Mineral

La Asociación Mineralógica Internacional ha establecido los siguientes requisitos para que una sustancia sea considerada un mineral distinto: ^{[ 11 ] [ 12 ]}

1. Debe tratarse de una sustancia natural formada por procesos geológicos naturales , en la Tierra u otros cuerpos extraterrestres. Esto excluye los compuestos generados directa y exclusivamente por actividades humanas ( antropogénicos ) o en seres vivos ( biogénicos ), como el carburo de tungsteno , los cálculos urinarios , los cristales de oxalato de calcio en tejidos vegetales y las conchas marinas . Sin embargo, las sustancias con tales orígenes pueden calificar si los procesos geológicos estuvieron involucrados en su génesis (como es el caso de la evenkita , derivada de material vegetal; o la taranakita , del guano de murciélago ; o la alpersita , de los residuos mineros). ^{[ 12 ]} También se excluyen las sustancias hipotéticas, incluso si se predice que ocurren en entornos naturales inaccesibles como el núcleo de la Tierra u otros planetas.
2. Debe ser una sustancia sólida en su estado natural. Una excepción importante a esta regla es el mercurio nativo : la IMA todavía lo clasifica como mineral, aunque cristaliza solo por debajo de −39  °C, porque se incluyó antes de que se establecieran las reglas actuales. ^{[ 13 ]} El agua y el dióxido de carbono no se consideran minerales, aunque a menudo se encuentran como inclusiones en otros minerales; pero el hielo de agua sí se considera un mineral. ^{[ 14 ]}
3. Debe tener una estructura cristalográfica bien definida ; o, más generalmente, una disposición atómica ordenada. ^{[ 15 ]} Esta propiedad implica varias propiedades físicas macroscópicas , como la forma cristalina, la dureza y la exfoliación. ^{[ 16 ]} Excluye la ozoquerita , la limonita , la obsidiana y muchos otros materiales amorfos (no cristalinos) que se encuentran en contextos geológicos.
4. Debe tener una composición química bastante bien definida . Sin embargo, ciertas sustancias cristalinas con una estructura fija pero composición variable pueden considerarse especies minerales únicas. Una clase común de ejemplos son soluciones sólidas como la mackinawita , (Fe, Ni) ₉ S ₈ , que es principalmente un sulfuro ferroso con una fracción significativa de átomos de hierro reemplazados por átomos de níquel . ^{[ 15 ] [ 17 ]} 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 de la olivina (Mg, Fe) ₂ SiO ₄ , cuyos miembros extremos ricos en magnesio y ricos en hierro se consideran minerales separados ( forsterita y fayalita ).

Los detalles de estas reglas son algo controvertidos. ^{[ 15 ]} Por ejemplo, ha habido varias propuestas recientes para clasificar las sustancias amorfas como minerales, pero no han sido aceptadas por la IMA.

La IMA también se muestra 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. ^{[ 11 ]}

Algunos autores exigen que el material sea un sólido estable o metaestable a temperatura ambiente (25  °C). ^{[ 15 ]} Sin embargo, la IMA solo requiere que la sustancia sea lo suficientemente estable como para que su estructura y composición estén bien determinadas. Por ejemplo, reconoce la meridiana (un hidrato de sulfato de magnesio que se encuentra en la naturaleza ) como un mineral, aunque se forma y es estable solo por debajo de 2  °C.

A partir de mayo de 2025 , 6.145 especies minerales están aprobadas por la IMA. ^{[ 5 ]} Suelen recibir nombres de personas , seguidos del lugar de descubrimiento; los nombres basados ​​en la composición química o las propiedades físicas son los otros dos grupos principales de etimologías de nombres de minerales. ^{[ 18 ] [ 19 ]} La mayoría de los nombres terminan en "-ito"; las excepciones suelen ser nombres que estaban bien establecidos antes de la organización de la mineralogía como disciplina, por ejemplo galena y diamante .

Un tema de controversia entre geólogos y mineralogistas ha sido la decisión del IMA de excluir las sustancias cristalinas biogénicas. Por ejemplo, Lowenstam (1981) afirmó que "los organismos son capaces de formar una amplia variedad de minerales, algunos de los cuales no pueden formarse inorgánicamente en la biosfera". ^{[ 20 ]}

Skinner (2005) considera que todos los sólidos son minerales potenciales e incluye los biominerales en el reino mineral, que son aquellos creados por las actividades metabólicas de los organismos. Skinner amplió la definición previa de mineral para clasificar como mineral a "elemento o compuesto, amorfo o cristalino, formado a través de procesos biogeoquímicos ". ^{[ 21 ]}

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. ^{[ 12 ] [ 21 ]} Por ejemplo, el "Grupo de Trabajo sobre Mineralogía y Geoquímica Ambiental" encargado por el IMA se ocupa de los minerales en la hidrosfera , la atmósfera y la biosfera . ^{[ 22 ]} El alcance del grupo incluye microorganismos formadores de minerales, que existen en casi todas las superficies de rocas, suelos y partículas a lo largo del globo hasta profundidades de al menos 1600 metros por debajo del lecho marino y 70 kilómetros en la estratosfera (posiblemente entrando en la mesosfera ). ^{[ 23 ] [ 24 ] [ 25 ]}

Los ciclos biogeoquímicos han contribuido a la formación de minerales durante miles de millones de años. Los microorganismos pueden precipitar metales de la solución , contribuyendo a la formación de depósitos minerales . También pueden catalizar la disolución de minerales. ^{[ 26 ] [ 27 ] [ 28 ]}

Antes de la inclusión en la lista de la Asociación Mineralógica Internacional, se habían descubierto, nombrado y publicado más de 60 biominerales. ^{[ 29 ]} Estos minerales (un subconjunto tabulado en Lowenstam (1981) ^{[ 20 ]} ) se consideran minerales propiamente dichos según la definición de Skinner (2005). ^{[ 21 ]} Estos biominerales no figuran en la lista oficial de nombres de minerales de la Asociación Mineralógica Internacional; ^{[ 30 ]} sin embargo, muchos de estos representantes de biominerales se distribuyen entre las 78 clases de minerales que figuran en el esquema de clasificación de Dana. ^{[ 21 ]}

La definición de mineral de Skinner (2005) tiene en cuenta este asunto al afirmar que un mineral puede ser cristalino o amorfo. ^{[ 21 ]} Aunque los biominerales no son la forma más común de minerales, ^{[ 31 ]} ayudan a definir los límites de lo que constituye un mineral propiamente dicho. La definición formal de Nickel (1995) mencionó explícitamente la cristalinidad como clave para definir una sustancia como mineral. Un artículo de 2011 definió la icosaedrita , una aleación de aluminio, hierro y cobre, como un mineral; llamada así por su singular simetría icosaédrica natural , es un cuasicristal . A diferencia de un cristal verdadero, los cuasicristales están ordenados pero no son periódicos. ^{[ 32 ] [ 33 ]}

Mindat.org define un conjunto mineral como "cualquier conjunto de minerales en una roca, ya sea que estén en equilibrio [químico] o no" ^{[ 34 ]} , mientras que la Enciclopedia Británica afirma que "el término conjunto se aplica frecuentemente a todos los minerales incluidos en una roca, pero debería usarse más apropiadamente para aquellos minerales que están en equilibrio (y se conocen más específicamente como conjunto de equilibrio)" ^{[ 35 ] .}

El término suele ir precedido de otros términos que describen su formación. ^{[ 34 ]}

La estructura cristalina resulta de la disposición espacial geométrica ordenada de los átomos en la estructura interna de un mineral. Esta estructura cristalina se basa en una disposición interna regular de átomos o iones que a menudo se expresa en la forma geométrica que adopta el cristal. Incluso cuando los granos minerales son demasiado pequeños para ser vistos o tienen una forma irregular, la estructura cristalina subyacente siempre es periódica y puede determinarse mediante difracción de rayos X. ^{[ 15 ]} Los minerales se describen típicamente por su contenido de simetría. Los cristales se limitan a 32 grupos puntuales , que difieren por su simetría. Estos grupos se clasifican a su vez en categorías más amplias, siendo las seis familias cristalinas las que abarcan la mayor parte de ellas. ^{[ 63 ]}

Estas familias se pueden describir mediante las longitudes relativas de los tres ejes cristalográficos y los ángulos entre ellos; estas relaciones corresponden a las operaciones de simetría que definen los grupos puntuales más estrechos. Se resumen a continuación; a, b y c representan los ejes, y α, β y γ representan el ángulo opuesto al respectivo eje cristalográfico (por ejemplo, α es el ángulo opuesto al eje a, es decir, el ángulo entre los ejes b y c): ^{[ 63 ]}

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

La química y la estructura cristalina definen conjuntamente un mineral. Con una restricción a 32 grupos puntuales, los minerales de diferente composición 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. En cambio, 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 FeS₂ _; sin embargo, la primera es isométrica mientras que la segunda es ortorrómbica. Este polimorfismo se extiende a otros sulfuros con la fórmula genérica AX₂ _; estos dos grupos se conocen colectivamente como los grupos de pirita y marcasita. ^{[ 64 ]}

El polimorfismo puede extenderse más allá del contenido de simetría pura. Los aluminosilicatos son un grupo de tres minerales —cianita _, andalucita y  sillimanita— que comparten la fórmula química Al₂SiO₅ _. La cianita es triclínica, mientras que la andalucita y la sillimanita son ortorrómbicas y pertenecen al grupo puntual dipiramidal. Estas diferencias surgen en función de cómo se coordina el aluminio dentro de la estructura cristalina. En todos los minerales, un ion de aluminio siempre está en coordinación séxtuple con el oxígeno. El silicio, como regla general, está en coordinación cuádruple en todos los minerales; una excepción es un caso como la estishovita (SiO₂ _, un polimorfo de cuarzo de ultra alta presión con estructura de rutilo). ^{[ 65 ]} En la cianita, el segundo aluminio está en coordinación séxtuple; su fórmula química se puede expresar como Al ^[6] Al ^[6] SiO₅ _, para reflejar su estructura cristalina. La andalucita tiene el segundo aluminio en coordinación quíntuple (Al ^[6] Al ^[5] SiO ₅ ) y la sillimanita lo tiene en coordinación cuádruple (Al ^[6] Al ^[4] SiO ₅ ). ^{[ 66 ]} 

Las diferencias en la estructura cristalina y la química influyen enormemente en otras propiedades físicas del mineral. Los alótropos del carbono, diamante y grafito, presentan propiedades muy diferentes; el diamante es la sustancia natural más dura, tiene un brillo adamantino y pertenece a la familia cristalina isométrica, mientras que el grafito es muy blando, tiene un brillo graso y cristaliza en la familia hexagonal. Esta diferencia se debe a las diferencias en los enlaces químicos. En el diamante, los carbonos se encuentran en orbitales híbridos sp³ ^, lo que significa que forman una estructura donde cada carbono está unido covalentemente a cuatro vecinos en una disposición tetraédrica; por otro lado, el grafito está compuesto por láminas de carbonos en orbitales híbridos sp² ^{, 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. ^{[ 67 ]}

El maclado es el crecimiento conjunto de dos o más cristales de una misma especie mineral. La geometría del maclado está controlada por la simetría del mineral. Como resultado, existen varios tipos de maclado, incluyendo maclas de contacto, maclas reticuladas, maclas geniculadas, maclas de penetración, maclas cíclicas y maclas polisintéticas. Las maclas de contacto, o simples, consisten en dos cristales unidos en un plano; este tipo de maclado es común en la espinela. Las maclas reticuladas, comunes en el rutilo, son cristales entrelazados que se asemejan a una red. Las maclas geniculadas tienen una curvatura en el centro causada por el inicio del maclado. Las maclas de penetración consisten en dos cristales individuales que han crecido uno dentro del otro; ejemplos de este maclado incluyen las maclas de estaurolita en forma de cruz y el maclado de Carlsbad en la ortoclasa. Las maclas cíclicas se producen por el maclado repetido alrededor de un eje de rotación. Este tipo de maclado se produce alrededor de ejes de tres, cuatro, cinco, seis u ocho ejes, y los patrones correspondientes se denominan maclas triples, cuádruples, pentágonas , séxtuples y octogonales. Las maclas séxtuples son comunes en la aragonita. Las maclas polisintéticas son similares a las maclas cíclicas por la presencia de maclado repetitivo; sin embargo, en lugar de producirse alrededor de un eje de rotación, el maclado polisintético se produce a lo largo de planos paralelos, generalmente a escala microscópica. ^{[ 68 ] [ 69 ]}

El hábito cristalino se refiere a la forma general del cristal agregado de cualquier mineral. Se utilizan varios términos para describir esta propiedad. Los hábitos comunes incluyen acicular , que describe cristales en forma de aguja como en la natrolita ; dendrítico (patrón de árbol) es común en el cobre nativo o el oro nativo con una matriz ; equidimensional, que es típico del granate ; prismático (alargado en una dirección) como se ve en la kunzita o la estibina ; botrioidal (como un racimo de uvas) visto en la calcedonia ; fibroso, que tiene cristales en forma de fibra como se ve en la wollastonita ; tabular, que difiere del hábito laminar en que el primero es laminar mientras que el segundo tiene un alargamiento definido como se ve en la moscovita ; y masivo, que no tiene una forma definida como se ve en la carnalita . ^{[ 7 ]} Relacionada con la forma del cristal, la calidad de las caras del cristal es diagnóstica de algunos minerales, especialmente con un microscopio petrográfico. Los cristales euhedrales tienen una forma externa definida, mientras que los cristales anhedrales no; esas formas intermedias se denominan subhedrales. ^{[ 70 ] [ 71 ]}

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

La escala de medición más utilizada es la escala ordinal de dureza de Mohs, que mide la resistencia al rayado. Definida por diez indicadores, un mineral con un índice más alto raya a aquellos con índices inferiores. La escala abarca 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: ^{[ 72 ] [ 7 ]}

La dureza de un mineral es función de su estructura. La dureza no es necesariamente constante para todas las direcciones cristalográficas; la debilidad cristalográfica hace que algunas direcciones sean más blandas que otras. [ ^{72 ] Un} ejemplo de esta variabilidad de dureza se encuentra en la cianita, que tiene una dureza Mohs de 5 1/2 en paralelo a [001] pero de 7 en paralelo a [ 100] . ^{[ 73 ]}

Otras escalas incluyen estas; ^{[ 74 ]}

• La prueba de dureza Shore , que mide la resistencia de un mineral basándose en la indentación de un dispositivo accionado por resorte. ^{[ 75 ]}
• La escala Rockwell
• La prueba de dureza Vickers
• La escala Brinell

El brillo indica cómo se refleja la luz en la superficie del mineral, en cuanto 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 submetálicos presentan una alta reflectividad, similar a la de los metales; ejemplos de minerales con este brillo son la galena y la pirita. Los brillos no metálicos incluyen: adamantino, como en el diamante ; vítreo, un brillo vidrioso muy común en los minerales silicatos; nacarado, como en el talco y la apofilita ; resinoso, como en los miembros del grupo del granate; y sedoso, común en minerales fibrosos como el crisotilo asbestiforme . ^{[ 76 ]}

La diafanidad de un mineral describe la capacidad de la luz para atravesarlo. Los minerales transparentes no disminuyen la intensidad de la luz que los atraviesa. Un ejemplo de mineral transparente es la moscovita (mica potásica); algunas variedades son lo suficientemente claras como para haberse utilizado en ventanas. Los minerales translúcidos permiten el paso de cierta cantidad de luz, pero menos que los transparentes. La jadeíta y la nefrita (formas minerales del jade ) son ejemplos de minerales con esta propiedad. Los minerales que no permiten el paso de la luz se denominan opacos. ^{[ 77 ] [ 78 ]}

La diafanidad de un mineral depende del grosor de la muestra. Cuando un mineral es suficientemente delgado (por ejemplo, en una lámina delgada para petrografía ), puede volverse transparente incluso si esa propiedad no se observa en una muestra de mano. Por el contrario, algunos minerales, como la hematita o la pirita, son opacos incluso en láminas delgadas. ^{[ 78 ]}

El color no suele ser una propiedad diagnóstica de los minerales. En la imagen se muestran uvarovita verde (izquierda) y grosularia rojo-rosada (derecha), ambas granates . Las características diagnósticas incluirían cristales dodecaédricos, brillo resinoso y una dureza de alrededor de 7.

El color es la propiedad más obvia de un mineral, pero a menudo no es diagnóstico. ^{[ 79 ]} Es causado por la radiación electromagnética que interactúa con los electrones (excepto en el caso de la incandescencia , que no se aplica a los minerales). ^{[ 80 ]} Se definen dos clases amplias de elementos (idiocromáticos y alocromáticos) con respecto a su contribución al color de un mineral: Los elementos idiocromáticos son esenciales para la composición de un mineral; su contribución al color de un mineral es diagnóstica. ^{[ 77 ] [ 81 ]} Ejemplos de tales minerales son la malaquita (verde) y la azurita (azul). En contraste, los elementos alocromáticos en los minerales están presentes en cantidades traza como impurezas. Un ejemplo de tal mineral serían las variedades rubí y zafiro del mineral corindón . ^{[ 81 ]} Los colores de los minerales pseudocromáticos son el resultado de la interferencia de ondas de luz. Ejemplos incluyen la labradorita y bornita .

Además del color base, los minerales pueden tener otras propiedades ópticas distintivas, como el juego de colores, el asterismo , la chatoyancia , la iridiscencia , el deslustre y el pleocroísmo . Varias de estas propiedades implican variabilidad en el color. El juego de colores, como en el ópalo , hace que la muestra refleje diferentes colores al girarla, mientras que el pleocroísmo describe el cambio de color cuando la luz atraviesa un mineral en una orientación diferente. La iridiscencia es una variedad del juego de colores donde la luz se dispersa en un recubrimiento en la superficie del cristal, planos de clivaje o capas con pequeñas gradaciones en la composición química. ^{[ 82 ]} En contraste, el juego de colores en el ópalo es causado por la refracción de la luz en esferas microscópicas ordenadas de sílice dentro de su estructura física. ^{[ 83 ]} La chatoyancia ("ojo de gato") es la banda ondulada de color que se observa al girar la muestra; el asterismo, una variedad de chatoyancia, da la apariencia de una estrella en el grano del mineral. Esta última propiedad es particularmente común en el corindón de calidad gema. ^{[ 82 ] [ 83 ]}

La raya de un mineral se refiere al color de un mineral en forma de polvo, que puede o no ser idéntico a su color de cuerpo. ^{[ 81 ]} La forma más común de probar esta propiedad se realiza con una placa de raya, que está hecha de porcelana y coloreada de blanco o negro. La raya de un mineral es independiente de los oligoelementos ^{[ 77 ]} o de cualquier superficie de meteorización. ^{[ 81 ]} Un ejemplo común de esta propiedad se ilustra con la hematita , que es de color negro, plateado o rojo en muestra de mano, pero tiene una raya de rojo cereza ^{[ 77 ]} a marrón rojizo; ^{[ 81 ] [ 7 ]} o con la calcopirita , que es de color dorado latón y deja una raya negra. ^{[ 7 ]} La raya es más a menudo distintiva para los minerales metálicos, en contraste con los minerales no metálicos cuyo color de cuerpo se crea por elementos alocromáticos. ^{[ 77 ]} La prueba de raya está limitada por la dureza del mineral, ya que aquellos más duros que 7 pulverizan la placa de raya . ^{[ 81 ]}

Por definición, los minerales tienen una disposición atómica característica. La debilidad en esta estructura cristalina provoca planos de debilidad, y la fractura de un mineral a lo largo de dichos planos se denomina exfoliación. La calidad de la exfoliación se puede describir según la facilidad y la nitidez con que se rompe el mineral; los descriptores comunes, en orden de calidad decreciente, son "perfecta", "buena", "nítida" y "mala". En minerales particularmente transparentes, o en láminas delgadas, la exfoliación se puede observar como una serie de líneas paralelas que marcan las superficies planas cuando se observan de lado. La exfoliación no es una propiedad universal entre los minerales; por ejemplo, el cuarzo, que consiste en tetraedros de sílice extensamente interconectados, no tiene una debilidad cristalográfica que le permita exfoliarse. En cambio, las micas, que tienen una exfoliación basal perfecta, consisten en láminas de tetraedros de sílice que se mantienen unidas muy débilmente. ^{[ 84 ] [ 85 ]}

Como la exfoliación es una función de la cristalografía, existen diversos tipos de exfoliación. La exfoliación se produce típicamente en una, dos, tres, cuatro o seis direcciones. La exfoliación basal en una dirección es una propiedad distintiva de las micas . La exfoliación bidireccional se describe como prismática y se presenta en minerales como los anfíboles y los piroxenos. Minerales como la galena o la halita tienen exfoliación cúbica (o isométrica) en tres direcciones, a 90°; cuando hay tres direcciones de exfoliación, pero no a 90°, como en la calcita o la rodocrosita , se denomina exfoliación romboédrica. La exfoliación octaédrica (cuatro direcciones) está presente en la fluorita y el diamante, y la esfalerita tiene exfoliación dodecaédrica de seis direcciones. ^{[ 84 ] [ 85 ]}

Los minerales con múltiples planos de exfoliación pueden no fracturarse con la misma eficacia en todas las direcciones; por ejemplo, la calcita presenta una buena exfoliación en tres direcciones, mientras que el yeso tiene una exfoliación perfecta en una dirección y una exfoliación deficiente en otras dos. Los ángulos entre los planos de exfoliación varían entre los minerales. Por ejemplo, dado que los anfíboles son silicatos de doble cadena y los piroxenos son silicatos de cadena simple, el ángulo entre sus planos de exfoliación es diferente. Los piroxenos se exfolian en dos direcciones con ángulos aproximados de 90°, mientras que los anfíboles se exfolian claramente en dos direcciones separadas por aproximadamente 120° y 60°. Los ángulos de exfoliación se pueden medir con un goniómetro de contacto, similar a un transportador. ^{[ 84 ] [ 85 ]}

La separación, a veces llamada "falsa exfoliación", es similar en apariencia a la exfoliación, pero se produce por defectos estructurales en el mineral, en lugar de por una debilidad sistemática. La separación varía de un cristal a otro de un mineral, mientras que todos los cristales de un mineral dado se exfoliarán si la estructura atómica lo permite. En general, la separación es causada por alguna tensión aplicada a un cristal. Las fuentes de tensión incluyen la deformación (por ejemplo, un aumento de presión), la exsolución o el maclado. Los minerales que a menudo presentan separación incluyen los piroxenos, la hematita, la magnetita y el corindón. ^{[ 84 ] [ 86 ]}

Cuando un mineral se rompe en una dirección que no corresponde a un plano de clivaje, se dice que se ha fracturado. Existen varios tipos de fractura irregular. El ejemplo clásico es la fractura concoidea, como la del cuarzo; se crean superficies redondeadas, marcadas por líneas curvas suaves. Este tipo de fractura solo se presenta en minerales muy homogéneos. Otros tipos de fractura son la fibrosa, la astillada y la irregular. Esta última describe una rotura a lo largo de una superficie rugosa y dentada; un ejemplo de esta propiedad se encuentra en el cobre nativo . ^{[ 87 ]}

La tenacidad está relacionada tanto con la exfoliación como con la fractura. Mientras que la fractura y la exfoliación describen las superficies que se crean cuando un mineral se rompe, la tenacidad describe la resistencia de un mineral a dicha rotura. Los minerales pueden describirse como frágiles, dúctiles, maleables, sectiles, flexibles o elásticos. ^{[ 88 ]}

La gravedad específica describe numéricamente la densidad de un mineral. Las dimensiones de la densidad son masa dividida por volumen, con unidades de kg/m³ ^o g/cm³ ^. 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 magnitud adimensional, idéntica en todos los sistemas de unidades. ^{[ 89 ]} Se puede medir como el cociente entre la masa de la muestra y la diferencia entre el peso de la muestra en el aire y su peso correspondiente en agua. En la mayoría de los minerales, esta propiedad no es diagnóstica. Los minerales formadores de rocas  —típicamente silicatos o, en ocasiones, carbonatos—  tienen una gravedad específica de 2,5 a 3,5. ^{[ 90 ]}

La alta gravedad específica es una propiedad diagnóstica de un mineral. Una variación en la química (y, por consiguiente, en la clase de mineral) se correlaciona con un cambio en la gravedad específica. Entre los minerales más comunes, los óxidos y sulfuros tienden a tener una gravedad específica más alta, ya que incluyen elementos con mayor masa atómica. En general, los minerales con brillo metálico o adamantino tienden a tener gravedades específicas más altas que aquellos con brillo no metálico o mate. Por ejemplo, la hematita , Fe₂O₃ _{, tiene} una gravedad específica de 5,26 ^{[ 91 ],} mientras que la galena , PbS, tiene una gravedad específica de 7,2–7,6 ^{[ 92 ]} , lo que es resultado de su alto contenido de hierro y plomo, respectivamente. Una gravedad específica muy alta es característica de los metales nativos ; por ejemplo, la kamacita , una aleación de hierro-níquel común en meteoritos de hierro, tiene una gravedad específica de 7,9 ^{[ 93 ]} , y el oro tiene una gravedad específica observada entre 15 y 19,3. ^{[ 90 ] [ 94 ]}

Existen otras propiedades que pueden utilizarse para diagnosticar minerales. Estas son menos generales y se aplican a minerales específicos.

La aplicación de ácido diluido (a menudo HCl al 10% ) sobre un mineral ayuda a distinguir los carbonatos de otras clases de minerales. El ácido reacciona con el grupo carbonato ([CO₃ _] ²⁻ ⁾ , lo que provoca que la zona afectada eferveszca , liberando dióxido de carbono . Esta prueba puede ampliarse para analizar el mineral en su forma cristalina original o en polvo. Un ejemplo de esta prueba se realiza para distinguir la calcita de la dolomita , especialmente dentro de las rocas ( caliza y dolomita, respectivamente). La calcita efervesce inmediatamente en ácido, mientras que el ácido debe aplicarse a la dolomita en polvo (a menudo sobre una superficie rayada en una roca) para que eferveszca. ^{[ 95 ]} Los minerales de zeolita no efervescen en ácido; en cambio, se escarchan después de 5 a 10 minutos, y si se dejan en ácido durante un día, se disuelven o se convierten en gel de sílice . ^{[ 96 ]}

El magnetismo es una propiedad muy notable de algunos minerales. Entre los minerales comunes, la magnetita exhibe esta propiedad con fuerza, y el magnetismo también está presente, aunque no con tanta intensidad, en la pirrotita y la ilmenita . ^{[ 95 ]} Algunos minerales exhiben propiedades eléctricas —por ejemplo, el cuarzo es piezoeléctrico— , pero las propiedades eléctricas rara vez se utilizan como criterios de diagnóstico para los minerales debido a la información incompleta y la variación natural. ^{[ 97 ]}

Los minerales también pueden analizarse por su sabor u olor. La halita , NaCl, es la sal de mesa; su contraparte que contiene potasio, la silvita , tiene un sabor amargo pronunciado. Los sulfuros tienen un olor característico, especialmente cuando las muestras se fracturan, reaccionan o se pulverizan. ^{[ 95 ]}

La radiactividad es una propiedad poco común que se encuentra en minerales que contienen elementos radiactivos. Estos elementos pueden ser un componente principal, como el uranio en la uraninita , la autunita y la carnotita , o estar presentes como impurezas traza, como en el circón . La desintegración de un elemento radiactivo daña la estructura cristalina del mineral, volviéndola localmente amorfa ( estado metamíctico ); el resultado óptico, denominado halo radiactivo o halo pleocroico , se puede observar con diversas técnicas, como la petrografía de láminas delgadas . ^{[ 95 ]}

En el año 315 a. C. , Teofrasto presentó su clasificación de los minerales en su tratado Sobre las piedras . Su clasificación estuvo influenciada por las ideas de sus maestros Platón y Aristóteles . Teofrasto clasificó los minerales en piedras, tierras o metales. ^{[ 98 ]}

La clasificación de minerales de Georgius Agricola en su libro De Natura Fossilium , publicado en 1546, dividió los minerales en tres tipos de sustancias: simples (piedras, tierras, metales y jugos coagulados), compuestas (íntimamente mezcladas) y compuestas (separables). ^{[ 98 ]}

Una de las primeras clasificaciones de minerales fue dada por Carl Linnaeus en su obra fundamental de 1735, Systema Naturae . Dividió el mundo natural en tres reinos  : plantas, animales y minerales  , y clasificó cada uno con la misma jerarquía. ^{[ 99 ]} En orden descendente, estos eran Filo, Clase, Orden, Familia, Tribu, Género y Especie. Sin embargo, si bien su sistema fue justificado por la teoría de la formación de especies de Charles Darwin y ha sido ampliamente adoptado y ampliado por los biólogos en los siglos siguientes (quienes aún utilizan su esquema de nombres binomiales basado en el griego y el latín ), tuvo poco éxito entre los mineralogistas (aunque cada mineral distinto todavía se denomina formalmente especie mineral ).

Los minerales se clasifican por variedad, especie, serie y grupo, en orden de generalidad creciente. El nivel básico de definición es el de especie mineral, cada una de las cuales se distingue de las demás por propiedades químicas y físicas únicas. Por ejemplo, el cuarzo se define por su fórmula , SiO₂ _{, y una} estructura cristalina específica que lo distingue de otros minerales con la misma fórmula química (denominados polimorfos ). Cuando existe un rango de composición entre dos especies minerales, se define una serie mineral. Por ejemplo, la serie de la biotita está representada por cantidades variables de los miembros extremos flogopita , siderofilita , annita y eastonita . En cambio, un grupo mineral es una agrupación de especies minerales con algunas propiedades químicas comunes que comparten una estructura cristalina. El grupo del piroxeno tiene una fórmula común de XY(Si,Al) _{₂O₆ ,} donde X e Y son ambos cationes, siendo X típicamente mayor que Y; Los piroxenos son silicatos de cadena simple que cristalizan en los sistemas cristalinos ortorrómbico o monoclínico . 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 del cuarzo. ^{[ 18 ]}

Para los minerales se utilizan dos clasificaciones comunes: Dana y Strunz; ambas se basan en la composición, específicamente en lo que respecta a grupos químicos importantes, y en la estructura. James Dwight Dana , un geólogo destacado de su época, publicó por primera vez su Sistema de Mineralogía en 1837; a partir de 1997Se encuentra en su octava edición. La clasificación de Dana asigna un número de cuatro partes a una especie mineral. Su número de clase se basa en grupos composicionales importantes; el tipo indica la proporción de cationes a aniones en el mineral, y los dos últimos números agrupan los minerales por similitud estructural dentro de un tipo o clase determinados. La clasificación de Strunz , menos utilizada y que recibe su nombre del mineralogista alemán Karl Hugo Strunz , se basa en el sistema de Dana, pero combina criterios químicos y estructurales, estos últimos con respecto a la distribución de los enlaces químicos. ^{[ 100 ]}

Como la composición de la corteza terrestre está dominada por silicio y oxígeno, los silicatos son, con mucho, la clase de minerales más importante en términos de formación de rocas y diversidad. Sin embargo, los minerales no silicatos son de gran importancia económica, especialmente como menas. ^{[ 101 ] [ 102 ]} Los minerales no silicatos se subdividen en varias otras clases según su química dominante, que incluye elementos nativos, sulfuros, haluros, óxidos e hidróxidos, carbonatos y nitratos, boratos, sulfatos, fosfatos y compuestos orgánicos. La mayoría de las especies de minerales no silicatos son raras (constituyen en total el 8% de la corteza terrestre), aunque algunas son relativamente comunes, como la calcita, la pirita , la magnetita y la hematita . Hay dos estilos estructurales principales observados en los no silicatos: empaquetamiento compacto y tetraedros enlazados tipo silicato. Las estructuras de empaquetamiento compacto son una forma de empaquetar densamente los átomos minimizando el espacio intersticial. _El empaquetamiento compacto hexagonal implica el apilamiento de capas donde cada capa alterna es igual ("ababab"), mientras que el empaquetamiento compacto cúbico implica el apilamiento de grupos de tres capas ("abcabcabc"). Los análogos a los tetraedros de sílice enlazados incluyen las estructuras SO₄⁻ (sulfato), PO₄⁻ (fosfato), AsO₄⁻ (arsenato ) y ^{VO₄⁻ (} vanadato ⁾ . Los no ^silicatos tienen gran _importancia económica _, ya que concentran _elementos más ^que los minerales silicatos. ^{[ 103} ]

El grupo más grande de minerales, con diferencia, son los silicatos ; la mayoría de las rocas están compuestas por más del 95% de minerales de silicato, y más del 90% de la corteza terrestre está compuesta por estos minerales. ^{[ 104 ]} 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. ^{[ 105 ]} Algunos silicatos formadores de rocas importantes incluyen los feldespatos , el cuarzo, los olivinos , los piroxenos , los anfíboles , los granates y las micas .

La unidad básica de un mineral de silicato es el tetraedro [SiO₄ _] ⁴⁻ ^. En la gran mayoría de los casos, el silicio se encuentra en coordinación tetraédrica o cuádruple con el oxígeno. En situaciones de muy alta presión, el silicio se encuentra en coordinación octaédrica o séxtuple, como en la estructura de la perovskita o en el polimorfo de cuarzo estishovita (SiO₂ ₎ . En este último caso, el mineral ya no tiene una estructura de silicato, sino la del rutilo (TiO₂ ₎ y su grupo asociado, que son óxidos simples. Estos tetraedros de sílice se polimerizan en cierta medida para crear diversas estructuras, como cadenas unidimensionales, láminas bidimensionales y entramados tridimensionales. El mineral de silicato básico donde no se ha producido la polimerización de los tetraedros requiere otros elementos para equilibrar la carga base 4⁻. En otras estructuras de silicato, se requieren diferentes combinaciones de elementos para equilibrar la carga negativa resultante. Es común que el Si ⁴⁺ sea sustituido por Al ³⁺ debido a la similitud en el radio iónico y la carga; en esos casos, los tetraedros [AlO ₄ ] ⁵⁻ forman las mismas estructuras que los tetraedros no sustituidos, pero sus requisitos de equilibrio de carga son diferentes. ^{[ 106 ]}

El grado de polimerización se puede describir tanto por la estructura formada como por la cantidad de vértices tetraédricos (o oxígenos coordinantes) que se comparten (para el aluminio y el silicio en sitios tetraédricos): ^{[ 107 ] [ 108 ]}

Ortosilicatos (o nesosilicatos)

No existe ningún enlace entre los poliedros, por lo que los tetraedros no comparten vértices.

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 vértices compartidos, mientras que los silicatos de cadena doble tienen dos o tres vértices compartidos.

Filosilicatos

Presentan una estructura laminar que requiere tres oxígenos compartidos; en el caso de los silicatos de doble cadena, algunos tetraedros deben compartir dos vértices en lugar de tres, ya que de lo contrario se obtendría una estructura laminar.

Silicatos de estructura reticular (o tectosilicatos)

Tienen tetraedros que comparten los cuatro vértices.

Silicatos cíclicos (o ciclosilicatos)

Solo se necesitan tetraedros que compartan dos vértices para formar la estructura cíclica. ^{[ 108 ]}

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

tectosilicatos

Los tectosilicatos, también conocidos como silicatos de estructura reticular, presentan el mayor grado de polimerización. Al compartir todos los vértices de un tetraedro, la relación silicio:oxígeno se convierte en 1:2. Ejemplos de ello son el cuarzo, los feldespatos , los feldespatoides y las zeolitas . Los silicatos de estructura reticular tienden a ser particularmente estables químicamente debido a sus fuertes enlaces covalentes. ^{[ 109 ]}

El cuarzo (SiO₂ ₎ constituye el 12% de la corteza terrestre y es la especie mineral más abundante. Se caracteriza por su alta resistividad química y física. El cuarzo tiene varios polimorfos, incluyendo la tridimita y la cristobalita a altas temperaturas, la coesita de alta presión y la estishovita de ultra alta presión . Este último mineral solo puede formarse en la Tierra por impactos de meteoritos, y su estructura se ha comprimido tanto que ha cambiado de una estructura de silicato a la de rutilo (TiO₂ ₎ . El polimorfo de sílice más estable en la superficie terrestre es el α-cuarzo. Su contraparte, el β-cuarzo, está presente solo a altas temperaturas y presiones (cambia a α-cuarzo por debajo de 573  °C a 1 bar). Estos dos polimorfos se diferencian por una "torsión" de los enlaces; Este cambio en la estructura le da al cuarzo β una mayor simetría que al cuarzo α, y por eso también se les llama cuarzo alto (β) y cuarzo bajo (α). ^{[ 104 ] [ 110 ]}

Los feldespatos son el grupo más abundante en la corteza terrestre, con aproximadamente un 50%. En los feldespatos, el ^Al³⁺ sustituye al ^Si⁴⁺ , lo que crea un desequilibrio de carga que debe compensarse con la adición de cationes. La estructura base se convierte en [AlSi₃O₈ _{] ⁻} o ^[ Al₂Si₂O₈ ] ²⁻ ^. Existen 22 especies minerales de feldespatos, subdivididas en dos subgrupos principales: alcalinos y plagioclasas, y dos grupos menos comunes: _{celsiana y} banalsita . Los feldespatos alcalinos se encuentran más comúnmente en _una serie entre la ortoclasa rica en potasio y la albita rica en sodio; en el caso de la plagioclasa, la serie más común abarca desde la albita hasta la anortita rica en calcio . El maclado cristalino es común en los feldespatos, especialmente el maclado polisintético en la plagioclasa y el maclado de Carlsbad en los feldespatos alcalinos. Si este último subgrupo se enfría lentamente desde un estado fundido, forma láminas de exsolución porque los dos componentes —ortoclasa y albita— son inestables en solución sólida. La exsolución puede variar desde una escala microscópica hasta ser fácilmente observable en una muestra de mano; la textura pertítica se forma cuando el feldespato rico en Na se exsuelve en un huésped rico en K. La textura opuesta (antipertítica), donde el feldespato rico en K se exsuelve en un huésped rico en Na, es muy rara. ^{[ 111 ]}

Los feldespatoides son estructuralmente similares al feldespato, pero se diferencian en que se forman en condiciones deficientes en Si, lo que permite una mayor sustitución por Al³⁺ ^. Como resultado, los feldespatoides casi nunca se encuentran asociados con el cuarzo. Un ejemplo común de feldespatoide es la nefelina ((Na, K)AlSiO₄ ₎ ; en comparación con el feldespato alcalino, la nefelina tiene una relación Al₂O₃ _: SiO₂ _{de 1: 2} , en contraste con 1:6 en el feldespato alcalino. ^{[ 112 ]} Las zeolitas a menudo tienen hábitos cristalinos distintivos, presentándose en agujas, placas o masas en bloques. Se forman en presencia de agua a bajas temperaturas y presiones, y tienen canales y huecos en su estructura. Las zeolitas tienen varias aplicaciones industriales, especialmente en el tratamiento de aguas residuales. ^{[ 113 ]}

Filosilicatos

Los filosilicatos consisten en láminas de tetraedros polimerizados. Estos se unen a tres átomos de oxígeno, lo que da como resultado una proporción característica de silicio:oxígeno de 2:5. Ejemplos importantes incluyen la mica , la clorita y los grupos de caolinita - serpentina . Además de los tetraedros, los filosilicatos poseen una lámina de octaedros (elementos con coordinación séxtuple por oxígeno) que equilibran los tetraedros básicos, los cuales tienen carga negativa (por ejemplo, [Si₄O₁₀ _] ⁴⁻ ₎ ^. Estas láminas de tetraedros (T) y octaedros (O) se apilan en diversas combinaciones para formar capas de filosilicato. Dentro de una lámina octaédrica, existen 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 otros casos se denomina trioctaédrico. ^{[ 114 ]} Las capas están débilmente unidas por fuerzas de van der Waals , enlaces de hidrógeno o enlaces iónicos dispersos , lo que provoca una debilidad cristalográfica, que a su vez conduce a una marcada exfoliación basal entre los filosilicatos. ^{[ 115 ]}

El grupo caolinita-serpentina consta de apilamientos TO (los minerales arcillosos 1:1); su dureza varía de 2 a 4, ya que las láminas se mantienen unidas por enlaces de hidrógeno. Los minerales arcillosos 2:1 (pirofilita-talco) constan de apilamientos TOT, pero son más blandos (dureza de 1 a 2), ya que se mantienen unidos por fuerzas de van der Waals. Estos dos grupos de minerales se subdividen según la ocupación octaédrica; específicamente, la caolinita y la pirofilita son dioctaédricas, mientras que la serpentina y el talco son trioctaédricos. ^{[ 116 ]}

Las micas también son filosilicatos apilados TOT, pero se diferencian de los demás miembros de la subclase TOT y TO apilados en que incorporan aluminio en las láminas tetraédricas (los minerales arcillosos tienen Al³⁺ ^en sitios octaédricos). Ejemplos comunes de micas son la moscovita y la serie de la biotita . Las capas TOT de la mica están unidas por iones metálicos, lo que les confiere una mayor dureza que otros minerales filosilicatos, aunque conservan una exfoliación basal perfecta. ^{[ 117 ]} El grupo de la clorita está relacionado con el grupo de la mica, pero presenta una capa similar a la brucita (Mg(OH) _₂ ) entre las pilas TOT. ^{[ 118 ]}

Debido a su estructura química, los filosilicatos suelen tener capas flexibles, elásticas y transparentes que son aislantes eléctricos y pueden dividirse en láminas muy finas. Las micas se pueden usar en electrónica como aislantes, en la construcción, como relleno óptico o incluso en cosméticos. El crisotilo, una especie de serpentina, es el mineral más común en el amianto industrial, ya que es menos peligroso para la salud que el amianto anfibólico. ^{[ 119 ]}

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, dos cadenas pueden fusionarse para crear silicatos de doble cadena. Los silicatos de cadena simple tienen una relación silicio:oxígeno de 1:3 (p. ej., [Si₂O₆ _{] ⁴⁻} ) ^, mientras que la variedad de doble cadena tiene una relación de 4:11, p. ej., [Si₈O₂₂ ] _{¹²⁻ .} Los ^inosilicatos contienen dos grupos importantes de minerales formadores de rocas; los silicatos de cadena simple son más comúnmente piroxenos , mientras que los silicatos de doble cadena suelen ser anfíboles . ^{[ 120 ]} Existen cadenas de orden superior (p. ej., cadenas de tres, cuatro y cinco miembros, etc.), pero son raras. ^{[ 121 ]}

El grupo de los piroxenos consta de 21 especies minerales. ^{[ 122 ]} Los piroxenos tienen una fórmula estructural general de XY(Si ₂ O ₆ ), donde X es un sitio octaédrico, mientras que Y puede variar en número de coordinación de seis a ocho. La mayoría de las variedades de piroxeno consisten en permutaciones de Ca ²⁺ , Fe ²⁺ y Mg ²⁺ para equilibrar la carga negativa en la cadena principal. Los piroxenos son comunes en la corteza terrestre (alrededor del 10%) y son un componente clave de las rocas ígneas máficas. ^{[ 123 ]}

Los anfíboles presentan una gran variabilidad química, descrita de diversas maneras como un "basura mineralógica" o un "tiburón mineralógico nadando en un mar de elementos". La estructura básica de los anfíboles es el [Si ₈ O ₂₂ ] ¹²⁻ ; este se equilibra mediante cationes en tres posiciones posibles, aunque la tercera posición no siempre se utiliza, y un elemento puede ocupar las dos restantes. Finalmente, los anfíboles suelen estar hidratados, es decir, poseen un grupo hidroxilo ([OH] ⁻ ), aunque este puede ser reemplazado por un fluoruro, un cloruro o un ion óxido. ^{[ 124 ]} Debido a la variabilidad química, existen más de 80 especies de anfíbol, aunque las variaciones, como en los piroxenos, suelen implicar mezclas de Ca ²⁺ , Fe ²⁺ y Mg ²⁺ . ^{[ 122 ]} Varias especies de minerales de anfíbol pueden presentar un hábito cristalino asbestiforme . Estos minerales de amianto forman fibras largas, delgadas, flexibles y resistentes, que son aislantes eléctricos, químicamente inertes y resistentes al calor; por ello, tienen diversas aplicaciones, especialmente en materiales de construcción. Sin embargo, el amianto es un carcinógeno conocido y causa varias enfermedades, como la asbestosis ; el amianto anfibólico ( antofilita , tremolita , actinolita , grünerita y riebeckita ) se considera más peligroso que el amianto serpentino crisotilo . ^{[ 125 ]}

ciclosilicatos

Los ciclosilicatos, o silicatos anulares, tienen una proporción de silicio a oxígeno de 1:3. Los anillos de seis miembros son los más comunes, con una estructura base de [Si ₆ O ₁₈ ] ¹²⁻ ; ejemplos de ello son el grupo de la turmalina y el berilo . Existen otras estructuras anulares, habiéndose descrito anillos de 3, 4, 8, 9 y 12 miembros. ^{[ 126 ]} Los ciclosilicatos tienden a ser resistentes, con cristales alargados y estriados. ^{[ 127 ]}

_{Las turmalinas tienen una química muy compleja que puede} describirse mediante la fórmula general XY₃Z₆ ₍ BO₃ ₎ ₃T₆O₁₈V₃W _. El T₆O₁₈ es la estructura básica del anillo, donde T suele ser Si⁴⁺ _, pero puede sustituirse por Al³⁺ ^o B³⁺ ^{. Las turmalinas pueden subagruparse según la ocupación del sitio X, y a partir} _de ahí , subdividirse aún más según la química del sitio _W. Los _{sitios Y} y Z pueden albergar diversos cationes, especialmente varios metales de transición; esta variabilidad en el contenido estructural de metales de transición confiere al grupo de las turmalinas una mayor variabilidad cromática. Otros ciclosilicatos incluyen el berilo, Al₂Be₃Si₆O₁₈ _{, cuyas} variedades incluyen _{las gemas esmeralda (verde )} y aguamarina (azulada). La cordierita es estructuralmente similar al berilo y es un mineral metamórfico común. ^{[ 128 ]}

sorosilicatos

Los sorosilicatos, también llamados disilicatos, tienen enlaces tetraédricos en un átomo de oxígeno, lo que resulta en una proporción de silicio a oxígeno de 2:7. El elemento estructural común resultante es el grupo [Si₂O₇ ] _⁶⁻ . _Los disilicatos más comunes , con diferencia ^, pertenecen al grupo de la epidota . Las epidotas se encuentran en una variedad de entornos geológicos, desde dorsales oceánicas hasta granitos y metapelitas . Las epidotas se construyen alrededor de la estructura [(SiO₄ ₎ (Si₂O₇ _{) ]} ¹⁰⁻ ^; por ejemplo, la especie mineral epidota tiene calcio, aluminio y hierro férrico para equilibrar la carga: Ca₂Al₂ ₍ Fe³⁺ , ^Al ₎ (SiO₄ ₎ (Si₂O₇ ₎ O(OH). La presencia de hierro como Fe³⁺ ^y Fe²⁺ ayuda a amortiguar _la fugacidad de oxígeno , lo que a su vez es un factor significativo en la petrogénesis ^{. [ 129 ]}

Otros ejemplos de sorosilicatos incluyen la lawsonita , un mineral metamórfico que se forma en la facies de esquistos azules (ambiente de zona de subducción con baja temperatura y alta presión), y la vesuvianita , que incorpora una cantidad significativa de calcio en su estructura química. ^{[ 129 ] [ 130 ]}

ortosilicatos

Los ortosilicatos consisten en tetraedros aislados cuya carga se equilibra con otros cationes. ^{[ 131 ]} También denominados nesosilicatos, este tipo de silicato tiene una relación silicio:oxígeno de 1:4 (por ejemplo, SiO ₄ ). Los ortosilicatos típicos tienden a formar cristales equidimensionales y son bastante duros. ^{[ 132 ]} Varios minerales formadores de rocas pertenecen a esta subclase, como los aluminosilicatos, el grupo de la olivina y el grupo del granate.

Los aluminosilicatos –bkyanita, andalucita y sillimanita, todos Al ₂ SiO ₅ – están compuestos estructuralmente por un tetraedro [SiO ₄ ] ^{4− y un Al 3+} en coordinación octaédrica. El Al ³⁺ restante puede estar en coordinación séxtuple (kyanita), quíntuple (andalucita) o cuádruple (sillimanita); qué mineral se forma en un entorno dado depende de las condiciones de presión y temperatura. En la estructura del olivino, la serie principal de olivino de (Mg, Fe) ₂ SiO ₄ consiste en forsterita rica en magnesio y fayalita rica en hierro. Tanto el hierro como el magnesio están en octaedro por oxígeno. Existen otras especies minerales que tienen esta estructura, como la tefroita , Mn ₂ SiO ₄ . ^{[ 133 ]} El grupo del granate tiene una fórmula general de X ₃ Y ₂ (SiO ₄ ) ₃ , donde X es un catión grande con coordinación ocho, e Y es un catión más pequeño con coordinación seis. Hay seis miembros extremos ideales del granate, divididos en dos grupos. Los granates piralspita tienen Al ³⁺ en la posición Y: piropo (Mg ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ), almandino (Fe ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ) y espesartina (Mn ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ). Los granates ugrandita tienen Ca ²⁺ en la posición X: uvarovita (Ca ₃ Cr ₂ (SiO ₄ ) ₃ ), grosularia (Ca ₃ Al ₂ (SiO ₄ ) ₃ ) y andradita (Ca ₃ Fe ₂ (SiO ₄ ) ₃ ). Si bien existen dos subgrupos de granate, existen soluciones sólidas entre los seis miembros extremos. ^{[ 131 ]}

Otros ortosilicatos incluyen el circón , la estaurolita y el topacio . El circón (ZrSiO₄ ₎ es útil en geocronología ya que el U⁶⁺ ^puede sustituir al Zr⁴⁺ ^; además, debido a su estructura muy resistente, es difícil restablecerlo como cronómetro. La estaurolita es un mineral índice metamórfico común de grado intermedio. Tiene una estructura cristalina particularmente complicada que no se describió completamente hasta 1986. El topacio (Al₂SiO₄ ₍ F, OH) _{₂ )} , que se encuentra a menudo en pegmatitas graníticas asociadas con turmalina , es un mineral gema común. ^{[ 134 ]}

Los esquemas de clasificación de minerales y sus definiciones están evolucionando para adaptarse a los avances recientes en la ciencia de los minerales. Los cambios recientes han incluido la adición de una clase orgánica, tanto en los nuevos esquemas de clasificación de Dana como de Strunz . ^{[ 154 ] [ 155 ]} La clase orgánica incluye un grupo muy raro de minerales con hidrocarburos . La Comisión de Nuevos Minerales y Nombres de Minerales de la IMA 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 los minerales en una lista oficial de sus nombres publicados. ^{[ 156 ] [ 157 ]} Según estas nuevas reglas, "las especies minerales pueden agruparse de varias maneras diferentes, en función de la química, la estructura cristalina, la ocurrencia, la asociación, la historia genética o el recurso, por ejemplo, dependiendo del propósito que cumpla la clasificación". ^{[ 156 ]}