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El hierro es un metal gris con el número atómico 26 y el símbolo “Fe”. Se encuentra en diversas formas de minerales en la naturaleza. En estado puro, este elemento constituye un metal de transición dúctil. Sin embargo, la adición de cantidades muy pequeñas de elementos adicionales altera sus propiedades mecánicas. El Fe forma aceros cuando se alea con carbono y otros componentes de adición. Todo lo relacionado con este elemento químico se encuentra en este artículo.
El Fe está incluido en el grupo de elementos que dan origen a los metales de transición. Presenta características análogas con el osmio, el rutenio, el níquel y el cobalto. Aquí hay más detalles.
La palabra “hierro” proviene del latín “ferrum”. Cuando designa al metal, no puede ponerse en plural ni directamente con un numeral. Por lo tanto, no se puede enumerar. La palabra latina “ferrum” forma parte de la familia semántica de “firmus” que significa “firme” o “sólido”.
El nombre del elemento en español (hierro) y su traducción al inglés (iron) comparten el mismo sentido que el del latín, ambos inspirados en un origen celta. Vinculados al radical “aes” (“airin” y otros metales) y a un origen indoeuropeo revisado “heuis” o “aios”, que significa “metal” en el contexto del cobre, bronce o hierro.
El 56Fe constituye el nucleido estable más pesado proveniente de la fusión del silicio gracias a reacciones alfa. Esto ocurre durante la nucleosíntesis estelar del 56Ni inestable que produce 56Fe tras dos desintegraciones β+ sucesivas. Reacciones más energéticas sintetizan los elementos con un número atómico más elevado. Estas intervienen especialmente en la explosión de supernovas.
El núcleo del hierro 56 dispone de la masa por nucleón más baja entre todos los nucleidos. Sin embargo, no posee la energía de enlace más elevada. Esto se debe a la proporción de protones un poco más grande que el níquel 62, cuya energía de enlace por nucleón es la más importante.
El 56Fe proviene de la desintegración natural del 56Ni. Se trata de un isótopo estable producido en estrellas masivas gracias a la fusión del silicio. Esto se hace durante las reacciones α en cascada que se detienen en el níquel. En efecto, como se mencionó anteriormente, este último dispone de la energía de enlace nuclear por nucleón más elevada. Si se continúa la fusión, es posible producir 60Zn. Sin embargo, esto consume energía en lugar de liberarla.
El hierro posee 28 isótopos conocidos y seis isómeros nucleares. Su número de masa se sitúa entre 45 y 72. Solo cuatro de sus isótopos son estables: el 54Fe, el 56Fe, el 57Fe y el 58Fe. El segundo es notablemente el más abundante (91,754%). El primero es el siguiente, con un porcentaje de 5,845%. Es ligeramente radiactivo con una vida media que va más allá de 3,1 × 1022 años. El 57Fe es el tercero con una abundancia de 2,119%, mientras que el 58Fe se ubica en último lugar con 0,282%. La masa atómica estándar del hierro es de 55,845. El radioisótopo más estable del elemento es el 60Fe. Dispone de una vida media de 1,5 millones de años. El 55Fe es el siguiente con 2,7 años. Sigue el 59Fe con un poco menos de 44,5 días de vida media, seguido del 52Fe con 8,5 h.
El Fe es el metal más abundante en los meteoritos y en el núcleo de los planetas. Evidentemente, esto también se aplica a la Tierra.
El Fe mineral se presenta a menudo en estado puro en la naturaleza. Raramente lo está en forma de aleación con níquel (5% a 18%) de origen meteorítico y de Fe terrestre llamado “telúrico”. Es relativamente raro y, especialmente, diseminado. Así, los herreros y los siderúrgicos preferían fabricarlo artificialmente y masivamente en ciertas civilizaciones antiguas. Lo hacían hace cerca de tres milenios gracias a sus principales minerales y esto continúa hasta nuestros días. Las combinaciones químicas y minerales que incluyen el Fe son numerosas. Sin embargo, los verdaderos minerales puros con un alto contenido de Fe son difíciles de encontrar y se encuentran en las minas de hierro a menudo de gran antigüedad.
El Fe es el sexto elemento más abundante del Universo. Se forma como “elemento final” de fusión nuclear gracias a la fusión del silicio en estrellas masivas. En términos de masa, ocupa el 5% de la corteza terrestre. En efecto, se supone que el núcleo del planeta se compone mayoritariamente de una aleación de hierro-níquel. Este elemento también constituye el 35% del peso del globo en su totalidad. Es también el segundo elemento más abundante del mundo si se compara con el oxígeno desde el punto de vista de la masa. El Fe es también el cuarto elemento más extendido en la corteza terrestre. El campo magnético del planeta proviene de la aleación líquida hierro-níquel de las corrientes de convección. Estos se encuentran especialmente en la capa externa del núcleo de la Tierra.
El papel de este elemento químico como oligoelemento y micronutriente es importante para una multitud de especies vivas. Se trata de una sustancia que regula la amplitud y la dinámica de la productividad primaria oceánica. Representa así un componente ineludible de los ciclos biogeoquímicos marinos y de los sumideros de carbono marinos.
Según los estudios realizados, el ciclo del Fe oceánico vinculado a los aportes de polvos ricos en este elemento es mucho más complejo. Así, se encuentra estrechamente acoplado biogeoquímicamente con nutrientes mayores (carbonados, nitrogenados).
En 2017, una teoría pudo ser demostrada gracias a investigaciones llevadas a cabo en las regiones pobres en hierro de la Antártida. El elemento proveniente del cepillado de rocas por los glaciares constituye una fuente alternativa de Fe que los fitoplancton saben explotar. Algunos de estos últimos pueden beneficiarse de una tasa elevada de CO2. Sin embargo, para asimilarlo, el hierro les es indispensable. Numerosos investigadores han pensado desde finales del siglo XX que la siembra del océano con el elemento contribuye a reducir el cambio climático. En la mayoría de las especies fitoplanctónicas, este Fe no es asimilable más que en presencia de carbonatos. No obstante, el problema es que la acidificación inducida por la solubilización del CO2 en el agua aniquila estos últimos.
El hierro está sujeto al polimorfismo metálico. Esto depende de ciertas condiciones. También puede oxidarse. Aquí algunos detalles.
Las propiedades físicas del Fe dependen de la temperatura y de la presión. A este efecto, puede presentar un polimorfismo en función del calor. La alotropía distingue que en las condiciones normales de temperatura y de presión, se obtiene un sólido cristalino de estructura cúbica centrada. Se habla especialmente de hierro α, una estructura denominada ferrita en el acero. Este es relativamente ferromagnético. Bajo la influencia de un campo magnético externo, los momentos magnéticos de los átomos se alinean. Tras la desaparición de este campo, conservan la orientación resultante del procedimiento. La temperatura de Curie de este tipo de Fe es de 770 °C, con una capacidad calorífica de 0,5 kJ.kg-1 °C-1. A temperatura ambiente, la dureza del elemento se sitúa entre cuatro y cinco en la escala de Mohs. Su masa volumétrica es de 7,86 g/cm-3 a 20 °C. El hierro α dispone de un calor de sublimación atómica de 99,6 kcal/átomo-gramo a temperatura ambiente (298 K).
En cuanto al ferromagnetismo del Fe α, este desaparece sin reordenamiento atómico. De estructura cúbica centrada en las caras, el hierro beta se adquiere más allá del punto de Curie, es decir, hacia 770 ºC o 1.042 K.
Bajo altas temperaturas y a presión ambiente, es decir, a partir de 912 °C, el hierro alfa se transforma en Fe cúbico con caras centradas. Se trata del hierro γ (su solución, añadida a carbono disuelto, se llama “austenita”). La transformación requiere una variación de energía interna de cerca de 0,22 kcal/átomo-gramo a 1.184 K. Hay que señalar que el Fe γ es paramagnético.
Por encima de 1.394 °C o de 1.665 K, el Fe α vuelve a ser un mineral de malla cúbica centrada, en forma de Fe δ. La variación de energía interna se estima en 0,27 kcal/átomo-gramo.
Para llegar a una transformación en hierro ε, una estructura hexagonal compacta, la temperatura debe alcanzar los 130 kbar.
El cuerpo puro del elemento se funde a 1.538 °C. El calor latente de fusión, por su parte, es de 3,7 kcal/átomo-gramo. La ebullición del Fe se caracteriza por un calor latente de 84,18 kcal/átomo-gramo. Llega una vez que el elemento está expuesto a una temperatura de 2.860 °C. Para un cuerpo simple relativamente impuro, esto se sitúa entre 2.750 °C y 3.000 °C.
El hierro es insoluble en el agua así como en las bases. Por el contrario, los ácidos pueden atacarlo. Aquí más detalles sobre sus propiedades químicas.
Este elemento presenta tres grados de oxidación:
No es posible definir de manera unívoca el grado de oxidación del hierro en los carburos. Sin embargo, tres son conocidos. Sus fórmulas son: Fe3C, Fe5C2 y Fe7C3.
Una vez expuesto a una temperatura muy elevada, el Fe está eventualmente presente en estados de ionización mucho más elevados. Es posible constatar una multitud de líneas de emisión en la atmósfera del Sol y de otras estrellas.
Los iones Fe9+ y Fe10+ (respectivamente notados FeX y FeXI) se encuentran especialmente en las zonas de la corona solar llevadas a temperaturas de 1-1,5 × 106 K.
El Fe16+ (notado FeXVII) dispone de la misma configuración electrónica que el neón. Es estable en un amplio abanico de temperaturas (alrededor de 2-10 × 106 K). Se puede encontrar especialmente en las erupciones solares.
Asociado al oxígeno, el Fe se oxida según las condiciones en tres óxidos de hierro. Se trata en primer lugar del óxido ferroso (FeO). Luego, tenemos el óxido férrico (Fe2O3) y el óxido magnético (Fe3O4).
Al aire libre y en presencia de humedad, el Fe presenta una corrosión y forma óxido. Este se compone de óxidos y oxihidróxidos férricos hidratados. Las fórmulas de estos últimos son respectivamente Fe2O3 nH2O y FeO
(OH) nH2O. El óxido es un material poroso. A este efecto, la oxidación puede alcanzar el corazón del metal a diferencia del aluminio. Este último forma una capa fina que sirve de tampón impermeable entre el aire y el metal.
Es posible utilizar una herramienta potente como la espectroscopía Mössbauer para distinguir los diferentes grados de oxidación del Fe. Esta técnica permite realizar un análisis cuantitativo en presencia de mezcla de fases de Fe.
La razón de la coloración naranja-rojiza de un río es la presencia de ion férrico Fe(III) o Fe3+ en las rocas.
En solución acuosa, el hierro está presente en forma iónica con dos valencias principales. En primer lugar, tenemos el Fe2+ o el ion Fe(II) conocido antiguamente bajo la denominación “ferroso”. Según el medio químico en solución en el que se encuentra, puede tomar diferentes colores. Así, por la disolución de sal de Mohr se obtiene por ejemplo un color verde pálido. La solución es estable para pH inferiores a seis. Para los que son superiores, el hidróxido de Fe(II) Fe(OH)2 precipita.
Luego, tenemos el Fe3+ antiguamente conocido con el nombre de “férrico”. Las soluciones de cloruro de Fe(III) son naranjas. En cambio, las de nitrato de Fe(III) son incoloras. Deben tener especialmente un pH inferior a dos, dado que el Fe(OH)3 es poco soluble.
Existen varios iones que pueden llevar a la precipitación de los del hierro en solución. Se puede por ejemplo citar el hidróxido HO–. Es posible formar sulfuro de Fe(II) y (III), respectivamente FeS y Fe2S3, con el ion sulfuro S2-. Esto es válido para pH no muy ácidos. Evidentemente, hace falta una cantidad razonable de S2-, mientras que no es el caso a pH ácido. En efecto, el ion está bajo su forma diácida como sulfuro de hidrógeno (H2S).
Los potenciales de referencia de los pares del hierro son los siguientes:
Fe2+/Fe: E° = -0,44 V
Fe3+/Fe2+: E° = +0,77 V
Gracias a esto, se puede concluir que el Fe metálico no es estable en medio acuoso. Cuanto más bajo es el pH, más rápido se oxida.
Además, se sabe que en presencia de dioxígeno disuelto, E°(O2/H2O) = 1,3 V. Los iones Fe(II) tampoco son estables. Los potenciales de referencia varían según los iones presentes en la solución. Esto ocurre sobre todo cuando las constantes de estabilidad complejas correspondientes en Fe(II) y en Fe(III) son relativamente diferentes.
La oxidorreducción ayuda a extraer los iones Fe(II) mediante iones cerio(IV) (par Ce4+/Ce3+). Esto también puede hacerse con iones permanganato MnO4- (par MnO4-/Mn2+ en medio ácido sulfúrico). Raramente se practica la reducción a Fe metálico de los iones del Fe a partir de soluciones acuosas.
Siempre con respecto al hierro, una multitud de complejos en solución acuosa se forman fácilmente solo por adición del ligando. Esto debe, sin embargo, hacerse al pH adecuado.
Los complejos más comunes son los que implican ligandos. Tenemos por ejemplo el ion cianuro CN–. Para el Fe(II), tenemos el Fe(CN)64-, un ion hexacianoferrato(II) y diamagnético amarillo. Para el Fe(III), tenemos el Fe(CN)63-, un ion hexacianoferrato(III) y paramagnético naranja. Estos complejos sirven especialmente para preparar el azul de Prusia.
Con el ion fluoruro F–, para el Fe(III), tenemos el FeF2+, un ion fluorohierro(III) incoloro. En química analítica, es posible marcar el color de los iones Fe(III) con este complejo.
Luego, con 1,10-fenantrolina (o-phen en abreviado), tenemos, para el Fe(II), el Fe(ophen)32+ rojo y los iones triorfofenantrolinahierro(II). Para el Fe(III), tenemos el Fe(ophen)33+ verde y los iones triorfofenantrolinahierro(III). El par redox con estos dos complejos actúa como un indicador de valoración de oxidorreducción.
Finalmente, con los iones tiocianato SCN–, para el Fe(III), tenemos el Fe(SCN)2+ rojo sangre y un ion tiocianatohierro(III). Este complejo ayuda a poner en evidencia una cantidad mínima de iones de Fe(III) en solución gracias a un color específico.
El primer complejo organometálico, aislado en 1951, es el del hierro llamado “ferroceno”. Se compone de un ion Fe(II) y de dos iones ciclopentadienilos C5H5-. Los otros complejos producidos más tarde son derivados del ferroceno o de cualquier otra naturaleza.
Una gran parte del Fe presente en la Tierra está combinado con el oxígeno en los minerales de óxido de hierro. Esto da hematita (Fe2O3), magnetita (Fe3O4) y limonita (Fe2O3•nH2O). Se conoce el óxido magnético o la magnetita (Fe3O4) desde la Antigüedad griega. Debe su nombre al monte Magnetos, una montaña griega muy rica en este mineral.
Según las investigaciones realizadas, aproximadamente un meteorito de cada veinte presenta kamacita (Fe 90 a 95%) y taenita. Esta última es la única aleación de mineral de hierro-níquel (Fe 35 a 80%). Ambas son raras, pero los meteoritos de Fe existen. Son especialmente fuentes de Fe niquelado. El Fe meteorítico, llegado a la Tierra, es el origen de la siderurgia en el sentido etimológico. Los yacimientos de Fe telúrico o de Fe nativo de los mineralogistas más raros son otra fuente de Fe metal ligeramente niquelado.
Un regolito rico en hematita amorfa explica especialmente el color rojo de la superficie de Marte. Este planeta rojo es por lo tanto en cierto modo un “planeta oxidado”.
La casi totalidad (90%) de los yacimientos de mineral de Fe del mundo se encuentra en una capa de poco espesor. Esta es muy rica en Fe(II). Se trata de la capa de hierro bandeado. En los primeros tiempos de la vida, en el eón Arcaico entre -2 y -4 Ga, cianobacterias vivían en océanos de Fe(II). Comenzaron a hacer fotosíntesis y el oxígeno producido era disuelto y reaccionaba con el Fe(II). Luego formó óxidos de Fe(III) para acabar precipitando en el fondo de los océanos. Tras el consumo de Fe(II), el oxígeno se concentró en las aguas y luego en la atmósfera. Esto constituyó un verdadero veneno para la proto vida de la época. Así, se encuentran sistemáticamente los yacimientos de hierro bandeado entre las capas geológicas de los macizos cristalinos y las capas calcáreas dolomíticas. Estos últimos constituyen especialmente los macizos prealpinos.
El elemento es conocido desde el calcolítico. Esto se hizo a través de los sitios de Fe telúricos y especialmente los meteoritos de Fe al Fe habitualmente ya aleado de gran calidad. No se puede afirmar que su metalurgia haya permanecido confidencial aunque se haya podido estimarlo hasta el siglo XII a. C. Esta época marca especialmente el inicio de la Edad del Hierro hacia el siglo XV a. C. Los hititas, situados en Anatolia, desarrollaron un buen dominio del trabajo del elemento. El origen de la tradición se encuentra en la región del Cáucaso. Sin embargo, esta técnica también es conocida bastante temprano en el norte de la India (en Uttar Pradesh).
En el mundo helenístico, este elemento es un regalo de Hefesto. Este último es el dios griego de la metalurgia y de los volcanes. Por el contrario, según los romanos, Vulcano, avatar itálico de Hefesto, es quien lo forjó. También constituiría un atributo principesco de Marte. En la mitología romana, se trata del dios de la guerra. Los alquimistas entonces le dieron su nombre al hierro.
Hasta mediados de la Edad Media, Europa refinó la sustancia por medio de hornos bajos que no producen fundición. La técnica inversa (de altos hornos) produce, por su parte, fundición bruta gracias a carbón vegetal y mineral de Fe. El pueblo chino desarrolló especialmente esta última técnica a mediados del siglo V a. C. Luego se volvió común en Europa occidental a partir de mediados del siglo XV.
Más de mil años después de los chinos, los occidentales reinventan independientemente la técnica. Según el doxógrafo antiguo Teofrasto, Delas, un frigio, es quien inventó el hierro.
Los químicos tienden a descuidar los ínfimos cambios en las piezas de metal sólido obtenidas por el arduo trabajo físico del herrero. Esto concierne especialmente al martilleo, el recalentamiento, las aleaciones superficiales, etc. La química del Fe olvida a menudo la apreciación relativamente fina de los herreros o de los charcos de forja durante la larga historia del elemento.
El Fe es reciclable. En cambio, su extracción actúa grandemente sobre el medio ambiente. Aquí más detalles sobre la industria de este elemento.
La siguiente tabla enuncia la producción minera mundial de mineral de hierro, por país, según las últimas noticias (en 2021).
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