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Governador

Vice Governador

Secretária da Educação

Secretário Adjunto

Secretário Executivo

Assessora Institucional do Gabinete da Seduc

Coordenadora da Educação Profissional – SEDUC

Cid Ferreira Gomes

Domingos Gomes de Aguiar Filho

Maria Izolda Cela de Arruda Coelho

Maurício Holanda Maia

Antônio Idilvan de Lima Alencar

Cristiane Carvalho Holanda

Andréa Araújo Rocha

Escola Estadual de Educação Profissional [EEEP] Ensino Médio Integrado à Educação Profissional

Mineração – Mineralogia 1

CAPITULO I

1. INTRODUÇÃO

1.2. A HISTÓRIA DA MINERALOGIA

Embora os minerais sejam utilizados pelo homem desde a Antiguidade, somente

em tempos mais recentes é que a Mineralogia foi reconhecida como uma ciência.

Na Idade da Pedra o homem já utilizava os minerais, principalmente, em registros

de pinturas rupestres de cavernas, onde era utilizada a hematita (pigmentos avermelhados) e a

pirolusita (pigmentos pretos).

Substâncias como o ouro nativo, malaquita, lápis-lazúli e esmeralda, já eram conhecidas,

comercializadas e utilizadas pelas civilizações do vale do rio Nilo, na África, há cerca de

5.000 antes do Presente.

A arte da mineração, nos registros arqueológicos, já era amplamente conhecida

pelas civilizações chinesa, babilônia, egípcia e grega. Além do ouro nativo, cobre nativo e

prata nativa, as civilizações da Antigüidade já conheciam jazimentos ricos em combinações

de substâncias ricas em cobre, estanho e ferro e, assim, aprenderam a extrair, fundir e

processar esses minerais para forjar suas armas e instrumentos úteis em seu dia-a-dia.

Também coletavam pedras coloridas que, por sua beleza, os deixavam maravilhados.

Surgiu, então, na antiga Grécia, com Platão (427 a.C. –347 a.C.) e Aristóteles (384 a.C. –322

a.C), os primeiros estudos relacionados às substâncias cristalinas. Seguiram-nos o grego

Theophrastus (372 a.C. –287 a.C.) que descreveu as primeiras 16 espécies mineralógicas.

Após, o romano Plínio Gaio – “o Velho” (23 -79), que escreveu quatro tratados em que trazia

todo o conhecimento a respeito dos minerais na época. Na Idade Média o Ocidente entrou em

franco declínio científico, devido à Inquisição, vindo, então, o Oriente, que assimilou a

cultura grega e hindu ascendendo cientificamente. Destacou-se o médico árabe Avicenna (980

-1037) que publicou o “Tratado das Pedras”, fazendo a primeira classificação taxonômica dos

minerais conhecidos à época.

Assim, em decorrência dessa treva cultural estabelecida durante a Idade Média, o

estudo dos minerais ficou restrito, por um longo período, apenas a especulações sobre

propriedades mágicas que as pedras teriam. A Química se restringia apenas a estudos

limitados e primordiais da alquimia. Contudo, já se dava nomes primitivos às minas e às

pedras.



A partir do final da Idade Média, no século XVI, surgiu na literatura europeia o

trabalho do médico da Bohêmia, Georgius Agrícola (1494 -1555), denominado De Re

Metallica , considerado um marco para a emergência da mineralogia como ciência. O

eminente cientista versou sobre as práticas mineiras aplicadas na Alemanha e Itália e propôs

uma classificação das substâncias cristalinas em relação aos jazimentos em que elas se

formavam. Logo a seguir, estudando relações de cristais de quartzo e hematita, o médico

dinamarquês Niels Stensen (Nicolas Steno) (1638 -1686) enunciou em 1669, a Lei da

Constância dos Ângulos Diedros. Ele notou que a despeito da origem, tamanho ou hábito, os

ângulos entre as faces correspondentes são sempre constantes. Estava sendo embasado o que

viria a ser uma nova ciência: a Mineralogia. Na Rússia surgiu um dos maiores expoentes da

Mineralogia, o químico Mikhail Vassilievich Lomonósov (1711 - 1765), que formulou a

Teoria da Estrutura Cristalina das Substâncias. Em 1784, René J. Haüy (1743 -1822) mostrou

que os cristais são construídos por ínfimos blocos, que ele chamou de “moléculas integrais”,

que correspondem a conceito de celas unitárias da cristalografia moderna. Mais tarde

desenvolveu a teoria dos índices racionais das faces cristalinas. Na Alemanha surgiu a Escola

de Freiberg, encabeçada por Abraham Gottlob Werner (1750 –1817), que influenciou o

desenvolvimento da mineralogia em todos os países da Europa Ocidental.

No início do século XIX, em Londres, William Hyde Wollaston (1766 -1828) inventou o

goniômetro de reflexão que permitiu medidas precisas da posição das faces dos cristais,

tornando a cristalografia em uma ciência exata. Em meados do século XIX, a mineralogia

constitui-se definitivamente como a ciência dos minerais. Separaram-se as rochas, até então

consideradas minerais, e passou-se a considerar os minerais isoladamente como indivíduos

cristalinos, com estudos precisos sobre as formas cristalográficas e das características físicas e

químicas através das primeiras análises químicas completas dos minerais. O mineralogista

russo Nicolai Yvanovich Koksharov (1818 -1893) fez a primeira sistematização dos minerais

utilizando-se de critérios descritivos e parâmetros matemáticos dos cristais. Somente a partir

do estabelecimento do Sistema Periódico dos Elementos, pelo químico russo Dimitri

Mendeleyév (1834 -1907), é que se conseguiu classificar quimicamente as substâncias

cristalinas. Começou-se, então, a se esboçar a mineralogia moderna.

Em 1828, o físico escocês, William Nicol (1770 -1851) inventou uma lente à luz polarizada

que permitiu o estudo ótico sistemático em substâncias cristalinas, o que tornou o microscópio

à luz polarizada, em uma ferramenta fundamental na mineralogia. No final do século XIX, o

mineralogista russo Evegne S. Fedorov (1853 -1919) e o físico alemão Arthur Moritz



Schönflies (1853 -1928), quase simultaneamente, desenvolveram teorias sobre ordem e

simetria interna dos cristais que constituíram a fundação dos trabalhos de cristalografia por

raios-x. Em 1912, a difração de raios-x tornou-se um método poderoso no estudo dos

minerais, através de estudos do cristalógrafo alemão Max Von Laue (1879 -1960), e em 1914,

pela primeira vez uma estrutura cristalina é determinada por difração, pelos físicos ingleses

William Henry Bragg (1862-1942) e William Lawrence Bragg (1890-1971).

A partir de 1960 o estudo da química mineral, em microescala, foi possível com o

advento da microssonda eletrônica, dotada de feixes de elétrons, que pode fornecer análises in

situ e em grãos tão pequenos quanto um micrometro (0,001 mm). Desde 1970, outros

instrumentos com feixes de elétrons podem magnificar a arquitetura interna dos minerais,

milhões de vezes, com imagens da estrutura atômica, tais como os Microscópios Eletrônicos

de Transmissão (TEM) e o Microscópio Eletrônico de Transmissão de alta resolução

(HRTEM).

Atualmente estão validadas pela IMA mais de 4000 espécies de minerais. Destes,

cerca de 150 são considerados comuns (quartzo, feldspatos, muscovita, talco, biotita, calcita,

etc.), outros 50 são ocasionais (ouro, molibdenita, prata, etc.) e os restantes considerados raros

ou extremamente raros. Alguns minerais, como o quartzo, feldspatos, zircão e apatita

apresentam uma vasta distribuição geográfica e petrológica, enquanto outros ocorrem de

forma muito restrita, sendo que a maioria dos espécimes descritos foi encontrada em poucas

amostras, provenientes de locais específicos do planeta, conhecidas somente por alguns

pequenos cristais.

1.2. DEFINIÇÕES

A mineralogia é a ciência que estuda os minerais, o que são eles, como são

formados e onde ocorrem. Uma vez que os minerais estão por toda parte (são as substâncias

formadoras das rochas, solos e sedimentos) e fornece uma grande parte das matérias primas

usadas em aplicações tecnológicas e industriais, o potencial de aplicação deste conhecimento

é vasto. Na verdade, com exceção das substâncias orgânicas, os demais materiais que usamos

ou com os quais convivemos no dia a dia são todos minerais ou de origem mineral.

MINERAL: “Um mineral é um sólido homogéneo, natural com uma composição química

definida (mas geralmente não fixa) e um arranjo atómico altamente ordenado. É,

normalmente, formado por processos inorgânicos”.



Figura 1: Feldspato

Vejamos algumas implicações deste conceito em maior detalhe, abaixo:

Sólido: as substâncias gasosas ou líquidas são excluídas do conceito de mineral.

Assim, o gelo nas calotas polares é um mineral, mas a água não. Algumas substâncias que

fogem a esta definição ainda assim são objeto de estudo do mineralogista. É o caso do

mercúrio líquido, que pode ser encontrado na natureza, em determinadas situações. Nestes

casos, a substância é chamada de mineralóide.

Homogêneo: algo que não pode ser fisicamente dividido em componentes químicos

mais simples. Este conceito é obviamente dependente da escala de observação, uma vez que

algo que é aparentemente homogêneo a olho nu pode ser constituído de mais de uma

substância, quando observado em escala microscópica.

Natural: exclui as substâncias geradas em laboratório ou por uma ação consciente do

homem. Quando estas substâncias são idênticas em composição e propriedades a um mineral

conhecido, o nome deste mineral pode ser usado, acrescido do adjetivo sintético. (por

exemplo, esmeralda sintética). Acima, consideramos o gelo das calotas polares como um

mineral. Entretanto, para seguir o conceito de mineral à risca, o gelo que fabricamos na

geladeira não constitui um mineral.

Composição química definida: significa que um mineral é uma substância que pode

ser expressa por uma fórmula química. Por exemplo, a composição do ouro nativo é Au, a do

quartzo é SiO2, a da calcita é CaCO3, e assim por diante. Entretanto em muitos minerais é

possível a substituição de um ou mais elementos da fórmula original por outros. Assim, a

dolomita CaMg(CO3)2 admite a substituição de Mg por quantidades variáveis de Fe e Mn, e a

esfalerita ZnS admite a substituição de Zn por quantidades variáveis de Fe. Em muitos casos,

a composição química dos minerais pode variar dentro de certos limites, sem que seja



necessário alterar o nome do mineral. Em outros casos as variações são tão grandes que

caracterizam uma espécie mineral distinta.

Arranjo atômico ordenado: implica na existência de uma estrutura interna, onde os

átomos ou íons estão dispostos em um padrão geométrico regular. Este padrão obedece às

regras de simetria que você estudou na disciplina de cristalografia, e os sólidos assim

constituídos pertencem a um dos sistemas cristalinos: triclínico, monoclínico, ortorrômbico,

tetragonal, hexagonal (trigonal) e isométrico. Sólidos que possuem tal arranjo interno

ordenado são chamados de cristalinos. Os que não o possuem são chamados de amorfos, e

fogem á classificação estrita de mineral, compondo o grupo dos mineralóides.

Inorgânico: aqui o termo geralmente é incluído por Klein e Hurlbut no conceito, para

permitir o enquadramento de substâncias que atendem a todos os requisitos acima, mas são

geradas naturalmente por (ou com a ajuda de) organismos. Estes minerais são chamados de

biogênicos e, à exceção da sua origem, são idênticos aos minerais equivalentes formados por

processos inorgânicos. O exemplo mais comum de mineral biogênico é o carbonato de cálcio

(CaCO3) presente nas conchas de moluscos na forma dos minerais calcita, dolomita ou

vaterita. Alguns outros exemplos incluem alguns sulfetos, sulfatos, fosfatos, fluoretos, óxidos,

enxofre nativo e formas amorfas de SiO2.

MINERALÓIDE: São materiais semelhantes aos minerais, mas sem estrutura cristalina.

Exemplos: opala (SiO2 amorfa) (fig.2), minerais de U e Th, como o zircão (ZrSiO4), onde a

cristalinidade original é destruída pala radiação de elementos radioativos presentes na

estrutura original e o vidro vulcânico.

Figura 2: Opalas

CRISTAL: sólido geométrico regular limitado por superfícies planas e suaves que são a

expressão externa do arranjo interno regular dos íons ou átomos constituintes.



Figura 3: Cristal de Quartzo

GEMAS: os materiais gemológicos naturais são aqueles inteiramente formados pela natureza,

sem interferência do homem. São de origem inorgânica: os minerais e as rochas; e orgânica:

os de origem animal ou vegetal.

Figura 4: Alguns exemplos de gemas lapidadas.

MINÉRIOS: Minério (do latim minera, mina) é um mineral que é economicamente

autossustentável para a sua prospecção e exploração industrial (mineração).

Figura 5: Ilmenita: minério de titânio



ROCHAS: é um agregado sólido que ocorre naturalmente e é constituído por um ou mais

minerais ou mineralóides.

Figura 6: Granito

CRISTALOGRAFIA: A cristalografia é a ciência experimental que tem como objeto de

estudo a disposição dos átomos em sólidos. É também a ciência experimental que estuda o

cristal, ou cristais.

CAPITULO II

2.1. PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS

As propriedades físicas dos minerais são o resultado direto de sua composição

química e de suas características estruturais. Existe um conjunto de propriedades físicas que

podem ser examinadas ou testadas rapidamente, com auxílio de instrumentos simples como

um imã, uma lupa de mão, um canivete e uma placa de porcelana. Com, frequência estas

propriedades são suficientes para a identificação de um mineral desconhecido e, pela

facilidade de seu estudo, são de emprego corriqueiro por mineralogistas, tanto no campo

como em laboratório.

As propriedades físicas são as seguintes: hábito, clivagem, partição, fratura,

dureza, tenacidade, densidade relativa, magnetismo, cor, traço e brilho.

http://tudojoia.blog.br/blog/2011/10/12/cristalografia/

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2.1.1 . HÁBITO

Por hábito de um mineral se entende a (s) forma (s) com a qual ele aparece

frequentemente na natureza, por exemplo: como prismas alongados; como cristais tabulares

(achatados); como agregados cristalinos com arranjos geométricos característicos; ou mesmo

como grãos sem uma forma definida. Muitas espécies minerais ocorrem preferencialmente

com um determinado hábito. Por exemplo, cristais de magnetita (Fe3O4) são frequentemente

octaédricos, pirita (FeS2), comumente ocorre como cristais em forma de cubos, e as micas

ocorrem como lamelas. Embora nem sempre um determinado mineral tenha que apresentar

seu hábito característico, o fato de que isto ocorra com frequência é de grande auxílio na sua

identificação.

Os termos mais comumente usados na descrição do hábito dos minerais são:

• Prismático: Os cristais do mineral são frequentemente constituídos por prismas (ou

combinações de mais de um prisma). Usualmente são empregados adjetivos para qualificar os

cristais prismáticos, como colunares (prismas alongados, com uma direção geralmente

coincidente com o eixo “c” mais desenvolvido que os demais), aciculares (muito alongados e

finos, com forma que lembra uma agulha), fibrosos, capilares ou filiformes (ainda mais finos,

lembrando fios de cabelo) tabulares (achatados, com duas direções mais bem desenvolvidas

do que a terceira), laminares (alongados e achatados, como a lâmina de uma faca).

• Cúbico, octaédrico, dodecaédrico, romboédrico, etc: Minerais caracterizados pela

ocorrência frequente de cristais com as formas citadas.

• Micáceo: Cristais tabulares ou lamelares formados por placas finas (como as micas)

• Euédrico, subédrico, anédrico: Os minerais ocorrem comumente como cristais bem

formados (euédricos), ou com apenas algumas faces bem desenvolvidas (subédricos), ou

ainda como grãos sem faces cristalinas presentes (anédricos, embora deva ser ressaltado que a

ausência de formas cristalinas visíveis externamente não signifique que o mineral não possua

uma estrutura cristalina ordenada).



Modelo Esquemático Fotomicrografia

Hábito tabular Monocristal tabular de rodonita

Hábito prismático Cristais prismáticos de silimanita

Hábito acicular Cristais aciculados de actinolita



Hábito equidimensional Monocristal, no centro, equidimensional de

leucita

Hábito granular Cristais granulares de quartzo

Hábito lamelar Cristais lamelares de biotita Figura 7: Hábitos mais comuns observados em minerais.

Muitos dos termos citados, especialmente os relativos a prismas, podem ser

igualmente aplicados a agregados de cristais (por exemplo, agregados colunares, agregados

aciculares, etc.).

Os seguintes termos são específicos da descrição de agregados cristalinos:



Dendrítico: Arborescente, em ramos divergentes, como os de uma planta.

Divergente ou radiado: Agregado de cristais (geralmente prismas colunares,

aciculares ou tabulares) divergentes a partir de um ponto central. Tipos específicos de

agregados radiais podem ser:

a) Globular: Agregados de cristais radiais, formando pequenas superfícies esféricas ou

semiesféricas;

b) Botrioidal: Formas globulares assemelhando-se (em tamanho dos glóbulos) a um

cacho de uvas;

c) Mamelonar: Grandes superfícies arredondadas, semelhantes a mamas, formadas por

indivíduos radiais ou divergentes;

d) Reniforme: Agregados radiados terminando em formas arredondadas com forma de

rins;

e) Colomorfo: Termo genérico aplicado a formas arredondadas compostas de agregados

radiados, sem levar em conta o tamanho;

• Granular: Agregado simplesmente composto por grãos (sem nenhuma conotação específica

de forma ou tamanho);

• Concêntrico: Camadas mais ou menos esféricas, superpostas umas às outras;

• Pisolítico: Massas arredondadas, mais ou menos do tamanho de ervilhas;

• Oolítico: Massa arredondada, mais ou menos do tamanho de ovas de peixe;

• Bandado: Mineral formado por camadas de diferentes cores ou texturas;

• Maciço: Material compacto, sem formas ou feições especiais.



Outros termos específicos, relacionados ao modo de ocorrência do agregado:

• Drusa: Superfície coberta de pequenos cristais;

• Geodo: Cavidade (em uma rocha) cuja superfície é coberta de pequenos cristais;

• Concreção: Massas formadas por deposição de material em torno de um núcleo. Algumas

concreções são esféricas, mas outras podem ter forma variável;

• Estalactite: Agregados em cilindros ou cones pendentes (como por exemplo, em cavernas).

2.1.2. CLIVAGEM, PARTIÇÃO E FRATURA.

Um mineral pode apresentar (ou não) tendência a se romper segundo planos

preferenciais, quando submetido a um esforço externo. Este comportamento está diretamente

relacionado ao tipo de ligação química envolvida e à eventual presença de defeitos ou

descontinuidades na estrutura cristalina. Em presença de um esforço externo um cristal poderá

apresentar tendência a se romper ao longo de direções em que:

• A força de ligação é menor

• Existem menos ligações por unidade de volume

• Existem defeitos estruturais

• Existe um maior espaçamento interplanar, embora as ligações químicas sejam do mesmo

tipo. Clivagem, partição e fraturas são propriedades físicas diferentes. A distinção entre elas é

extremamente importante do ponto de vista da identificação de minerais

CLIVAGEM: Tendência de o mineral partir-se paralelamente a planos atômicos

identificados por índices de Miller, tais como faces do cristal. Os planos de clivagem são,

portanto, repetitivos desde a escala mesoscópica (do cristal) a escala microscópica e até a

escala da própria estrutura cristalina. A clivagem é sempre consistente com a simetria do

cristal.

Para estudar a clivagem de um mineral não é suficiente apenas reconhecê-la, mas é

necessário caracterizá-la em termos de sua orientação e sua qualidade. Em termos de

orientação (geometria) a clivagem pode ser descrita por adjetivos que a relacionam com



formas cristalinas. Assim, pode-se caracterizar a clivagem como cúbica como na galena

(PbS), octaédrica como no diamante(C), dodecaédrica como na esfalerita ( ZnS), romboédrica

como na calcita(CaCO3), prismática como nos piroxênios e anfibólios, pinacoidal como a

clivagem basal das micas, etc (Fig.8).

Outra maneira de expressar esse conceito é utilizando os índices de Miller para a

forma cristalina em questão, como {111} para a clivagem octaédrica.

Vimos que a clivagem está intrinsecamente relacionada à estrutura cristalina. Portanto,

se um mineral possui uma determinada direção de clivagem, existe o potencial para ocorrerem

inúmeros planos de clivagem ao longo daquela direção. Entretanto, nem sempre a clivagem é

perfeitamente desenvolvida nos cristais. Assim, devem-se utilizar adjetivos para caracterizar a

qualidade da clivagem. Isto é feito de acordo com uma escala comparativa e empírica. Assim,

pode-se dizer que uma clivagem é excelente (como a clivagem basal das micas e do grafite),

boa, pobre ou ruim. Finalmente, alguns minerais se caracterizam pela ausência de clivagem. O

quartzo, um dos minerais mais comuns não apresenta clivagem.



Figura 8: Tipos de clivagem.



PARTIÇÃO: Assim como a clivagem, a partição também está associada a planos

cristalográficos, mas não é tão bem desenvolvida. A partição pode ter outras causas, como a

presença de planos de geminação no cristal ou ocorrer como resposta à aplicação de pressão.

Assim, ao contrário do que ocorre com a clivagem, alguns indivíduos de uma espécie mineral

podem apresentar partição enquanto outros não a possuem. Por exemplo, em uma população

de cristais de um determinado mineral, pode ocorrer que apenas os cristais geminados ou

submetidos à pressão apresentem planos de partição visíveis.

Outro critério útil para distinguir clivagem de partição é o caráter menos

penetrativo da última. Por exemplo, um cristal pode se partir ao longo de planos de geminação

relativamente espaçados entre si, e ao mesmo tempo fraturar-se de maneira irregular na região

entre dois planos de partição. Exemplos comuns de partição incluem a partição octaédrica da

magnetita, a partição basal dos piroxênios e a partição romboédrica do coríndon.

FRATURA: Refere-se à maneira pela qual o mineral se rompe, exceto aquelas controladas

pelas propriedades de clivagem e partição. Ocorre quando a força das ligações químicas é

mais ou menos a mesma em todas as direções e, portanto, o rompimento não ocorre ao longo

de nenhuma direção cristalográfica em particular. Assim, ao estudar as fraturas de um

mineral, o estilo de fraturamento é a observação importante a ser feita. Alguns minerais

apresentam estilos de fratura característicos, o que pode auxiliar na sua identificação.

Os termos mais comuns usados para descrever fraturas em um mineral são:

Conchoidal: Superfícies lisas e curvas, semelhantes à parte interna de uma concha,

comum vidro e no mineral quartzo;

Fibrosa: Quando o mineral se rompe formando estilhaços ou fibras;

Serrilhada: Superfície denteada, irregular, com bordas cortantes;

Irregular: Superfícies rugosas e irregulares.

2.1.3. DUREZA

Esta é uma das mais importantes propriedades para a identificação de muitos

minerais. Define-se como dureza de um mineral a resistência que uma superfície lisa do

mineral apresenta a ser arranhada (sulcada) por outro material (outro mineral, a ponta de uma

faca, etc.).



Em última instância, a dureza de um mineral está relacionada à reação da estrutura

cristalina à aplicação de esforço sem ruptura. Em cristais formados essencialmente por

ligações metálicas, os quais podem fluir plasticamente, o atrito de um material de dureza mais

alta contra a superfície do cristal tende a produzir um sulco. Minerais formados por ligações

iônicas ou covalentes tendem a apresentar um comportamento mais rúptil. Ao ser submetido

ao mesmo teste, a produção do sulco poderá ser acompanhada da produção de pó do mineral

mais mole.

Em compostos iônicos o tamanho e a carga dos íons envolvidos afetam a dureza

do mineral. Assim, para um grupo de substâncias diferentes com o mesmo tipo de estrutura

cristalina, quanto maior a distância Inter iônica e quanto menores as cargas dos íons, mais

fraca será a ligação e, consequentemente, menor será a dureza do mineral.

É importante ressaltar que a força global de uma estrutura cristalina é dada por

uma combinação dos diferentes tipos de ligação química presentes, mas a dureza desta mesma

estrutura é uma expressão da sua ligação mais fraca.

A dureza é uma característica de cada mineral, e pode ser avaliada quantitativamente

através do uso de equipamentos adequados. Entretanto, sua principal utilidade na

identificação mineralógica consiste em estimar qualitativamente a dureza do mineral que se

deseja identificar, comparando-o com outros minerais e/ou materiais de dureza conhecida. O

teste de dureza baseia-se no fato de que um mineral de dureza mais alta é capaz de provocar

um sulco em um mineral de dureza mais baixa, mas o segundo não é capaz de sulcar o

primeiro.

O mineralogista austríaco F. Mohs idealizou uma escala de dureza com base em dez

minerais relativamente comuns, aos quais atribuiu graus de dureza relativa de um a dez. Esta

escala ficou conhecida como Escala de Dureza de Mohs (Fig.9) e é de uso corrente entre

mineralogistas e outras pessoas interessadas na identificação de minerais.



Figura 9:Escala de Dureza de Mohs

Portanto, se um mineral que se deseja identificar é capaz de sulcar a fluorita, mas

não sulca a apatita, pode-se dizer que este mineral tem uma dureza entre 4 e 5. Um grupo de

materiais de fácil acesso pode ser usado para testar dureza, em complemento aos minerais da

escala. Assim, a unha humana possui dureza pouco acima de 2 (sulca talco e gipsita, mas não

sulca calcita); o cobre tem dureza pouco abaixo de 3; o aço comum tem dureza pouco acima

de cinco; o vidro comum tem dureza 5 ½ , o aço temperado tem dureza 6 ½ etc. Ao avaliar a

dureza de qualquer mineral é imprescindível realizar o teste nos dois sentidos (ou seja tentar

sulcar o mineral A com o mineral B e vice-versa), porque um mineral excessivamente friável

(pulverulento) ou quebradiço pode ser fisicamente desagregado por outro, mesmo que este

possua dureza mais baixa.

Em termos de dureza absoluta, a progressão de talco (dureza 1) até diamante

(dureza 10) não é linear, mas segue uma curva exponencial, de tal maneira que a diferença de

dureza entre o diamante (10) e o coríndon (9) é muito maior do que a diferença de dureza

entre a gipsita (2) e o talco (1). Como a dureza é uma propriedade direcional, alguns minerais

possuem dureza diferente segundo direções cristalográficas distintas. Quando ocorre, este fato

frequentemente auxilia na identificação do mineral. Por exemplo, os cristais de cianita

possuem dureza igual a 5 na direção do comprimento e dureza igual a 7 na direção

perpendicular ao comprimento.



2.1.4 . TENACIDADE

A tenacidade é uma medida da coesão de um mineral, ou seja, a sua resistência a

ser quebrado, esmagado, dobrado ou rasgado. A tenacidade não guarda necessariamente

relação com a dureza. O exemplo clássico desta diferença é o diamante, que possui dureza

muito elevada, mas tenacidade relativamente baixa, quando submetido a um impacto. Os

seguintes termos qualitativos são usados para expressar tenacidade de um mineral:

• Quebradiço: O mineral se rompe ou é pulverizado com facilidade;

• Maleável: O mineral pode ser transformado em lâminas, por aplicação de impacto;

• Séctil: O mineral pode ser cortado por uma lâmina de aço;

• Dúctil: O mineral pode ser estirado para formar fios;

• Flexível: O mineral pode ser curvado, mas não retorna a sua forma original, depois de

cessado o esforço;

• Elástico: O mineral pode ser curvado, mas volta à sua forma original, depois de cessado o

esforço.

Propriedades como ductilidade, sectilidade e maleabilidade são típicas de

materiais constituídos por ligações metálicas. Neste tipo de ligação o material é considerado

como cátions imersos em uma nuvem de elétrons de alta mobilidade. Quando é aplicado um

esforço externo, os cátions podem mover-se relativamente uns aos outros sem

necessariamente originar forças eletrostáticas repulsivas (e, consequentemente, sem perder

coesão).

O comportamento flexível é típico de minerais com estruturas em folha, como

talco e clorita, onde as folhas são unidas entre si por forças de Van der Waals ou pontes de

hidrogênio (quando submetida a um esforço externo, a estrutura desliza ao longo dessas

ligações mais fracas). Outro grupo de minerais com estrutura em folha, as micas, apresenta

propriedades elásticas, porque nestes minerais as camadas da estrutura são mantidas unidas

entre si por ligações iônicas envolvendo álcalis como K+ (consideravelmente mais fortes do

que as forças de Van der Waals)



2.1.5. DENSIDADE RELATIVA

Definida como a relação entre o peso do mineral e o peso de um volume igual

de agua pura, é um número adimensional, e não tem o mesmo significado que peso específico

(medido em unidades de peso por unidade de volume). A densidade relativa é característica

para cada mineral, e depende basicamente de dois fatores: os elementos químicos que

constituem o mineral e a maneira como estes elementos estão arranjados dentro da estrutura

cristalina.

Os efeitos destes fatores podem ser facilmente avaliados comparando-se:

Minerais com estrutura semelhante, mas composição distinta, como os carbonatos

ortorrômbicos de Ca, Sr, Ba e Pb, onde a densidade relativa aumenta com o aumento do peso

atômico do cátion, de 2,95 na aragonita (CaCO3) até 6,55 na cerussita (PbCO3). Por outro

lado, a diferença de densidade relativa entre o carbono puro na forma de grafite (2,2) e de

diamante (3,5) ilustra o efeito da estrutura cristalina sobre esta propriedade. Existem vários

métodos de determinação quantitativa de densidade em minerais, com o uso de equipamentos

adequados (balança de Jolly, balança de Berman, picnômetro), líquidos pesados

(bromofórmio, iodeto de metileno, etc.), ou cálculos com base na cela unitária do mineral.

Para um reconhecimento expedito, entretanto, pode-se estimar a densidade

relativa por comparação entre amostras de diferentes minerais. Associada ao estudo de outras

propriedades físicas, esta análise comparativa de densidade é muitas vezes uma ferramenta

fundamental na identificação de minerais.

2.1.6 . MAGNETISMO

Materiais que apresentam a propriedade de ser atraídos por uma um imã são

chamados de ferromagnéticos. O número de minerais que apresentam esta propriedade é

muito pequeno. Dentre os minerais comuns na natureza, apenas a magnetita (Fe3O4) e a

pirrotita (FeS) apresentam esta propriedade. Portanto, quando presente em um mineral, o

magnetismo é de extrema utilidade na identificação.

Adicionalmente, o fato de que diferentes minerais possuem diferentes

susceptibilidades magnéticas permite a separação física de grãos de minerais distintos

mediante o uso de equipamentos. Ao serem aquecidos acima de uma temperatura específica,

os materiais ferromagnéticos perdem suas fortes propriedades magnéticas, que são



substituídas por um magnetismo comparativamente mais fraco (paramagnetismo). A

temperatura à qual esta mudança ocorre é conhecida como temperatura de Curie. Para a

magnetita, este fenômeno ocorre a 85 oC.

2.1.7 . COR

Esta é provavelmente a primeira propriedade física a chamar a atenção quando

alguém examina um mineral (Fig. 10). O que o nosso cérebro interpreta como cor é, na

verdade, o resultado da absorção seletiva de determinados comprimentos de onda da luz que

atravessa o mineral. Os comprimentos de onda que não são absorvidos tornam-se dominantes

no espectro que emerge do mineral, e a combinação destes comprimentos de onda é o que é

percebido como cor.

A maior parte dos mecanismos que produzem cor são produtos da interação de

ondas luminosas com elétrons. A origem da cor em minerais está ligada a uma variedade de

razões, tais como a presença de íons metálicos (em especial metais de transição como Ti, V,

Cr, Mn, Fe, Co, Ni e Cu), fenômenos de transferência de carga, efeitos de radiação ionizante,

entre outros. Para muitos minerais a cor é uma característica diagnóstica fundamental,

enquanto para outros ela é tão variável que não pode ser usada como um critério de

identificação. Devido à possibilidade de alteração de muitos minerais por contato com o ar,

água, etc., a cor deve ser sempre observada preferencialmente em uma fratura recente do

mineral.

• Metais de transição: podem estar presentes em minerais em quantidades importantes (como

os constituintes principais) ou em quantidades muito pequenas (como impurezas). Em ambos

os casos, estes elementos podem provocar o aparecimento de cor em estruturas cristalinas que

admitem substituições de grandes quantidades de um cátion por outro, as variações químicas

podem implicar em um amplo espectro de variação de cor. Este é o caso da esfalerita (ZnS),

que admite a substituição do Zn por quantidades variáveis de Fe e cuja cor varia em tons de

branco, amarelo, castanho e preto, dependendo da quantidade de Fe presente.

Em outros casos, onde um determinado metal ocorre em pequenas quantidades na

estrutura, variedades coloridas podem ocorrer em um mineral cuja composição química global

é essencialmente constante. No caso do mineral berilo, por exemplo, a presença de pequenas

quantidades de Fe2+ produz cor azul enquanto a presença de Cr3+ como impureza produz



coloração verde. As variedades azul e verde do mineral berilo possuem importância

econômica como gemas preciosas (água-marinha e esmeralda, respectivamente). Com

exceção da cor, as demais propriedades físicas da água-marinha e da esmeralda são idênticas

às do berilo comum. O mesmo ocorre com o mineral corindon: a presença de Cr3+ como

impureza no corindon gera a variedade vermelha conhecida como rubi.

• Transferência de carga: Este processo só ocorre em compostos que tenham pelo menos

dois elementos com estados de oxidação diferentes e variáveis. O processo pode produzir

cores intensas em minerais e gemas, e envolve a transferência de elétrons entre elementos

diferentes. Alguns exemplos de elementos que participam no processo de transferência de

carga são: Fe2+ e Fe3+; Ti3+ e Ti4+; Mn2+, Mn3+ e Mn4+, ou combinações entre eles (por

exemplo, minerais contendo ferro e manganês). A transferência de um elétron de um átomo a

outro envolve a absorção de energia, a qual pode ocorrer segundo um comprimento de onda

definido. Por exemplo, a transferência de um elétron entre Fe2+ e Ti4+ envolve a absorção de

energia luminosa no comprimento do vermelho, portanto produz a cor azul da Safira. O

mesmo processo pode ocorre entre ânions (por exemplo, a cor azul do mineral lazurita decorre

da transferência de carga entre um triângulo de átomos de enxofre) ou entre cátion e ânion.

• Centros de cor: São imperfeições na estrutura cristalina que causam absorção de energia

luminosa e, consequentemente, o aparecimento de cor. Na maioria dos casos este fenômeno

está associado à exposição à radiação ionizante. A fonte da radiação pode ser natural

(elementos radioativos, como U, Th, K presentes em minerais) ou artificial e, em raros casos,

radiação ultravioleta pode produzir centros de cor. Quando um mineral é exposto à radiação,

elétrons podem ser removidos de suas posições normais e, depois de perder energia, ficar

aprisionados em uma posição vaga na estrutura cristalina. Estes elétrons aprisionados

absorvem seletivamente determinados comprimentos de onda, produzindo cor. Um exemplo

deste fenômeno é a variedade violeta (ametista) de quartzo (SiO2). A presença de pequenas

quantidades de Fe3+ como impureza no quartzo produz cores amarelas (variedade citrino).

Quando submetido à radiação, o Fe3+ pode perder um elétron (efetivamente tornando-se

Fe4+), o qual é aprisionado em um centro de cor na estrutura do quartzo, produzindo a cor

violeta típica da ametista. Como os centros de cor são um tipo de defeito causado por

radiação, este defeito pode ser eliminado pela adição de energia. Por exemplo, ao submeter à

ametista a um tratamento térmico, o processo é revertido, e a cor passa de violeta a amarelo.



Na verdade, alguns tipos de ametista tendem a perder a cor com a simples exposição

prolongada a luz (radiação ultravioleta). Tratamento térmico é um recurso frequentemente

usado na indústria de pedras preciosas, para modificar, melhorar ou controlar a coloração de

uma determinada gema.

Figura 10: Exemplo de cores dos minerais

2.1.8. TRAÇO

É definido como a cor do pó fino de um mineral. A observação do traço de um

mineral é geralmente feita atritando-se o mineral contra uma superfície de porcelana não

polida com dureza é aproximadamente 7 (Fig. 11). Embora a cor de um mineral seja

frequentemente variável, o seu traço tende a ser relativamente constante, portanto é uma

propriedade extremamente útil na identificação do mineral. Os óxidos de ferro magnetita

(Fe3O4) e hematita (Fe2O3), por exemplo, podem ser distinguidos por seu traço preto e

avermelhados, respectivamente. Alguns minerais possuem dureza tão baixa que são capazes

de deixar traço em materiais como papel, como é o caso do grafite e da molibdenita (MoS2).



Figura 11: Traço da hematita

2.1.9. BRILHO

Refere-se à aparência do mineral à luz refletida. Em uma classificação ampla, o

brilho dos minerais pode ser dividido em metálico e não metálico, com uma categoria

transicional (sub-metálico) entre eles. Os termos geralmente utilizados para descrever o brilho

dos minerais são:

• Metálico: Brilho semelhante ao dos metais. Característico de minerais dominados por

ligações metálicas ou parcialmente metálicas. Minerais de brilho metálico geralmente (mas

nem sempre) apresentam traço escuro. Este tipo de brilho é comum em minerais do grupo dos

metais nativos, sulfetos e óxidos.

• Não metálico: Sem aparência de metal. Típico de minerais dominados por ligações iônicas

ou covalentes. Geralmente possuem traço claro. Uma série de termos é usada para descrever

os tipos de brilho não metálico:

• Vítreo: Brilho como o do vidro. O exemplo típico é o mineral quartzo.

• Resinoso: Brilho semelhante ao de resina



• Nacarado: Brilho semelhante ao brilho da pérola. Normalmente é mais bem observado nos

planos de clivagem

• Gorduroso ou graxo: Brilho que lembra uma superfície coberta de óleo. O mineral nefelina

é um exemplo típico

• Sedoso: Brilho que lembra a seda. Comum em agregados fibrosos, como o asbesto e a

gipsita fibrosa.

• Adamantino: Brilho que lembra o brilho do diamante. Além do diamante, ocorre

tipicamente em minerais transparentes de chumbo, como a cerussita (PbCO3) e a anglesita

(PbSO4).

2.1.9. OUTRAS PROPRIEDADES DEPENDENTES DA LUZ

• Jogo de cores: A cor muda em sucessão rápida, quando o mineral é girado (diamante,

opala);

• Mudança de cores: Idem, mas a variação é lenta (labradorita);

• Iridescência: Espectro de cores no interior (fraturas, clivagens) ou na superfície

(revestimento superficial) do mineral (bornita, calcopirita);

• Opalescência: Reflexão leitosa ou nacarada no interior do mineral (opala);

• Embaçamento: A cor da superfície é diferente da cor do interior do mineral (calcocita,

bornita, calcopirita);

• Asterismo: Formação de raios de luz como uma estrela, quando o mineral é observado ao

longo do eixo vertical. Ocorre principalmente em minerais hexagonais;

• Luminescência: Emissão de luz, exceto as provocadas por incandescência. Normalmente é

tênue, melhor observável no escuro;



• Triboluminescencia: Emissão de luz provocada por atrito. Ocorre em minerais não

metálicos e anidros (fluorita, esfalerita);

• Termoluminescência: Emissão de luz provocada por aquecimento (fluorita);

• Fluorescência e fosforescência: Emissão de luz provocada por exposição a determinados

tipos de radiação, como luz ultravioleta, raios-x, raios catódicos. (fluorita, scheelita);

• Transparência: Capacidade do mineral de ser atravessado pela luz;

• Transparente: É possível ver contornos de objetos através do mineral;

• Translúcido: Há passagem de luz, mas não é possível distinguir contornos de objetos;

• Opaco: Não permite a passagem de luz, mesmo em seções delgadas;

• Refração: Mudança na direção da luz, quando passa de um meio para outro de densidade

diferente (por exemplo, do ar para o mineral). Depende do índice de refração (n) do mineral.

Para minerais com n = 2, a velocidade da luz no mineral é a metade da velocidade no ar. Esta

propriedade é de vital importância para os minerais utilizados como gemas, pois influencia o

tipo de brilho dos minerais transparente. Assim, um mineral com n = 1.5 tenderá a apresentar

brilho vítreo, enquanto um mineral com n = 2.4 tenderá a apresentar brilho adamantino.

• Dupla refração: Quando um raio de luz penetra em um mineral ele se desdobra em dois

raios, cada um viajando com velocidade e direção diferentes. A dupla refração ocorre na

maioria dos minerais não isométricos, mas geralmente é muito fraca para poder ser observada.

Uma exceção notável é a calcita de qualidade ótica (espato de Islândia), que possui dupla

refração forte.

2.1.10. PROPRIEDADES ELÉTRICAS

A condução de eletricidade em minerais é fortemente controlada pelo tipo de

ligação existente. Assim, minerais formados exclusivamente por ligações metálicas (p.ex. os

metais nativos) são condutores, minerais formados por ligações parcialmente metálicas (p.ex.



alguns sulfetos) são semicondutores, e minerais formados por ligações iônicas e/ou covalentes

são maus condutores de eletricidade.

• Piezoeletricidade: Produção de eletricidade por aplicação de pressão ao longo de um eixo

polar (eixo com formas cristalinas distintas em cada uma das pontas). Este efeito só pode

ocorrer em cristais que não possuem centro de simetria.

• Piroeletricidade: Produção de eletricidade por variação de temperatura. Ocorre apenas em

minerais que não possuem centro de simetria e têm pelo menos um eixo polar

(piroeletricidade verdadeira). A piroeletricidade secundária ocorre em minerais que sofre

expansão desigual ao longo de direções distintas, ao serem aquecidos. A deformação do

retículo resulta em pressão localizada, gerando piezoeletricidade.

2.1.11. RADIOATIVIDADE

Ocorre em minerais formados por elementos radioativos, tais como U e Th, e

pode ser um importante critério de identificação nestes casos.

CAPITULO III

CLASSES MINERALÓGICAS

3.1. CLASSE DOS ELEMENTOS NATIVOS



Figura 12: Elementos Nativos

Minerais dessa classe são compostos idealmente por arranjos de átomos de um

único elemento químico (ou por soluções sólidas envolvendo elementos afins como, por

exemplo, a do ouro com a prata). Algumas das propriedades físicas desses minerais são

semelhantes àquelas dos próprios elementos químicos, isto é metais, semi-metais e não

metais. Outras propriedades são tipicamente conferidas pelo tipo de ligação química

envolvida na formação dos minerais desta classe.

Os metais nativos importantes podem ser subdivididos em: a) grupo do ouro; b)

grupo da platina; c) grupo do ferro. O grupo do ouro inclui Au, Ag e Cu nativos como

minerais importantes e Pb e Hg como raras curiosidades mineralógicas. No grupo da platina

os principais elementos nativos são a platina (Pt), o paládio (Pd) e ligas naturais como Platina-

Irídio (Pt, Ir) e Ósmio-Irídio (Os, Ir). Os minerais significativos no grupo do ferro são o Fe e

as ligas naturais de Níquel-Ferro (Ni,Fe) mais comuns em meteoritos como a Kamacita e a

Taenita. Ta, Sn e Zn podem ocorrer como elementos nativos, mas são muito raros. As

características gerais dos metais nativos incluem dureza baixa, alta maleabilidade, ductilidade

e, em alguns casos, sectilidade. São bons condutores de calor e eletricidade, possuem baixo

ponto de fusão e brilho metálico. Estas características gerais são conferidas em grande parte

pela ligação metálica, enquanto as características particulares de cada metal (como cor,

densidade, etc) são resultado das propriedades atômicas do elemento respectivo.

Os semi-metais nativos compreendem o arsênio (As), antimônio (Sb) e bismuto

(Bi), normalmente agrupados sob a designação de grupo do arsênio. Sua estrutura não pode

ser representada por esferas, porque cada átomo está mais próximo de alguns vizinhos do que

de outros, resultando em um tipo de ligação intermediário entre metálica e covalente, que

fornece a estes minerais sua baixa tenacidade, além de simetria mais baixa e condutividade



térmica e elétrica menor que as dos metais. A estrutura é acamadada, paralelamente a {0001},

conferindo uma boa clivagem nesta direção.

Os não metais nativos compreendem o grupo do Carbono (diamante e grafite), e o

enxofre. As estruturas cristalinas e os tipos de ligação química no diamante e no grafite são

muito contrastantes, embora ambos possuam a mesma composição química. Enquanto o

diamante é formado por uma rede tridimensional de tetraedros de átomos de carbono

fortemente unidos entre si por ligações covalentes, o grafite é formado por planos paralelos a

{0001}, onde os átomos de carbono também estão ligados covalentemente, mas entre um

plano e o outro as ligações são muito fracas (forças de van der Waals). As diferenças no tipo

de ligação presente explicam o enorme contraste observado em algumas propriedades físicas

do diamante e do grafite, como por exemplo, a dureza. O enxofre nativo pode ocorrer sob a

forma ortorrômbica ou monoclínica, embora a última seja muito rara. No enxofre

ortorrômbico, os átomos estão organizados em anéis com oito átomos de enxofre ligados

covalentemente entre si. A ligação de um anel com outro é feita através de forças de van der

Waals. Ao contrário do grafite, entretanto, no enxofre nativo os anéis não estão posicionados

ao longo de um único plano, o que explica a ausência de uma clivagem proeminente (como a

do grafite) neste mineral.

As principais características macroscópicas dos elementos nativos mais importantes

são fornecidas no resumo abaixo.

3.1.1. OURO – Au

Figura 13: Ouro nativo

Dados cristalográficos: isométrico, 4/m 2/m



Hábito: Cristais octaédricos, raramente faces dodecaédricas, cúbicas e trapezoedrais.

Frequentemente em agregados de cristais arborescentes (dendríticos), filiformes, reticulados

ou esponjosos. Também maciço, formando grãos (pepitas) irregulares, rugosos, arredondados

ou achatados.

Propriedades físicas:

Fratura: irregular

Maleável, dúctil e séctil

Dureza: baixa (2,5 a 3,0)

Peso específico: 19,3 (Au puro). Diminui com a presença de prata, cobre, etc em solução

sólida.

Brilho: metálico

Cor e traço: Amarelo-ouro. Tons variam em função da pureza (mais esbranquiçado com a

presença de prata, mais alaranjado ou avermelhado em ligas com Cu), Opaco

Composição e estrutura: Uma solução sólida completa existe entre Au e Ag, e o ouro nativo

frequentemente contém 10 a 15% Ag. Para proporções de prata maiores que 20% a liga

recebe o nome de “electro”. Pequenas quantidades de Cu e Fe podem estar presentes, além de

Bi, Pb, Sn, Zn e os metais do grupo da platina. Estrutura cúbica compacta.

Paragênese e usos: A proporção média de ouro na crosta terrestre é de 4 ppb (partes por

bilhão). Entretanto, o ouro pode atingir concentrações bem mais altas, se for relativamente

concentrado por processos geológicos, em condições e ambientes geológicos específicos.

Concentrações de ouro ocorrem comumente associadas a pirita e outros sulfetos em veios de

quartzo de origem hidrotermal. Au é também um subproduto comum da mineração de sulfetos

de metais básicos, onde ocorre associado a pirita, calcopirita, pirrotita, esfalerita. Em

depósitos sedimentares do tipo placer (aluvião) associa-se a outros minerais pesados

resistentes ao intemperismo. A concentração relativa de ouro pode ocorre também em solos

residuais.

O ouro foi historicamente utilizado como lastro de moeda por muitos países, mas este

uso tem diminuído consideravelmente em tempos modernos. Os principais usos do ouro são

como investimento financeiro, como matéria prima na indústria joalheira, aplicações em

odontologia, galvanoplastia, revestimento de componentes eletrônicos, e na indústria de

equipamentos científicos.



3.1.2. PRATA – Ag

Figura 14: Prata nativa


Hábito: cristais mal formados em grupos arborescentes ou reticulados. Encontrados

principalmente como massas irregulares, escamas, placas e agregados filiformes.


Fratura: irregular

Dureza: baixa (2,5 a 3,0)

Peso específico: 10,5 (Ag pura). Muda com a presença de ouro ou cobre em solução sólida.

Brilho: metálico


Cor e traço: Branco prata. A superfície é frequentemente escurecida para marrom ou preto

acinzentado, por efeito de embaçamento. Opaco

Composição e estrutura: prata nativa frequentemente contém Au, Hg, Cu, mais raramente

traços de Pt, Sb e Bi. Estrutura cúbica compacta

Paragênese e usos: Prata nativa ocorre em pequenas quantidades na zona de oxidação de

depósitos minerais ou como produto primário de deposição de soluções hidrotermais. Em

sistemas hidrotermais, prata nativa pode estar associada a uma variedade de minerais: a)

sulfetos, zeolitas, calcita, barita, fluorita e quartzo (Kongsberg, Noruega); b) arsenietos e

sulfetos de cobalto, níquel e prata, e bismuto nativo (Freiberg, Alemanha; Cobalt, Canadá); c)

uraninita e minerais de cobalto e níquel (Great Bear Lake, Canadá); d) cobre nativo

(Michigan). Entretanto, a maior parte da produção mundial de prata vem de outros minerais,

tais como acantita (Ag2S), proustita (Ag2S) e pirargirita (Ag3SbS3). A prata tem usos variados,



incluindo fotografia, galvanoplastia, componentes eletrônicos, refrigeração, joalheria e

utensílios de prata.

Historicamente a prata foi muito importante na cunhagem de moedas, mas foi

gradativamente substituída por outros metais, como o cobre e o níquel, e posteriormente por

outras ligas metálicas.

3.1.3. COBRE – Cu

Figura 15: Cobre nativo


Hábito: Faces tetrahexaedro são comuns. Também cubo, dodecaedro e octaedro. Cristais

normalmente mal formados, formando grupos arborescentes. Normalmente ocorrem como

massas irregulares, escamas, placas e formas torcidas, semelhantes a fios.


Fratura: irregular

Dureza: 2,5 a 3,0

Peso específico: 8,0 a 9,0

Brilho: metálico


Cor: vermelho do cobre em superfície fresca. Normalmente escuro com brilho fosco devido à

oxidação. Opaco

Composição e estrutura: Cobre nativo frequentemente contém pequenas quantidades de Ag,

Hg, As, Sb e Bi. Estrutura cúbica compacta.



Paragênese e usos: Cobre nativo é um constituinte comum de zonas oxidadas de depósitos

sulfetados de cobre, onde está associado a minerais como cuprita, malaquita e azurita.

Também como produto de sistemas hidrotermais (Cu nativo primário), especialmente

associados a rochas ígneas básicas, associado à prehnita, datolita, epidoto, calcita e zeolitas. A

maior parte da produção de cobre vem de sulfetos, e não de cobre nativo. Os principais usos

do cobre são para fins elétricos, especialmente sob a forma de fios, e na produção de ligas

metálicas como o latão (cobre e zinco), o bronze (cobre e estanho, com algum zinco) e a prata

alemã (cobre, zinco e níquel).

3.1.4. PLATINA – Pt

Figura 16:Platina nativa


Hábito: cristais cúbicos são raros, normalmente mal formados. Geralmente encontrados como

grãos pequenos e na forma de escamas.


Dureza: 4,0 a 4,5 (alta para um metal aumenta com o teor em Fe)

Peso específico: 21,45 quando pura.

Brilho: metálico

Maleável e dúctil

Cor: cinza azulado com forte brilho. Opaco

Magnética quando rica em Fe.

Composição e estrutura: Platina nativa forma liga com ferro (até 28% Fe) e menores

quantidades de Ir, Os, Rh, Pd e também Cu, Au e Ni. Estrutura cúbica compacta.



Paragênese e usos: A platina ocorre quase exclusivamente na forma nativa (exceto pelo

mineral sperrilita – PtAs2), associada com: a) rochas ultrabásicas (com olivina, cromita,

piroxênio e magnetita, Bushveld, Africa do Sul); b) subproduto de minério de níquel-cobre

(Sudbury, Canadá), c) em aluviões ou como subproduto da mineração de ouro e, mais

raramente, do cobre. Algumas das principais aplicações da platina derivam de sua maior

dureza e ponto de fusão mais alto do que outros metais nobres. Platina é usada na indústria

automobilística (catalisadores), química e de petróleo, odontologia, instrumentos cirúrgicos e

de laboratório, joalheria e equipamentos elétricos.

3.1.5. FERRO – Fe

Figura 17: Ferro nativo


Hábito: Cristais são raros. Em materiais terrestres: Fe nativo (α-Fe) ocorre como raros grãos

ou massas associados com rochas basálticas (uma exceção notável é Disko Island, na

Groenlândia, onde as massas de Fe nativo podem atingir várias toneladas). Ligas naturais de

níquel-ferro ocorrem raramente, como pequenas placas e grãos, produto da alteração de

olivina em serpentinitos. Em meteoritos, Fe (kamacita) ocorre como placas e massas

lamelares, em intercrescimentos regulares com Ni-Fe (taenita).

Propriedades físicas (α-Fe):

Clivagem: {001} pobre

Fratura: irregular

Dureza: 4,5


Brilho: metálico

Maleável



Cor: cinza aço a preto. Opaco

Fortemente magnético

Composição e estrutura: α Fe sempre contém algum Ni e frequentemente pequenas

quantidades de Co, Cu, Mn, S, C. kamacita: pode conter até 5,5 % em peso de Ni

Taenita: teor de Ni variável, de 27% a 65% em peso α Fe e kamacita: cúbico de corpo

centrado Taenita: cúbico de face centrada. Estrutura cúbica compacta

Paragênese e usos: Fe nativo é extremamente raro em materiais terrestres. Em alguns

meteoritos, kamacita e taenita estão associadas à troilita (FeS). As principais fontes de ferro

para a indústria são os minerais da classe dos óxidos (hematita, magnetita).

3.1.6. ARSÊNIO – As

Figura 18: Arsênio nativo

Dados cristalográficos: hexagonal (trigonal) 3 2/m

Hábito: cristais pseudocúbicos são raros. Usualmente maciço granular, reniforme, estalactite.


Clivagem: {0001} perfeita

Dureza: 3,5

Peso específico: 5,7

Brilho: quase metálico, em superfície fresca.

Quebradiço

Cor: branco em superfície fresca e oxida para cinza escuro. Traço: cinza. Opaco

Fortemente metálico

Composição e estrutura: Arsênio nativo frequentemente mostra uma limitada substituição

de Sb; traços de Fe, Ag, Au, Bi.



Paragênese e usos: Arsênio nativo é um mineral raro, associado com minérios de prata,

cobalto e níquel. Podem estar também associado à barita, cinábrio, realgar, stibnita, ouro-

pigmento e galena. A produção comercial de arsênio, para uso na industria química

(herbicidas, inseticidas) e em ligas, vem de outros minerais como arsenopirita (FeAsS),

enargita (Cu3AsS4) e tenantita (Cu12As4S13)

3.1.7. ENXOFRE – S

Figura 19: Enxofre nativo

Dados cristalográficos: ortorrômbico, 2/m 2/m 2/m

Hábito: cristais comuns, tipicamente piramidais (combinações de dipiramides, prisma e

pinacóide basal). Massas irregulares imperfeitamente cristalizadas (reniformes, estalactites,

incrustações, terroso).


Fratura: conchoidal a imperfeita

Dureza: 1,5 a 2,5


Brilho: resinoso

Quebradiço

Cor: amarelo enxofre

Pobre condutor de calor.

Composição e estrutura: enxofre nativo pode conter pequenas quantidades de Se em

substituição ao S.

Paragênese e usos: S nativo é encontrado em regiões de vulcanismo recente e também em

sequências sedimentares que contém sulfatos junto com matéria orgânica (associado à



anidrita, gipsita e carbonatos). O enxofre e os compostos de enxofre são utilizados em uma

variada gama de processos industriais como a produção de fertilizantes, inseticidas, borracha,

sabão, tecidos, papel, couro, tintas, corantes, explosivos, medicamentos, plásticos, etc.

3.1.8. Diamante – C

Figura 20:Diamante nativo octaedro, proveniente do Zimbawe. 10 mm


Hábito: cristais geralmente octaédricos, mas podem ser cúbicos e dodecaédricos. Faces

curvas são comuns.



Dureza: 10


Brilho: adamantino. Cristais não cortados tem uma aparência graxosa. Alto índice de refração

(n=2,42), brilho forte.

Cor: amarelo pálido, incolor, tons pálidos de vermelho, laranja, verde, azul e marrom. Tons

mais escuros são raros. Carbonado é preto ou preto acinzentado (não tem clivagem, é opaco e

menos brilhante que os cristais).

Composição e estrutura: puro Carbono

Paragênese e usos: diamante ocorre em rochas ígneas alcalinas (kimberlitos, lamproitos), e

em depósitos sedimentares do tipo aluvião. Além do uso como gema, diamante possui várias

aplicações industriais, como abrasivo e na fabricação de instrumentos de corte e polimento. O

diamante pode ser sintetizado em escala comercial, e a maior parte do total do diamante



consumido no mundo tem origem artificial. Os processos de fabricação de diamante ainda não

conseguem, entretanto, competir comercialmente com as gemas naturais de boa qualidade.

3.1.9. GRAFITA – C

Figura 21:Grafita nativa

Dados cristalográficos: hexagonal, 6/m 2/m 2/m

Hábito: cristais tabulares hexagonais com proeminente plano basal. Geralmente em massas

foliadas ou escamosas, pode ser radial ou granular.



Dureza: 1,0 a 2,0


Brilho: metálico

Cor e traço: preto

Sensação graxosa. Flexível, mas não elástico (foliável)

Composição e estrutura: Carbono, com impurezas de óxido de ferro, argilas ou outros

minerais.

Paragênese e usos: A grafita natural ocorre principalmente em rochas metamórficas e, mais

raramente, em pegmatitos, diques e veios associados com rochas ígneas. Além do grafite



usado no lápis (mistura de grafita e argila), o mineral é usado na fabricação de refratários

(moldes de fundição), lubrificantes, tintas, eletrodos, equipamentos elétricos, etc.

3.2. CLASSE DOS SULFETOS

Com o estudo da classe dos sulfetos damos início a um trabalho mais sistemático

de identificação macroscópica. Em decorrência disso você vai precisar ter sempre à mão (e

usar) os seguintes equipamentos:

- Lupa

- Imã

- Placa de porcelana

- Canivete

A classe dos sulfetos é muito importante porque inclui grande número de minerais

minério. A fórmula geral dos sulfetos pode ser expressa como XmZn, na qual o X representa

o elemento metálico e o Z o elemento não metálico. Seguindo a orientação de Klein &

Hurlbut (1985) os minerais listados abaixo estão organizados em ordem decrescente da razão

X:Z.

3.2.1. CALCOCITA – Cu2S

Figura 22: Calcopirita nativa

Dados cristalográficos: Monoclínico, pseudo-ortorrômbico, 2/m ou m (abaixo de 105 oC);

hexagonal (acima de 105 oC ).



Hábito: cristais são incomuns, geralmente pequenos e tabulares com formas hexagonais.

Mais comumente maciço e de granulação fina.



Dureza: 2,5-3,0

Peso específico: 5.5 – 5.8

Brilho: metálico

Cor: cinza chumbo brilhante oxida facilmente desenvolvendo coloração preta sem brilho.

Traço: preto acinzentado

Composição: Cu 79,8% e S 20,2%. Pode conter pequenas quantidades de Ag e Fe.

3.2.2. BORNITA – Cu5FeS4

Figura 23: Bornita nativa

Dados cristalográficos: tetragonal, 2m (abaixo de 228 oC), isométrico 4/m 2/m (acima de

228 oC).

Hábito: A mais comum forma do mineral é tetragonal. Cristais octaédricos, dodecaédricos e

pseudocúbicos são raros. Geralmente maciço


Dureza: 3

Peso específico: 5,06 – 5,08

Brilho: metálico



Cor: bronze amarronzado em superfície fresca, mas oxida rapidamente para tons azuis e

roxos e finalmente para preto.

Traço: preto acinzentado.

Composição e estrutura: Cu 63,3%, Fe 11,2% e S 25,5% para Cu5FeS4 estequiométrico, mas

extensa solução sólida no sistema Cu-Fe-S ocorre. A estrutura de alta temperatura é

relativamente complexa, com átomos de enxofre ocupando os vértices e centros de faces de

um arranjo cúbico do tipo F, os átomos de Cu e Fe estão então tetraédricamente coordenados

ou S. A estrutura de baixa T é derivada da estrutura de alta T apenas apresentando uma série

de defeitos.

Alteração: altera facilmente para covelita e calcocita.

3.2.3. GALENA – PbS

Figura 24: Galena nativa


Hábito: geralmente em cubos, algumas vezes truncados por octaedros. Dodecaedros e

trioctaedros são raros.



Dureza: 2,5


Brilho: metálico

Cor: cinza chumbo



Traço: cinza chumbo

Composição e estrutura: Pb 86,6% e S 13,4%. Ag está normalmente presente em solução

sólida ou como inclusões de minerais de prata, tais como acantita e tetraedrita. Inclusões

devem também ser responsáveis pelas pequenas quantidades de Zn, Cd, Sb, As e Bi presentes.

Selênio pode substituir S. Galena tem a mesma estrutura do NaCl, com Pb no lugar de Na e S

no lugar de Cl.

Alteração: Galena oxida para anglesita (PbSO4) e cerussita (PbCO3)

3.3.4. ESFALERITA – ZnS

Figura 25: Esfalerita nativa

Dados cristalográficos: isométrico, 3 m

Hábito: Tetraedros, dodecaedros e cubos são formas comuns, mas os cristais são

frequentemente altamente complexos mal formados ou em agregados arredondados, mostram

geminação polissintética em {111}. Geralmente encontrados em massas quebráveis, de

granulação fina a grosseira. Compactos, botrioidais, criptocristalino.


Clivagem: {011} perfeita, mas a maioria dos cristais é muito fina para que a clivagem possa

ser observada.

Dureza: 3,5 – 4,0


Brilho: não metálico e resinoso a sub-metálico, também adamantino.



Cor: incolor quando puro, e verde quando quase puro. Geralmente amarelo, preto, marrom,

ficando mais escuro com o aumento do teor de Fe. Também vermelho. Transparente a

translúcido.

Traço: branco a amarelo e marrom

Composição e estrutura: Zn 67% e S 33% quando puro. Quase sempre contém Fe, sendo

que a quantidade desse metal depende da temperatura e da composição química do ambiente

de formação. Se Fe está em excesso (normalmente indicado pela presença de pirrotita), a

quantidade de FeS na esfalerita pode atingir 50% molal. Mn e Cd ocorrem em pequenas

quantidades em solução sólida. A estrutura da esfalerita é similar à estrutura do diamante,

com metade dos átomos de carbono substituídos por Zn e a outra metade por S.

3.2.5. CALCOPIRITA – CuFeS2

Figura 26: Calcopirita nativa

Dados cristalográficos: tetragonal, 2 m

Hábito: geralmente apresenta um aspecto tetraedral com dominância do diesfenóide.

Geralmente maciça.


Dureza: 3,5 – 4,0


Brilho: metálico

Cor: amarelo, frequentemente oxida apresentando uma coloração bronze ou iridescente.



Traço: preto esverdeado

Composição e estrutura: Cu 34,6 %, Fe 30,4% e S 35,0%. Desvia-se muito pouco da

composição ideal CuFeS2. Estrutura derivada da estrutura da esfalerita onde metade do Zn

está substituído por Cu e a outra metade por Fe, esse efeito leva ao duplicamento da célula

unitária.

Alteração: Calcopirita é a principal fonte de cobre para os minerais secundários malaquita,

azurita, covelita, calcocita e cuprita. Concentração de cobre em zonas de enriquecimento

supergênico são frequentemente o resultado de tal alteração e remoção de cobre em solução

com sua deposição subsequente.

3.2.6. PIRROTITA – Fe1-xS

Figura 27: Pirrotita nativa

Dados cristalográficos: monoclínica, 2/m para variedade de baixa temperatura, estável

abaixo de 250 oC ; hexagonal 6/m 2/m 2/m para forma de alta temperatura.

Hábito: Cristais hexagonais, geralmente tabulares ou piramidais indicam cristalização como

polimorfo de alta temperatura.


Dureza: 4,0


Brilho: metálico

Cor: bronze amarronzado

Traço: preto

Magnética, mas de variável intensidade, quanto maior o teor de ferro, menor o magnetismo.



Composição e estrutura: A maioria das pirrotitas tem deficiência em ferro em relação ao S,

como indicado pela fórmula Fe1-xS, onde x fica normalmente entre 0,0 e 0,2. Solução sólida

completa entre FeS (com 50% de Fe) e pirrotita com 44,9% de Fe existe no campo de

estabilidade de alta temperatura (entre 1190 oC, temperatura de fusão e 400 oC) que é

caracterizado por simetria hexagonal. A mais baixa temperatura o campo de estabilidade da

pirrotita é mais restrito e a variedade hexagonal única dá lugar a vários tipos hexagonais e

monoclínicos. A variedade monoclínica é estável de 0oC até 254 oC, quando inverte-se para

hexagonal. A estrutura da pirrotita é bastante complexa, onde os átomos de S estão arranjados

em empacotamento fechado aproximadamente hexagonal.

3.2.7. PENTLANDITA – (Fe,Ni)9S8

Figura 28: Pentlandita nativa


Hábito: Maciço, geralmente em agregados granulares com partição octaédrica.


Partição: {111}

Dureza: 3,5 – 4,0


Brilho: metálico

Cor: bronze amarelado

Traço: marrom claro



Composição e estrutura: (Fe,Ni)9S8, geralmente a razão Fe:Ni é próxima de 1:1. Geralmente

contém pequenas quantidades de Co. A estrutura da pentlandita é muito complicada, trata-se

de uma estrutura cúbica de face centrada, onde os átomos metálicos estão em coordenação

octaédrica e tetraédrica com S. Pura (Fe,Ni)9S8 sem Co é estável até 610 oC no sistema Fe-Ni-

S. Pentlandita com até 40,8 % de Co é estável até 746 oC.

Geralmente ocorre como lamelas de exsolução na pirrotita.

3.2.8. COVELITA – CuS

Figura 29: Covelita nativa

Dados cristalográficos: hexagonal, 6/m 2/m 2/m.

Hábito: raramente como cristais hexagonais tabulares. Geralmente maciça recobrindo ou

disseminada com outros minerais de Cu.



Dureza: 1,5 – 2,0


Brilho: metálico

Cor: azul índigo ou mais escura

Traço: preto a cinza chumbo

Composição e estrutura: Cu 66,4%, S 33,6%. Uma pequena quantidade de Fe pode estar

presente. A estrutura da covelita é muito complexa, um tipo de átomo de Cu está

tetraedricamente coordenado com S, sendo que dos vértices do tetraedro formam camadas.



Um segundo tipo de Cu está em coordenação trigonal com o S, dando origem a camadas

planares. A excelente clivagem {0001} é paralela a essa estrutura acamadada. Covelita é

estável até 507 oC.

3.2.9. CINÁBRIO – HgS

Figura 30: Cinábrio nativo

Dados cristalográficos: hexagonal (trigonal), (polimorfo de baixa temperatura, estável até

aproximadamente 344 oC); isométrico, (polimorfo de alta temperatura, conhecido como meta-

cinábrio).

Hábito: cristais geralmente romboédricos apresentando geminação penetrativa. Faces

trapezoedrais são raras. Geralmente de granulação fina, maciço, também terroso, como

incrustações e disseminações através da rocha.



Dureza: 2,5


Brilho: adamantino quando puro, até terroso quando impuro.

Cor: vermelho quando puro a vermelho amarronzado quando impuro. Transparente a

translúcido

Traço: vermelho



Composição e estrutura: Hg 86,2%, S 13,8%, com pequenas variações no teor de Hg. Se e

Te podem substituir S. Geralmente impuro misturado com argilas, óxido de ferro e bitume. A

estrutura do cinábrio difere de todo e qualquer sulfeto, é baseada em espiral infinita de Hg-S-

Hg que se estende ao longo do eixo “c” cristalográfico.

3.2.10. REALGAR – AsS

Figura 31: Realgar nativo

Dados cristalográficos: monoclínico, 2/m

Hábito: cristais prismáticos curtos geralmente estriados. Frequentemente de granulação

grosseira a fina, muitas vezes terroso e como incrustações.


Clivagem: {010} boa

Dureza: 1,5 – 2,0


Brilho: resinoso

Cor: vermelho a laranja; transparente a translúcido.

Traço: vermelho a laranja



Composição e estrutura: As 70,1, S 29,9. A estrutura do realgar é caracterizada por anéis de

As4S4, similares aos anéis de S8 no enxofre nativo. Todos os As estão ligados covalentemente

a outro As e a 2 átomos de S.

3.2.11. OUROPIGMENTO – As2S3

Figura 32: Ouropigmento nativo


Hábito: cristais pequenos tabulares ou prismáticos curtos.



Dureza: 1,5 – 2,0


Brilho: resinoso, nacarado na face de clivagem.

Cor: amarelo limão

Traço: amarelo pálido

Composição e estrutura: As 61,0%, S 39,0 %. Contém até 2,7 % de Sb. Pirâmides trigonais

de As S3 dividem vértices formando anéis de seis membros. Esses anéis estão ligados

formando uma estrutura em camadas enrugadas de As2S3. As ligações dentro das camadas são

de natureza residual. A clivagem {010} perfeita é paralela a essas camadas.



3.2.12. ESTIBNITA – Sb2S3

Figura 33: Estinibita nativa


Hábito: prismático, zonas prismáticas verticalmente estriadas. Cristais frequentemente com

terminações marcantes e algumas vezes curvadas ou dobradas. Grupos de cristais radiais ou

em forma de lâminas com clivagem proeminente são comuns. Maciço de granulação grosseira

a fina.


Clivagem: {010} perfeita, com estrias paralelas a {100}

Dureza: 2,0


Brilho: metálico, brilho intenso na superfície de clivagem.

Cor: preto a cinza chumbo

Traço: preto a cinza chumbo

Composição e estrutura: Sb 71,4%, S28,6%. Podem ocorrer pequenas quantidades de Au,

Ag, Fe, Pb e Cu. A estrutura da estibnita é definida por cadeias em zigzag de átomos de Sb e

S que são paralelas ao eixo “c” cristalográfico. A distância entre Sb-S nas cadeias varia de 2,5

a 3,6 Å. Os prismas longos, estriados de estibnita são paralelos a esta estrutura em cadeia

(//c). A clivagem {010} ocorre entre cadeias Sb-S.



3.2.13. PIRITA – FeS2

Figura 34: Pirita nativa

Dados cristalográficos: isométrico, 2/m .

Hábito: frequentemente em cristais, as formas mais comuns incluem o cubo, o piritoedro e o

octaedro. Também maciço, granular, reniforme, globular, estalactítico.


Fratura: conchoidal

Dureza: 6,0 – 6,5


Brilho: metálico

Cor: amarelo pálido, podendo ser mais escura devido à oxidação

Traço: preto amarronzado a esverdeado.

Composição e estrutura: Fe 46,6 %, S 53,4%. Pode conter pequenas quantidades de Ne e

Co. A completa solução sólida ocorre entre bravoita (Fe,Ni)S2 e pirita. Pode conter pequenas

quantidades de Au e Cu como impurezas microscópicas. A estrutura da pirita pode ser

considerada como uma estrutura modificada da estrutura do NaCl com Fe na posição do Na e

S2 na posição do Cl.

Alteração: pirita altera facilmente para óxidos de ferro, geralmente limonita. Cristais

pseudomorfos de pirita são comuns.



3.2.14. MARCASITA – FeS2

Figura 35: Marcasita nativa


Hábito: cristais normalmente tabulares {010}. Algumas vezes prismáticos {001}.

Frequentemente geminados. Geralmente em formas radiais. Formas estalactíticas geralmente

com um centro com estrutura radial e coberto com grupos de cristais irregulares. Também

globular e reniforme.


Dureza: 6,0 – 6,5


Brilho: metálico

Cor: amarelo bronze pálido até quase branco na superfície de fratura. Oxida para amarelo a

marrom.

Traço: preto acinzentado.

Composição: composição constante FeS2, polimorfo de pirita. O campo de estabilidade de

pirita e marcassita não está bem definido, mas considerando as ocorrências geológicas

marcasita parece indicar mais baixa temperatura de formação do que pirita.



3.2.15. MOLIBDENITA – MoS2

Figura 36: Molibidenita nativa

Dados cristalográficos: hexagonal, 6/m 2/m 2/m

Hábito: cristais em placas hexagonais ou primas curtos. Comumente foliados, maciços ou em

escamas.


Clivagem: {0001} perfeita, laminada, flexível mas não elástica.

Dureza: 1,0 – 1,5


Brilho: metálico

Cor: cinza chumbo

Traço: preto a cinzento

Composição e estrutura: Mo 59,9 %, S 40,1%, de composição constante. Na estrutura da

molibdenita uma folha de átomos de Mo está ensanduichada entre duas folhas de átomos de S,

as três folhas juntas definem uma estrutura em camadas. As forças de ligações nas folhas são

muito mais fortes do que as forças de ligações entre as folhas, dando origem à excelente

clivagem {0001}.



3.2.16. ARSENOPIRITA – FeAsS

Figura 37: Arsenopirita nativa

Dados cristalográficos: monoclínico, 2/m, pseudo-ortorrômbico.

Hábito: cristais comumente alongados ao longo do eixo cristalográfico “c” e menos

comumente ao longo do “b”. Geminação ao longo de {100} e {001} produz cristais pseudo-

ortorrômbicos, geminação ao longo de {110} gera geminação de contato ou penetração.



Dureza: 5,5 – 6,0


Brilho: metálico

Cor: branco prata

Traço: preto

Composição e estrutura: composição próxima a FeAsS, com pequena variação no conteúdo

de As e S, variando de FeAs0,9S1,1 e FeAs1,1S0,9. Co pode substituir parte do Fe e uma

série estende-se até glaucodota, (Co, Fe)AsS. A estrutura da arsenopirita é derivada da

estrutura da marcasita na qual metade do S está substituída por As.

3.3. CLASSE DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS



Óxidos formam um grupo de minerais caracterizados por combinação de oxigênio

com um ou mais metais. As características gerais dos minerais desta classe incluem dureza e

densidade relativamente alta, e o fato de que várias espécies são relativamente refratárias.

Óxidos são amplamente distribuídos. Ocorrem em rochas ígneas, metamórficas e

sedimentares, em proporções acessórias ou formando minérios. São os principais minérios de

Fe, Cr, Mn, Sn e U, mas também ocorrem associados a outros tipos de minérios (como

sulfetos, por exemplo). As características gerais dos minerais desta classe incluem dureza e

densidade relativamente alta, e o fato de que várias espécies são relativamente refratárias. As

ligações químicas nos óxidos são em geral fortemente iônicas (ao contrário dos sulfetos, que

tipicamente tem ligações mistas: iônica, covalente e metálica)

3.3.1. ÓXIDOS

Os óxidos podem ser classificados de acordo com o tipo químico, em função da

razão metal/oxigênio. Os seguintes grupos podem ser reconhecidos:

X2O - Cuprita . Cu2O

XO - Zincita . ZnO

X2O3 - Grupo da Hematita:

Corindon . Al2O3

Hematita . Fe2O3

Ilmenita . FeTiO3

XO2- Grupo do Rutilo

Rutilo - TiO2

Pirolusita . MnO2

Cassiterita . SnO2

Uraninita . UO2

XY2O4 - Grupo do espinélio:



A fórmula dos espinélios pode ser expressa em termos de cela unitária como

X8Y16O32, onde os cátions podem estar em posições tetraédricas (X) ou octaédricas (Y). Dois

tipos de estrutura são reconhecíveis.

Nos espinélios de estrutura normal, oito átomos do tipo X ocupam as oito

posições tetraédricas e os átomos do tipo Y ocupam os 16 sítios octaédricos, sendo

representados pela formula X8Y16O32. Nos espinélios de estrutura invertida, oito átomos do

tipo Y ocupam os oito sítios tetraédricos, gerando uma fórmula do tipo Y(YX)O4. Os

espinélios de estrutura invertida são caracterizados pela presença de cations trivalentes no

sítio tetraédrico ou pela substituição acoplada de Fe2+ + Ti4+ no sítio octaédrico.

Espinélios de estrutura normal:

Espinélio Mg Al3+2O4

Hercinita Fe Al3+2O4

Gahnita Zn Al3+2O4

Galaxita Mn Al3+2O4

Franklinita Zn Fe3+2O4

Cromita Fe2+ Cr3+2O4

Magnesiocromita Mg Cr3+2O4

Espinélios de estrutura invertida

Magnetita Fe3+ (Fe2+,Fe3+)O4

Magnesioferrita Fe3+ (Mg2+,Fe3+)O4

Jacobsita Fe3+ (Mn2+,Fe3+)O4

Ulvoespinélio Fe2+ (Fe2+ , Ti4+ )O4

Crisoberilo BeAl2O4

Columbita-Tantalita (Fe, Mn)(Nb, Ta)2O6

Outros

Criptomelano KMn8O16

Alguns dos principais minerais representantes desta classe são descritos abaixo.



3.3.2.CUPRITA -Cu2O

Figura 38: Cuprita nativa

Dados cristalográficos: isométrico 4/m 2/m

Hábito: comumente ocorre em cristais cúbicos, octaédricos ou dodecaédricos,

frequentemente em combinação. Algumas vezes como cristais capilares alongados.

Propriedades Físicas :

Dureza: 3,5 . 4,0

Densidade relativa: 6,1

Brilho: metálico-adamantino em variedades perfeitamente cristalizadas

Cor: vários tons de vermelho; pode ser transparente

Traço: vermelho amarronzado

Composição e estrutura: Geralmente puro, mas FeO pode estar presente como impurezas.

Estrutura: átomos de oxigênio ocupam o centro e os vértices de um tetraedro. Cobre ocupa

posição intermediária (metade do caminho) entre 2 átomos de oxigênio.

Ocorrência e usos: Ocorre na zona oxidada de depósitos de cobre, associada com limonita,

Cu nativo, malaquita, azurita, crisocola.

3.3.3. CORINDON . Al2O3



Figura 39: Coridon nativo

Dados cristalográficos: hexagonal (trigonal), 2/m

Hábito: cristais comumente tabulares segundo {0001} ou prismáticos {11 0}.

Frequentemente como bipirâmides hexagonais achatadas, arredondadas na forma de barris

com estrias profundas horizontais. Pode apresentar faces romboédricas. Geralmente maciço

ou cristalizado grosseiramente. Geminação polissintética comum segundo {10 1} e {0001}.

Propriedades Físicas

Partição: {10 1}, gerando ângulos próximos de 90o e {0001}. Partição prismática mais rara.

Dureza: 9


Brilho adamantino a vítreo.

Cor: Variável, geralmente tons de marrom, rosa ou azul, ou incolor. Algumas variedades

coloridas são usadas como gemas (Rubi vermelho, Safira azul ou variedades gemológicas de

outra cor que não vermelho).

Composição e estrutura: Al 52,9 %, O 47,1 %. A estrutura consiste de um empacotamento

hexagonal compacto de O e Al em coordenação octaédrica. Dois terços do octaedro são

ocupados por Al e 1/3 está desocupado. Ocorrência e usos: Ocorre como um mineral

acessório (isto é, em pequenas quantidades) em rochas ígneas deficientes em sílica (sienitos,

nefelina-sienitos), pegmatitos, rochas metamórficas (mármores, xistos, gnaisses), depósitos



sedimentares residuais ou transportados (resistente ao intemperismo e erosão). Produzido

artificialmente em escala industrial. Usos: gema e abrasivo.

3.3.4. HEMATITA. Fe2O3

Figura 40: Hematita nativa

Dados cristalográficos: hexagonal (trigonal), 2/m

Hábito: cristais comumente finos a espessos, tabulares segundo {0001}. Planos basais

mostram marcas triangulares, sendo que nas bordas destas placas podem se desenvolver

romboedros. A associação de placas finas pode levar ao desenvolvimento de rosetas. Também

botrioidal a reniforme. Pode ser foliado e micáceo (variedade especularita).

Frequentemente terroso. Também chamada de martita, quando ocorre como substituição

pseudomórfica de cristais octaédricos de magnetita.


Partição: {1011}, gerando ângulos próximos a 90o, mais raramente {0001}

Dureza: 5,5 . 6,5

Densidade relativa: 5,26, para cristais

Brilho: metálico em cristais, Especular na variedade especularita.

Cor: marrom avermelhado a preto.

Traço: vermelho claro a vermelho escuro.

Composição e estrutura: Fe 70%, O 30%. Essencialmente pura, quando formada a baixa

temperatura (embora possa conter pequenos teores de Mn e Ti. Forma solução sólida

completa com a ilmenita acima de 950 oC . Estrutura similar à do Corindon.



Ocorrência e usos: Ocorre em uma ampla variedade de rochas ígneas, sedimentares e

metamórficas. É o principal minério de ferro para a indústria siderúrgica, mas em geral os

depósitos precisam ser grandes (várias dezenas de milhões de toneladas) para ter importância

econômica.

3.3.5. ILMENITA . FeTiO3

Figura 41: Ilmenita nativa

Dados cristalográficos: hexagonal (trigonal)

Hábito: cristais normalmente tabulares espessos com proeminentes planos basais e truncados

por romboedros. Frequentemente em placas finas. Geralmente maciço e compacto, também

em grãos ou como areia.


Dureza: 5,5 . 6,0


Brilho: metálico a sub-metálico

Cor: preto

Traço: preto a marrom-avermelhado escuro

Composição e estrutura: Fe 36,8%, Ti 31,6 %, O 31,6% para ilmenita estequeométrica. A

fórmula pode ser mais realisticamente expressa como (Fe,Mg,Mn)TiO3, com substituição

limitada de Fe por Mg e Mn. A ilmenita pode conter quantidades limitadas de Fe2O3 (menos

de 6% em peso) a temperatura ordinária. Acima de 950 oC existe uma solução sólida completa



entre Fe2O3 e FeTiO3. Estrutura similar à do corindon e da hematita, com Fe e Ti alternando-

se em camadas com coordenação octaédrica perpendiculares ao eixo c.

Ocorrência e usos: Ocorre como acessório em rochas ígneas, podendo estar concentrado em

segregações com magnetita em rochas em rochas ígneas básicas a intermediárias plutônicas.

Em areias negras, com magnetita, rutilo, zircão e monazita. Pode ser uma fonte de titânio.

3.3.6. RUTILO . TiO2

Figura 42: Rutilo com hemaita na forma nativa

Dados cristalográficos: tetragonal 4/m 2/m 2/m (anatásio e brookita são polimorfos

tetragonal e ortorrômbico, respectivamente).

Hábito: cristais geralmente prismáticos, com terminações bipiramidais e faces prismáticas

verticalmente estriadas. Germinação em joelho é comum. Cristais finos aciculares. Também

compacto e maciço.


Clivagem: {110} distinta

Dureza: 6,0 . 6,57

Densidade relativa: 4,18 . 4,25

Brilho: adamantino a sub-metálico

Cor: vermelho, preto a marrom avermelhado

Traço: marrom pálido

Geralmente translúcido, pode ser transparente



Composição e estrutura: Ti 60%, O 40%. Embora rutilo seja essencialmente TiO2, algumas

análises reportam a presença de Fe2+ , Fe3+, Nb e Ta. Na estrutura do rutilo, Ti4+ está

localizado no centro de octaedros de oxigênio, os quais são unidos pelas arestas, formando

cadeias de octaedros paralelas ao eixo c. As cadeias são ligadas entre si pelos vértices dos

octaedros.

Ocorrência e usos: Rutilo ocorre em granitos, pegmatitos, mármores e dolomitos, e em areias

negras. Também pode ser produzido artificialmente. Fonte de titânio, mais raramente

aproveitado como gema.

3.3.7. PIROLUSITA . MnO2

Figura 43: Pirolusita nativa

Dados cristalográficos: tetragonal, 4/m 2/m 2/m

Hábito: raramente como cristais bem desenvolvidos, geralmente como fibras ou colunas

radiais. Também maciço, granular, ou em formas dendríticas ou reniformes finamente

intercrescido com outros óxidos de Mn.


Clivagem: {100} perfeita.

Dureza: baixa (1,0 . 2,0) . suja os dedos. Quando bem cristalizada (polianita) tem dureza bem

mais alta (6-6,5).


Brilho: metálico

Cor: preto



Traço: preto

Composição e estrutura: Mn 63,2 %, O 36,8 %, comumente contém também alguma H2O.

Estrutura igual à do rutilo, com Mn em coordenação com oxigênio.

Ocorrência e usos: A pirolusita é geralmente um produto de dissolução de pequenas

quantidades de Mn presentes em rochas ígneas e metamórficas, e sua precipitação em

ambientes sedimentares. É o mais comum minério de manganês, importante principalmente

para a indústria siderúrgica.

3.3.8. CASSITERITA . SnO2

Figura 44: Cassiterita na forma nativa

Dados cristalográficos: tetragonal, 4/m 2/m 2/m

Hábito: formas comuns são prismas {110} e {010} e as bipirâmides {111} e {011}.

Geralmente apresenta geminação em joelho (plano de geminação {011}). Geralmente

granular maciço, comumente formas reniformes, com aparência fibrosa radial (estanho

madeira).


Clivagem: {010} imperfeita

Dureza: 6,0 . 7,0

Densidade relativa: alta (6,8 . 7,1)

Brilho: adamantino a sub-metálico



Cor: geralmente preto a marrom, raramente amarelo ou branco

Traço: branco

Geralmente translúcida, raramente transparente

Composição e estrutura: Sn 78,6 %, O 21,4%. Pequenas quantidades de Fe3+ podem estar

presentes, e pequenas quantidades de Nb e Ta substituem Sn. Estrutura igual à do rutilo.

Ocorrência e usos: Ocorre como acessório em granitos e pegmatitos, ou mais frequentemente

como produto de processos hidrotermais associados a intrusões graníticas (associada a

minerais portadores de F ou B, como turmalina, topázio, fluorita, apatita). É o principal

minério de estanho.

3.3.9. URANINITA . UO2

Figura 45: Uraninita nativa


Hábito: cristais geralmente octaédricos, subordinadamente faces cúbicas e dodecaédricas se

desenvolvem. Mais comumente maciço ou botrioidal com estrutura bandada = variedade

pitchblenda.


Dureza: 5,5

Densidade relativa: 7,5 a 9,7 para cristais; 6,5 a 9,0 para pitchblenda. A densidade relativa

diminui com a oxidação de U4+ para U6+

Brilho: sub-metálico a sem brilho



Cor: preto

Traço: preto amarronzado.

Composição e estrutura: uraninita está sempre parcialmente oxidada, então a composição

oscila entre UO2 e U3O8 (= U4+O2 + U6+O3). Th pode substituir o U e uma série completa

entre uraninita e thorianita (ThO2) já foi preparada sinteticamente. Além de Th, pequenas

quantidades de Pb, Ra, Ce, Y, N, He e Ar) podem estar presentes. O chumbo ocorre como um

dos dois isótopos estáveis (206Pb ou 207Pb) que resultam do decaimento radioativo do U. As

estruturas da uraninita e da thorianita são semelhantes à da fluorita, onde o oxigênio ocupa o

lugar do fluor e o metal ocupa o lugar do Ca.

Ocorrência e usos: Ocorre como um constituinte primário raro de rochas graníticas, também

em veios hidrotermais de alta temperatura (associada com cassiterita, calcopirita, pirita e

arsenopirita) ou média temperatura (com prata nativa e minerais de Co-Ni-As). É o principal,

embora não o único, minério de urânio.

3.3.10. MAGNETITA . Fe3O4

Figura 46: Magnetita nativa


Hábito: cristais geralmente octaédricos, raramente dodecaédricos. Também granular maciço,

grosseiro a fino.


Partição: octaédrica é comum em muitos cristais

Dureza: 6,0


Brilho: metálico



Cor: preto

Traço: preto.

Fortemente magnética.

Composição e estrutura: Fe 72,4% e O 27,6%. Algumas análises reportam a presença de

Mn2+ e Mg substituindo Fe2+ , e Al, Cr, Mn3+ e Ti4+ substituindo Fe3+. Acima de 600 oC a

solução sólida completa ocorre entre magnetita e ulvoespinélio, Fe2TiO4.

Ocorrência e usos: Minério de Fe. Ocorre em formações ferríferas (meta-sedimentos), em

concentrações magmáticas (cumulados em rochas básicas e ultrabásicas, caso em que é

frequentemente titanífera e geralmente acompanhada de ilmenita). Também como produto

sedimentar, em areias negras.

3.3.11. CROMITA . FeCr2O4

Figura 47: Cromita nativa


Hábito: cristais octaédricos, mas geralmente pequenos e raros. Comumente maciço granular a

compacto.


Dureza: 5,5


Brilho: metálico a sub-metálico.

Cor: preto a preto-amarronzado

Traço: marrom escuro



Sub-translúcida

Composição e estrutura: quando pura, FeO 32,0 % e Cr2O3 68,0 %. Mg está sempre

presente, substituindo Fe2+ , e Al e Fe3+ sempre substituem o cromo. Extensa solução sólida

existe entre cromita e magnesiocromita (MgCr2O4).

Ocorrência e usos: O hábito da cromita depende da origem: em serpentinitos associados a

zonas de subducção forma cristais grandes, envoltos por massas de serpentina (cromita .pele-

de-onça.). Em complexos básicos-ultrabásicos acamadados é granular, com textura cumulus,

frequentemente em camadas. A cromita é o único minério de Cr, metal que tem usos

importantes na usado na indústria metalúrgica, como refratário e na indústria química.

3.4. HIDRÓXIDOS

São caracterizados pela presença de grupos (OH)- ou moléculas de H2O, o que

causa o aparecimento de ligações químicas muito mais fracas que as dos óxidos. Possuem

estruturas geralmente em folhas (como as das micas), por vezes em cadeia. As camadas ou

cadeias são unidas entre si por ligações fracas. Frequentemente formam agregados botrioidais,

mamelonares ou estalactíticos. Em alguns casos, ocorrem como misturas, como é o caso da

bauxita, limonita e psilomelano. Note que estas misturas não podem ser consideradas espécies

minerais no sentido estrito. A maioria dos hidróxidos é de origem supergênica, formados em

ambiente oxidante, como produto de alteração de outros minerais. Em alguns casos estes

produtos de alteração podem representar importantes depósitos minerais (como no caso das

bauxitas) ou indicar a presença de minerais metálicos em sub-superfície (como no caso dos

chapéus de ferro).

3.4.1. BRUCITA. Mg(OH)2

Figura 48: Brucita nativa



Dados cristalográficos: hexagonal 2/m

Hábito: cristais geralmente tabulares segundo {0001}, podendo apresentar truncações

romboédricas. Geralmente foliado, maciço.


Clivagem {0001} perfeita

Dureza: 2,5


Brilho: perláceo na seção basal, vítreo a graxoso nas outras faces.

Cor: Branco, verde, amarelo.

Composição e estrutura: MgO 69%, H2O 31%. Fe2+ e Mn2+ podem substituir o Mg.

Estrutura consiste de Mg2+ octaedricamente coordenado com (OH)-, os vértices dos octaedros

estão posicionados de tal forma que a estrutura se desenvolve em camadas perpendiculares ao

eixo c.

Ocorrência e usos: ocorre associada com serpentina, dolomita, magnesita e cromita.

Também como produto de alteração de periclásio e silicatos de magnésio, especialmente

serpentina. Ocorre ainda em calcários e dolomitos metamorfizados. Pode ser usada como

matéria prima para refratários. Pouco importante como fonte de magnésio

3.4.2. MANGANITA . MnO(OH)

Figura 49: Manganita nativa

Dados cristalográficos: monoclínico, 2/m (pseudo-ortorrômbico)



Hábito: cristais geralmente prismáticos paralelos ao eixo .c. e verticalmente estriados.

Frequentemente colunar a fibrosos grosseiro. Geminado segundo {001}, formando tanto

geminações de contato quanto geminações penetrativas.



Dureza: 4,0


Brilho: metálico

Cor: cinza chumbo a preto

Traço: marrom escuro

Opaco

Composição e estrutura: Mn 62,4%; O 27,3%; H2O 10,3%. A estrutura consiste de um

empacotamento hexagonal fechado de oxigênio e grupos de (OH)- com grupos Mn3+ em

coordenação octaédrica com O-2 e (OH).

Ocorrência e usos: Minério pouco importante de Mn. Ocorre com outros óxidos e hidróxidos

de manganês, em depósitos formados por águas meteóricas. Também em veios hidrotermais

de baixa temperatura, com barita, siderita e calcita. Altera frequentemente para pirolusita.

3.4.3. GOETITA . αFeO.OH

Figura 50: Goetita nativa

Dados cristalográficos: ortorrômbico 2/m 2/m 2/m



Hábito: raramente como cristais prismáticos verticalmente estriados. Freqüentemente

achatados paralelos a {010}. Cristais aciculares. Também maciço, reniforme, estalactítico, em

agregados fibrosos radiais. Foliados.



Dureza: 5,0 . 5,5

Densidade relativa: 4,37 quando puro, a densidade relativa pode ser reduzida devido à

presença de impurezas.

Brilho: adamantino a ausente, em variedades fibrosas, escamosas ou de granulação fina pode

apresentar um brilho sedoso.

Cor: marrom amarelado a marrom escuro

Traço: marrom amarelado

Sub-translúcido

Composição e estrutura: Fe 62,9%, O 27%, H2O 10,1%. O conteúdo de Mn pode atingir até

5%. Variedades maciças podem conter H2O adsorvida ou capilar. Estrutura: consiste de Fe em

coordenação com oxigênio e (OH)-, formando octaedros de FeO3(OH)3.

Ocorrência e usos: Mineral extremamente comum. Ocorre em ambientes oxidantes, como

produto de alteração de minerais portadores de ferro. Forma os gossans, ou chapéus de ferro,

como produto de alteração superficial de veios mineralizados com metais. Constituinte

importante das lateritas. Pode estar presente em fontes ou poças d’água, formada por

precipitação inorgânica ou biogênica.

3.4.4. BAUXITA . MISTURA DE DIÁSPORO . αAlO.OH; GIBBSITA . Al(OH)3;

BOEMITA . γAlO.OH

Figura 51: Bauxita nativa



Dados cristalográficos: mistura

Hábito: pisolítico, em grãos concrecionários arredondados, também maciço, terroso,

parecendo argila.


Dureza: 1,0 . 3,0

Densidade relativa: 2,0 . 2,55

Brilho: ausente a terroso

Cor: branco, cinza, amarelo, vermelho

Translúcido

Composição e estrutura: uma mistura de óxidos hidratados de alumínio. Como resultado,

bauxita não é um mineral, mas na realidade uma rocha.

Ocorrência e usos: a bauxita tem origem supergênica. Comumente é produzida pela

lixiviação (retirada) de sílica e outras substâncias a partir de rochas ricas em alumínio, durante

intemperismo prolongado em condições tropicais a subtropicais. É o minério de alumínio.

3.4.5. LIMONITA – Fe(OH)3.nH2O

Figura 52: Cristais de limonita

Mistura de vários hidróxidos de ferro, incluindo goetita, lepidocrocita e

hidrolepidocrocita, além de impurezas como matéria argilosa e quartzo.

Dados cristalográficos: mistura



Hábito: forma crostas, crostas esferulíticas, massas terrosas e ocres. Hábito oolítico é comum.

Pseudomorfos de limonita podem substituir pirita, marcasita, siderita e outros minerais.

Propriedades físicas: são muito variáveis, dependendo da composição.

Dureza: variável de 1,0 nas variedades terrosas, até 5,0, em variedades compactas nas quais o

conteúdo de água é desprezível.

Composição e estrutura: uma mistura de óxidos hidratados de ferro. Não pode ser

considerada um mineral.

Ocorrência e usos: ocorre muito comumente como produto de alteração (oxidação) de outros

minerais ricos em Fe.

3.4.6. PSILOMENLANO. É uma mistura de vários óxidos e hidróxidos de Mn, incluindo,

entre outros, romanechita .BaMn2+Mn4+8O16(OH)4, criptomelano - KMn8O16, manjiroita

(Na,K)Mn8O16.nH2O, todorokita (Mn,Ca,Mg)Mn3O7.H2O

Figura 53: Psilomelano

3.5. CLASSE DOS CARBONATOS (NITRATOS, BORATOS).

3.5.1. GRUPO DA CALCITA

CALCITA . CaCO3



Figura 54: Calcita

Dados Cristalográficos: trigonal 2/m

Hábito: cristais com hábito muito variável e frequentemente complexos. Três hábitos

importantes são: (a) prismático, prismas longos ou curtos, onde as faces prismáticas estão

bem desenvolvidas, terminações romboedrais ou com faces {0001} também são comuns; (b)

romboedral; (c) escalenoedral, na qual escalenoedros predominam, freqüentemente com faces

prismáticas e truncamentos romboédricos. Todas as variações e combinações dos tipos

descritos acima são comuns.

Propriedades Físicas:


Dureza: 3,0

Peso Específico 2,71

Brilho: vítreo a terroso

Cor: geralmente branco a incolor, mas pode ocorrer um diferentes tonalidades: cinza,

vermelho, verde, azul, amarelo, também de marrom a preto, quando impuro.

Transparente a translúcido

Dupla refração em cristais incolores límpidos.

Efervesce facilmente com HCl diluido a frio

Composição e Estrutura: CaO 56% e CO2 44%. Mn2+ Fe2+ e Mg2+ podem substituir o Ca e

solução sólida completa entre calcita e rodocrosita (MnCO3) é observada acima de 550 oC . A

estrutura da calcita pode ser interpretada como derivada da estrutura do NaCl, onde o grupo

triangular (CO3) substitui o Cl (que é esférico) e o Ca substitui o Na.

Paragênese e Usos: a calcita é um dos minerais de distribuição mais ampla, ocorrendo em

rochas sedimentares (calcários de precipitação química ou biogênica), metamórficas e

magmáticas. Tem uma grande variedade de usos, dentre os quais os mais importantes incluem



indústria agrícola (como corretivo de solo), indústria do cimento, indústria química, pedras

ornamentais (mármores), instrumentos óticos (espato de Islândia).

MAGNESITA - MgCO3

Figura 55: cristais de Magnesita


Hábito: cristais raros (romboedrais =- {1011}). Geralmente criptocristalino, em massas

terrosas, brancas e compactas, menos frequentemente em massas granulares finas a grosseiras,

friáveis.



Dureza: 3,5 . 5,0.

Peso Específico: 3,0 . 3,2

Brilho: vítreo



Cor: branco, cinza, amarelo, marrom


Pouco afetada por HCl diluido a frio. Efervesce com HCl diluido a quente.

Composição e Estrutura: MgO 47,8 %, CO2 52,2 %. Fe2+ substitui Mg e forma solução

sólida completa que se estende até siderita (FeCO3). Pequenas quantidades de Ca e Mn podem

estar presentes. Magnesita é isoestrutural com calcita.

Paragênese e Usos: A magnesita é mais frequente como produto de alteração de rochas

magmáticas ou metamórficas ricas em magnesio, ou como produto do metamorfismo de baixo

grau de peridotitos em presença de CO2. Ocorre ainda associada a atividade hidrotermal e em

depósitos de evaporitos. A magnesita pode ser calcinada para MgO,

para uso como refratário. É ainda uma fonte de MgO para a indústria química.

SIDERITA - FeCO3

Figura 56: Cristais de siderita


Hábito: Cristais geralmente romboédricos, com faces curvadas. Concreções globulares.

Geralmente granular. Pode ser botrioidal, compacto e terroso



Dureza: 3,5 . 4,0



Peso Específico: 3,96 quando pura. A densidade decresce com o aumento do teor de Mn2+ e

Mg.

Brilho: vítreo

Cor: geralmente marrom claro a escuro

Transparente a translúcida

Composição e Estrutura: Para puro FeCO3 tem-se FeO 62,21 % e CO2 37,9%. Mn2+ e Mg

substituem Fe e solução sólida completa se estende para rodocrosita e magnesita. A

substituição de Fe por Ca é limitada devido à diferença de tamanho entre estes dois ions.

Siderita é isoestrutural com calcita.

Paragênese e Usos: A siderita ocorre mais frequentemente em rochas sedimentares, mais

raramente em rochas metamórficas. Também como produto de alteração hidrotermal. A

exploração de siderita como minério de Fe é importante apenas em alguns países (Áustria e

Grã-Bretanha).

RODOCROSITA - MnCO3

Figura 57: Rodocrosita nativa

Dados Cristalográficos: trigonal, 2/m

Hábito: ocorre raramente como cristais romboédricos, frequentemente com faces curvadas.

Geralmente maciço, granular a compacto.



Dureza: 3,5 . 4,0



Peso específico: 3,5 . 3,7

Brilho vítreo

Cor: geralmente tons de rosa-vermelho. Pode ser rosa claro a marrom escuro.


Composição e Estrutura: MnO 61,7% e CO2 38,3% quando pura. Fe2+ substitui Mn e

solução sólida completa existe entre siderita e rodocrosita. Ca pode substituir Mn. Mg pode

também substituir Mn, mas a série entre MnCO3 e MgCO3 é incompleta. Zn pode substituir

Mn. Rodocrosita é isoestrutural com calcita.

Paragênese e Usos: Ocorre como produto de metassomatismo de alta temperatura, associada

a outros minerais de manganês. Também em veios hidrotermais, em pegmatitos e como

produto de metamorfismo de sedimentos ricos em Mn. A rodocrosita é uma fonte pouco

importante de manganês, e raramente possui importância econômica.

SMITHSONITA . ZnCO3

Figura 58: Smithsonita nativa

Dados Cristalográficos: trigonal, 2/m

Hábito: raramente como pequenos cristais romboédricos ou escalenoédricos. Geralmente

reniforme, botrioidal ou estalactítico. Incrustações cristalinas. Também granular a terroso.



Dureza 4,0 . 4,5


Brilho Vítreo



Cor: geralmente marrom sujo. Pode ser incolor, branco, verde, azul ou rosa. A variedade

amarela contém Cd.

Composição e Estrutura: Quando pura, ZnO 64,8 % e CO2 35,3 %. Fe2+ pode substituir Zn,

mas em pequenas quantidades, o mesmo se aplica para Mg e Ca. Pequenas quantidades de Co

e de Cu são encontradas nas variedades rosa e verde azulada, respectivamente. Smithsonita é

isoestrutural com calcita.

Paragênese e Usos: Fonte pouco importante de Zn

3.5.2. GRUPO DA ARAGONITA

ARAGONITA CaCO3

Figura 59: Cristal de aragonita

Dados Cristalográficos: ortorrômbica, 2/m 2/m 2/m

Hábito: Três hábitos são comuns: (a) piramidal acicular, consistindo de um prisma vertical

terminado por uma combinação de uma bipirâmide e um prisma {110}. Geralmente em

grupos radiais de cristais pequenos e grandes. (b) Tabular, consistindo de proeminente {010},

modificada para {110} e um prisma curto {011}, freqüentemente geminado segundo {110}.

(c) Em geminação pseudo-hexagonal mostrando um prisma .hexagonal. terminado por um

plano basal. Estes são formados por um intercrescimento de três indivíduos geminados



segundo {110} e que têm em comum planos {001}. Esta geminação cíclica pode ser

distinguida das formas hexagonais verdadeiras porque o plano basal é estriado em três

direções diferentes. Aragonita é também encontrada em agregados reniformes, colunares e

estalactíticos.


Clivagem: {010} distinta, {110} pobre

Dureza: 3,5 . 4,0

Peso Específico: 2,95

Brilho: Vítreo

Cor: incolor, branco, amarelo pálido e vários tons.


Composição e Estrutura: A maior parte da aragonita é relativamente puro CaCO3. Pequenas

quantidades de Pb e Sr substituem Ca.

Paragênese e Usos: Aragonita é menos estável do que calcita, em condições atmosféricas, e

tende a recristalizar como calcita. Pode ser formada por precipitação biogênica (conchas), ou

depositada quimicamente, em um estreito intervalo de condições físico-químicas. Encontrada

também em xistos azuis (rochas metamórficas formadas a baixas temperaturas e altas

pressões).

CERUSSITA PbCO3

Figura 60: Cristais de cerussita

Dados Cristalográficos: ortorrômbico 2/m 2/m 2/m



Hábito: cristais de hábito muito variado e também em diferentes formas. Normalmente

tabular segundo {010}. Pode formar grupos reticulados, com as placas cortando umas às

outras, a um ângulo de 60o . Frequentemente apresenta geminação pseudo-hexagonal.

Também em agregados granulares cristalinos, fibroso, compacto terroso.


Clivagem: {110} boa, {021} razoável

Dureza: 3,0 . 3,5


Brilho: adamantino

Cor: incolor, branco ou cinza

Transparente a sub-translúcido

Composição e Estrutura: a maioria das cerussitas está composicionalmente muito próxima

de PbCO3, onde PbO =83,5 % e CO2 = 16,5 %. É isoestrutural com aragonita.

Paragênese e Usos: Ocorre na zona de alteração supergênica de depósitos de sulfetos de Pb e

Zn (galena+esfalerita),onde associa-se a outros minerais secundários, como anglesita,

piromorfita, smithsonita e limonita. Minério deChumbo.

3.5.3. GRUPO DA DOLOMITA

DOLOMITA . CaMg(CO3) - ANKERITA - CaFe(CO3)

Figura 61: Cristais de dolomita (A) e amkerita(B).

Dados Cristalográficos: trigonal

A B



Hábito: Dolomita - cristais geralmente romboédricos, com faces curvadas. Outras formas são

raras. Em massas granulares grosseiras até massas de granulação fina e compacta. Geminação

segundo {0001} comum, geminação lamelar segundo {0221}.

Ankerita - geralmente não ocorre em cristais bem formados, quando presentes os cristais são

semelhantes aos da dolomita.



Dureza: 3,5 . 4,0

Peso Específico: 2,85 (aumenta com a substituição por Fe, em direção à ankerita)

Brilho: vítreo, perláceo em algumas variedades.

Cor: geralmente tons de rosa e bege. Pode ser incolor, branco, cinza, verde, marrom ou preto.

Ankerita é tipicamente branco amarelado, mas devido à oxidação do ferro pode parecer

marrom amarelado.

Transparente a translúcida.

Reação fraca e lenta com HCl. Fragmentos grandes só dissolvem em HCl diluído a quente. Pó

fino ferve com HCl diluído a frio.

Composição e Estrutura:

Dolomita: CaO 30,4% MgO 21,7%, CO2 47,9%

Ankerita: CaO 25,9% FeO 33,3 %, CO2 40,8%

Dolomitas naturais desviam-se da razão Mg:Ca 1:1, e a razão Mg:Ca varia de 52:58 até

52,5:47,5. Solução sólida completa se estende até ankerita.

Paragênese e Usos: Dolomita ocorre principalmente como mineral essencial de rochas

sedimentares (dolomitos) e seus equivalentes metamórficos (mármores dolomíticos). Ankerita

ocorre comumente em formações ferríferas. Em rochas magmáticas tanto dolomita quanto

ankerita são raras, exceto nos carbonatitos. Dolomita e rochas dolomíticas tem ampla

aplicação como material de construção, pedra ornamental e na produção de alguns tipos de

cimento.

MALAQUITA Cu2CO3(OH)2.



Figura 62: Malaquita nativa

Dados Cristalográficos: monoclínico 2/m

Hábito: cristais aproximadamente prismáticos, mas raramente distintos. Cristais podem ser

pseudomorfos de azurita. Geralmente em fibras radiais formando massas botrioidais e

estalactíticas. Freqüentemente granular ou terroso.


Clivagem: {201}perfeita, mas raramente observada

Dureza: 3,5 . 4,0


Brilho: adamantino a vítreo em cristais, freqüentemente sedoso nas variedades fibrosas. Sem

brilho nas variedades terrosas

Cor: verde brilhante

Translúcido

Traço: verde pálido

Composição e Estrutura: CuO 71,9 %, CO2 19,9 %, H2O 8,2 % . Cu2+ é octaedricamente

coordenado com O2- e (OH)- em octaedros CuO2(OH)4 e CuO4(OH)2. Esses octaedros estão

ligados ao longo dos vértices formando cadeias que são paralelas ao eixo. c.. As cadeias estão

ligadas por grupos (CO3)2.

Paragênese e Usos: Associado a outros produtos de alteração supergênica (como azurita,

cuprita, cobre nativo e óxidos de ferro) de depósitos de cobre. Por sua cor distinta,

frequentemente é útil para indicar a presença de minerais de cobre em uma paragênese.

Também utilizada como gema.



AZURITA Cu3(CO3)2(OH)2

Figura 63: Azurita nativa

Dados Cristalográficos: monoclínico 2/m

Hábito: variável. Cristais geralmente complexos e mal formados. Também em grupos

esféricos radiais.


Clivagem: {011}perfeita, {100} razoável

Dureza: 3,5 . 4,0


Brilho: vítreo

Cor: azul intenso


Composição e Estrutura: CuO 69,2 %, CO2 25,6 %, H2O 5,2 % . A estrutura da azurita

contém Cu em grupos quadrados coplanares com 2 O2 e 2 (OH)- . Estes grupos quadrados

estão ligados em cadeias paralelas ao eixo .b.. Cada grupo (OH)- é compartilhado por três

Cu2+ e cada oxigênio do grupo triangular (CO3) é ligado a um cobre.

Paragênese e Usos: Idem malaquita.



3.5.4. CLASSE DOS SULFATOS E WOLFRAMATOS

BARITA . BaSO4

Figura 64: cristal de barita


Hábito: cristais geralmente tabulares segundo {001}, frequentemente apresentando hábito de

diamante. Prismas {0kl} e {h0l} são comuns. Cristais podem ser muito complexos. Grupos

divergentes de cristais tabulares formando flores ou outras formas complexas. Também

laminado grosseiro, granular e terroso.


Clivagem {001} perfeita, {210} menos perfeita

Dureza: 3,0 a 3,5


Brilho: vítreo, em alguns espécimes é perláceo

Cor: incolor, branco, e tons claros de azul, amarelo, vermelho

Transparente a translúcido.

Composição e estrutura: BaO 65,7 % e SO3 34,3 % para barita pura. Sr substitui Ba e uma

completa solução sólida existe entre barita e celestita, mas a maioria dos espécimes apresenta

composição próxima a um dos dois extremos da solução sólida. Pequenas quantidades de Pb

podem substituir Ba. Estrutura: cada ion de Ba está coordenado a 12

oxigênios pertencentes a sete diferentes grupos (SO4). Os sulfatos de Sr (celestita) e de Pb

(anglesita) são isoestruturais com a barita.



Paragênese e usos: Barita é um mineral comum, de ampla distribuição. Ocorre como ganga

em veios hidrotermais, associada à mineralizações de Ag, Pb, Cu, Co, Mn e Sb. Associada a

calcita em veios em rochas calcárias ou em depósitos argilosos residuais sobre calcários. A

maior parte da barita é usada como lama pesada na exploração de óleo e gás. É também a

principal fonte de Ba, o qual é empregado nas indústrias química, de tintas, papéis, roupas e

cosméticos, e como material de contraste em radiologia.

ANIDRITA . CaSO4

Figura 65: Cristais de anidrita


Hábito: Cristais raros, quando presentes são tabulares espessos segundo {010}, {100} ou

{001}; também prismáticos paralelos a .b.. Geralmente maciço ou em massas cristalinas se

assemelhando a cristais isométricos com clivagem cúbica. Também fibroso ou granular.


Clivagem: {010} perfeita, {100} quase perfeita, {001} boa

Dureza: 3,0 a 3,5


Brilho: vítreo a perláceo nas superfícies de clivagem

Cor: incolor a azulado ou violeta. Também pode ser branco ou com tons de rosa, marrom ou

vermelho

Composição e estrutura: CaO 41,2 %, SO3 58.8 %. Estrutura: cada ion Ca está coordenado

com 8 oxigênios pertencentes a diferentes grupos de (SO4).



Paragênese e usos: Anidrita ocorre comumente associada com gipsita, mas é menos comum.

Encontrada em camadas de depósitos evaporíticos, em calcários e, ocasionalmente

preenchendo vesículas de rochas vulcânicas. Pode ser utilizada como um corretivo de solo,

como elemento retardador na fabricação de cimento Portland e como fonte de enxofre para

fabricação de ácido sulfúrico.

GIPSITA - CaSO4.2H2O

Figura 66: Cristal de gipsita

Dados cristalográficos: monoclínico 2/m

Hábito: Cristais de hábito simples, tabulares segundo {010}, em forma de diamante. Outras

formas são raras. Geminação segundo {100} é comum


Clivagem: {010} perfeita, resultando em foliação fina: {100} resultante em superfície

conchoidal; {011} com fratura fibrosa.

Dureza: 2,0


Brilho: geralmente vítreo, também perláceo e sedoso

Cor: incolor, branco, cinza; vários tons de amarelo, vermelho, marrom devido a impurezas.




Composição e estrutura: CaO 32,6 %, SO3 46,5 % e H2O 20,9 %. Como resultado da

desidratação da gipsita várias fases podem ocorrer, tais como γCaSO4 (onde todo o H2O é

perdido) e uma fase metaestável CaSO4.½H2O. Durante o processo de desidratação 1,5

molécula de H2O é perdida de modo relativamente contínuo entre 0 e 65oC, gerando apenas

mudanças suaves na estrutura de gipsita. Em torno de 70oC a ½ molécula de H2O restante está

ainda fortemente ligada na estrutura do CaSO4.½H2O, mas em torno de 95oC esta molécula é

perdida e um estrutura polimorfa da anidrita é gerada. Estrutura: consiste de camadas de

grupos (SO4) paralelas a {010}, esse grupos aniônicos estão fortemente ligados aos Ca.

Camadas sucessivas desse tipo estão separadas por folhas de H2O. As ligações entre H2O de

diferentes folhas são fracas, o que explica a excelente clivagem segundo {010}. A perda de

moléculas de H2O ocasiona colapso na estrutura e transformação no polimorfo metaestável da

anidrita com consequente perda da excelente clivagem e diminuição no peso específico.

Paragênese e usos: Gipsita é um mineral frequente, de ampla distribuição em rochas

sedimentares. Camadas de gipsita podem ocorrer associadas a calcários e folhelhos, ou nas

seções inferiores de depósitos evaporíticos (é um mineral de cristalização precoce nos

evaporitos). Comumente associado à halita, anidrita, calcita, dolomita, enxofre, pirita e

quartzo. Usado principalmente para a produção de gesso, também como corretivo de solo e

como retardador em cimento Portland. As variedades espato acetinado e alabastro são usadas

como pedra ornamental.

WOLFRAMITA (Fe,Mn)WO4

Figura 67: Wolframita nativa




Hábito: Cristais comumente tabulares paralelos a {100}, gerando hábito laminar, com faces

estriadas paralelas a.c.. Em agregados laminares, lamelares ou colunares. Granular maciço



Dureza: 4,0 a 4,5

Peso específico: 7,0 a 7,5 aumentam com o aumento do teor de Fe

Brilho: sub-metálico a resinoso

Cor: preto em febergita a marrom em huebenerita

Traço: varia de quase preto a marrom

Composição e estrutura: Fe2+ e Mn2+ substituem-se mutuamente em todas as proporções e

completa solução sólida existe entre febergita FeWO4 e huebenerita MnWO4. A percentagem

de WO3 é 76,3 em febergita e 76,6 em huebenerita A estrutura da wolframita consiste de

grupos tetraedrais distorcidos de (WO4) e octaedrais de (Fe,Mn)O6. A partir de dados de

distâncias interatômicas em torno do W, pode-se concluir que o W está em coordenação

octaédrica distorcida.

Paragênese e usos: Ocorre em pegmatitos e veios de quartzo de alta temperatura, associados

a granitos. Mais raramente em veios de sulfetos. Minerais comumente associados são

cassiterita, scheelita, bismuto, quartzo, pirita, galena, esfalerita e arsenopirita. Principal fonte

de tungstênio (W), usado para aumentar a dureza de ligas metálicas (vídea), usadas em

ferramentas, válvulas, instrumentos de corte, etc. Também para produção de filamentos de

lâmpadas elétricas.

SCHEELITA - CaWO4

Figura 68: Cristais de Scheelita



Dados cristalográficos: tetragonal 4/m

Hábito: Cristais geralmente bipiramidais simples {101}. A bipirâmide {112} assemelha-se a

um octaedro em termos

dos seus ângulos. Também maciço granular.


Clivagem: {101} distinta

Dureza: 4,5 a 5,0


Brilho: vítreo a adamantino

Cor: branco, amarelo, verde, marrom

Translúcido, alguns espécimes são transparentes Scheelita geralmente fluoresce (cor branco

azulado) devido à radiação ultravioleta.

Composição e estrutura: CaO 19,4% e WO3 80,6%. Mo pode substituir por W e uma série

parcial se estende a powelita CaMoO4. A estrutura da scheelita consiste de tetraedros

achatados de (WO4) e poliedros de CaO8.

Paragênese e usos: Scheelita é encontrada em pegmatitos graníticos, veios hidrotermais de

alta temperatura associados a rochas graníticas e em depósitos de metamorfismo de contato

(como escarnitos). Minerais comumente associados incluem cassiterita, topázio, fluorita,

apatita, molibdenita e wolframita. Localmente encontrada em veios de quartzo com ouro e

prata. Minério de tungstênio.

3.5. CLASSE DOS HALOGENETOS

Halogenetos são minerais em que um elemento do grupo dos halogêneos (Cl, Br,

F e I) é o único ânion, ou o ânion principal. Os halogênios formam íons grandes, de carga (-

1), facilmente polarizáveis. Quando estes ânions combinam-se com cátions grandes, pouco

polarizáveis e de baixa valência, como os metais alcalinos, formam os exemplos mais

próximos possíveis de ligação iônica pura, o que confere a estes minerais as seguintes

propriedades gerais:

- Alto grau de simetria

- dureza relativamente baixa

- pontos de fusão moderados a altos

- baixa condutividade térmica e elétrica no estado sólido



- aumento significativo da condutividade com a temperatura.

Quando o cátion é menor e mais facilmente polarizável, as ligações químicas

adquirem um caráter ligeiramente mais covalente, resultando em simetria mais baixa. Existe

uma diferença importante de ambiente geológico entre os fluoretos e os demais

halogenetos(cloretos, brometos, etc). A maioria dos halogênios (Cl, Br, I) ocorre

preferencialmente em minerais de rochas sedimentares (em especial aquelas formadas pela

evaporação da água do mar os evaporitos), mas são raros em minerais de rochas ígneas ou

metamórficas, estando presentes apenas como elementos menores ou traços em minerais

como apatita, sodalita e escapolita. Por outro lado, o Flúor, embora esteja presente em

minerais de algumas rochas sedimentares, é muito comum em minerais de rochas ígneas, de

pegmatitos, de veios hidrotermais, e de rochas formadas por metamorfismo de contato e

metassomatismo.

Tipos de estrutura

Dois tipos de estrutura são comuns nos halogenetos:

Estrutura tipo halita ⇒ Muitos halogenetos do tipo XZ (isto é, relação cation:ânion de

1:1) possuem uma estrutura em que cada cátion e cada ânion são cercados por seis vizinhos

em coordenação octaédrica. Minerais que cristalizam com este tipo de estrutura compreendem

halita NaCl, silvita KCl, e Cerargirita AgCl. Alguns sulfetos e óxidos do tipo XZ também

apresentam estrutura do tipo halita: galena PbS, Alabandita MnS, Periclásio MgO.

Estrutura tipo fluorita ⇒ Aplicável a muitos dos halogenetos do tipo XZ2 (isto é:

relação cátion:ânion de 1:2). Na fluorita (CaF2) os cátions Ca2+ estão posicionados nos cantos

e no centro das faces de uma cela cúbica (arranjo cúbico de face centrada). Os ions F estão em

coordenação tetraédrica com 4 Ca2+ Cada Ca2+ está coordenado a 8 F. Outros exemplos desse

tipo de estrutura são os óxidos uraninita UO2 e torianita ThO2.

3.5.1. HALITA (sal-gema) – NaCl

Figura 69: Cristal de halita



Dados cristalográficos: isométrico 4/m 2/m

Hábito: Cúbico, outras formas são raras. Alguns cristais possuem forma de tremonha

(pirâmide oca invertida), que resulta da maior taxa de crescimento nos cantos e arestas no

cristal, relativamente ao centro das faces. Ocorre também em massas granulares a compactas e

em raras variedades fibrosas


Clivagem: {100} perfeita.

Dureza: 2.5

Densidade relativa: 2.16 (baixa)

Brilho: vítreo, transparente a translúcido

Cor: incolor a branco. Impurezas podem resultar em tonalidades de amarelo, vermelho, rosa,

azul e púrpura.

Traço: branco

Solúvel em água com extrema facilidade. Gosto salgado.

Composição e estrutura: Na 39.3 %, Cl 60.7 %. Impurezas comumente presentes incluem

sulfatos de cálcio e magnésio e cloretos de cálcio e magnésio.

Paragênese e usos: halita ocorre em depósitos sedimentares precipitados por evaporação de

água salgada (evaporitos), em associação com gispsita, silvita, anidrita, calcita e componentes

detríticos como areias e argilas. Os principais usos são como sal de cozinha e como fonte de

cloro e sódio para a indústria química.

3.5.2. SILVITA – KCl

Figura 70: Silvita nativa



Dados cristalográficos: isométrico. 4/m 2/m.

Hábito: cristais cúbicos e octaédricos frequentemente combinados. Frequentemente em

massa cristalinas granulares.



Dureza: 2


Brilho: vítreo. Transparente a translúcido.

Cor: incolor ou branco. Impurezas podem resultar em tons de azul, amarelo ou vermelho. A

cor vermelha, decorrente de pequenas inclusões de hematita, é comum.

Traço: branco

Menos quebradiça que a halita, ao ser sulcada com o canivete produz menos pó (tendência do

mineral a ser relativamente mais séctil). Gosto salgado, mais amargo do que a halita. A silvita

é solúvel em água com muita facilidade.

Composição e estrutura: K 52.4%, Cl 47.6%. Possui a mesma estrutura cristalina da halita.

A solução sólida entre halita e silvita é muito restrita, por causa da diferença de raio iônico

entre o Na+ e o K+.

Paragênese e usos: ocorre nos mesmos ambientes geológicos e paragêneses que a halita, mas

silvita é muito menos comum. Silvita é utilizada principalmente na indústria de fertilizantes,

pois combina alto teor de potássio com um caráter facilmente solúvel. Também utilizada na

produção de hidróxido de potássio para a indústria química.

3.5.3. CERARGIRITA – AgCl

Figura 71: Cerargirita nativa



Dados cristalográficos: Isométrico, 4/m 2/m

Hábito: cúbico, mas raramente forma cristais. Freqüentemente maciço, lembrando o aspecto

da cera.


Dureza: 2 - 3

Densidade relativa: 5.5

Cor: cinza perolado a incolor. Escurece rapidamente até uma cor violeta ou marrom quando

exposta à luz.

Séctil, pode ser cortada com o canivete.

Composição e estrutura: Ag 75.3 %, Cl 24.7 %. Forma solução sólida completa com AgBr,

e pode conter pequenas quantidades de I, substituindo Cl ou Br.

Paragênese e usos: a cerargirita é um minério supergênico de prata, encontrado na zona

superior, enriquecida de depósitos de prata. Associada com prata nativa, cerussita e produtos

de alteração em geral.

3.5.4. CRIOLITA . Na3AlF6

Figura 72: Crstal de criolita

Dados cristalográficos: monoclínico. 2/m

Hábito: Formas comuns são {001} e {110}. É geralmente maciça, mas pode ocorrer como

raros cristais pseudocúbicos.


Clivagem: partição segundo {110} e {001} resulta em formas de aparência cúbica

Dureza: 2.5



Densidade relativa: 2.95 . 3.0

Brilho: vítreo a graxoso. Transparente a translúcida. Aspecto de gelo.

Cor: incolor a branco-neve

Aspecto de parafina. O índice de refração muito baixo (próximo do da água) resulta no quase

total desaparecimento do pó do mineral, quando imerso em água.

Composição e estrutura: Na 32.8%, Al 12.8%, F 54.4%. O Al está em coordenação

octaédrica a seis F. Ions Na+ também são circundados por seis F, porém em um arranjo

menos regular. Isométrica (Fm3m) acima de 550oC.

Paragênese e usos: A criolita é um mineral raro, utilizado para a fabricação de sais de sódio,

certos tipos de vidro e porcelana. Criolita natural foi amplamente utilizada como fundente na

industria de alumínio, mas com o esgotamento das reservas foi substituída por um

equivalente sintético, fabricado a partir da fluorita.

3.5.5. CARNALITA . KMgCl3.6H2O

Figura 73: Carnalita nativa

Dados cristalográficos: ortorrômbico, 2/m2/m2/m

Hábito: cristais são incomuns, pseudo-hexagonais. Normalmente maciça ou granular.


Clivagem: não apresenta. Fratura conchoidal

Dureza: 2.5


Brilho: graxoso



Cor: incolor a branco leitoso, amarelo, raramente azulado. Freqüentemente vermelho, devido

a inclusões orientadas de hematita. Transparente a translúcido Gosto amargo, altamente

higroscópico, dissolve em ambientes úmidos.

Paragênese e usos: ocorre nas camadas superiores de alguns evaporitos, em associação com

halita, silvita e kieserita (MgSO4.H2O). Importante fonte de potássio para fertilizantes

(embora não tanto quanto silvita).

3.5.6. FLUORITA . CaF2

Figura 74: Cristais de fluorita


Hábito: cristais cúbicos, frequentemente geminados segundo [111]. tetrahexaédricas e

hexaoctaédricas são menos frequentes. Octaedros verdadeiros são raros, mas são frequentes as

formas octaédricas produzidas pelos planos de clivagem. Também maciça, granular, colunar.



Dureza: 4

Densidade relativa: 3.18

Brilho: vítreo

Cor: muito variável: comumente verde-claro, amarelo, verde azulado, violeta. Menos

comumente branco, rosa, azul, marrom. Frequentemente bandada ou zonada, em cores

diversas. Fluorescência.



Composição e estrutura: Ca 51.3%, F 48.7%. Y e terras raras, em especial Ce, podem

substituir o Ca.

Paragênese e usos: A fluorita é amplamente distribuída, ocorrendo em associação com um

grande número de minerais, como calcita, dolomita, gipsita, celestita, barita, quartzo, galena,

esfalerita, cassiterita, topázio, turmalina e apatita. Comum em rochas sedimentares como

calcários e dolomitos, e como acessório em rochas ígneas e pegmatitos. O principal modo de

ocorrência é em veios hidrotermais. Os principais usos (aproximadamente 90%) da fluorita

são na indústria química, para a produção de ácido fluorídrico, e como fundente na indústria

do aço. Usos menos comuns são na fabricação de vidro, cerâmica e materiais óticos.

3.6. CLASSE DOS FOSFATOS, ARSENIATOS, VANADATOS.

Os minerais desta classe são caracterizados pela presença de unidades tetraédricas

de (PO4), (AsO4) e (VO4), onde os elementos P, As e V podem substituir-se mutuamente.

Destas substituições podem resultar séries de soluções sólidas completas, como no caso da

série da piromorfita, Pb5(PO4)3Cl . Mimetita Pb5(AsO4)3Cl . Vanadinita, Pb5(VO4)3Cl.

Alguns dos principais representantes desta classe são:

- Trifilita, Li(Fe,Mn)PO4 . Litiofilita, Li(Mn,Fe)PO4

- Monazita . (Ce,La, Y, Th)PO4

- Grupo da apatita

- Apatita Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)

- Piromorfita Pb5(PO4)3Cl

- Vanadinita Pb5(VO4)3Cl

- Ambligonita LiAlFPO4

- Lazulita (Mg,Fe)Al2(PO4)2(OH)2

Scorzalita (Fe,Mg)Al2(PO4)2(OH)2



3.6.1 - TRIFILITA, Li(Fe,Mn)PO4; LITIOFILITA, Li(Mn,Fe)PO4

Figura 75: Trifilita nativa (A) litiofilita nativa (B)


Hábito: cristais raros, geralmente em massas quebráveis. Também compacto


Clivagem: {001} quase perfeita; {010} imperfeita

Dureza: 4,5 a 5,0

Densidade relativa: 3,42 a 3,56 (aumenta com o teor de ferro)

Brilho: vítreo a resinoso

Cor: cinza azulado em trifilita até rosa salmão ou marrom em litiofilita.

Translúcido

Composição e estrutura: Uma série completa Fe2+ - Mn2+ existe entre os dois membros

extremos puros. Na estrutura dos membros desta série o Li e o (Fe, Mn) estão em

coordenação. Esses octaedros estão ligados ao longo dos vértices em cadeias em zigzag que

são conectadas por tetraedros de (PO4).

Paragênese e usos: trifilita e litiofilita são minerais de pegmatitos, comumente associados

com outros fosfatos, espodumênio e berilo.

A

B



3.6.2 - MONAZITA . (Ce,La, Y, Th)PO4

Figura 76: Monazita nativa

Dados cristalográficos: monoclínico 2/m

Hábito: cristais raros e geralmente pequenos, achatados segundo {100} ou alongados

segundo .b.. Geralmente em massas granulares, frequentemente como areia.


Clivagem : {100} pobre

Dureza: 5,0 a 5,5

Densidade relativa: 4,6 a 5,4

Brilho: resinoso

Cor: marrom avermelhado a amarelado

Translúcida

Radioativa, em função da presença de Th.

Composição e estrutura: um fosfato de terras raras essencialmente (Ce,La,Y,Th)PO4. O teor

de Th pode atingir 20% ThO2. Si está freqüentemente presente (até percentagem razoável de

SiO2 ). Na estrutura da monazita, os elementos terras raras estão em coordenação 9 com

oxigênio, unindo seis tetraedros de PO4.

Paragênese e usos: monazita ocorre como acessório em granitos, gnaisses, aplitos,

pegmatitos. Também em areias monazíticas, como resistato. Associada comumente com

zircão, magnetita, ilmenita, rutilo. É o principal minério de Th



3.6.3 . APATITA . Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)

Figura 77: Apatita nativa


Hábito: comumente ocorrem como cristais apresentando hábito em prismas longos, alguns

prismas curtos ou tabulares. Geralmente terminados por proeminentes bipirâmides, {10 1}, e

freqüentemente um plano basal. Muitos cristais mostram faces de uma bipirâmide hexagonal,

o que revela a simetria verdadeira. Também em massas granulares, maciças a compactas.


Clivagem : Clivagem {0001} pobre

Dureza: 5,0


Brilho: vítreo a sub-resinoso

Cor: geralmente tons de verde e marrom. Também azul, violeta e incolor

Composição e estrutura: Ca5PO4F fluorapatita é mais comum, mais raramente Ca5PO4Cl

clorapatita e Ca5PO4(OH) hidroxilapatita. F, Cl e OH podem substituir-se mutuamente,

gerando séries completas (CO3,OH) pode substituir (PO4) originando carbonato-apatita. O

grupo (PO4) pode ser substituído parcialmente por grupos (SO4). A substituição P5+ por S6+ é

compensada pela substituição acoplada de Ca2+ por Na+. Além disso essa substituição P5+ por

S6+ pode ser compensada pela substituição acoplada de P5+ por Si4+. Ca pode ser substituído



por Sr e Mn. Estrutura: os oxigênios dos grupos (PO4) estão ligados a Ca, com 2/5 do Ca

envolvido por 6 oxigênios mais

próximos na forma de prismas trigonais e 3/5 do Ca envolvido por 5 oxigênios e um F. Cada

F (ou Cl, ou OH) está num triângulo com 3 Ca.

Paragênese e usos: Apatita ocorre em rochas ígneas, sedimentares, metamórficas e

hidrotermais, como acessório ou por vezes formando concentrações importante. Colofana é o

termo aplicado a apatita microscristalina. O uso principal da apatita é na indústria de

fertilizantes.

3.6.4 . PIROMORFITA. Pb5(PO4)3Cl

Figura 78: Cristais de piromorfita


Hábito: cristais geralmente prismáticos com plano basal. Raramente mostrando truncações

piramidais. Freqüentemente em forma de barril. Algumas vezes cavernoso. Também em

grupos de cristais paralelos. Freqüentemente globular, reniforme, fibroso e granular.


Dureza: 3,5 a 4,0


Brilho: resinoso a adamantino

Cor: geralmente vários tons de verde, marrom, amarelo. Mais raramente amarelo alaranjado,

cinza, branco.

Sub-transparente a translúcido



Composição e estrutura: Para Pb5(PO4)3Cl puro, PbO 82,2 %, P2O5 15,7 %, Cl 2,6%.

(AsO4) substitui (PO4) e uma série completa se estende até mimetita Pb5(AsO4)3. Ca pode

substituir o Pb. Estrutura: isoestrutural com apatita.

Paragênese e usos: Mineral supergênico, encontrado na zona oxidada de minérios de Pb.

3.6.5 . AMBLIGONITA . LiAlFPO4

Figura 79: Cristal de ambligonita

Dados cristalográficos: triclínico, 1

Hábito: geralmente ocorre em massas grosseiras, quebráveis. Cristais são raros, e geralmente

grosseiros quando grandes. Freqüentemente geminados segundo {111}.


Clivagem : {100} perfeita, {110} boa, {011} distinta

Dureza: 6,0


Brilho: vítreo, perláceo na superfície de clivagem {100}

Cor: branco a verde ou azul pálido. Raramente amarelo.

Translúcido

Composição e estrutura: Li2O 10,1 %, Al2O3 34,4 %, F 12,9 %, P2O5 47,9 %. Li pode ser

substituído por Na. F pode ser substituído por (OH) provavelmente formando uma série

completa. Quando (OH) > F o mineral é denominado montebrasita. Na estrutura da

ambligonita, octaedros de AlO6 e os tetraedros de PO4 estão ligados pelos vértices. Li está em

coordenação e está posicionado entre um tetraedro de PO4 e um octaedro de AlO6. Estrutura

compacta, que é refletida na alta densidade.



Paragênese e usos: ocorre em pegmatitos, com espodumênio, turmalina, lepidolita, apatita.

Minério de Li.

CAPÍTULO 4

OS SILICATOS

Esta classe abrange a maioria dos minerais, pois, 95% da crosta terrestre é

constituída de silicatos, predominantemente do tipo feldspatos e quartzo. É por isso que os

silicatos são os principais minerais formadores das rochas. Assim, o estudo sistemático das

rochas é baseado na identificação dos silicatos.

A estrutura fundamental dos silicatos é condicionada pelo arranjo geométrico

entre silício e oxigênio: o Si, devido ao seu raio iônico menor (=0,40 A ), esta rodeado por

quatro oxigênios (raio iônico = 1,4 A ), originando uma configuração tetraédrica, cuja

composição é (SiO4)-4.

A carga negativa (-4) resultante desse arranjo tetraédrico é compensado por

ligações com íons positivos (Si+4, Al+3, Mg+2, Fe+2, etc.), restabelecendo o equilíbrio

eletrostático. A união dos tetraedros (SiO4)-4 entre si, com adição ou não de outros cátions,

forma os vários tipos de minerais silicatos.

O número de elementos que formam os silicatos é relativamente pequeno, mas

eles formam um grande número de minerais porque os mesmos elementos podem combinar-

se em diferentes proporções com os tetraedros de (SiO4)-4. Por isso, eles geralmente tem

composição variada e complexa.

Os silicatos são subdivididos em 6 subclasses de acordo com o tipo de ligação

entre estas estruturas tetraédricas. São elas:



4.1. NESOSSILICATOS

Essa subclasse contém tetraédros (SiO4)-4 independentes, isto é, não ligados a outras

unidades. Elementos como Mg, Fe, Ca e Al é que interligam as unidades tetraédricas.

4.1.1. OLIVINA: (Mg,Fe)2SiO4

Figura 80: Cristal de olivina

Ocorre principalmente em rochas ígneas básicas e ultrabásicas e mármores

magnesianos. Geralmente altera-se a serpentinas (crisótilo e antigorita) e limonita. A olivina

altera-se durante o intemperismo.

4.1.2. GRANADA: (Ca,Mg,Fe,Mn)3 (Al,Fe,Cr)2(SiO4)3

Figura 81: Cristal de Granada



A granada pode apresentar composição variada, contendo Fe, Mg, Al, Mn, Ca e Cr em

quantidades diferentes. Geralmente aparece em rochas metamórficas, associada com

hornblenda, augita, etc.

A granada geralmente é resistente ao intemperismo, mas os tipos ricos em Ca alteram-

se mais rapidamente do que os tipos ricos em Fe, Mg, Al. No solo, sob condições ácidas, a

decomposição é mais rápida.

4.2. SOROSSILICATOS

Esta subclasse contém tetraedros (SiO4)-4 aos pares, ligados por um oxigênio em

comum. Assim, a unidade fundamental é (Si2O7)-6.

4.2.1. EPÍDOTO: Ca5(Al,Fe)Al2O(SiO4) (SiO7) (OH)

Figura 82: Cristais de epidoto com quartzo

Este mineral é encontrado em rochas metamórficas de baixo a médio grau de

metamorfismo. Associa-se com clorita, hematita, etc.

4.3 CICLOSSILICATOS

Esta subclasse contém tetraédros (SiO4)-4, ligados por oxigênios em comuns, formando

estruturas circulares, Assim, a unidade fundamental é (Si6O18)-12.

4.3.1. TURMALINA: Na(Mg,Fe)3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4



Figura 83: cristais de turmalina encrustados no quartzo

É encontrada em pigmatitos graníticos e em rochas metamórficas. Associa-se ao

quartzo, feldspatos, micas e apatitas. É resistente ao intemperismo, encontrando-se nas areias.

4.4. INOSSILICATOS

Esta subclasse contém unidades tetraédricas (SiO3)-2 simples ou duplas (Si4O11)

-6. Em

vista disso, o hábito desses minerais é geralmente alongado, na forma de prismas, agulhas ou

fibras.

Os inossilicatos são divididos em dois grupos: grupo dos anfibólios e dos piroxênios.

São minerais escuros, onde há substituição parcial de Si+4 por Al+3, compensando a carga pela

presença de Ca+2, Mg+2 e Fe+2.

4.4.1. GRUPO DOS ANFIBÓLIOS

Este grupo é formado por cadeias duplas.

4.4.1.1. TREMOLITA-ACTINOLITA: Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2

Figura 84: Cristais de tremolita-actinolita



São encontrados em rochas metamórficas. Esses dois minerais, do ponto de vista

prático, podem ser considerados como um só. A tremolita associa-se ao talco, granada,

epídoto, calcita.

4.4.1.2. HORBLENDA: Na Ca2(Mg,Fe,Al)5(Si,Al)8 )22(OH)2

Figura 85: ristais de horblenda

É um mineral muito comum, encontrado em rochas ígneas e metamórficas. Associa-se

ao quartzo, feldspatos, biotita, peiroxênios, clorita, epiídoto e calcita. É o mineral mais

comum do grupo dos anfibólios.

4.4.2. GRUPO DOS PIROXÊNIOS

Este grupo é formado por cadeias simples.

4.4.2.1. AUGITA: Ca(Mg,Fe,Al)(Al,Si)2O6

Figura 86: Crital de augita



É o principal mineral deste grupo. É um silicato ferromagnesiano muito comum em

rochas ígneas básicas. Associa-se à olivina, feldspatos, magnetita e hornblenda.

Do ponto de vista agronômico, os piroxênios e os anfibólios são minerais facilmente

alteráveis, liberando nutrientes (Ca, Mg, Fe) e/ou elementos (Fe, Al, Si, Mg, O) para

formação de novos minerais.

4.5. FILOSSILICATOS

Esta subclasse contém tetraédros (SiO4)-4 arranjados em folhas ou camadas. Cada

tetraédro é ligado a três outros adjacentes por oxigênios em comum. Essas estruturas em

folhas são formadas por uma série de cadeias duplas estendendo-se indefinidamente em duas

direções, em vez de uma só direção como no caso dos inossilicatos de cadeias duplas. Além

da configuração tetraédrica, apresentam uma outra denominada octaédrica, onde um íon

central (Al+3, Mg+2, Fe+2, Fe+3) está rodeado por 6 oxigênios ou hidroxilas.

4.5.1. GRUPO DA MICAS

As micas são silicatos onde os tetraedros estão unidos formando lâminas, cujo

empilhamento forma camadas, dando aspecto plano estratificado. As micas mais comuns são

a muscovita de cores claras, e a biotita de cores escuras.

4.5.1.1. BIOTITA: K(Al,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2

Figura 87: Lamelas de biotita



É um mineral comum, encontrado em rochas ígneas ácidas e intermediárias, e em

rochas metamórficas (xistos, gnaisses, etc.). Associa-se com o ortoclásio, quartzo, anfibólios,

feldspatos, etc.

Do ponto de vista agronômico é importante porque possui pouca resistência a ação do

intemperismo químico, sob climas quentes e úmidos, formando clorita e outros

argilominerais.

A biotita é importante fonte de K às plantas. Rochas ricas em biotita, em geral,

originam solos que raramente são deficientes em K.

4.5.2.2. MUSCOVITA: KAl3 (AlSi3O10)(OH)2

Figura 88: Muscovita

É um mineral comum em rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. Associa-se aos

feldspatos, biotita, quartzo, etc. Minúsculas lamelas de muscovita são comuns em rochas

metamórficas e são chamadas de Serecita.

A muscovita é mais resistente ao intemperismo do que a biotita e, embora contenha

significativo teor de K na sua composição (10% K2O), esse mineral não representa reserva

útil de K às plantas, em virtude da dificuldade de sua liberação.

4.5.2. GRUPO DOS ARGILOMINERAIS

Os argilominerais são minerais secundários, formados a partir do intemperismo dos

silicatos constituintes das rochas. São encontrados em rochas sedimentares, sedimentos e em



solos. Apresenta uma estrutura cristalina em camadas características dos filossilicatos,

formadas por lâminas tetraédricas unidas a lâminas octaédricas. A importância dos

argilominerais reside no fato de que fazem parte da fração coloidal do solo, a qual se constitui

no componente de maior importância nas propriedades físicas e químicas do solo.

A lâmina tetraedral é formada pela união de tetraedros de SiO4-4, enquanto a lâmina

octaédrica é formada pela união de octaedros de AlO4-5. A união entre a lâmina tetraedral e a

octaedral dá-se através dos oxigênios apicais dos tetraedros, que são compartilhados com os

octaedros da lâmina octraedral. Esta ligação muito forte entre lâminas tetraedrais e octraedrais

forma camadas, em geral 10 a 20 sobrepostas, constituindo o argilomineral.

Quando as camadas são compostas por lâmina tetraedral unida a uma lâmina

octraedral, os argilominerais são denominados de 1:1. Quando as camadas são constituidas de

duas lâminas tetraedrais e uma lâmina octaedral situada no meio destas, o argilomineral é

chamado de 2:1. As ligações entre as camadas podem ser muito fortes, impedindo a sua

separação, constituindo os argilominerais não expansivos. Em outros casos, a ligação entre as

camadas não é tão rígida, permitindo o maior ou menor afastamento das camadas entre si,

constituído os argilominerais expansivos.

A classificação dos argilominerais está, portanto, baseada no arranjo dessas camadas

tetraédricas e octaédricas, no espaçamento entre elas e nos elementos químicos envolvidos.

Os principais argilominerais são a montmorilonita e a caulinita.. Existem classificação mais

completas dos argilominerais, entretanto, aqui leva-se em consideração o interesse didático.

4.6. TECTOSSILICATOS

Esta subclasse contém tetraedros (SiO4)-4 ligados entre sí por oxigênios em comum,

produzindo uma estrutura contínua tridimencional. Assim, a relação Si:O é 1:2. Em muitos

casos, o Al+3 substitui parte do Si+4 e, por isso, ocorre a adição de outros cátions disponíveis

na região em que os minerais estão cristalizado, para que haja a neutralização das cargas.

Esses outros cátions são geralmente o K, Na ou Ca.

4.6.1. GRUPO DOS FELDSPATOS

Os feldspatos são os minerais mais abundantes na crosta terrestre porque entram na

composição da maioria das rochas. São minerais de cores claras, nos quais parte dos



tetraedros contém Al+3 em lugar do Si+4 que resulta uma deficiência de carga positiva que é

compensada pela presença de cátions com Ca, Na e K.

9.6.1.1. FELDSPATOS POTÁSSICOS OU ALCALINOS

4.6.1.1.1. ORTOCLÁSIO: KAlSi3O8

Figura 89: Ortoclásio

É um mineral muito comum. Ocorre em rochas ígneas ácidas e em rochas

sedimentares (arenitos). Associa-se ao quartzo e biotita. Apresenta macla de dois indivíduos

do tipo penetração, conhecida pelo nome de macla de Carlsbad. Frequentemente, durante o

intemperismo químico, altera-se à caulinita.

4.6.1.1.2. MICROCLÍNIO: KAlSi3O8

Figura 90: Cristal de microclinio



É encontrado comumente em pegmatitos, veios hidrotermais e rochas metamórficas

(gnaisses). É muito semelhante ao ortoclásio com relação às propriedades físicas e alteração.

4.6.1.2. FELDSPATOS CALCO-SÓDICOS OU

PLAGIOCLÁSIOS: (Ca,Na)(Al,Si)AlSi2O8

Figura 91: Plagioclásio

Os plagioclásios formam uma série contínua que vai da albita (NaAlSi3O8) até a

anortita (CaAl2Si2O8).

São encontrados em rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. São, portanto, os

mais abundantes minerais formadores de rochas. Pelo intemperismo químico originam

argilominerais.

Do ponto de vista agronômico, os feldspatos são minerais importantes devido aos

elementos úteis às plantas que eles contêm e, também, pela facilidade com que eles são

colocados em condições de serem assimilados pelas plantas.

Os feldspatos são minerais de fácil desagregação e decomposição, liberando nutrientes

essenciais às plantas como o K, Na, Ca e de Al , Si e O para a formação de novos minerais.

4.6.2. QUARTZO



Figura 92: Cristais de quartzo

O quartzo é um tectossilidato muito abundante, encontrado nas rochas ígneas,

sedimentares e metamórficas. Ocorre como mineral mais comum na superfície do globo

terrestre, entre as rochas sedimentares, graças à sua alta resistência química e física. É o

silicato com a composição química mais simples (SiO2). O arranjo estrutural compacto dos

tetraedros lhe confere grande resistência à alteração. Nas rochas graníticas o quartzo é o

mineral de fácil reconhecimento, pois se assemelha ao vidro quebrado. Como não tem

clivagem, quebra-se com uma superfície irregular, abaulada. Não contém nutrientes essenciais

para as plantas, mas tem participação importante na formação do esqueleto do solo, sendo o

principal componente da fração arenosa do solo.

O quartzo apresenta variedades cristalinas e criptocristalina:

4.6.2.1. Principais variedades cristalinas.

1. Quartzo hialino ou cristal de rocha: é quando se apresenta incolor, puro e transparente.

2 Ametista: de cor violeta (roxa) devido à presença de pequenos teores de Fe+3.

3. Quartzo róseo: de cor rosa devido à presença de pequenos teores de Ti.

4. Quartzo citrino: de cor amarela devido à presença de pequenos teores de Fe+2.

5. Quartzo enfumaçado: cor cinza a preta devido a exposição do mineral às radiações.



6. Quartzo leitoso: cor branca leitosa devido às inclusões fluidas líquida ou gasosa em grande

número e pequeno tamanho que estão presentes no mineral. Às vezes, mostra brilho graxo.

4.6.2.2. Variedades criptocristalina

1. Calcedônia: apresenta cores variadas, muitas vezes em bandas (ágata, ônix), é translúcida e

o brilho é fosco ou graxo. Ocorre, geralmente, preenchendo cavidades em rochas vulcânicas,

depositada por soluções aquosas hidrotermais ricas em sílica. Neste caso é comum, também,

sua associação com variedades cristalinas de quartzo (ametista, hialino)

O quartzo desempenha um papel importante como constituinte principal da fração

arenosa do solo, exercendo influência direta na porosidade e permeabilidade, capacidade de

adsorção de bases e retenção de água no solo.

A abundância do quartzo na composição granulométrica do solo deve-se á natureza

mineralógica da rocha original e decorre da resistência do mineral á ação do intemperismo.

Assim, durante o intemperismo, o quartzo não de decompõe, mas apenas se fragmenta.



REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

BATEMAN, A. Yacimientos Minerales de Rendimiento Economico. Barcelona: Omega,

1968, 752 p.

CRAIG, J.R.; VAUGHAN, D.J. & SKINNER, B.J. Resources of the Earth, Origen, Use, and

Environmental Impact. Upper Saddle River: Prentice Hall, 2001, 520 p.

KLEIN, C. The Manual of Mineral Science. New York: John Wiley & Sons, 2003, 646 p.

MILOVSKY, A.V. & KONONOV, O.V. Mineralogy. Moscow: Mir Publishers, 1985, 320 p.

Hino do Estado do Ceará

Poesia de Thomaz LopesMúsica de Alberto NepomucenoTerra do sol, do amor, terra da luz!Soa o clarim que tua glória conta!Terra, o teu nome a fama aos céus remontaEm clarão que seduz!Nome que brilha esplêndido luzeiroNos fulvos braços de ouro do cruzeiro!

Mudem-se em flor as pedras dos caminhos!Chuvas de prata rolem das estrelas...E despertando, deslumbrada, ao vê-lasRessoa a voz dos ninhos...Há de florar nas rosas e nos cravosRubros o sangue ardente dos escravos.Seja teu verbo a voz do coração,Verbo de paz e amor do Sul ao Norte!Ruja teu peito em luta contra a morte,Acordando a amplidão.Peito que deu alívio a quem sofriaE foi o sol iluminando o dia!

Tua jangada afoita enfune o pano!Vento feliz conduza a vela ousada!Que importa que no seu barco seja um nadaNa vastidão do oceano,Se à proa vão heróis e marinheirosE vão no peito corações guerreiros?

Se, nós te amamos, em aventuras e mágoas!Porque esse chão que embebe a água dos riosHá de florar em meses, nos estiosE bosques, pelas águas!Selvas e rios, serras e florestasBrotem no solo em rumorosas festas!Abra-se ao vento o teu pendão natalSobre as revoltas águas dos teus mares!E desfraldado diga aos céus e aos maresA vitória imortal!Que foi de sangue, em guerras leais e francas,E foi na paz da cor das hóstias brancas!

Hino Nacional

Ouviram do Ipiranga as margens plácidasDe um povo heróico o brado retumbante,E o sol da liberdade, em raios fúlgidos,Brilhou no céu da pátria nesse instante.

Se o penhor dessa igualdadeConseguimos conquistar com braço forte,Em teu seio, ó liberdade,Desafia o nosso peito a própria morte!

Ó Pátria amada,Idolatrada,Salve! Salve!

Brasil, um sonho intenso, um raio vívidoDe amor e de esperança à terra desce,Se em teu formoso céu, risonho e límpido,A imagem do Cruzeiro resplandece.

Gigante pela própria natureza,És belo, és forte, impávido colosso,E o teu futuro espelha essa grandeza.

Terra adorada,Entre outras mil,És tu, Brasil,Ó Pátria amada!Dos filhos deste solo és mãe gentil,Pátria amada,Brasil!

Deitado eternamente em berço esplêndido,Ao som do mar e à luz do céu profundo,Fulguras, ó Brasil, florão da América,Iluminado ao sol do Novo Mundo!

Do que a terra, mais garrida,Teus risonhos, lindos campos têm mais flores;"Nossos bosques têm mais vida","Nossa vida" no teu seio "mais amores."

Ó Pátria amada,Idolatrada,Salve! Salve!

Brasil, de amor eterno seja símboloO lábaro que ostentas estrelado,E diga o verde-louro dessa flâmula- "Paz no futuro e glória no passado."

Mas, se ergues da justiça a clava forte,Verás que um filho teu não foge à luta,Nem teme, quem te adora, a própria morte.

Terra adorada,Entre outras mil,És tu, Brasil,Ó Pátria amada!Dos filhos deste solo és mãe gentil,Pátria amada, Brasil!

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