH) 2 , que a menudo se encuentra en las pegmatitas graníticas asociadas con la turmalina, es un mineral de piedras preciosas común.
No silicatos
Elementos nativos
Los elementos nativos son aquellos que no están unidos químicamente a otros elementos. Este grupo mineral incluye metales nativos, semi-metales y no metales, y varias aleaciones y soluciones sólidas. Los metales se mantienen unidos mediante uniones metálicas, lo que confiere propiedades físicas distintivas, como su brillante brillo metálico, ductilidad y maleabilidad, y conductividad eléctrica. Los elementos nativos se subdividen en grupos por su estructura o atributos químicos.
El grupo de oro, con una estructura cúbica compacta, incluye metales como el oro, la plata y el cobre. El grupo del platino es similar en estructura al grupo de oro. El grupo de hierro y níquel se caracteriza por varias especies de aleaciones de hierro y níquel. Dos ejemplos son kamacita y taenita, que se encuentran en los meteoritos de hierro; estas especies difieren en la cantidad de Ni en la aleación; kamacite tiene menos del 5-7% de níquel y es una variedad de hierro nativo, mientras que el contenido de níquel de la taenita oscila entre el 7-37%. Los minerales del grupo arsénico consisten en semi-metales, que tienen solo algunos rasgos metálicos; por ejemplo, carecen de la maleabilidad de los metales. El carbono nativo ocurre en dos alótropos, grafito y diamante; este último se forma a una presión muy alta en el manto, lo que le da una estructura mucho más fuerte que el grafito.
Sulfuros
Los minerales de sulfuro son compuestos químicos de uno o más metales o semimetales con un azufre; telurio, arsénico o selenio pueden sustituir al azufre. Los sulfuros tienden a ser minerales blandos y frágiles con una alta gravedad específica. 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 pueden redepositarse más tarde, lo que crea depósitos de minerales secundarios enriquecidos. Los sulfuros se clasifican por la relación del metal o semimetal al azufre, como M: S igual a 2: 1 o 1: 1. Muchos minerales de sulfuro son económicamente importantes como minerales metálicos; Los ejemplos incluyen esfalerita (ZnS), un mineral de zinc, galena (PbS), un mineral de plomo, cinabrio (HgS), un mineral de mercurio y molibdenita (MoS 2, un mineral de molibdeno. La pirita (FeS 2 ) es el sulfuro más común y se puede encontrar en la mayoría de los ambientes geológicos. Sin embargo, no es un mineral de hierro, sino que puede oxidarse para producir ácido sulfúrico. Relacionados con los sulfuros se encuentran los sulfosales raros, en los que un elemento metálico está unido al azufre y a un semimetal como el antimonio, el arsénico o el bismuto. Al igual que los sulfuros, los sulfosales son minerales blandos, pesados y frágiles.
Óxidos
Los minerales de óxido se dividen en tres categorías: óxidos simples, hidróxidos y óxidos múltiples. Los óxidos simples se caracterizan por O como el anión principal y principalmente por el enlace iónico. Se pueden subdividir adicionalmente por la relación de oxígeno a los cationes. El grupo periclasa consiste de minerales con una proporción de 1: 1. Los óxidos con una proporción 2: 1 incluyen cuprita (Cu 2 O) y hielo de agua. Los minerales del grupo corindón tienen una relación 2: 3 e incluyen minerales como corindón (Al 2 O 3 ) y hematita (Fe 2 O 3 ). Los minerales del grupo Rutile tienen una proporción de 1: 2; la especie epónima, 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). En 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 diasporos, gibbsita y bohmita; se forman en áreas con una tasa muy alta de meteorización química (principalmente condiciones tropicales). Finalmente, los óxidos múltiples son compuestos de dos metales con oxígeno. Un grupo principal dentro de esta clase son las espinelas, con una fórmula general de XY 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 (FeFe 2 O 4 ), lo que lo convierte en un óxido múltiple en lugar de un solo óxido.
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. Ejemplos comunes de haluros incluyen halita (NaCl, sal de mesa), silvita (KCl), fluorita (CaF 2 ). La halita y la sylvita comúnmente se forman como evaporitas y pueden ser minerales dominantes en las rocas sedimentarias químicas. 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.
Carbonatos
Los minerales de carbonato son aquellos en los que el grupo aniónico principal es el carbonato, [CO 3 ]. Los carbonatos tienden a ser frágiles, muchos tienen escisión rombohédrica y todos reaccionan con el ácido. 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 carbonatos, que se encuentra más comúnmente como la calcita polimorfa y la aragonita (CaCO 3)), se relaciona con la disolución y precipitación del mineral, que es una clave en la formación de cuevas de piedra caliza, características dentro de ellas, como estalactitas y estalagmitas, y formas cársticas. 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 central está rodeado por tres aniones O; se forman diferentes grupos de minerales a partir de diferentes disposiciones de estos triángulos. El mineral de carbonato más común es la calcita, que es el componente principal de la piedra caliza sedimentaria y el mármol metamórfico. Calcita, CaCO 3, puede tener una alta impureza de magnesio. En condiciones con alto contenido de Mg, se formará aragonito polimorfo; la geoquímica marina a este respecto puede describirse 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 . La dolomitización secundaria de la piedra caliza es común, en la que la calcita o aragonito se convierten en dolomita; esta reacción aumenta el espacio poroso (el volumen unitario celular de dolomita es el 88% del de la calcita), lo que puede crear un reservorio de petróleo y gas. Estas dos especies minerales son miembros de grupos minerales epónimas: el grupo calcita incluye carbonatos de fórmula general XCO 3 , y el grupo dolomita constituye minerales con la fórmula general XY (CO3 ) 2 .
Sulfatos
Todos los minerales de sulfato contienen el anión sulfato, [SO 4 ]. Tienden a ser transparentes a translúcidos, suaves y muchos son frágiles. Los minerales de sulfato comúnmente se forman como evaporitas, donde se precipitan por la evaporación de las aguas salinas. Los sulfatos también se pueden encontrar en sistemas de vetas hidrotermales asociados con sulfuros, o como productos de oxidación de sulfuros. 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 se cristaliza, el yeso puede formar rosas en el desierto. El yeso tiene muy baja conductividad térmica y mantiene una baja temperatura cuando se calienta, ya que pierde ese calor al deshidratarse; como tal, el yeso se usa como aislante en materiales tales como yeso y paneles de yeso. El equivalente anhidro de yeso es anhidrita; se puede formar directamente desde el agua de mar en condiciones muy áridas. El grupo de barita tiene la fórmula general XSO 4 , donde X es un gran catión 12 coordinado. Los ejemplos incluyen barita (BaSO 4 ), celestina (SrSO 4 ) y anglesita (PbSO 4)); anhidrita no es parte del grupo de barita, ya que el Ca más pequeño solo tiene una coordinación de ocho veces.
Fosfatos
Los minerales de fosfato se caracterizan por la unidad tetraédrica [PO 4 ], aunque la estructura se puede generalizar y el fósforo se reemplaza por antimonio, arsénico o vanadio. El fosfato más común es el grupo de apatita; 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 en este grupo son los principales componentes cristalinos de los dientes y huesos en los vertebrados. El grupo de 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). Monazite 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 se pueden usar en geocronología de monazita para fechar la roca en función de la descomposición del U y Th en el plomo.
Minerales orgánicos
La clasificación de Strunz incluye una clase para minerales orgánicos. Estos compuestos raros contienen carbono orgánico, pero se pueden formar mediante un proceso geológico. Por ejemplo, whewellite, CaC 2 O 4 ⋅H 2 O es un oxalato que puede depositarse en las vetas minerales hidrotermales. Mientras que el oxalato de calcio hidratado se puede encontrar en vetas de carbón y otros depósitos sedimentarios que involucran materia orgánica, la ocurrencia hidrotermal no se considera relacionada con la actividad biológica.
Astrobiología
Se ha sugerido que los biominerales podrían ser indicadores importantes de la vida extraterrestre y, por lo tanto, podrían desempeñar un papel importante en la búsqueda de la vida pasada o presente en el planeta Marte. Además, se cree que los componentes orgánicos (biofirmas) que a menudo están asociados con los biominerales desempeñan un papel crucial en las reacciones tanto prebióticas como bióticas.
El 24 de enero de 2014, la NASA informó que los estudios actuales de los vehículos exploradores Curiosity y Opportunity en Marte buscarán evidencia de vida antigua, incluida una biosfera basada en microorganismos autotróficos, quimiotróficos y / o quimiolitoautotróficos, así como agua antigua, incluyendo ambientes fluvio-lacustres (llanuras relacionadas con antiguos ríos o lagos) que pueden haber sido habitables. La búsqueda de evidencia de habitabilidad, tafonomía (relacionada con fósiles) y carbono orgánico en el planeta Marte es ahora un objetivo principal de NASA.