Magnetita

La magnetita es de color negro de hierro a negro grisáceo, con un brillo que va del metálico intenso en las caras cristalinas frescas al mate en la mena masiva meteorizada. La raya es negra. Esa sola prueba la distingue de la hematites, que puede parecer idéntica en muestra de mano y deja una raya pardo rojiza sobre la misma placa de porcelana sin esmaltar. El mineral es opaco en cualquier espesor con el que un geólogo se encuentre normalmente; solo es translúcido en bordes muy finos, con un índice de refracción de 2,42. En sección pulida y con luz reflejada, la magnetita es isótropa y gris, con un ligero tinte pardusco. Refleja alrededor del 20 % de la luz incidente en todo el espectro visible.

La dureza es de 5,5 a 6,5 en la escala de Mohs, y la microdureza Vickers medida con una carga de 100 g es de 681 a 792 kg/mm². La hoja de un cuchillo de acero apenas la marca. El peso específico medido es de 5,175, y la densidad calculada a partir de la celda unidad, de 5,20 g/cm³, de modo que un trozo del tamaño de un puño pesa en la mano casi el doble que el mismo volumen de granito. No tiene exfoliación verdadera. Muchos cristales sí se rompen según superficies octaédricas planas, una partición muy buena según {111} que sigue laminillas de macla o finas placas de exsolución. Donde no hay partición, la fractura es irregular, y el mineral es frágil.

El cristal típico es un octaedro. Los dodecaedros rómbicos son menos comunes y a menudo presentan estrías paralelas a su diagonal mayor. Los cubos son muy raros, y su localidad clásica es Balmat, en el condado de St. Lawrence (Nueva York). La macla según {111}, la ley de la espinela, produce maclas de contacto aplanadas. Los cristales alcanzan 25 cm, aunque la mayor parte de la magnetita aparece como granos de una fracción de milímetro dispersos en rocas ígneas y metamórficas, o como masas granulares en la mena.

Dos temperaturas acotan su magnetismo. La temperatura de Curie es de 580 °C; por encima de ella, el mineral pierde su magnetización espontánea. La transición de Verwey, hacia 125 K, marca el paso de conductor a aislante a baja temperatura, y los laboratorios de magnetismo de rocas usan la pérdida de remanencia que la acompaña como huella dactilar de la magnetita en una muestra. Entre esas dos temperaturas, cualquier trozo de magnetita es atraído con fuerza por un imán de mano, aunque muy pocos trozos son imanes por sí mismos.

Propiedad	Magnetita
Fórmula química	Fe2+Fe3+2O4 (Fe3O4); 72,4 % en peso de Fe
Estatus en la IMA y símbolo	Válida, «grandfathered»; Mag
Clasificación	Supergrupo de la espinela, grupo de las oxiespinelas, subgrupo de la espinela; Strunz 4.BB.05
Sistema cristalino y grupo espacial	Cúbico (isométrico), Fd3̅m; a = 8,397 Å; Z = 8
Tipo estructural	Espinela inversa
Dureza de Mohs	5,5–6,5 (VHN100 681–792 kg/mm²)
Densidad	5,175 g/cm³ medida; 5,20 g/cm³ calculada
Exfoliación y fractura	Sin exfoliación; partición muy buena según {111}; fractura irregular; frágil
Color y raya	De negro a negro grisáceo; raya negra
Brillo y transparencia	De metálico a submetálico, a veces mate; opaca
Propiedades ópticas	Isótropa; n = 2,42; reflectancia de alrededor del 20 %
Hábito y maclas	Octaedros, con menos frecuencia dodecaedros; granular o masiva; maclas según la ley de la espinela en {111}
Magnetismo	Ferrimagnética; temperatura de Curie de 580 °C; transición de Verwey hacia 125 K

Cada átomo de hierro de la magnetita tiene un momento magnético, porque su capa electrónica externa solo está parcialmente llena. Que el cristal en su conjunto sea magnético depende de cómo se alineen los momentos vecinos. En 1948, el físico francés Louis Néel demostró que las espinelas como la magnetita contienen dos subredes magnéticas interpenetradas que apuntan en sentidos opuestos. Todo el hierro de las posiciones tetraédricas apunta en un sentido, y todo el de las octaédricas, en el contrario. El hierro férrico de las posiciones T anula exactamente al hierro férrico de las posiciones M. El hierro ferroso de las posiciones M no tiene pareja que lo compense, y su momento, cuatro magnetones de Bohr por unidad de fórmula, es lo que queda. Néel llamó ferrimagnetismo a esta disposición y, en parte por esa idea, compartió el Premio Nobel de Física de 1970.

El resultado es una magnetización de saturación de unos 90 A·m² por kilogramo, unas doscientas veces la de la hematites, como exponen David Dunlop y Özden Özdemir en su manual Rock Magnetism (1997). Al calentar el mineral, la agitación térmica desordena progresivamente la alineación hasta que, a la temperatura de Curie de 580 °C, el momento neto desaparece. Si se vuelve a enfriar dentro de un campo magnético, el momento reaparece, alineado con ese campo. Esta reversibilidad es la base de todo el registro paleomagnético que guardan las rocas ígneas.

El tamaño de grano decide lo bien que un cristal conserva su magnetización. En un grano de menos de una décima de micrómetro, aproximadamente, todos los momentos apuntan en el mismo sentido y forman un único dominio magnético muy difícil de reorientar. Los granos mayores se dividen en muchos dominios cuyas paredes se desplazan con facilidad, de modo que un cristal grueso responde con fuerza a un campo aplicado y luego se relaja cuando el campo se retira. Por eso un octaedro de magnetita comprado a un comerciante de minerales se pega a un imán, pero no levanta un clip.

Una piedra imán, sí. Peter Wasilewski, del Centro de Vuelo Espacial Goddard de la NASA, dedicó años a averiguar la diferencia, y su artículo de 1999 con Günther Kletetschka en Geophysical Research Letters dio dos respuestas. La primera tiene que ver con la microestructura. Todas las piedras imán que examinaron contenían maghemita, el pariente totalmente oxidado de la magnetita, intercrecida con el mineral huésped a escala de micrómetros o menos. Ese intercrecimiento ancla las paredes de dominio y eleva la coercitividad hasta valores de entre 10 y 30 militeslas, suficiente para que un trozo de mena masiva se comporte como un conjunto de granos finos. La segunda tiene que ver con el campo que la imanta. El campo terrestre es demasiado débil para saturar una roca así. Las menas de magnetita corrientes conservan menos del 5 % de la remanencia que podrían retener, mientras que las muestras que se sabe que recibieron la descarga de un rayo conservan entre el 45 y el 92 %. En un informe anterior de la NASA (1976), Wasilewski había mostrado que una «protopiedra imán» podía volverse permanente con un campo superior a 1.000 oersted (0,1 teslas), y citó antiguos relatos de campo, de la Antigüedad y de la Edad Media, según los cuales las piedras imán aparecen en zonas localizadas dentro de cuerpos mineralizados masivos. El rayo, que hace pasar decenas de miles de amperios por el terreno durante una fracción de segundo, encaja con ambas observaciones.

El Handbook of Mineralogy resume la presencia de la magnetita en dos frases densas: un accesorio común en rocas ígneas y metamórficas, concentrado en menas por segregación magmática o por metamorfismo de contacto, abundante en las formaciones de hierro bandeado sedimentarias, producido por organismos y acumulado en depósitos detríticos. Pocos minerales crecen en un abanico de condiciones tan amplio, desde una fumarola a 850 °C hasta el interior de una célula viva a la temperatura del agua de una charca. El hilo conductor es químico. La magnetita necesita hierro en ambos estados de oxidación, así que crece donde las condiciones no son ni fuertemente oxidantes, lo que favorece la hematites, ni fuertemente reductoras, lo que favorece los silicatos o los sulfuros de hierro.

La mayoría de las rocas ígneas contienen magnetita en proporciones que van de menos del 1 % a un pequeño porcentaje, en forma de granos pequeños cristalizados a partir del fundido. En el basalto y el gabro, la fase que crece es la titanomagnetita, una solución sólida con la ulvöspinela, que rara vez sobrevive inalterada al enfriamiento. A medida que la roca se enfría y se oxida un poco, el componente rico en titanio se separa en forma de finas placas de ilmenita a lo largo de los planos octaédricos del mineral huésped, lo que produce la textura en enrejado que tan bien conocen los especialistas en microscopía de menas. Arthur Buddington y Donald Lindsley demostraron en un artículo de 1964 en el Journal of Petrology que las composiciones de las soluciones sólidas de magnetita e ilmenita coexistentes fijan tanto la temperatura como la fugacidad de oxígeno de su último equilibrio. Su termómetro y oxibarómetro, recalibrado varias veces desde entonces, sigue siendo una herramienta habitual para las rocas volcánicas.

Los granitos se dividen según esa misma química. Shunso Ishihara, del Servicio Geológico de Japón, propuso en 1977 que las rocas graníticas se reparten en una serie de la magnetita y una serie de la ilmenita: la primera, cristalizada a partir de magmas relativamente oxidados y con magnetita accesoria; la segunda, a partir de magmas reducidos y casi sin ella. La distinción puede cartografiarse con un susceptibilímetro de mano y guarda relación con los metales que es probable que albergue un cinturón granítico.

Cuando un gran cuerpo de magma máfico se enfría lentamente, los densos cristales de óxidos pueden sedimentar o ser arrastrados hasta formar capas. La Zona Superior del Complejo de Bushveld, en Sudáfrica, contiene más de veinte capas de magnetitita, y Grant Cawthorn y Terence McCarthy (1980) interpretaron la rápida disminución del cromo hacia el techo de cada capa como prueba de un magma químicamente heterogéneo, removido por corrientes de convección. Estas capas son ricas en vanadio. La revisión de los recursos de vanadio que publicó en 2017 el Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS), dirigida por Karen Kelley, considera los yacimientos de titanomagnetita vanadífera la principal fuente mundial del metal y sitúa su ley típica entre el 0,2 y el 1 % en peso de V₂O₅. En torno a las anortositas de macizo aparecen rocas afines ricas en óxidos. En Tahawus, junto al lago Sanford, en los montes Adirondack de Nueva York, se formó hace unos 1.155 millones de años una mena de grano grueso de magnetita e ilmenita asociada a la Anortosita de Whiteface. Cuando el apatito se suma a los dos óxidos, la roca se llama nelsonita, y en Iron Mine Hill (Rhode Island) se extrajo como mena de hierro, en el siglo XVIII, una roca de magnetita titanífera y olivino llamada cumberlandita.

Los mayores cuerpos de magnetita casi pura son también los más discutidos. En Kiirunavaara, en la provincia de Norrbotten, en el norte de Suecia, una masa tabular de magnetita con apatito buza fuertemente entre rocas volcánicas paleoproterozoicas. La empresa estatal que la explota, LKAB, describe un cuerpo mineralizado de más de 4 km de longitud y de 80 a 120 m de potencia, cuya extensión en profundidad los sondeos aún no han logrado acotar. Hay yacimientos del mismo tipo en la Franja Ferrífera Chilena, en El Laco, en lo alto de los Andes chilenos, en el distrito de Bafq (Irán), en los Adirondack y en Iron Springs (Utah). Se agrupan como yacimientos de óxidos de hierro y apatito (IOA, por sus siglas en inglés) o de tipo Kiruna.

Desde hace un siglo, los geólogos discuten si la magnetita cristalizó a partir de un fundido rico en hierro o la depositaron aguas calientes. Los trabajos recientes han acotado la discusión sin zanjarla. Valentin Troll, de la Universidad de Uppsala, y sus colegas (2019) midieron los isótopos de hierro y de oxígeno de la magnetita de menas de tipo Kiruna de Suecia y Chile, con muestras adicionales de Irán, y comprobaron que alrededor del 80 % de sus muestras coincidían con magnetitas volcánicas y plutónicas de referencia formadas por encima de 800 °C. La quinta parte restante, procedente sobre todo de filones y diseminaciones, coincidía con magnetita hidrotermal formada a 400 °C o menos. Cuatro años antes, en Geology, Knipping y sus coautores habían propuesto un mecanismo que combina ambos procesos: en un magma cristalizan microlitos de magnetita sobre los que nuclean burbujas de fluido, de modo que la suspensión, más ligera que el magma, asciende y se acumula. Los experimentos apuntan a una tercera vía: un magma hidratado y oxidado, a 100 MPa y entre 1.000 y 1.040 °C, puede segregar un líquido inmiscible de hierro, calcio y fósforo con menos de un 5 % de sílice, una composición cercana a la composición global de las menas. Wyatt Bain y Matthew Steele-MacInnis, de la Universidad de Alberta, siguieron otra línea. En 2020 encontraron inclusiones de un fundido de carbonato y sulfato rico en hierro en minerales de la etapa de mineralización de Buena Vista, en Nevada, y de Iron Springs, en Utah; en 2021 describieron un fundido de sulfato rico en hierro en El Laco, y sostienen que la asimilación de calizas o evaporitas por el magma es el paso que comparten todos estos sistemas. Una revisión de 2022 dirigida por Martin Reich, de la Universidad de Chile, en Nature Reviews Earth & Environment, interpreta estos yacimientos como productos de un continuo entre condiciones magmáticas e hidrotermales.

Los fluidos calientes y ferríferos que libera una intrusión reaccionan con calizas o dolomías y forman skarn, en el que la magnetita suele ser el óxido principal, acompañada de granate andradita y epidota. Las antiguas minas de hierro de Cornwall, en Pensilvania, y la mina de scheelita y magnetita de Kara, en Tasmania, explotaban yacimientos de este tipo de contacto. La magnetita es también el óxido dominante en muchas carbonatitas, rocas ígneas formadas sobre todo por minerales carbonatados. Abunda en Palabora (Sudáfrica) y en Oka (Quebec). El mineral puede incluso condensarse a partir de un vapor. Mindat cita un experimento de Fabrizio Africano y sus colegas (2002) con gases del volcán Satsuma-Iwojima, en Japón, en el que la magnetita fue el principal sólido que precipitó al enfriarse el gas de unos 850 a 650 °C.

En tonelaje, la mayor parte de la mena de magnetita del mundo se encuentra en formaciones de hierro bandeado (BIF, por sus siglas en inglés), los sedimentos estratificados de hierro y sílice que se depositaron sobre todo hace entre unos 3.800 y 1.800 millones de años. La revisión de Cornelis Klein publicada en 2005 en American Mineralogist describe como asociación recurrente la magnetita, la hematites, el chert y carbonatos o silicatos de hierro, con predominio de la magnetita en muchos de los ejemplos menos alterados. La Formación Ferrífera de Biwabik, en la cordillera de Mesabi (Minnesota), de unos 1.880 millones de años, es un caso bien estudiado. Su chert con magnetita, llamado taconita, tiene aproximadamente entre un 25 y un 35 % de hierro.

Es dudoso que esa magnetita precipitara del agua del mar precámbrico. Birger Rasmussen y Janet Muhling, que trabajan en Australia Occidental, examinaron a gran aumento las formaciones de Hamersley y concluyeron en 2018 que buena parte de su magnetita creció tardíamente, por descomposición térmica de la siderita, el carbonato de hierro, durante el enterramiento y el metamorfismo de bajo grado. Si están en lo cierto, las bandas de magnetita registran la historia térmica de la roca más que la química del océano antiguo. Con un metamorfismo más intenso, los granos engruesan. En las formaciones de hierro arcaicas de Australia Occidental metamorfizadas en alto grado, la magnetita coexiste con piroxenos y fayalita (Gole y Klein, 1981).

La magnetita se encuentra igual de a gusto en las rocas metamórficas corrientes. En los esquistos cloríticos de los Alpes y los Apalaches forma octaedros aislados y nítidos de hasta un centímetro o más, crecidos en estado sólido a las temperaturas de la facies de esquistos verdes. Los cristales del Zillertal, en el Tirol, y los de Vermont son ejemplos de manual, y a menudo son los primeros cristales de magnetita que tiene un coleccionista.

Cuando el agua de mar reacciona con la peridotita del manto, el hierro del olivino tiene que ir a alguna parte. Una parte se oxida y forma magnetita, y el oxígeno necesario procede del agua, que deja tras de sí hidrógeno gaseoso. Frieder Klein, del Instituto Oceanográfico de Woods Hole, y sus colegas (2014) midieron la magnetita de peridotitas serpentinizadas obtenidas en sondeos del fondo oceánico y hallaron contenidos que iban de menos del 0,04 % al 6,15 % en peso. La temperatura controlaba la cantidad. Las rocas alteradas a 200–300 °C eran ricas en magnetita, mientras que las alteradas por debajo de unos 200 °C alojaban su hierro férrico en la serpentina y su hierro ferroso en la brucita. Ambos tipos habían generado hidrógeno. La consecuencia práctica es que las fuertes anomalías magnéticas que hay sobre algunos cuerpos de serpentinita, y su ausencia sobre otros, dicen algo de la temperatura a la que se hidrató la roca del manto.

La magnetita resiste la meteorización química mejor que la mayoría de los minerales con hierro y es lo bastante densa como para quedarse rezagada respecto al cuarzo en el agua en movimiento. Por eso los ríos y el oleaje la concentran en franjas oscuras y, en algunos lugares, en depósitos explotables. Las arenas ferríferas de la costa occidental de la Isla Norte de Nueva Zelanda, procedentes de la erosión de los volcanes andesíticos de Taranaki, son placeres de titanomagnetita de este tipo y abastecen una acería. La magnetita fina también crece in situ. Barbara Maher y Reginald Taylor publicaron en Nature en 1988 que en los suelos se forma magnetita ultrafina, lo que ayuda a explicar por qué la capa superficial del suelo suele ser más magnética que la roca subyacente. Un año antes, Derek Lovley y sus colegas habían demostrado que una bacteria de los sedimentos que respira hierro férrico deja magnetita como subproducto fuera de su pared celular.

En 1975, Richard Blakemore, entonces estudiante de posgrado que trabajaba con sedimentos de los alrededores de Woods Hole (Massachusetts), observó al microscopio que ciertas bacterias nadaban siempre hacia el mismo lado de una gota de agua. Al mover un imán, cambiaban de dirección. Su artículo en Science las bautizó como bacterias magnetotácticas, y las micrografías electrónicas mostraron por qué se comportaban así: cada célula contenía una cadena de cristales ricos en hierro. Cuando Blakemore y sus colegas consiguieron aislar en cultivo puro un espirilo magnético de agua dulce, Richard Frankel, del MIT, aplicó la espectroscopía Mössbauer a células enteras e identificó los cristales como magnetita (1979). El médico italiano Salvatore Bellini había descrito un comportamiento similar en 1963, en unos informes que pasaron inadvertidos durante décadas. Cada cristal, que mide unas pocas decenas de nanómetros —el intervalo de tamaños en el que la magnetita es un monodominio estable—, se aloja en su propia vesícula membranosa, con la que forma un magnetosoma, y la cadena actúa como una sola aguja de brújula que orienta toda la célula paralelamente al campo geomagnético. Las bacterias nadan entonces a lo largo de las líneas de campo inclinadas hasta alcanzar la capa de fango o de agua pobre en oxígeno que prefieren.

Organismos más grandes usan el mineral de forma mecánica. Heinz Lowenstam, del Instituto de Tecnología de California (Caltech), descubrió a principios de la década de 1960 que los dientes de la lengua raspadora de los quitones, moluscos marinos que arrancan las algas de las rocas, están recubiertos de magnetita, y en su artículo de 1967 en Science añadió la lepidocrocita y un mineral del grupo del apatito a la lista de sus componentes. Fue la primera demostración de que un animal puede precipitar magnetita, y ese recubrimiento permite a los dientes resistir la abrasión constante contra la roca.

Las bacterias magnetotácticas muertas dejan sus cristales en el sedimento, donde pueden conservarse como magnetofósiles. Shih-Bin Robin Chang y Joseph Kirschvink revisaron el registro en 1989 y lo remontaron hasta bien dentro del Precámbrico. El conjunto más conocido procede de un sondeo en Ancora (Nueva Jersey), en arcillas depositadas hace unos 56 millones de años durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno. Dirk Schumann y sus colegas (2008) encontraron allí magnetofósiles bacterianos corrientes junto con cristales de magnetita en forma de punta de lanza y de huso de hasta 4 micrómetros de longitud. Los interpretaron como biogénicos, producidos por organismos desconocidos, quizá eucariotas, que proliferaron en un fondo marino rico en hierro y pobre en oxígeno durante el calentamiento. Hallazgos posteriores muestran que estos gigantes no se limitaron a ese episodio: aparecen en sedimentos que van desde unos 97 millones de años de antigüedad hasta los últimos 50.000 años, y nadie ha identificado el organismo que los fabrica.

La magnetita es un hallazgo habitual en los materiales planetarios. Es común en las condritas carbonáceas alteradas por el agua, y el difractómetro de rayos X CheMin del róver Curiosity de la NASA la detectó en las primeras lutitas perforadas en la bahía Yellowknife, en el cráter Gale. Nicholas Tosca, de la Universidad de Oxford, y sus colegas (2018) reprodujeron en el laboratorio la química de esas lutitas y demostraron que un aumento del pH en aguas anóxicas derivadas de basaltos desencadena una cadena de transformaciones minerales que termina en magnetita e hidrógeno disuelto. Propusieron que el hidrógeno liberado de este modo podría haber calentado el Marte primitivo lo suficiente, durante periodos breves, para mantener líquida el agua de los lagos bajo una atmósfera de dióxido de carbono.

La magnetita marciana más conocida está en la Tierra. El meteorito Allan Hills 84001, una ortopiroxenita de 1,93 kg recogida en la Antártida el 27 de diciembre de 1984, contiene glóbulos de carbonato orlados de granos de magnetita de decenas de nanómetros de longitud. En 1996, David McKay y sus colegas del Centro Espacial Johnson de la NASA sostuvieron en Science que algunos de esos granos se parecían lo bastante a los magnetosomas bacterianos como para considerarlos posibles indicios de vida antigua. La mayor parte de esos argumentos ha encontrado después explicaciones que no requieren biología, y la magnetita es la parte que sigue en discusión.

La magnetita no tiene una localidad tipo designada, porque el nombre es anterior a las descripciones modernas. Es uno de los minerales citados en más lugares de la Tierra. Mindat le asignaba 21.247 localidades en septiembre de 2026 y destaca menos de veinte como significativas, así que cualquier lista breve es una selección. La del Handbook of Mineralogy es una buena guía de los mejores cristales.

En cristales, los Alpes marcan la pauta. De las fisuras y los esquistos del Binntal y de Rimpfischwäng, cerca de Zermatt, ambos en el Valais (Suiza), y de los esquistos cloríticos del Zillertal, en el Tirol (Austria), proceden octaedros nítidos y brillantes. Las minas de skarn de Traversella, en el Piamonte (Italia), dieron cristales dodecaédricos. Suecia proporcionó ejemplares de museo de Falun y Västanfors, y Noruega, de Arendal. En Rusia, el Handbook menciona Zlatoust y Magnitogorsk, en los Urales, donde el monte Magnitnaya dio nombre a una ciudad siderúrgica. Fuera de Europa son bien conocidos el complejo de Gardiner, cerca del fiordo de Kangerlussuaq, en el este de Groenlandia, y los mármoles de Bancroft (Ontario).

Los ejemplares modernos más buscados proceden de Cerro Huañaquino, en el departamento de Potosí (Bolivia), donde octaedros de aristas cortantes de hasta unos 2 cm descansan sobre feldespato claro. En Estados Unidos, las fuentes clásicas son la mina Tilly Foster, en Brewster (condado de Putnam, Nueva York), y el distrito del lago Sanford, en el condado de Essex del mismo estado. Las minas de zinc de Balmat, también en Nueva York, dieron los raros cubos. Magnet Cove, en Arkansas, y el distrito de Iron Springs, en el condado de Iron (Utah), proporcionan piedra imán. El Cerro de Mercado, en Durango (México), es más conocido entre los coleccionistas por el apatito amarillo que crece con su magnetita. Itabira, en Minas Gerais (Brasil), cierra la lista del Handbook; Balmat y Cerro Huañaquino no figuran en ella.

Para la mena, la escala importa más que la forma cristalina. Kiirunavaara y Malmberget, en la Laponia sueca, figuran entre las mayores minas subterráneas de hierro del mundo, y Suecia produjo en 2025 unos 26 millones de toneladas de mineral de hierro, según estimaciones del USGS. En Estados Unidos, ocho minas a cielo abierto de Minnesota, Míchigan y Utah abastecieron a la industria siderúrgica en 2025. Las formaciones ferríferas con magnetita se explotan a una escala mucho mayor en el norte de China y en las cuencas de Kursk y Kryvyi Rih, en Rusia y Ucrania, y las capas de óxidos del Complejo de Bushveld, en Sudáfrica, y de la intrusión de Panzhihua, en Sichuan (China), se explotan además por su vanadio y su titanio. En Mauritania, los trenes del mineral de hierro parten de las cuarcitas de magnetita y hematites del macizo de Kediet ej Jill, cerca de Zouérat. Las grandes minas del Pilbara, en Australia Occidental, y de Carajás, en Brasil, aparecen a veces como localidades de magnetita, aunque lo que producen es sobre todo mena de hematites y goethita.

Piedra imán

La piedra imán es la única variedad con un nombre de uso corriente y, en sentido estricto, es más una roca que una variedad mineral. Mindat la define como magnetita que es un imán natural. El trabajo de Wasilewski muestra que el magnetismo reside en un fino intercrecimiento de magnetita con maghemita, a veces con fases titaníferas, y que además el material tiene que haber estado expuesto a un campo intenso y transitorio. El nombre inglés, lodestone, combina la antigua palabra lode, que significa «camino» o «rumbo», con stone, «piedra»: una lodestone es, por tanto, una piedra que muestra el camino.

La titanomagnetita y la serie de la ulvöspinela

La titanomagnetita es la magnetita corriente de las rocas ígneas máficas y de las arenas negras de playa que proceden de su erosión. Mindat recoge como variedades la magnetita titanífera y una variante rica en magnesio. El titanio rebaja la temperatura de Curie muy por debajo de 580 °C, y por eso los basaltos del fondo oceánico, con granos ricos en titanio, adquieren y pierden su magnetización a temperaturas más bajas que un granito. Con un enfriamiento lento, la solución sólida se desmezcla en magnetita y laminillas de ilmenita o de ulvöspinela, y Richard Harrison y sus colegas (2002) obtuvieron imágenes directas, mediante holografía electrónica, de las interacciones magnéticas entre esos bloques de escala nanométrica. Concluyeron que estos finos intercrecimientos pueden portar una remanencia muy estable.

Variedades químicas

Mindat reconoce varias variedades definidas por un elemento sustituyente. La cromomagnetita contiene entre 0,5 y 1 átomo de Cr³⁺ por unidad de fórmula, y la ishkulita, entre 0,1 y 0,5; ambas van camino de la cromita. La vanadomagnetita, descrita en la India con hasta un 4,84 % de vanadio, pasa gradualmente al raro miembro extremo coulsonita, FeV₂O₄. La manganomagnetita lleva Mn²⁺ en lugar de Fe²⁺ y apunta hacia la jacobsita. Ninguna de ellas es una especie independiente, y según las reglas de la IMA de 2019 un grano conserva el nombre de magnetita mientras el hierro férrico sea su catión trivalente dominante y el hierro ferroso, su catión divalente dominante.

Pseudomorfos y maghemita

Dos nombres de pseudomorfos dan cuenta del trasvase entre magnetita y hematites. La martita es hematites que ha sustituido a la magnetita conservando el contorno octaédrico, el destino habitual de los cristales de magnetita expuestos a aguas subterráneas oxidantes. La mushketovita es lo contrario, magnetita que ha sustituido a hematites laminar, y delata un fluido que se fue haciendo más reductor con el tiempo. Químicamente, la maghemita se sitúa entre ambos minerales. Conserva el armazón de espinela de la magnetita, y todo su hierro es férrico. La carga se compensa dejando vacías algunas posiciones catiónicas, y por eso la IMA escribe hoy su fórmula como (Fe³⁺_0.67□_0.33)Fe³⁺₂O₄, donde el recuadro representa una vacante. La maghemita se forma por oxidación de la magnetita a baja temperatura y es casi igual de magnética. Es la fase que endurece magnéticamente la piedra imán.

Parientes en el grupo de la espinela

Si se sustituye el hierro ferroso de la magnetita por otro metal divalente, el resultado es otra espinela ferrítica: magnesioferrita con magnesio, jacobsita con manganeso, franklinita con zinc, trevorita con níquel, cuproespinela con cobre. Si se sustituye el hierro férrico, las series llevan a la cromita con cromo y a la hercinita con aluminio. Si se cambia el oxígeno por azufre, la estructura pasa a ser la de la greigita, Fe₃S₄, que también es ferrimagnética y que algunas bacterias magnetotácticas fabrican en lugar de magnetita. La magnetita también colorea el vidrio volcánico. Chi Ma y George Rossman, de Caltech, junto con James Miller, demostraron en 2007 que las bandas de color de la obsidiana «de fuego» de Glass Buttes (Oregón) son capas de 300 a 700 nanómetros de espesor repletas de nanocristales de magnetita, que colorean el vidrio por interferencia en lámina delgada. La obsidiana arcoíris, con la que a menudo se confunde, debe sus colores a nanovarillas de hedenbergita, un piroxeno. Las películas de octaedros de magnetita de 200 nanómetros dan también a algunas superficies de basalto un brillo iridiscente.

El estudio científico del magnetismo empezó con la magnetita. En 1600, William Gilbert, un médico londinense, publicó De Magnete, el registro de años de experimentos con piedras imán. Su aparato clave era la terrella, una piedra imán tallada en forma de esfera. Al desplazar una pequeña aguja de brújula sobre su superficie, Gilbert comprobó que la aguja apuntaba hacia los polos de la esfera y se inclinaba hacia abajo un ángulo que variaba con la latitud, exactamente como se comportan en la Tierra las brújulas de los barcos y las agujas de inclinación. Concluyó que el propio planeta es un gran imán. Un perfil de Gilbert publicado en Physics World cuenta que también hizo flotar piedras imán esféricas sobre el agua en pequeñas barcas de madera y observó cómo giraban hasta alinearse, un experimento que alimentó su convicción de que el magnetismo hace girar la Tierra.

Tres siglos después, los geólogos descubrieron que las rocas guardan su propio registro de ese campo. Cuando una lava se enfría por debajo de la temperatura de Curie de su magnetita, cada grano adquiere una magnetización paralela al campo de ese lugar y ese momento, y el enfriamiento posterior la deja fijada. La guía divulgativa del USGS This Dynamic Earth repasa las consecuencias. Bernard Brunhes, en Francia, descubrió en 1906 que algunas lavas están magnetizadas en sentido opuesto al del campo actual, y Motonari Matuyama, en Japón, demostró en la década de 1920 que esas rocas de polaridad inversa son sistemáticamente más antiguas que las de polaridad normal. Al parecer, el campo se había invertido.

La prueba decisiva llegó del fondo oceánico. Los marinos islandeses ya habían notado a finales del siglo XVIII que el basalto puede desviar una brújula. En la década de 1950, los barcos empezaron a remolcar magnetómetros, adaptados de los detectores de submarinos de la guerra, y cartografiaron largas franjas de campo alternativamente fuerte y débil, paralelas a las dorsales oceánicas. Drummond Matthews, de Cambridge, estudió en 1962 parte de la dorsal de Carlsberg, en el noroeste del océano Índico, y su doctorando Fred Vine analizó los datos. En Nature, el 7 de septiembre de 1963, ambos propusieron que la nueva corteza que se forma en una dorsal queda magnetizada en la dirección del campo de su época, y que la expansión la desplaza lateralmente mientras el campo se invierte una y otra vez. Lawrence Morley, del Servicio Geológico de Canadá, había llegado a la misma idea de forma independiente ese mismo año, algo antes, y había visto cómo dos revistas rechazaban su artículo, por lo que la hipótesis lleva hoy los tres nombres. Cuando un equipo del USGS dató en tierra firme las inversiones de los últimos cuatro millones de años, la secuencia coincidió con la anchura de las franjas a través de la dorsal del Pacífico Oriental para una velocidad de expansión constante. Ese ajuste convenció a la mayoría de los escépticos que quedaban de que el fondo oceánico se expande, y el medio de registro era la titanomagnetita de los basaltos almohadillados.

Los sedimentos guardan un registro paralelo. Los granos de magnetita detrítica y las cadenas de magnetosomas de las bacterias muertas giran hasta alinearse con el campo mientras se depositan, y quedan fijados cuando el fango se compacta. La señal es mucho más débil que la del basalto, pero es continua. La mayor parte de lo que se sabe sobre el comportamiento del campo entre inversiones completas procede de testigos de este tipo. En tierra firme, el mismo mineral hace un trabajo más modesto. Las prospecciones aeromagnéticas cartografían la geología oculta a partir del contenido en magnetita de las rocas, y distritos de mineral de hierro como el de Kursk, en Rusia, se delimitaron primero como anomalías magnéticas.

El acero es, con mucha diferencia, su principal uso. El USGS estima que en 2025 se extrajeron en el mundo 2.600 millones de toneladas de mineral de hierro utilizable, con un contenido de 1.600 millones de toneladas de hierro. Australia encabezó la producción con 980 millones de toneladas, seguida de Brasil con 420 millones. India y China produjeron 310 y 290 millones de toneladas, respectivamente. El USGS no desglosa esa producción por mineral. Buena parte de la mena australiana y brasileña es hematites lo bastante rica como para embarcarse tal como sale de la mina, mientras que la taconita del distrito estadounidense del lago Superior y muchas menas del norte de China son rocas de magnetita de baja ley que hay que concentrar primero. La magnetita sueca es mucho más rica y se muele y se depura magnéticamente sobre todo para eliminar su apatito, portador de fósforo.

Es en la concentración donde la magnetita demuestra su valor. La taconita, con un 25–35 % de hierro, se tritura y se muele hasta liberar los granos de magnetita, que luego pasan por separadores magnéticos de tambor que los extraen de la pulpa. El concentrado se aglomera con un aglutinante arcilloso en pélets de alrededor de un centímetro de diámetro, que después se cuecen. El USGS señalaba en su resumen de 2025 que los pélets de calidad para reducción directa tienen un 67 % de hierro o más. Las minas estadounidenses produjeron en 2025 unos 38 millones de toneladas de mineral utilizable, un 16 % menos que los 45,1 millones de toneladas del año anterior, y el 98 % de los envíos fue a la industria siderúrgica. Los recursos mundiales de mineral de hierro superan los 900.000 millones de toneladas, con más de 260.000 millones de toneladas de hierro, de modo que el suministro está limitado por el coste y la energía mucho antes que por la geología.

La magnetita titanífera es también la principal mena mundial de vanadio, un metal que se usa para reforzar el acero y, cada vez más, en baterías de flujo redox para el almacenamiento en la red eléctrica. La revisión del USGS de Kelley y sus colegas sitúa la ley de estos yacimientos entre el 0,2 y el 1 % en peso de V₂O₅ y señala a China, Rusia y Sudáfrica como origen de la mayor parte del vanadio extraído en 2012. Buena parte del vanadio se recupera de la escoria una vez fundida la magnetita para obtener hierro.

La química usa la magnetita como materia prima para catalizadores. El catalizador de hierro del proceso Haber-Bosch, que fija el nitrógeno atmosférico en forma de amoniaco para fertilizantes, se fabrica fundiendo magnetita con un pequeño porcentaje de óxidos promotores, como la alúmina y la potasa, y reduciendo después la masa solidificada en hidrógeno. El oxígeno se va, y el hierro que queda está acribillado de poros, con una superficie reactiva muy grande. El capítulo de Max Appl en la Ullmann’s Encyclopedia of Industrial Chemistry describe la misma receta que adoptó BASF antes de la Primera Guerra Mundial. Los catalizadores de óxido de hierro basados en magnetita impulsan también la reacción de desplazamiento del gas de agua a alta temperatura que se usa en la producción de hidrógeno.

Varios usos dependen solo de la densidad. La magnetita finamente molida y agitada en agua forma una suspensión cuya densidad puede ajustarse entre la del carbón y la de la lutita, de modo que el carbón flota y el estéril se hunde. Después, la magnetita se recupera con imanes y se reutiliza. El hormigón fabricado con árido de magnetita tiene aproximadamente una vez y media la densidad del hormigón ordinario y se emplea como blindaje contra la radiación y como lastre. Según el USGS, el conjunto de los usos ajenos al acero absorbió en 2025 alrededor del 2 % de los productos de mineral de hierro estadounidenses. La magnetita sintética es el pigmento negro que se comercializa como negro de Marte o negro de óxido de hierro, y da color a muchos tóneres.

La carrera de la magnetita en la grabación magnética fue breve. La cronología de Steven Schoenherr para la Audio Engineering Society recoge que la cinta Magnetophon de BASF empezó con un recubrimiento de hierro carbonilo, pasó a polvo negro de magnetita cuando comenzó la producción en serie y volvió a cambiar en 1939 al óxido férrico gamma, el equivalente sintético de la maghemita. Después de la guerra, 3M hizo el mismo cambio en Estados Unidos, porque las partículas aciculares del óxido retenían la señal mejor que los cristales cúbicos de magnetita. Los usos tecnológicos actuales de la magnetita están en la escala nanométrica. Las nanopartículas de magnetita recubiertas son el ingrediente magnético de la mayoría de los ferrofluidos y de varios agentes de contraste para la resonancia magnética. El grupo de Vicki Colvin en la Universidad Rice demostró en Science en 2006 que cristales de magnetita de 12 nanómetros fijan el arsénico del agua y pueden extraerse después con un imán de mano débil, un enfoque que todavía se está desarrollando para el tratamiento de agua de bajo coste.

Pocos minerales son más fáciles de confirmar. Un pequeño imán colgado de un hilo se desvía hacia la magnetita desde uno o dos centímetros de distancia y se pega con firmeza. Si se frota el ejemplar sobre porcelana sin esmaltar, la raya es negra. La pieza resulta pesada para su tamaño y no muestra exfoliación. Las caras cristalinas, si las hay, suelen ser los ocho triángulos de un octaedro. Una hoja de acero la raya solo con dificultad. La magnetita masiva desvía además la aguja de una brújula de campo, un aviso útil de que no hay que fiarse de los rumbos medidos sobre el afloramiento.

Otros cuatro óxidos oscuros y pesados causan la mayoría de las confusiones:

• La hematites da una raya pardo rojiza y responde débilmente a un imán, si es que responde.
• La ilmenita solo es atraída muy débilmente, y su raya puede ser negro parduzca.
• La cromita deja una raya parda y, como mucho, es débilmente magnética.
• La franklinita, la espinela de zinc de Franklin y Sterling Hill (Nueva Jersey), forma octaedros parecidos, con raya pardo rojiza y magnetismo débil.

Al microscopio petrográfico, la magnetita es opaca con luz transmitida y aparece como cuadrados o triángulos negros, las secciones de los octaedros. Para distinguirla de otros granos opacos hace falta luz reflejada. La magnetita se ve gris con un tinte pardusco y refleja alrededor de una quinta parte de la luz. Como es isótropa, permanece uniformemente oscura con nícoles cruzados. Las laminillas de ilmenita que contiene se ven de color pardo rosado y cambian de brillo al girar la platina. La hematites que la sustituye a lo largo de los planos octaédricos es más blanca y brillante. Hay una precaución que vale para quien recoja muestras orientadas para estudios paleomagnéticos: el imán, en el bolsillo, porque un imán de mano potente puede sobreimprimir la remanencia natural que el laboratorio espera medir.

El origen de las menas de tipo Kiruna es la mayor cuestión abierta en términos económicos. Los datos isotópicos de Troll y sus colegas, el modelo de flotación de Knipping, los experimentos de inmiscibilidad de fundidos de Hou y los fundidos de carbonato y sulfato de Bain y Steele-MacInnis explican cada uno una parte de las pruebas, y conducen a estrategias de exploración distintas. En julio de 2026, un equipo dirigido por Stefan Peters, con Troll entre los autores, presentó datos de isótopos triples de oxígeno según los cuales la propia magnetita de Kiruna contiene oxígeno heredado de sulfatos evaporíticos, lo que acerca el yacimiento tipo al bando de la asimilación. Si la asimilación de evaporitas es esencial, como sostiene el grupo de Alberta, los exploradores deberían buscar donde las intrusiones atraviesan cuencas sedimentarias con sal. Si la clave son los líquidos inmiscibles ricos en hierro, importan más el estado de oxidación y el contenido en agua del magma original.

La magnetita más antigua con una historia que contar podría estar dentro de los circones de las Jack Hills, en Australia Occidental. John Tarduno, de la Universidad de Rochester, y sus colegas publicaron en Science en 2015 que las inclusiones de magnetita de circones de hasta 4.200 millones de años portan una remanencia adquirida cuando se formaron los circones, lo que significaría que la Tierra ya tenía en el Hádico un campo magnético, con la protección que este da a la atmósfera. Otros autores han rebatido cada uno de esos pasos. La microscopía electrónica de transmisión mostró después que toda la magnetita que pudo encontrarse en los circones de las Jack Hills era secundaria, crecida en zonas dañadas por la radiación y a lo largo de dislocaciones mucho después de la cristalización. Cauê Borlina, que trabajaba con Benjamin Weiss en el MIT, concluyó en 2020 que la mayoría de los granos son malos registradores magnéticos y que sigue sin saberse si existía una geodinamo antes de hace 3.500 millones de años. En 2023, Richard Taylor y sus colegas dataron el propio hierro: la tomografía de sonda atómica reveló nanoagregados con plomo de dos edades, 3.400 millones de años y menos de 2.000 millones de años, y el hierro solo apareció en el grupo más joven, en aproximadamente la mitad de sus agregados. Es muy posible que el campo existiera en el Hádico, pero la magnetita de estos circones todavía no puede demostrarlo.

El meteorito de Allan Hills plantea un problema de origen similar a menor escala. David Barber y Edward Scott demostraron en 2002, mediante microscopía electrónica, que buena parte de su magnetita creció en estado sólido allí donde se descompuso carbonato con hierro, muy probablemente durante el calentamiento por impacto, y que no requiere ninguna intervención biológica. Kathie Thomas-Keprta y sus colegas del Centro Espacial Johnson respondieron en 2009 que alrededor de una cuarta parte de los cristales son demasiado puros y de forma demasiado regular para haberse formado así. Ninguna prueba ha zanjado cuál de las dos lecturas es la correcta, y el efecto duradero del episodio ha sido un conjunto de criterios mucho más estricto para calificar de fósil cualquier cristal de magnetita.

Más cerca de casa, hay magnetita en la cabeza humana, y su origen está en discusión. Joseph Kirschvink y sus colegas de Caltech publicaron en 1992 que el tejido cerebral humano contiene al menos 5 millones de cristales de magnetita monodominio por gramo, y más de 100 millones por gramo en las membranas que rodean el cerebro, y consideraron que esos cristales los fabricaba el propio organismo. En 2016, Barbara Maher, de la Universidad de Lancaster, y sus coautores examinaron tejido cerebral de 37 personas que habían vivido en Ciudad de México o en Manchester. Encontraron abundantes nanopartículas redondeadas de magnetita cuyas formas coinciden con las de las partículas producidas por la combustión y el frenado y difieren de las de los cristales biogénicos, angulosos. Estas partículas son lo bastante pequeñas como para llegar al cerebro a través del nervio olfativo. No está demostrado que contribuyan a las enfermedades neurodegenerativas, y sigue igual de abierta la cuestión de si los cristales biogénicos cumplen alguna función, incluido el sentido magnético que Kirschvink ha buscado en voluntarios.

Dos enigmas más antiguos siguen también vivos. Ochenta y siete años después de su descubrimiento, los físicos aún tratan de entender cómo se impulsan mutuamente la inestabilidad electrónica y el orden de cargas en la transición de Verwey, y el análisis de 2025 de Carpenter y sus colegas es el intento más reciente. Los geólogos sedimentarios todavía no han decidido qué parte de la magnetita de las formaciones de hierro bandeado es un precipitado primario y qué parte creció durante el enterramiento, algo que determina si esas rocas pueden leerse como registros del agua de mar precámbrica. Para ser un mineral con una fórmula de siete átomos, la magnetita mantiene ocupado a un número inusual de laboratorios.

Fuente	Enlace
1. Anthony, J.W., Bideaux, R.A., Bladh, K.W., Nichols, M.C. (eds.) (2001–2005). Magnetite. Handbook of Mineralogy. Mineralogical Society of America, Chantilly, VA.	handbookofmineralogy.org/pdfs/magnetite.pdf
2. Mindat.org (2026). Magnetite: mineral information, data and localities. Hudson Institute of Mineralogy.	mindat.org/min-2538.html
3. Mindat.org (2026). Lodestone, a variety of magnetite. Hudson Institute of Mineralogy.	mindat.org/min-2533.html
4. Bosi, F., Biagioni, C., Pasero, M. (2019). Nomenclature and classification of the spinel supergroup. European Journal of Mineralogy, 31, 183–192. doi:10.1127/ejm/2019/0031-2788	rruff.info/uploads/EJM31_183.pdf
5. Warr, L.N. (2021). IMA–CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine, 85, 291–320.	doi.org/10.1180/mgm.2021.43
6. Bragg, W.H. (1915). The structure of the spinel group of crystals. Philosophical Magazine, 30, 305–315.	Fuente impresa
7. Nishikawa, S. (1915). Structure of some crystals of the spinel group. Proceedings of the Mathematico-Physical Society of Tokyo, 8, 199–209.	Fuente impresa
8. Pearce, C.I., Henderson, C.M.B., Pattrick, R.A.D., van der Laan, G., Vaughan, D.J. (2006). Direct determination of cation site occupancies in natural ferrite spinels by L2,3 X-ray absorption spectroscopy and X-ray magnetic circular dichroism. American Mineralogist, 91, 880–893.	doi.org/10.2138/am.2006.2048
9. Verwey, E.J.W. (1939). Electronic conduction of magnetite (Fe3O4) and its transition point at low temperatures. Nature, 144, 327–328.	doi.org/10.1038/144327b0
10. Senn, M.S., Wright, J.P., Attfield, J.P. (2012). Charge order and three-site distortions in the Verwey structure of magnetite. Nature, 481, 173–176.	nature.com/articles/nature10704
11. European Synchrotron Radiation Facility (2012). Charge order and three-site distortions in the Verwey structure of magnetite. ESRF Highlights 2012.	esrf.fr … Highlights/2012/materials/mat6
12. Carpenter, M.A., Harrison, R.J., Shaw-Stewart, J., Adachi, K., Senn, M.S., Howard, C.J. (2025). A linear/quadratic order parameter coupling description of the Verwey transition in magnetite, Fe3O4. Acta Crystallographica Section B, 81, 427–436.	doi.org/10.1107/S2052520625004779
13. Knipping, J.L., Bilenker, L.D., Simon, A.C., Reich, M., Barra, F., Deditius, A.P., Lundstrom, C., Bindeman, I., Munizaga, R. (2015a). Giant Kiruna-type deposits form by efficient flotation of magmatic magnetite suspensions. Geology, 43, 591–594.	doi.org/10.1130/G36650.1
14. Knipping, J.L., Bilenker, L.D., Simon, A.C., Reich, M., Barra, F., Deditius, A.P., Wälle, M., Heinrich, C.A., Holtz, F., Munizaga, R. (2015b). Trace elements in magnetite from massive iron oxide-apatite deposits indicate a combined formation by igneous and magmatic-hydrothermal processes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 171, 15–38.	researchportal.murdoch.edu.au (registro de acceso abierto)
15. O’Neill, H.St.C. (1987). The quartz-fayalite-magnetite equilibria and free energies of formation of fayalite (Fe2SiO4) and magnetite (Fe3O4). American Mineralogist, 72, 67–75.	Fuente impresa
16. Carmichael, I.S.E., Ghiorso, M.S. (1986). Oxidation-reduction relations in basic magma: a case for homogeneous equilibria. Earth and Planetary Science Letters, 78, 200–210.	doi.org/10.1016/0012-821X(86)90061-0
17. Haavik, C., Stølen, S., Fjellvåg, H., Hanfland, M., Häusermann, D. (2000). Equation of state of magnetite and its high-pressure modification: thermodynamics of the Fe-O system at high pressure. American Mineralogist, 85, 514–523.	Fuente impresa
18. Néel, L. (1948). Propriétés magnétiques des ferrites; ferrimagnétisme et antiferromagnétisme. Annales de Physique, 12(3), 137–198.	Fuente impresa
19. Dunlop, D.J., Özdemir, Ö. (1997). Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers. Cambridge University Press, Cambridge.	Fuente impresa
20. Bowles, J.F.W., Howie, R.A., Vaughan, D.J., Zussman, J. (2011). Rock-Forming Minerals, Volume 5A: Non-silicates: Oxides, Hydroxides and Sulphides (2.ª ed.). Geological Society, London.	Fuente impresa
21. Wasilewski, P., Kletetschka, G. (1999). Lodestone: Nature’s only permanent magnet. What it is and how it gets charged. Geophysical Research Letters, 26, 2275–2278.	doi.org/10.1029/1999GL900496
22. Wasilewski, P. (1976). Lodestone: Nature’s own permanent magnet. NASA Technical Memorandum X-71145, Goddard Space Flight Center.	ntrs.nasa.gov/citations/19760021632
23. Buddington, A.F., Lindsley, D.H. (1964). Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents. Journal of Petrology, 5, 310–357.	doi.org/10.1093/petrology/5.2.310
24. Ishihara, S. (1977). The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology, 27, 293–305.	Fuente impresa
25. Cawthorn, R.G., McCarthy, T.S. (1980). Variations in Cr content of magnetite from the Upper Zone of the Bushveld Complex: evidence for heterogeneity and convection currents in magma chambers. Earth and Planetary Science Letters, 46, 335–343.	Fuente impresa
26. Kelley, K.D., Scott, C.T., Polyak, D.E., Kimball, B.E. (2017). Vanadium. Capítulo U de Critical Mineral Resources of the United States. U.S. Geological Survey Professional Paper 1802-U.	pubs.usgs.gov/publication/pp1802U
27. St. John, J. (2020). Magnetite-ilmenite (Mesoproterozoic, ~1155 Ma; mine at Tahawus/Sanford Lake, New York State, USA) 7. Fotografía con notas de localidad según Kelly (2008), New York State Geological Association Guidebook.	flickr.com/photos/jsjgeology/49895883957
28. Luossavaara-Kiirunavaara AB (LKAB). LKAB in brief. Información de la empresa sobre la mina y el cuerpo mineralizado de Kiruna.	lkab.com/en/about-lkab/lkab-in-brief/
29. Troll, V.R., Weis, F.A., Jonsson, E., Andersson, U.B., Majidi, S.A., Högdahl, K., Harris, C., Millet, M.-A., Chinnasamy, S.S., Kooijman, E., Nilsson, K.P. (2019). Global Fe–O isotope correlation reveals magmatic origin of Kiruna-type apatite-iron-oxide ores. Nature Communications, 10, 1712.	doi.org/10.1038/s41467-019-09244-4
30. Hou, T., Charlier, B., Holtz, F., Veksler, I., Zhang, Z., Thomas, R., Namur, O. (2018). Immiscible hydrous Fe–Ca–P melt and the origin of iron oxide-apatite ore deposits. Nature Communications, 9, 1415.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5897329
31. Bain, W.M., Steele-MacInnis, M., Li, K., Li, L., Mazdab, F.K., Marsh, E.E. (2020). A fundamental role of carbonate–sulfate melts in the formation of iron oxide–apatite deposits. Nature Geoscience, 13, 751–757. doi:10.1038/s41561-020-0635-9	usgs.gov/publications (ficha del artículo en el USGS)
32. Bain, W.M., Steele-MacInnis, M., Tornos, F., Hanchar, J.M., Creaser, E.C., Pietruszka, D.K. (2021). Evidence for iron-rich sulfate melt during magnetite(-apatite) mineralization at El Laco, Chile. Geology, 49, 1044–1048.	doi.org/10.1130/G48861.1
33. Reich, M., Simon, A.C., Barra, F., Palma, G., Hou, T., Bilenker, L.D. (2022). Formation of iron oxide–apatite deposits. Nature Reviews Earth & Environment, 3, 758–775.	doi.org/10.1038/s43017-022-00335-3
34. Klein, C. (2005). Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist, 90, 1473–1499.	doi.org/10.2138/am.2005.1871
35. Rasmussen, B., Muhling, J.R. (2018). Making magnetite late again: evidence for widespread magnetite growth by thermal decomposition of siderite in Hamersley banded iron formations. Precambrian Research, 306, 64–93.	doi.org/10.1016/j.precamres.2017.12.017
36. Klein, F., Bach, W., Humphris, S.E., Kahl, W.-A., Jöns, N., Moskowitz, B., Berquó, T.S. (2014). Magnetite in seafloor serpentinite: some like it hot. Geology, 42, 135–138.	doi.org/10.1130/G35068.1
37. Templeton, F. (2006). Iron and steel: iron, an abundant resource. Te Ara, the Encyclopedia of New Zealand. Ministry for Culture and Heritage.	teara.govt.nz/en/iron-and-steel/1
38. Maher, B.A., Taylor, R.M. (1988). Formation of ultrafine-grained magnetite in soils. Nature, 336, 368–370.	doi.org/10.1038/336368a0
39. Lovley, D.R., Stolz, J.F., Nord, G.L., Phillips, E.J.P. (1987). Anaerobic production of magnetite by a dissimilatory iron-reducing microorganism. Nature, 330, 252–254.	doi.org/10.1038/330252a0
40. Blakemore, R. (1975). Magnetotactic bacteria. Science, 190, 377–379.	science.org/doi/abs/10.1126/science.170679
41. Blakemore, R.P., Maratea, D., Wolfe, R.S. (1979). Isolation and pure culture of a freshwater magnetic spirillum in chemically defined medium. Journal of Bacteriology, 140, 720–729.	pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC216702
42. Bellini, S. (2009). On a unique behavior of freshwater bacteria [traducción al inglés de un informe de 1963, Universidad de Pavía]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 27, 3–5.	doi.org/10.1007/s00343-009-0003-5
43. Lowenstam, H.A. (1962). Magnetite in denticle capping in recent chitons (Polyplacophora). Geological Society of America Bulletin, 73, 435–438.	Fuente impresa
44. Lowenstam, H.A. (1967). Lepidocrocite, an apatite mineral, and magnetite in teeth of chitons (Polyplacophora). Science, 156, 1373–1375.	doi.org/10.1126/science.156.3780.1373
45. Chang, S.-B.R., Kirschvink, J.L. (1989). Magnetofossils, the magnetization of sediments, and the evolution of magnetite biomineralization. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 17, 169–195.	doi.org/10.1146/annurev.ea.17.050189.001125
46. Schumann, D., Raub, T.D., Kopp, R.E., Guerquin-Kern, J.-L., Wu, T.-D., Rouiller, I., Smirnov, A.V., Sears, S.K., Lücken, U., Tikoo, S.M., Hesse, R., Kirschvink, J.L., Vali, H. (2008). Gigantism in unique biogenic magnetite at the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Proceedings of the National Academy of Sciences, 105, 17648–17653.	pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC2584680
47. Tosca, N.J., Ahmed, I.A.M., Tutolo, B.M., Ashpitel, A., Hurowitz, J.A. (2018). Magnetite authigenesis and the warming of early Mars. Nature Geoscience, 11, 635–639.	pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC6092749
48. McKay, D.S., Gibson, E.K., Thomas-Keprta, K.L., Vali, H., Romanek, C.S., Clemett, S.J., Chillier, X.D.F., Maechling, C.R., Zare, R.N. (1996). Search for past life on Mars: possible relic biogenic activity in Martian meteorite ALH84001. Science, 273, 924–930.	doi.org/10.1126/science.273.5277.924
49. Barber, D.J., Scott, E.R.D. (2002). Origin of supposedly biogenic magnetite in the Martian meteorite Allan Hills 84001. Proceedings of the National Academy of Sciences, 99, 6556–6561.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC124441
50. Thomas-Keprta, K.L., Clemett, S.J., McKay, D.S., Gibson, E.K., Wentworth, S.J. (2009). Origins of magnetite nanocrystals in Martian meteorite ALH84001. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73, 6631–6677.	Fuente impresa
51. Harrison, R.J., Dunin-Borkowski, R.E., Putnis, A. (2002). Direct imaging of nanoscale magnetic interactions in minerals. Proceedings of the National Academy of Sciences, 99, 16556–16561.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC139182
52. Gilbert, W. (1600). De Magnete, Magneticisque Corporibus, et de Magno Magnete Tellure. Peter Short, London.	Fuente impresa
53. Pumfrey, S., Tilley, D. (2003). William Gilbert: forgotten genius. Physics World, noviembre de 2003.	physicsworld.com/a/william-gilbert-forgotten-genius/
54. Kious, W.J., Tilling, R.I. (1996). This Dynamic Earth: The Story of Plate Tectonics. Capítulo «Developing the theory». U.S. Geological Survey.	pubs.usgs.gov/gip/dynamic/developing.html
55. Kious, W.J., Tilling, R.I. (1996). This Dynamic Earth. Sección «Magnetic stripes and isotopic clocks». U.S. Geological Survey.	pubs.usgs.gov/gip/dynamic/stripes.html
56. Vine, F.J., Matthews, D.H. (1963). Magnetic anomalies over oceanic ridges. Nature, 199, 947–949.	doi.org/10.1038/199947a0
57. Geological Survey of Canada / Government of Canada (2017). Seafloor spreading (1963). Serie GSC 175, sobre la aportación de Lawrence Morley.	science.gc.ca/site/science/en/node/198
58. Tuck, C.C. (2026). Iron ore. En: Mineral Commodity Summaries 2026. U.S. Geological Survey.	pubs.usgs.gov/periodicals/mcs2026/mcs2026-iron-ore.pdf
59. Appl, M. (2006). Ammonia. En: Ullmann’s Encyclopedia of Industrial Chemistry. Wiley-VCH, Weinheim.	doi.org/10.1002/14356007.a02_143.pub2
60. Schoenherr, S. (2002). The history of magnetic recording. Audio Engineering Society Historical Committee.	aes.org/aeshc/docs/recording.technology.history/magnetic4.html
61. Yavuz, C.T., Mayo, J.T., Yu, W.W., Prakash, A., Falkner, J.C., Yean, S., Cong, L., Shipley, H.J., Kan, A., Tomson, M., Natelson, D., Colvin, V.L. (2006). Low-field magnetic separation of monodisperse Fe3O4 nanocrystals. Science, 314, 964–967.	doi.org/10.1126/science.1131475
62. Tarduno, J.A., Cottrell, R.D., Davis, W.J., Nimmo, F., Bono, R.K. (2015). A Hadean to Paleoarchean geodynamo recorded by single zircon crystals. Science, 349, 521–524.	doi.org/10.1126/science.aaa9114
63. Tang, F., Taylor, R.J.M., Einsle, J.F., Borlina, C.S., Fu, R.R., Weiss, B.P., Williams, H.M., Williams, W., Nagy, L., Midgley, P.A., Lima, E.A., Bell, E.A., Harrison, T.M., Alexander, E.W., Harrison, R.J. (2019). Secondary magnetite in ancient zircon precludes analysis of a Hadean geodynamo. Proceedings of the National Academy of Sciences, 116, 407–412. doi:10.1073/pnas.1811074116	eprints.gla.ac.uk/205237 (registro de acceso abierto)
64. Borlina, C.S., Weiss, B.P., Lima, E.A., Tang, F., Taylor, R.J.M., Einsle, J.F., Harrison, R.J., Fu, R.R., Bell, E.A., Alexander, E.W., et al. (2020). Reevaluating the evidence for a Hadean-Eoarchean dynamo. Science Advances, 6, eaav9634.	doi.org/10.1126/sciadv.aav9634
65. Taylor, R.J.M., Reddy, S.M., Saxey, D.W., Rickard, W.D.A., Tang, F., Borlina, C.S., Fu, R.R., Weiss, B.P., Bagot, P., Williams, H.M., Harrison, R.J. (2023). Direct age constraints on the magnetism of Jack Hills zircon. Science Advances, 9, eadd1511.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC9821853
66. Kirschvink, J.L., Kobayashi-Kirschvink, A., Woodford, B.J. (1992). Magnetite biomineralization in the human brain. Proceedings of the National Academy of Sciences, 89, 7683–7687.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC49775
67. Maher, B.A., Ahmed, I.A.M., Karloukovski, V., MacLaren, D.A., Foulds, P.G., Allsop, D., Mann, D.M.A., Torres-Jardón, R., Calderon-Garciduenas, L. (2016). Magnetite pollution nanoparticles in the human brain. Proceedings of the National Academy of Sciences, 113, 10797–10801.	ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5047173
68. Hand, E. (2016). Maverick scientist thinks he has discovered a magnetic sixth sense in humans. Science, reportaje, 23 de junio de 2016.	science.org/content/article/maverick-scientist-…