Mineral

En geología y mineralogía, un mineral o especie mineral es, en términos generales, un compuesto químico sólido con una composición química bastante bien definida y una estructura cristalina específica que se presenta naturalmente en forma pura.

La definición geológica de mineral normalmente excluye compuestos que ocurren solo en seres vivos. Sin embargo, algunos minerales suelen ser biogénicos (como la calcita) o son compuestos orgánicos en el sentido de la química (como la melita). Además, los seres vivos suelen sintetizar minerales inorgánicos (como la hidroxiapatita) que también se encuentran en las rocas.

El concepto de mineral es distinto del de roca, que es cualquier material geológico sólido a granel que es relativamente homogéneo a una escala suficientemente grande. Una roca puede consistir en un tipo de mineral, o puede ser un agregado de dos o más tipos diferentes de minerales, segregados espacialmente en distintas fases.

Algunas sustancias sólidas naturales sin una estructura cristalina definida, como el ópalo o la obsidiana, se denominan más correctamente mineraloides. Si un compuesto químico ocurre naturalmente con diferentes estructuras cristalinas, cada estructura se considera una especie mineral diferente. Así, por ejemplo, el cuarzo y la stishovita son dos minerales diferentes formados por el mismo compuesto, el dióxido de silicio.

La Asociación Mineralógica Internacional (IMA) es el organismo estándar generalmente reconocido para la definición y nomenclatura de especies minerales. A partir de enero de 2022, el IMA reconoce 5.780 especies minerales oficiales de 5.981 propuestas o tradicionales.

La composición química de una especie mineral nombrada puede variar un poco por la inclusión de pequeñas cantidades de impurezas. Las variedades específicas de una especie a veces tienen sus propios nombres convencionales u oficiales. Por ejemplo, la amatista es una variedad morada 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 mackinawite se da como (Fe,Ni)
₉S
₈, que significa Fe
_XNi
_{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, más o menos arbitrariamente, formando un grupo mineral; ese es el caso de los silicatos Ca
_Xmagnesio
_yFe
_{2 - x - y}SiO
₄, el grupo de los olivinos.

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

Los minerales se clasifican por componentes químicos clave; los dos sistemas dominantes son la clasificación de Dana y la clasificación de Strunz. Los minerales de silicato comprenden aproximadamente el 90% de la corteza terrestre. Otros grupos minerales importantes incluyen los elementos nativos, sulfuros, óxidos, haluros, carbonatos, sulfatos y fosfatos.

Definiciones

Asociación Mineralógica Internacional

La Asociación Mineralógica Internacional ha establecido los siguientes requisitos para que una sustancia sea considerada un mineral diferenciado:

1. Debe ser una sustancia natural formada por procesos geológicos naturales, en la Tierra o en otros cuerpos extraterrestres. Se excluyen compuestos generados directa y exclusivamente por actividades humanas (antropogénicos) o en seres vivos (biogénicos), como el carburo de tungsteno, cálculos urinarios, cristales de oxalato de calcio en tejidos vegetales y conchas marinas. Sin embargo, sustancias con tales orígenes pueden calificar si en su génesis intervienen procesos geológicos (como es el caso de la evenkita, derivada de material vegetal; o la taranakita, del guano de murciélago; o la alpersita, de los relaves mineros). También se excluyen las sustancias hipotéticas, incluso si se prevé que se produzcan en entornos naturales inaccesibles como el núcleo de la Tierra u otros planetas.
2. Debe ser una sustancia sólida en su ocurrencia natural. Una excepción importante a esta regla es el mercurio nativo: todavía está clasificado como mineral por la IMA, aunque cristaliza solo por debajo de -39 °C, porque se incluyó antes de que se establecieran las reglas actuales. El agua y el dióxido de carbono no se consideran minerales, aunque a menudo se encuentran como inclusiones en otros minerales; pero el hielo de agua se considera un mineral.
3. Debe tener una estructura cristalográfica bien definida ; o, más generalmente, una disposición atómica ordenada. Esta propiedad implica varias propiedades físicas macroscópicas, como la forma cristalina, la dureza y la escisión. Excluye ozoquerita, limonita, 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 únicas. Una clase común de ejemplos son las soluciones sólidas como mackinawite, (Fe, Ni) ₉ S ₈, que es principalmente un sulfuro ferroso con una fracción significativa de átomos de hierro reemplazados por átomos de níquel. 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 extremos ricos en magnesio y ricos en hierro se consideran minerales separados (forsterita y fayalita).

Los detalles de estas reglas son algo controvertidos. Por ejemplo, ha habido varias propuestas recientes para clasificar las sustancias amorfas como minerales, pero la IMA no las ha aceptado.

La IMA también es reacia a aceptar minerales que se presentan naturalmente solo en forma de nanopartículas de unos pocos cientos de átomos de diámetro, pero no ha definido un tamaño mínimo de cristal.

Algunos autores exigen que el material sea un sólido estable o metaestable a temperatura ambiente (25 °C). Sin embargo, la IMA solo requiere que la sustancia sea lo suficientemente estable para que su estructura y composición estén bien determinadas. Por ejemplo, ha reconocido recientemente la meridianita (un hidrato natural de sulfato de magnesio) como mineral, aunque se forma y es estable solo por debajo de los 2 °C.

A enero de 2022, 5.780 especies minerales están aprobadas por el IMA. Por lo general, reciben el nombre de una persona, seguidos de la ubicación del descubrimiento; los nombres basados ​​en la composición química o las propiedades físicas son los otros dos grupos principales de etimologías de nombres minerales. La mayoría de los nombres terminan en "-ite"; las excepciones suelen ser nombres que estaban bien establecidos antes de la organización de la mineralogía como disciplina, por ejemplo, galena y diamante.

Minerales biogénicos

Un tema de discusión entre geólogos y mineralogistas ha sido la decisión de la IMA de excluir las sustancias cristalinas biogénicas. Por ejemplo, Lowenstam (1981) afirmó que "los organismos son capaces de formar una gran variedad de minerales, algunos de los cuales no pueden formarse inorgánicamente en la biosfera".

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

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. Por ejemplo, el "Grupo de trabajo sobre mineralogía ambiental y geoquímica" encargado por IMA se ocupa de 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 superficies de rocas, suelos y partículas que se extienden por todo el mundo hasta profundidades de al menos 1600 metros bajo el fondo del mar 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 minerales. También pueden catalizar la disolución de minerales.

Antes de la inclusión en la lista 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 propiamente dichos según la definición de Skinner (2005). Estos biominerales no figuran en la lista oficial de nombres de minerales de la Asociación Internacional de Minerales; sin embargo, muchos de estos representantes de biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales enumeradas en el esquema de clasificación de Dana.

La definición de mineral de Skinner (2005) tiene en cuenta este asunto al afirmar que un mineral puede ser cristalino o amorfo. Aunque los biominerales 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 clave para definir una sustancia como mineral. Un artículo de 2011 definió como mineral a la icosaedrita, una aleación de aluminio, hierro y cobre; Llamado así por su simetría icosaédrica natural única, es un cuasicristal. A diferencia de un cristal verdadero, los cuasicristales están ordenados pero no son periódicos.

Rocas, minerales y gemas

Una roca es un agregado de uno o más minerales o mineraloides. Algunas rocas, como la piedra caliza o la cuarcita, se componen principalmente de un mineral: calcita o aragonito en el caso de la piedra caliza y cuarzo en el último caso. Otras rocas se pueden definir por la 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 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.

En las rocas, algunas especies y grupos de minerales son mucho más abundantes que otros; estos se denominan minerales formadores de rocas. Los principales ejemplos de estos son el cuarzo, los feldespatos, las micas, los anfíboles, los piroxenos, las olivinas y la calcita; excepto el 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 de valor comercial, distintos de las piedras preciosas, los minerales metálicos o los combustibles minerales, se denominan minerales industriales. Por ejemplo, la moscovita, una mica blanca, se puede usar para ventanas (a veces denominada cola de pescado), como relleno o como aislante.

Las menas son minerales que tienen una alta concentración de cierto elemento, típicamente un metal. Algunos ejemplos son el cinabrio (HgS), un mineral de mercurio; esfalerita (ZnS), un mineral de zinc; casiterita (SnO ₂ ), un mineral de estaño; y colemanita, un mineral de boro.

Las gemas son minerales con un valor ornamental y se distinguen de las que no son gemas por su belleza, durabilidad y, por lo general, rareza. Hay alrededor de 20 especies de minerales que califican como minerales de gemas, 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 representar varias piedras preciosas diferentes; por ejemplo, el rubí y el zafiro son corindón, Al ₂ O ₃.

Etimología

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, ore.

La palabra "especie" proviene del latínspecies, "una especie, clase o tipo particular con aspecto o apariencia distinta".

Química

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% del peso de la corteza, son, en orden de abundancia decreciente: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, magnesio, calcio, sodio y potasio. El oxígeno y el silicio son, con mucho, los dos más importantes: el oxígeno compone el 47 % del peso de la corteza y el silicio representa el 28 %.

Los minerales que se forman son los que son más estables a la temperatura y presión de formación, dentro de los límites impuestos por la química general del cuerpo original. Por ejemplo, en la mayoría de las rocas ígneas, el aluminio y los metales alcalinos (sodio y potasio) que están presentes se encuentran principalmente en combinación con oxígeno, silicio y calcio como minerales de feldespato. Sin embargo, si la roca es inusualmente rica en metales alcalinos, no habrá suficiente aluminio para combinar con todo el sodio 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. Si el silicio es deficiente, parte del feldespato será reemplazado por minerales feldespatoides.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 proporciona estimaciones razonables para la roca volcánica formada a partir de magma seco.

La composición química puede variar entre las especies de miembros finales de una serie de soluciones sólidas. Por ejemplo, los feldespatos de plagioclasa comprenden una serie continua desde albita de miembro final rica en sodio (NaAlSi ₃ O ₈ ) hasta anortita rica en calcio (CaAl ₂ Si ₂ O ₈ ) con cuatro variedades intermedias reconocidas entre ellas (ordenadas de sodio- rica en calcio): oligoclasa, andesina, labradorita y bytownita. 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.

Los poliedros de sustitución química y coordinación explican esta característica común de los minerales. En la naturaleza, los minerales no son sustancias puras y están contaminados por cualquier otro elemento que esté presente en el sistema químico dado. Como resultado, es posible que un elemento sea sustituido por otro. La sustitución química ocurrirá entre iones de tamaño y carga similares; por ejemplo, el K no sustituirá al Si debido a las incompatibilidades químicas y estructurales provocadas por una gran diferencia de tamaño y carga. Un ejemplo común de sustitución química es el de Si por Al, que están cerca en carga, tamaño y abundancia en la corteza. En el ejemplo de la plagioclasa, hay tres casos de sustitución. Los feldespatos son todos silicatos estructurales, que tienen una relación silicio-oxígeno de 2:1, y el espacio para otros elementos viene dado por la sustitución de Si por Al para dar una unidad base de [AlSi ₃ O ₈ ] ; sin la sustitución, la fórmula tendría carga balanceada como SiO ₂, dando cuarzo. La importancia de esta propiedad estructural se explicará más adelante mediante los poliedros de coordinación. La segunda sustitución ocurre entre Na y Ca ; sin embargo, la diferencia de carga tiene que explicarse 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 se suelen considerar en términos de oxígeno, debido a su abundancia en la corteza. La unidad base de los minerales de silicato es el tetraedro de sílice: un Si rodeado por cuatro O. 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, a excepción de los minerales de muy alta presión donde el compuesto se comprime de tal manera que el silicio está en coordinación séxtuple (octaédrica) con el oxígeno. Los cationes más grandes tienen números de coordinación más grandes debido al aumento en el 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 Al₂ SiO ₅ ), que se diferencian por el número de coordinación del Al ; estos minerales pasan de uno a otro 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.

Debido a que los ocho elementos más comunes constituyen más del 98% de la corteza terrestre, las pequeñas cantidades de los otros elementos que normalmente están presentes se sustituyen en los minerales formadores de rocas comunes. Los minerales distintivos de la mayoría de los elementos son bastante raros y se encuentran solo donde estos elementos se han concentrado por procesos geológicos, como la circulación hidrotermal, hasta el punto en que ya no se pueden acomodar en los minerales comunes.

Los cambios de temperatura, presión y composición alteran la mineralogía de una muestra de roca. Los cambios en la composición pueden ser causados ​​por procesos como la meteorización o el metasomatismo (alteración hidrotermal). Los cambios de temperatura y presión ocurren cuando la roca huésped sufre un movimiento tectónico o magmático en diferentes regímenes físicos. Los cambios en las condiciones termodinámicas favorecen que los conjuntos minerales reaccionen entre sí para producir nuevos minerales; como tal, es posible que dos rocas tengan una química de roca a granel idéntica o muy similar sin tener una mineralogía similar. Este proceso de alteración mineralógica está relacionado con el ciclo de las rocas. A continuación se ilustra un ejemplo de una serie de reacciones minerales.

El feldespato de 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

Bajo 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 los cambios de temperatura y presión sin reaccionar. Por ejemplo, el cuarzo se transformará en una variedad de sus polimorfos de SiO ₂, como tridimita y cristobalita a altas temperaturas, y coesita a altas presiones.

Propiedades físicas

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 cristalina y el hábito, la dureza, el brillo, la diafanidad, el color, la veta, la escisión 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 cristalina y hábito.

La estructura cristalina es el resultado de la disposición espacial geométrica ordenada de los átomos en la estructura interna de un mineral. Esta estructura cristalina se basa en una disposición atómica o iónica interna regular que a menudo se expresa en la forma geométrica que toma el cristal. Incluso cuando los granos minerales son demasiado pequeños para verlos o tienen una forma irregular, la estructura cristalina subyacente siempre es periódica y puede determinarse mediante difracción de rayos X. Los minerales se describen típicamente por su contenido de simetría. Los cristales están restringidos a 32 grupos de puntos, que se diferencian por su simetría. Estos grupos se clasifican a su vez en categorías más amplias, siendo las más abarcadoras las seis familias de cristales.

Estas familias se pueden describir por las longitudes relativas de los tres ejes cristalográficos y los ángulos entre ellos; estas relaciones corresponden a las operaciones de simetría que definen los grupos de puntos más estrechos. Se resumen a continuación; a, b y c representan los ejes, y α, β, γ representan el ángulo opuesto al eje cristalográfico respectivo (p. ej., α es el ángulo opuesto al eje a, es decir, el ángulo entre los ejes b y c):

familia de cristal	Longitudes	Anglos	Ejemplos comunes
isométrica	un = segundo = do	α = β = γ = 90°	granate, halita, pirita
tetragonal	un = segundo ≠ do	α = β = γ = 90°	Rutilo, circón, andalucita
ortorrómbico	un ≠ segundo ≠ c	α = β = γ = 90°	Olivino, aragonito, ortopiroxenos
Hexagonal	un = segundo ≠ do	α = β = 90°, γ = 120°	Cuarzo, calcita, turmalina
monoclínico	un ≠ segundo ≠ c	α = γ = 90°, β ≠ 90°	Clinopiroxenos, ortoclasa, yeso
triclínica	un ≠ segundo ≠ c	α ≠ β ≠ γ ≠ 90°	anortita, albita, cianita

La familia de cristales hexagonales también se divide en dos sistemas cristalinos : el trigonal, que tiene un eje de simetría triple, y el hexagonal, que tiene un eje de simetría séxtuple.

La química y la estructura cristalina juntas definen un mineral. Con una restricción a 32 grupos de puntos, los minerales de diferente química pueden tener una estructura cristalina idéntica. Por ejemplo, la halita (NaCl), la galena (PbS) y la periclasa (MgO) pertenecen al grupo 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, el primero es isométrico mientras que el segundo es ortorrómbico. Este polimorfismo se extiende a otros sulfuros con fórmula genérica AX _{2 ;} 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 sillimanita son ortorrómbicas y pertenecen al grupo puntual bipiramidal. Estas diferencias surgen correspondientes a cómo se coordina el aluminio dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ion de aluminio está siempre 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 ultra alta presión con estructura de rutilo).En la kyanita, el segundo aluminio está en coordinación séxtuple; su fórmula química se puede expresar como Al Al SiO ₅, para reflejar su estructura cristalina. La andalucita tiene el segundo aluminio en coordinación quíntuple (Al Al SiO ₅ ) y la silimanita lo tiene en coordinación cuádruple (Al Al SiO ₅ ).

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 grasoso y cristaliza en la familia hexagonal. Esta diferencia se explica por las diferencias en la unión. En el diamante, los carbonos están en orbitales híbridos sp, lo que significa que forman un marco en el que cada carbono está unido covalentemente a cuatro vecinos de forma tetraédrica; por otro lado, el grafito está compuesto por láminas de carbonos en sporbitales híbridos, donde cada carbono está unido covalentemente a solo otros tres. Estas láminas se mantienen unidas por fuerzas de van der Waals mucho más débiles, y esta discrepancia se traduce en grandes diferencias macroscópicas.

El maclado es el intercrecimiento de dos o más cristales de una sola especie mineral. La geometría de la macla está controlada por la simetría del mineral. Como resultado, existen varios tipos de maclas, incluidas las maclas de contacto, las maclas reticuladas, las maclas geniculadas, las maclas de penetración, las maclas cíclicas y las 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. Los gemelos reticulados, comunes en el rutilo, son cristales entrelazados que se asemejan a una red. Los gemelos geniculados tienen una curvatura en el medio causada por el comienzo del gemelo. Las maclas de penetración consisten en dos monocristales que han crecido uno dentro del otro; ejemplos de esta macla incluyen maclas de estaurolita en forma de cruz y maclas de Carlsbad en ortoclasa. Las maclas cíclicas son causadas por maclas repetidas alrededor de un eje de rotación. Este tipo de hermanamiento ocurre alrededor de ejes de tres, cuatro, cinco, seis u ocho pliegues, y los patrones correspondientes se denominan tres, cuatro, cinco, seis y ocho. Los sextos son comunes en el aragonito. Las maclas polisintéticas son similares a las maclas cíclicas por la presencia de maclas repetitivas; sin embargo, en lugar de ocurrir alrededor de un eje de rotación, la macla polisintética ocurre a lo largo de planos paralelos, generalmente a escala microscópica.

El hábito del cristal se refiere a la forma general del cristal. Se utilizan varios términos para describir esta propiedad. Los hábitos comunes incluyen acicular, que describe cristales en forma de aguja como en la natrolita, con hojas, dendríticas (patrón de árbol, común en el cobre nativo), ecuantes, que es típico del granate, prismático (alargado en una dirección) y tabular, que difiere de con hojas. hábito en que el primero es platy mientras que el segundo tiene un alargamiento definido. En relación con la forma de los cristales, la calidad de las caras de los cristales es un diagnóstico de algunos minerales, especialmente con un microscopio petrográfico. Los cristales euédricos tienen una forma externa definida, mientras que los cristales anédricos no; esas formas intermedias se denominan subédricas.

Dureza

La dureza de un mineral define cuánto puede resistir el rayado. Esta propiedad física está controlada por la composición química y la estructura cristalina de un mineral. La dureza de un mineral no es necesariamente constante para todos los lados, lo cual es una función de su estructura; la debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más suaves que otras. Un ejemplo de esta propiedad existe en la kyanita, que tiene una dureza de Mohs de 5½ paralela a [001] pero 7 paralela a [100].

La escala de medida más común es la escala ordinal de dureza de Mohs. Definido por diez indicadores, un mineral con un índice más alto raya a los que están debajo. La escala va desde el talco, un filosilicato, hasta el diamante, un polimorfo de carbono que es el material natural más duro. La escala se proporciona a continuación:

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	CaCO3 _
4	Fluorita	CaF 2
5	Apatito	Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH, Cl, F)
6	ortoclasa	KAlSi 3 O 8
7	Cuarzo	SiO2 _
8	Topacio	Al 2 SiO 4 (OH,F) 2
9	Corundo	Al 2 O 3
10	Diamante	C

Otras escalas incluyen estas;

• Prueba de dureza de Shore, que mide la resistencia de un mineral en función de la muesca de un artilugio con resorte.
• La escala Rockwell
• La prueba de dureza Vickers
• La escala Brinell

Lustre y diafanidad

El brillo indica cómo se refleja la luz en la superficie del mineral, en cuanto a su calidad e intensidad. Existen numerosos términos cualitativos utilizados para describir esta propiedad, que se dividen en categorías metálicas y no metálicas. Los minerales metálicos y submetálicos tienen una alta reflectividad como el metal; ejemplos de minerales con este brillo son la galena y la pirita. Los lustres no metálicos incluyen: adamantino, como en el diamante; vítreo, que es un brillo vítreo muy común en los minerales de silicato; perlado, como en talco y apofilita; resinosos, 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 los atraviesa. Un ejemplo de un mineral transparente es la moscovita (mica potásica); algunas variedades son lo suficientemente claras como para haber sido utilizadas para ventanas. Los minerales translúcidos dejan pasar algo de luz, pero menos que los que son transparentes. Jadeíta y nefrita (las formas minerales de jade son ejemplos de minerales con esta propiedad). Los minerales que no dejan pasar la luz se llaman opacos.

La diafanidad de un mineral depende del espesor de la muestra. Cuando un mineral es lo suficientemente delgado (p. ej., en una sección delgada para petrografía), puede volverse transparente incluso si esa propiedad no se ve en una muestra manual. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en sección delgada.

Color y raya

El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es un diagnóstico. Es causada por la interacción de la radiación electromagnética con los electrones (excepto en el caso de la incandescencia, que no se aplica a los minerales). 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. Ejemplos de tales minerales son la malaquita (verde) y la azurita (azul). En contraste, los elementos alocromáticos en los 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. Los ejemplos incluyen labradorita y bornita.

Además del simple color del cuerpo, los minerales pueden tener otras propiedades ópticas distintivas, como juego de colores, asterismo, chatoyancia, iridiscencia, deslustre y pleocroísmo. Varias de estas propiedades implican variabilidad en el color. El juego de colores, como en el ópalo, da como resultado que la muestra refleje diferentes colores a medida que se gira, mientras que el pleocroísmo describe el cambio de color cuando la luz pasa a través de un mineral en una orientación diferente. La iridiscencia es una variedad del juego de colores en el que la luz se dispersa en una capa de la superficie del cristal, planos de división o capas que tienen gradaciones químicas menores. En contraste, el juego de colores en el ópalo es causado por la luz que se refracta desde 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; el asterismo, una variedad de chatoyance, 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 o no ser idéntico 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 de color blanco o negro. La veta de un mineral es independiente de los elementos traza o de cualquier superficie meteorizada. Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con la hematita, que es de color negro, plateado o rojo en la muestra manual, pero tiene una veta de color rojo cereza a marrón rojizo. Streak es más distintivo para los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color del cuerpo es creado por elementos alocromáticos. La prueba de rayas está limitada por la dureza del mineral, ya que aquellos más duros que el polvo 7placa de rayas en su lugar.

Escisión, partición, fractura y tenacidad.

Por definición, los minerales tienen una disposición atómica característica. La debilidad en esta estructura cristalina provoca planos de debilidad, y la ruptura de un mineral a lo largo de tales planos se denomina escisión. La calidad de la escisión se puede describir en función de la limpieza y facilidad con que se rompe el mineral; los descriptores comunes, en orden decreciente de calidad, son "perfecto", "bueno", "distinto" y "pobre". En minerales particularmente transparentes, o en sección delgada, la escisión se puede ver como una serie de líneas paralelas que marcan las superficies planas cuando se ve desde un lado. La escisión no es una propiedad universal entre los minerales; por ejemplo, el cuarzo, que consta de tetraedros de sílice ampliamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que le permita romperse. En contraste, las micas, que tienen un clivaje basal perfecto,

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 escisión basal en una dirección es una propiedad distintiva de las micas. La escisión bidireccional se describe como prismática y ocurre en minerales como los anfíboles y los piroxenos. 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 división, pero no a 90°, como en la calcita o la rodocrosita, se denomina división romboédrica. La escisión octaédrica (cuatro direcciones) está presente en la fluorita y el diamante, y la esfalerita tiene una escisión dodecaédrica en seis direcciones.

Los minerales con muchos clivajes pueden no romperse igualmente bien en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita tiene una buena escisión en tres direcciones, pero el yeso tiene una escisión perfecta en una dirección y una escisión deficiente en otras dos direcciones. Los ángulos entre los planos de clivaje 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 ruptura es diferente. Los piroxenos se escinden en dos direcciones a aproximadamente 90°, mientras que los anfíboles se escinden distintivamente en dos direcciones separadas por aproximadamente 120° y 60°. Los ángulos de división 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 cambio se produce por defectos estructurales en el mineral, en oposición a la debilidad sistemática. La división varía de un cristal a otro de un mineral, mientras que todos los cristales de un mineral dado se dividirán si la estructura atómica permite esa propiedad. En general, la separación es causada por alguna tensión aplicada a un cristal. Las fuentes de las tensiones incluyen la deformación (por ejemplo, un aumento de la presión), la disolución o el maclado. 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 clivaje, se dice que ha sido fracturado. Hay varios tipos de fractura desigual. El ejemplo clásico es la fractura concoide, 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 las fibrosas, astilladas y cortadas. Este último describe una ruptura a lo largo de una superficie rugosa e irregular; un ejemplo de esta propiedad se encuentra en el cobre nativo.

La tenacidad está relacionada tanto con la escisión como con la fractura. Mientras que la fractura y la escisión describen las superficies que se crean cuando se rompe un mineral, la tenacidad describe qué tan resistente es un mineral a tal ruptura. 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 densidad son masa dividida por volumen con unidades: kg/m o g/cm. 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. 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 correspondiente peso en el agua. Entre la mayoría de los minerales, esta propiedad no es diagnóstica. Los minerales formadores de rocas, generalmente silicatos u ocasionalmente carbonatos, tienen una gravedad específica de 2,5 a 3,5.

La alta gravedad específica es una propiedad de diagnóstico de un mineral. Una variación en la química (y en consecuencia, la clase de mineral) se correlaciona con un cambio en la gravedad específica. Entre los minerales más comunes, los óxidos y los sulfuros tienden a tener una gravedad específica más alta, ya que incluyen elementos con una masa atómica más alta. Una generalización es que los minerales con brillo metálico o adamantino tienden a tener gravedades específicas más altas que aquellos que tienen un brillo no metálico u opaco. Por ejemplo, la hematita, Fe ₂ O ₃, tiene una gravedad específica de 5,26, mientras que la galena, PbS, tiene una gravedad específica de 7,2–7,6.lo cual es resultado de su alto contenido en 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, y el oro tiene una gravedad específica observada entre 15 y 19,3.

Otras propiedades

Se pueden usar otras propiedades para diagnosticar minerales. Estos son menos generales y se aplican a minerales específicos.

Dejar caer ácido diluido (a menudo HCl al 10 %) sobre un mineral ayuda a distinguir los carbonatos de otras clases de minerales. El ácido reacciona con el grupo carbonato ([CO ₃ ] ), lo que provoca la efervescencia en el área afectada, liberando gas de dióxido de carbono. 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 la calcita de la dolomita, especialmente dentro de las rocas (caliza y dolomita respectivamente). La calcita efervescente inmediatamente en ácido, mientras que el ácido debe aplicarse a la dolomita en polvo (a menudo a una superficie rayada en una roca) para que efervescente.Los minerales de zeolita no efervescentes 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.

El magnetismo es una propiedad muy conspicua de algunos minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita exhibe fuertemente esta propiedad, y el magnetismo también está presente, aunque no con tanta fuerza, en la pirrotita y la ilmenita. Algunos minerales exhiben propiedades eléctricas, por ejemplo, el cuarzo es piezoeléctrico, pero las propiedades eléctricas rara vez se usan como criterios de diagnóstico para los minerales debido a los datos incompletos y la variación natural.

Los minerales también se pueden probar para el gusto o el olfato. Halite, 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 que se encuentra en los minerales que contienen elementos radiactivos. Los elementos radiactivos podrían ser un componente definitorio, como el uranio en la uraninita, la autunita y la carnotita, o estar presentes como trazas de impurezas, como en el circón. La desintegración de un elemento radiactivo daña la estructura del cristal mineral y lo vuelve localmente amorfo (estado metamíctico); el resultado óptico, denominado halo radiactivo o halo pleocroico, es observable con diversas técnicas, como la petrografía de sección delgada.

Clasificación

Primeras clasificaciones

En 315 a. C., Teofrasto presentó su clasificación de minerales en su tratado Sobre las piedras. Su clasificación estuvo influenciada por las ideas de sus maestros Platón y Aristóteles. Teofrasto clasificó los minerales en piedras, tierras o metales.

La clasificación de minerales de Georgius Agricola en su libro De Natura Fossilium, publicado en 1546, dividía los minerales en tres tipos de sustancias: simples (piedras, tierras, metales y jugos congelados), compuestas (íntimamente mezcladas) y compuestas (separables).

Linneo

Carl Linnaeus dio una clasificación temprana de minerales en su libro Systema Naturae de 1735. Dividió el mundo natural en tres reinos: plantas, animales y minerales, y clasificó cada uno con la misma jerarquía. En orden descendente, estos fueron Filo, Clase, Orden, Familia, Tribu, Género y Especie.

Sin embargo, aunque su sistema estaba justificado por la teoría de la formación de especies de Charles Darwin, y ha sido ampliamente adoptado y ampliado por los biólogos en los siglos siguientes (quienes todavía usan su esquema de nombres binomiales basados ​​en griego y latín), tuvo poco éxito. entre los mineralogistas.

Clasificación moderna

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 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 de biotitas está representada por cantidades variables de los miembros finales flogopita, siderofilita, annita y eastonita. En contraste, 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, siendo X típicamente mayor que Y; los piroxenos son silicatos monocatenarios que cristalizan en sistemas cristalinos ortorrómbicos o monoclínicos. Finalmente, una variedad mineral es un tipo específico de especie mineral que se diferencia por alguna característica física, como el color o el hábito cristalino. Un ejemplo es la amatista, que es una variedad púrpura de cuarzo.

Se utilizan dos clasificaciones comunes, Dana y Strunz, para los minerales; ambos se basan en la composición, específicamente en lo que respecta a grupos químicos importantes, y la estructura. James Dwight Dana, un destacado geólogo de su época, publicó por primera vez su Sistema de Mineralogíaen 1837; a partir de 1997, se encuentra en su octava edición. La clasificación de Dana asigna un número de cuatro partes a una especie mineral. Su número de clase se basa en importantes grupos compositivos; el tipo da la proporción de cationes a aniones en el mineral, y los dos últimos números agrupan minerales por similitud estructural dentro de un tipo o clase determinada. La clasificación de Strunz, que se usa con menos frecuencia, 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.

Dado que la composición de la corteza terrestre está dominada por el silicio y el oxígeno, los elementos de silicato son, con mucho, la clase de minerales más importante en términos de formación y diversidad de rocas. Sin embargo, los minerales no silicatados tienen una gran importancia económica, especialmente como menas.

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 de minerales no silicatados son raras (constituyen en total el 8% de la corteza terrestre), aunque algunas son relativamente comunes, como la calcita, la pirita, la magnetita y la hematita. Hay dos estilos estructurales principales observados en los no silicatos: tetraedros unidos de forma compacta y similares a los silicatos. Las estructuras compactas son una forma de empaquetar densamente los átomos mientras se minimiza el espacio intersticial. El empaquetado compacto hexagonal implica el apilamiento de capas donde todas las demás capas son iguales ("ababab"), mientras que el empaquetado cerrado cúbico implica el apilamiento de grupos de tres capas ("abcabcabc").₄ (sulfato), PO ₄ (fosfato), AsO ₄ (arsenato) y VO ₄ (vanadato). Los no silicatados tienen una gran importancia económica, ya que concentran más elementos que los minerales silicatados.

El mayor grupo 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 por 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, el cuarzo, los olivinos, los piroxenos, los anfíboles, los granates y las micas.

Silicatos

La unidad base de un mineral de silicato es el tetraedro [SiO ₄ ]. En la gran mayoría de los casos, el silicio está en coordinación tetraédrica o cuádruple con el oxígeno. En situaciones de muy alta presión, el silicio estará en coordinación séxtuple u octaédrica, como en la estructura de perovskita o el polimorfo de cuarzo stishovita (SiO ₂ ). En este último caso, el mineral ya no tiene estructura de silicato, sino de rutilo (TiO ₂), y su grupo asociado, que son los óxidos simples. Estos tetraedros de sílice luego se polimerizan 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 se sustituya 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 se puede describir tanto por la estructura formada como por la cantidad de esquinas tetraédricas (u oxígenos coordinados) que se comparten (para el aluminio y el silicio en los 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. Los inosilicatos son silicatos de cadena; los silicatos de cadena simple tienen dos esquinas compartidas, mientras que los silicatos de cadena doble tienen dos o tres esquinas compartidas. En los filosilicatos se forma una estructura laminar que requiere tres oxígenos compartidos; en el caso de los silicatos de doble cadena, algunos tetraedros deben compartir dos esquinas en lugar de tres, ya que de lo contrario se obtendría una estructura laminar. Los silicatos estructurales, o tectosilicatos, tienen tetraedros que comparten las cuatro esquinas. Los silicatos del anillo, o ciclosilicatos, solo necesitan tetraedros para compartir dos esquinas para formar la estructura cíclica.

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

Tectosilicatos

Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos estructurales, tienen el mayor grado de polimerización. Con todos los vértices de un tetraedro compartidos, la relación silicio:oxígeno se convierte en 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 stishovita de ultra alta presión. Este último mineral sólo puede formarse en la Tierra por impactos de meteoritos, y su estructura se ha comprimido tanto que ha pasado de una estructura de silicato a una de rutilo (TiO ₂). El polimorfo de sílice que es más estable en la superficie de la Tierra es el cuarzo α. Su contraparte, el cuarzo β, está presente solo a altas temperaturas y presiones (cambia a cuarzo α por debajo de 573 °C a 1 bar). Estos dos polimorfos se diferencian por un "retorcimiento" de 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).

Los feldespatos son el grupo más abundante en la corteza terrestre, alrededor del 50%. En los feldespatos, el Al sustituye al Si, lo que crea un desequilibrio de carga que debe explicarse por 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, subdivididas en dos subgrupos principales, álcali y plagioclasa, y dos grupos menos comunes, celsiana y banalita. 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 las plagioclasas, la serie más común va desde la albita hasta la anortita rica en calcio. La macla de cristales es común en los feldespatos, especialmente las maclas polisintéticas en las plagioclasas y las maclas de Carlsbad en los feldespatos alcalinos. Si el último subgrupo se enfría lentamente a partir de un fundido, forma láminas de exsolución porque los dos componentes, ortoclasa y albita, son inestables en solución sólida. La exsolución puede estar en una escala desde microscópica hasta fácilmente observable en una muestra manual; la textura pertítica se forma cuando el feldespato rico en Na se disuelve en un huésped rico en K. La textura opuesta (antipertítica),

Los feldespatoides son estructuralmente similares al feldespato, pero difieren en que se forman en condiciones deficientes en Si, lo que permite una mayor sustitución por Al. Como resultado, los feldespatoides casi nunca se encuentran en asociación con el cuarzo. Un ejemplo común de feldespatoide es la nefelina ((Na, K)AlSiO ₄ ); En comparación con el feldespato alcalino, la nefelina tiene una proporción de Al ₂ O ₃ :SiO ₂ de 1:2, a diferencia de 1:6 en el feldespato alcalino. Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, que se presentan en agujas, placas o masas en bloques. Se forman en presencia de agua a bajas temperaturas y presiones, y 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 en 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. 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 (por ejemplo, [Si ₄ O ₁₀ ]) Estas hojas de tetraedros (T) y octaedros (O) se apilan en una variedad de combinaciones para crear capas de filosilicato. Dentro de una hoja octaédrica, hay tres sitios octaédricos en una estructura unitaria; sin embargo, no todos los sitios pueden estar ocupados. En ese caso, el mineral se denomina dioctaédrico, mientras que en otro caso se denomina trioctaédrico. Las capas están unidas débilmente por fuerzas de van der Waals, enlaces de hidrógeno o enlaces iónicos escasos, lo que provoca una debilidad cristalográfica que, a su vez, conduce a una escisión basal prominente entre los filosilicatos.

El grupo caolinita-serpentina consta de pilas TO (los minerales arcillosos 1:1); su dureza oscila entre 2 y 4, ya que las láminas están unidas por puentes de hidrógeno. Los minerales de arcilla 2:1 (pirofilita-talco) consisten en pilas TOT, pero son más suaves (dureza de 1 a 2), ya que en cambio 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.

Las micas también son filosilicatos apilados con TOT, pero difieren de los otros miembros de la subclase TOT y apilados con TO en que incorporan aluminio en las láminas tetraédricas (los minerales arcillosos tienen Al en sitios octaédricos). Ejemplos comunes de micas son la moscovita y la serie biotita. Las capas de mica TOT están unidas entre sí por iones metálicos, lo que les otorga una mayor dureza que otros minerales de filosilicato, aunque conservan una escisión basal perfecta. El grupo clorito está relacionado con el grupo mica, pero una capa similar a la brucita (Mg(OH) ₂ ) entre las pilas 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 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.

Inosilicatos

Los inosilicatos consisten en tetraedros unidos repetidamente en cadenas. Estas cadenas pueden ser simples, donde un tetraedro se une a otros dos para formar una cadena continua; alternativamente, se pueden fusionar dos cadenas para crear silicatos de doble cadena. Los silicatos de cadena sencilla tienen una proporción de silicio:oxígeno de 1:3 (por ejemplo, [Si ₂ O ₆ ] ), mientras que la variedad de cadena doble tiene una proporción de 4:11, por ejemplo, [Si ₈ O ₂₂ ]. Los inosilicatos contienen dos importantes grupos minerales formadores de rocas; los silicatos de cadena sencilla son más comúnmente piroxenos, mientras que los silicatos de cadena doble suelen ser anfíboles. Existen cadenas de orden superior (por ejemplo, cadenas de tres, cuatro, cinco miembros, etc.) pero son raras.

El grupo de los piroxenos consta de 21 especies 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 son un componente clave de las rocas ígneas máficas.

Los anfíboles tienen una gran variabilidad en la química, descrita de diversas formas como un "cubo de basura mineralógico" o un "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 no siempre se utiliza la tercera posición, y un elemento puede ocupar las dos restantes. Finalmente, los anfíboles suelen estar hidratados, es decir, tienen un grupo hidroxilo ([OH] ), aunque puede ser sustituido por un ion fluoruro, cloruro u óxido. Debido a la química variable, hay más de 80 especies de anfíboles, aunque las variaciones, como en los piroxenos, involucran más comúnmente 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 asbesto es carcinógeno conocido y causa varias otras enfermedades, como la asbestosis; el amianto anfíbol (antofilita, tremolita, actinolita, grunerita y riebeckita) se considera más peligroso que el amianto serpentino crisotilo.

Ciclosilicatos

Los ciclosilicatos, o silicatos de anillo, tienen una relación de silicio a oxígeno de 1:3. Los anillos de seis miembros son los más comunes, con una estructura base de [Si ₆ O ₁₈ ] ; los ejemplos incluyen el grupo de la turmalina y el berilo. Existen otras estructuras de anillo, habiéndose descrito 3, 4, 8, 9, 12. Los ciclosilicatos tienden a ser fuertes, con cristales alargados y estriados.

Las turmalinas tienen una química muy compleja que puede describirse mediante una fórmula general XY ₃ Z ₆ (BO ₃ ) ₃ T ₆ O ₁₈ V ₃ W. El T ₆ O ₁₈ es la estructura básica del anillo, donde T suele ser Si, pero es sustituible por Al ₃₊ o B. Las turmalinas se pueden subagrupar según la ocupación del sitio X y, a partir de ahí, se pueden subdividir según la química del sitio W. Los sitios Y y Z pueden acomodar una variedad de cationes, especialmente varios metales de transición; esta variabilidad en el contenido de metales de transición estructural le da al grupo de la turmalina una mayor variabilidad de color. Otros ciclosilicatos incluyen 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.

Sorosilicatos

Los sorosilicatos, también denominados disilicatos, tienen enlaces tetraedro-tetraedro en un oxígeno, lo que da como resultado una proporción de 2:7 de silicio a oxígeno. El elemento estructural común resultante es el grupo [Si ₂ O ₇ ]. Los disilicatos más comunes con diferencia son miembros del grupo epidoto. Las epidotas se encuentran en una variedad de entornos geológicos, que van desde la dorsal oceánica hasta granitos y metapelitas. Las epidotas se construyen alrededor de la estructura [(SiO ₄ )(Si ₂ O ₇ )] ; por ejemplo, la especie mineral epidota tiene calcio, aluminio y hierro férrico para equilibrar la carga: Ca ₂ Al ₂ (Fe, Al)(SiO ₄ )(Si_2O7 ) O ( _OH ). La presencia de hierro como Fe y Fe ayuda a amortiguar la fugacidad de oxígeno, que a su vez es un factor importante en la petrogénesis.

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

Ortosilicatos

Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados cuya carga está equilibrada por otros cationes. También denominados nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una proporción de silicio:oxígeno de 1:4 (por ejemplo, SiO ₄ ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales equidistantes en bloques y son bastante duros. Varios minerales formadores de rocas forman parte de esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo del olivino y el grupo del granate.

Los aluminosilicatos –bcianita, andalucita y silimanita, todos Al ₂ SiO ₅ – están compuestos estructuralmente por un tetraedro [SiO ₄ ] y un Al en coordinación octaédrica. El Al restante puede estar en coordinación sextuple (cianita), quíntuple (andalucita) o cuádruple (sillimanita); qué minerales se forman en un entorno determinado depende de las condiciones de presión y temperatura. En la estructura de olivino, la principal serie de olivino de (Mg, Fe) ₂ SiO ₄ consiste en forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro. Tanto el hierro como el magnesio están en octaedro por oxígeno. Existen otras especies minerales con esta estructura, como la tefroita, 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 de ocho veces grande e Y es un catión coordinado de seis veces más pequeño. Hay seis miembros finales ideales de granate, divididos en dos grupos. Los granates pyralspite tienen Al en la posición Y: piropo (Mg ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ), almandino (Fe ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ) y espesartina (Mn ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ). Los granates ugranditas tienen Caen 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.

Otros ortosilicatos incluyen circón, estaurolita y topacio. Zircon (ZrSiO ₄ ) es útil en geocronología ya que U puede sustituir a Zr ; además, debido a su estructura muy resistente, es difícil ponerlo a cero como cronómetro. La estaurolita es un mineral de índice de grado intermedio metamórfico común. 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 pegmatitas graníticas asociadas con turmalina, es un mineral de piedra preciosa común.

No silicatos

Elementos nativos

Los elementos nativos son aquellos que no están unidos químicamente a otros elementos. Este grupo de minerales incluye metales nativos, semimetales y no metales, y varias aleaciones y soluciones sólidas. Los metales se mantienen unidos mediante enlaces metálicos, que les confieren propiedades físicas distintivas, como su brillo metálico brillante, ductilidad y maleabilidad, y conductividad eléctrica. Los elementos nativos se subdividen en grupos por su estructura o atributos químicos.

El grupo del oro, con una estructura compacta cúbica, incluye metales como el oro, la plata y el cobre. El grupo del platino es similar en estructura al grupo del oro. El grupo de hierro y níquel se caracteriza por varias especies de aleaciones de hierro y níquel. Dos ejemplos son la kamacita y la taenita, que se encuentran en meteoritos de hierro; estas especies se diferencian por la cantidad de Ni en la aleación; kamacita tiene menos de 5 a 7 % de níquel y es una variedad de hierro nativo, mientras que el contenido de níquel de la taenita varía de 7 a 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, grafito y diamante; este último se forma a muy alta presión en el manto, lo que le da una estructura mucho más fuerte que el grafito.

Sulfuros

Los minerales sulfurados son compuestos químicos de uno o más metales o semimetales con un calcógeno o pnictógeno, de los cuales el azufre es el más común. El telurio, el arsénico o el selenio pueden sustituir al azufre. Los sulfuros tienden a ser minerales blandos y quebradizos con una 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 volver a depositarse 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 Es el sulfuro más común y se puede encontrar en la mayoría de los entornos geológicos. Sin embargo, no es un mineral de hierro, sino que puede oxidarse para producir ácido sulfúrico. Relacionadas con los sulfuros están las raras sulfosales, en las 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, las sulfosales suelen ser minerales blandos, pesados ​​y quebradizos.

Óxidos

Los minerales de óxido se dividen en tres categorías: óxidos simples, hidróxidos y óxidos múltiples. Los óxidos simples se caracterizan por el O como anión principal y principalmente como enlace iónico. Se pueden subdividir aún más por la proporción de oxígeno a los cationes. El grupo de las periclasas está formado por minerales con una proporción de 1:1. Los óxidos con una proporción de 2:1 incluyen cuprita (Cu ₂ O) y hielo de agua. Los minerales del grupo del corindón tienen una proporción de 2:3 e incluyen minerales como el corindón (Al ₂ O ₃ ) y la hematita (Fe ₂ O ₃ ). Los minerales del grupo del rutilo tienen una proporción de 1:2; la especie del mismo nombre, el rutilo (TiO ₂ ) es el principal mineral de titanio; otros ejemplos incluyen casiterita (SnO ₂; mineral de estaño) y pirolusita (MnO ₂ ; mineral de manganeso). 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 diáspora, gibbsita y bohmita; se forman en áreas con una tasa muy alta de meteorización química (principalmente en condiciones tropicales). 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 Y ₂ O ₄. Los ejemplos de especies incluyen espinela (MgAl ₂ O ₄ ), cromita (FeCr ₂ O ₄ ) y magnetita (Fe ₃ O ₄). Este último se distingue fácilmente por su fuerte magnetismo, que se produce porque tiene hierro en dos estados de oxidación (Fe Fe ₂ O ₄ ), lo que lo convierte en un óxido múltiple en lugar de un óxido único.

Haluros

Los minerales halogenuros son compuestos en los que un halógeno (flúor, cloro, yodo o bromo) es el anión principal. Estos minerales tienden a ser blandos, débiles, quebradizos y solubles en agua. Los ejemplos comunes de haluros incluyen halita (NaCl, sal de mesa), silvita (KCl) y fluorita (CaF ₂ ). La halita y la silvita se forman comúnmente como evaporitas y pueden ser minerales dominantes en las rocas sedimentarias químicas. La criolita, Na ₃ AlF ₆, es un mineral clave en la extracción de aluminio a partir de bauxitas; sin embargo, como se agotó la única ocurrencia significativa en Ivittuut, Groenlandia, en una pegmatita granítica, se puede hacer criolita sintética a partir de fluorita.

Carbonatos

Los minerales carbonatados son aquellos en los que el principal grupo aniónico es el carbonato, [CO ₃ ]. Los carbonatos tienden a ser quebradizos, muchos tienen ruptura romboédrica y todos reaccionan con ácido. Debido a la última característica, los geólogos de campo suelen llevar ácido clorhídrico diluido para distinguir los carbonatos de los no carbonatos. La reacción del ácido con los carbonatos, que se encuentran más comúnmente como el polimorfo calcita y aragonito (CaCO ₃ ), se relaciona con la disolución y precipitación del mineral, que es clave en la formación de cuevas de piedra caliza, características dentro de ellas como estalactitas y estalagmitas. y accidentes geográficos kársticos. Los carbonatos se forman con mayor frecuencia como sedimentos biogénicos o químicos en ambientes marinos. El grupo carbonato es estructuralmente un triángulo, donde un C centralel catión está rodeado por tres aniones O; diferentes grupos de minerales se forman a partir de diferentes arreglos 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. La calcita, CaCO ₃, puede tener un porcentaje importante de magnesio en sustitución del calcio. En condiciones de alto Mg, en su lugar se formará su aragonito polimorfo; la geoquímica marina en este sentido puede describirse como un mar de aragonita o calcita, según el mineral que se forme preferentemente. La dolomita es un carbonato doble, con la fórmula CaMg(CO ₃ ) ₂. Es común la dolomitización secundaria de la piedra caliza, en la que la calcita o 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 calcita incluye carbonatos con la fórmula general XCO ₃, y el grupo dolomita constituye minerales con la fórmula general XY(CO ₃ ) 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 al evaporarse 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 con diferencia es el yeso, CaSO ₄ ⋅2H ₂O. Se forma como una evaporita y se asocia con otras evaporitas como la calcita y la halita; si incorpora granos de arena a medida que cristaliza, el yeso puede formar rosas del desierto. El yeso tiene una conductividad térmica muy baja y mantiene una temperatura baja cuando se calienta, ya que pierde ese calor al deshidratarse; como tal, el yeso se usa como aislante en materiales como yeso y paneles de yeso. El equivalente anhidro del yeso es la anhidrita; se puede formar 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 con 12 coordenadas. Los ejemplos incluyen barita (BaSO ₄ ), celestina (SrSO ₄ ) y anglesita (PbSO ₄ ); la anhidrita no forma parte del grupo de la barita, ya que el Ca más pequeñoestá sólo en coordinación óctuple.

Fosfatos

Los minerales fosfatados se caracterizan por la unidad tetraédrica [PO ₄ ], aunque la estructura puede generalizarse, y el fósforo se reemplaza por antimonio, arsénico o vanadio. El fosfato más común es el grupo apatito; 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 huesos de los vertebrados. El grupo de monacita relativamente abundante tiene una estructura general de ATO ₄, donde T es fósforo o arsénico, y A suele ser un elemento de tierras raras (REE). La monacita es importante de dos maneras: primero, como "sumidero" de REE, puede concentrar suficientemente estos elementos para convertirse en un mineral; en segundo lugar, los elementos del grupo de las monacitas pueden incorporar cantidades relativamente grandes de uranio y torio, que se pueden utilizar en la geocronología de las monacitas para datar la roca en función de la descomposición de U y Th en plomo.

Minerales organicos

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 se puede depositar en vetas de minerales hidrotermales. Si bien se puede encontrar oxalato de calcio hidratado en vetas de carbón y otros depósitos sedimentarios que involucran materia orgánica, no se considera que la ocurrencia hidrotermal esté relacionada con la actividad biológica.

Avances recientes

Los esquemas de clasificación de minerales y sus definiciones están evolucionando para coincidir con los avances recientes en la ciencia de los minerales. Los cambios recientes han incluido la adición de una clase orgánica, tanto en el nuevo esquema de clasificación de Dana como en el de Strunz. La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos. La Comisión de IMA sobre Nuevos Minerales y Nombres de Minerales adoptó en 2009 un esquema jerárquico para la denominación y clasificación de grupos de minerales y nombres de grupos y estableció siete comisiones y cuatro grupos de trabajo para revisar y clasificar minerales en una lista oficial de sus nombres publicados. 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, según el propósito al que se destine el clasificación."

Astrobiología

Se ha sugerido que los biominerales podrían ser importantes indicadores de vida extraterrestre y, por lo tanto, podrían desempeñar un papel importante en la búsqueda de vida pasada o presente en Marte. Además, se cree que los componentes orgánicos (biofirmas) que a menudo se asocian con biominerales desempeñan un papel crucial en las reacciones prebióticas y bióticas.

En enero de 2014, la NASA informó que los estudios de los rovers Curiosity y Opportunity en Marte buscarían evidencia de vida antigua, incluida una biosfera basada en microorganismos autótrofos, quimiotróficos y/o quimiolitoautótrofos, así como agua antigua, incluidos ambientes fluvio-lacustres ( llanuras relacionadas con antiguos ríos o lagos) que pudieron haber sido habitables. 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.