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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM RECURSOS HÍDRICOS COORDENAÇÃO DE CUROS LATO SENSU CURSO DE ESPECIALIZAÇÃO EM GEOLOGIA DE MINAS E TÉCNICAS DE LAVRA À CÉU ABERTO (GEOMINAS) GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO Módulo 2: unidades 4 e 5 Organização: Prof. Marcio D. Santos Belém/PA 2019 50 SUMÁRIO MÓDULO 2 minerais e rochas ............................................... 52 ....................................................................................................... 52 unidades constituintes das rochas ............................................... 52 4.2.1- DEFINIÇÕES BÁSICAS ..................................................................................... 52 4.2.2- CRISTALOGRAFIA ............................................................................................ 55 Introdução ......................................................................................................... 55 Simetria dos cristais ......................................................................................... 57 Estrutura cristalina nos minerais .................................................................... 60 Formas cristalinas ............................................................................................ 61 Classes cristalinas ........................................................................................... 68 Agregados cristalinos e cristais geminados ................................................. 69 4.2.3- MINERALOGIA FÍSICA ...................................................................................... 71 Introdução ......................................................................................................... 71 Hábito dos minerais ......................................................................................... 71 Propriedades mecânicas ................................................................................. 77 Propriedades relacionadas com a massa ...................................................... 82 Propriedades relacionadas com a luz ............................................................ 84 Propriedades elétricas ..................................................................................... 91 Propriedades magnéticas ................................................................................ 92 Propriedades radioativas ................................................................................. 93 4.2.4- MINERALOGIA QUÍMICA .................................................................................. 96 Ligações químicas nos minerais .................................................................... 97 Arranjo espacial das partículas componentes dos minerais ..................... 101 Polimorfismo e Isoestruturalismo ................................................................ 104 Composição química dos minerais .............................................................. 105 4.2.5- CLASSIFICAÇÃO DOS MINERAIS ................................................................. 108 unidades constituintes das camadas da Terra ............................ 113 4.3.1- O CICLO DAS ROCHAS .................................................................................. 113 4.3.2- ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS ........................................................... 114 Introdução ...................................................................................................... 114 Magma: características, geração e consolidação ........................................... 115 Classificação e nomenclatura das rochas ígneas ....................................... 120 Magmatismo plutônico, vulcânico e hipabissal ......................................... 125 Plutonismo ..................................................................................................... 125 Vulcanismo ..................................................................................................... 126 4.3.3- ROCHAS SEDIMENTARES ............................................................................. 140 Introdução ....................................................................................................... 140 Intemperismo e erosão .................................................................................. 141 Transporte dos produtos sólidos e dissolvidos do intemperismo ........... 153 51 Deposição de materiais sólidos e dissolvidos nas bacias sedimentares. 155 Ambientes de sedimentação ........................................................................ 157 Ambientes de sedimentação continentais ........................................................ 158 Ambientes de sedimentação costeiros ............................................................ 163 Ambientes de sedimentação marinhos ............................................................ 166 Estruturas sedimentares ............................................................................... 170 Soterramento e diagênese dos sedimentos ................................................ 172 Classificação das rochas sedimentares ...................................................... 174 Rochas sedimentares clásticas ........................................................................ 174 Rochas sedimentares químicas e bioquímicas ................................................ 177 Bacias sedimentares e a tectônica de placas ............................................. 181 4.3.4- ROCHAS METAMÓRFICAS ............................................................................ 184 Introdução ....................................................................................................... 184 Fatores condicionantes do metamorfismo .................................................. 185 Paragêneses minerais e reações metamórficas ......................................... 187 Tipos de metamorfismo ................................................................................. 189 Grau e fácies metamórficas .......................................................................... 191 Texturas e estruturas de rochas metamórficas .......................................... 194 Nomenclatura das rochas metamórficas .................................................... 197 Metamorfismo e tectônica de placas ........................................................... 199 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................................... 203 Atividades .................................................................................................................. 204 52 Minerais e rochas No módulo anterior vimos como a tectônica de placas pode explicar a dinâmica e as megaestruturas que condicionam os processos geológicos de escala global que atuam sobre a Terra e a moldaram até a situação atual. Desvendar esses processos só foi possível porque eles deixaram registros de sua atuação nos materiais terrestres ou geológicos. A crosta terrestre é constituída por rochas consolidadas e materiais inconsolidados superficiais, tais como solos e sedimentos (areias dos rios e das praias), sendo que todos esses materiais são constituídos por associações de minerais que são as unidades fundamentais dos materiais terrestres. Conhecer esses materiais (minerais e rochas) que naturalmente compõem a crosta terrestre e o interior do nosso planeta, suas características e propriedades, é de fundamental importância para avançarmos na compreensão dos processos que governam a evolução geológica de nosso planeta. O corpo humano possui diversos sistemas que são formados por vários órgãos,os quais são formados de tecidos e estes de células. Em analogia a esta hierarquia, poderíamos dizer que o corpo é a Terra, os sistemas são as placas tectônicas que formam a crosta terrestre, os órgãos são as rochas, os tecidos correspondem aos minerais e as células são as moléculas ou grupos iônicos formados pelos átomos de elementos químicos, onde tudo começa. Vamos, então, nesse segundo módulo, mudar a escala de nosso estudo, das placas tectônicas para as rochas e minerais, os quais, em detalhe, nos remete para a escala atômica das estruturas cristalinas dos minerais. Qualquer pessoa já teve algum contato direto com minerais, pois eles estão presentes nos solos das florestas e jardins, nas areias das praias e nas rochas das montanhas. Além disso, todo produto inorgânico utilizado pelo homem, se não é mineral bruto, é derivado de substâncias minerais. O homem vem manuseando os minerais desde os primórdios da civilização, quando começou a fazer pinturas rupestres e utensílios de pedra e depois de metal. Da idade da pedra para cá, a importância dos minerais na evolução da civilização humana tem sido crescente e o conhecimento sobre as características e propriedades dos minerais, bem como o domínio da tecnologia de beneficiamento das rochas mineralizadas (minérios) para extração de metais e outros elementos e componentes químicos, têm sido fundamentais para alimentar a demanda crescente de nossa sociedade tecnológica por bens industrializados. Unidades constituintes das rochas 4.2.1- DEFINIÇÕES BÁSICAS: mineral, mineraloide, cristal, rocha e minério Mineralogia é a parte das Geociências que estuda os minerais, suas características e propriedades, identificação e classificação, ocorrência e processos de formação. Existem várias definições de mineral na literatura. Klein & Dutrow (2007), um dos autores de referência em mineralogia, define mineral como . Substância homogênea significa que não pode ser fisicamente subdividida em componentes químicos mais simples. A homogeneidade dos minerais é, no entanto, relativa porque depende da escala de observação. Por exemplo, uma substância caracterizada como um mineral, ao ser analisada ao microscópio pode ser constatado que, na verdade, é constituída por mais de um mineral. A condição de substância natural impede a inclusão no reino mineral de substâncias sintetizadas em laboratório ou formadas diretamente através de alguma atividade humana, tais como as gemas sintéticas que mesmo idênticas as suas congêneres naturais, não podem ser consideradas minerais. Do mesmo modo, o gelo das geladeiras e frigoríficos, por ser artificial, não pode ser considerado mineral, mas o gelo natural, das calotas polares, 53 satisfaz todos os pontos da definição de mineral e pode, portanto, ser considerado como tal. O mineral, por definição, tem que ser uma substância cristalina, caracterizada por apresentar uma estrutura interna ordenada, na qual suas partículas constituintes (átomos ou íons) encontram-se distribuídas geometricamente no espaço de maneira ordenada, situação que só ocorre em substâncias sólidas, diferente das substâncias amorfas que apresentam estrutura interna desordenada, com suas partículas componentes (átomos e íons) distribuídos caoticamente no espaço, sem posições fixas, como nos gases, líquidos e alguns sólidos amorfos, como o vidro (Fig. 4.1). Portanto, para ser considerado mineral, a substância tem que ser um sólido cristalino. A estrutura cristalina dos minerais é um padrão ordenado tridimensional de íons ou átomos na escala atômica, medida em angstrom (Fig. 4.1e). A definição de mineral também estabelece que sua composição química tem que ser definida, o que significa que a composição pode variar, ocorrendo, porém, entre elementos e intervalos definidos, podendo ainda ser representada por uma fórmula química, como nas olivinas (Mg,Fe)2SiO4, cuja proporção de Mg e Fe pode variar entre 0 e 100%. Alguns minerais, como o quartzo (SiO2), apresentam composição química fixa, praticamente invariável. Entretanto, na maioria dos minerais a composição química é variável de forma definida. A grande maioria dos minerais é de origem inorgânica, o que justifica a expressão “formada por processos inorgânicos” em sua definição. Entretanto, alguns compostos orgânicos naturais que ocorrem associados aos minerais e satisfazem todos os outros pontos da sua definição, foram incluídos no reino mineral com a denominação de minerais biogênicos, como a pérola e as carapaças de organismos marinhos (carbonatos de cálcio), e a apatita (fosfato de cálcio) presente nos ossos, dentes e cálculos renais. Mineraloide é uma substância química natural, semelhante aos minerais que ocorrem associados a eles, mas divergem da definição de mineral principalmente em dois aspectos: na estrutura interna e/ou na composição química. Os mineraloides são substâncias normalmente amorfas e, mesmo satisfazendo todos os outros pontos da definição de mineral, não podem ser considerados como tal, pois não possuem estrutura cristalina, como, por exemplo, a opala (sílica amorfa), obsidiana (vidro vulcânico). A água e mercúrio são dois exemplos de mineraloides líquidos. Alguns mineraloides podem ser cristalinos, mas divergem da definição de mineral por não possuírem composição química definida. Os mineraloides são normalmente inorgânicos, mas, tal como os minerais, existem mineraloides biogênicos, como a collofana (fosfato de cálcio amorfo que ocorre em ossos fósseis) e o âmbar, uma resina vegetal fóssil que além de amorfo a e c b d Figura 4.1- Arranjo bidimensional, na escala macroscópica, de tijolos e de pontos, ordenado em (a) e (b) e desordenado em (c) e (d). Arranjo tridimensional ordenado de íons, na escala atômica (em angstrom), da estrutura do mineral halita NaCl. Na esferas vermelhas e Cl esferas cinzas. 54 não possui composição química definida. Para não excluir estas substâncias do reino mineral, elas foram mantidas com a denominação de mineraloides. Alguns autores incluem os minerais de origem orgânica (minerais biogênicos) no grupo dos mineraloides. Ou seja, para esses autores, os minerais têm que ser inorgânicos. O termo cristal, ou substância cristalina, é aplicado para qualquer sólido homogêneo cristalino, de qualquer origem, natural ou não. Portanto, todo mineral é um cristal, mas nem todo cristal é um mineral. Os cristais artificiais, como as gemas sintéticas, e aqueles sem composição química definida, como alguns cristais orgânicos, não podem ser considerados minerais. A presença de faces naturais geometricamente regulares é uma característica exclusiva das substâncias cristalinas (Fig. 4.2a) que às distingue das substâncias amorfas que nunca apresentam tais faces. Entretanto, a presença de faces cristalinas em escala macroscópica (reconhecíveis à vista desarmada) corresponde a situações particulares e excepcionais das substâncias cristalinas. As faces regulares sempre estão presentes nessas substâncias, mas suas dimensões dependem das condições de formação dos cristais, principalmente da disponibilidade de espaço para o crescimento das faces e da velocidade de cristalização (VC) que quanto mais lenta mais favorece o desenvolvimento das faces. Desse modo, muitos minerais não apresentam faces cristalinas reconhecíveis na escala macroscópica, mas isso significa apenas que elas são imperceptíveis à vista desarmada e somente reconhecíveis com uso de lupas ou microscópio, pois cristalizaram rapidamente ou não houve espaço suficiente para o seu crescimento até a escala macroscópica (Fig. 4.2b,c). Se a VC for muito rápida pode não haver tempo para organizar a estrutura interna e, neste caso, forma uma substância amorfa (Fig. 4.2d). Gema é um mineral, mineraloide ou rocha, que possui valor econômico e que possa ser utilizado como artigo de ornamentação ou na indústria joalheira. São normalmenteminerais que se destacam por algumas propriedades físicas, como alta dureza, e ópticas, como cor, brilho e transparência, conhecidos popularmente como “pedras preciosas” (Figura 4.3). REINO MINERAL Minerais + Mineraloides Figura 4.2- Agregado de cristais de quartzo + pirita (a). Caulinita (caulim) maciça, sem faces cristalinas macroscópicas (b), vista ao microscópio eletrônico, mostrando os cristais hexagonais (c). Opala amorfa, sem faces regulares (d). a c b d Aumento: 2000 vezes a b d e f Figura 4.3- Gemas naturais: diamante bruto (a) e lapidado (b), berilo verde gemológica (esmeralda) bruto (c) e lapidado (d), berilo azul gemológico (água marinha) bruto (e) e lapidado, em um anel (f). c 55 Rocha é um agregado natural formado de um ou mais minerais (ou mineraloides) que compõe as unidades básicas de constituição da Terra (crosta, manto e núcleo) e que na superfície (ou subsuperfície) da crosta terrestre pode ser representada em mapas geológicos. Minério é uma rocha com concentração anômala de minerais ou elementos químicos de interesse econômico, que podem ser minerados com lucro. 4.2.2- CRISTALOGRAFIA Introdução Uma das características mais expressivas dos minerais é o fato deles ocorrerem frequentemente com formas geométricas regulares, típicas das substâncias cristalinas ou cristais. O estudo dos cristais e das leis que governam seu crescimento, forma externa e estrutura interna, denomina-se . Como nem todo cristal é um mineral, o escopo da cristalografia é mais amplo que da mineralogia, incluindo cristais sintéticos. A ocorrência de faces bem formadas e a ausência completa dessas feições são apenas duas situações extremas, havendo estados intermediários entre elas que variam continuamente de um extremo ao outro, conforme o grau de cristalinidade (GC). De acordo com esse parâmetro, as substâncias cristalinas podem ser bem cristalizadas, quando apresentam faces bem formadas e progressivamente mais mal cristalizadas, à medida que as faces tornam-se mal formadas ou não identificadas. O termo cristal é frequentemente utilizado com modificadores que expressam o GC das substâncias cristalinas. Desse modo, um cristal com faces bem formadas, em escala macroscópica, é denominado de ou idiomórfico, com alto GC e velocidade de cristalização (VC) lenta; um cristal com faces imperfeitamente desenvolvidas é referido como ou subdiomórfico com GC e VC intermediários, e um cristal sem faces identificáveis macroscopicamente é denominado de ou informe, com baixo GC e VC rápida (Fig. 4.4). Um cristal anédrico, para ser caracterizado como tal, é necessário que sua natureza cristalina seja reconhecida. Se os diminutos cristais só podem ser reconhecidos com auxílio de um microscópio, os mesmos são denominados de . Certas substâncias cristalinas cristalizam-se tão rapidamente que os diminutos cristais não são reconhecidos nem no microscópio e sua natureza cristalina só pode ser identificada através da difração dos raios-X e, por isso, são referidos como (Fig. 4.4 e 4.5a). A ausência completa de estrutura interna ordenada é reconhecida quando a substância não difrata os raios- X, sendo denominada de (Fig. 4.4 e 4.5b). O comportamento de uma substância sob a ação dos raios-X é o critério definitivo para definir se ela é cristalina (difrata os raios-X) ou amorfa (não difrata). Tal procedimento é realizado no equipamento denominado difratômetro de raios-X. Cristais subédricos Cristais euédricos Substâncias amorfas Cristais Estrutura desordenada Faces imperfeitas Faces perfeitas Sem faces em qualquer escala Cristais microcristalinos Não difrata os Raios X Cristais anédricos Faces observadas ao microscópio Difrata os Raios X Cristais criptocristalinos Sem faces macroscópicas VC GC Figura 4.4- Relação inversa entre o grau de cristalinidade dos cristais e sua velocidade de cristalização (VE), desde os cristais perfeitos (euédricos) até as substâncias amorfas. 56 Os processos de formação das substâncias cristalinas, denominados processos de cristalização, ocorrem a partir de um estado desordenado da matéria (líquido ou gasoso) que evolui para um estado cristalino final (sólido). Em um estado desordenado, os átomos ou grupos iônicos estão distribuídos de maneira aleatória (desordenada), os quais se agregam em um arranjo ordenado característico do estado cristalino, através de mudanças de temperatura, pressão e concentração. As substâncias cristalinas podem se formar a partir de solução, massa em fusão ou vapor. A (solução) ocorre por precipitação do soluto quando a solução atinge o seu ponto de saturação ou solubilidade (quantidade máxima de soluto que a solução consegue manter por unidade de volume). O ponto de saturação pode ser alcançado por aumento da concentração, através da adição de soluto ou evaporação do solvente (água), ou por diminuição da solubilidade através do abaixamento da temperatura ou pressão. A partir de uma solução salina contendo halita (NaCl), com uma determinada concentração abaixo de sua solubilidade (por exemplo, água do mar), a concentração da solução pode aumentar progressivamente até atingir o seu ponto de saturação, tornando-a saturada, a partir do qual começa a precipitação do soluto, iniciando a cristalização da halita (Fig. 4.6). Se a precipitação da halita for lenta, os íons de sódio e cloro que se juntam formam poucos núcleos de cristalização, originando cristais bem formados e desenvolvidos. Ao contrário, se a precipitação for rápida, muitos núcleos de cristalização se formarão, originando um agregado de muitos cristais diminutos malformados. Figura 4.5- Comportamento das substâncias cristalinas e amorfas submetidas a um feixe de Raios-X. As substâncias cristalinas difratam os Raios-X (a), enquanto que as substâncias amorfas não afetam os Raios-X (b). Comprimento de onda ( ) dos Raios X = 10‾1 a 102 A . a b Figura 4.6- Representação esquemática de um lago salino saturado em halita (NaCl) com um núcleo de cristalização (NC) de halita com 125 íons de Na+ e Cl‾, formado através da evaporação da água que, com o contínuo crescimento do NC, dará origem a um cristal de halita. Evaporação Lago salino saturado em HCl Nível da água 1 angstrom (A) 57 A se inicia quando o ponto de fusão da substância é alcançado, por abaixamento progressivo da temperatura. O exemplo mais simples e comum é a formação de cristais de gelo a partir do congelamento da água, quando as moléculas H2O que moviam-se livremente no líquido começam a ocupar posições fixas no espaço, em uma ordem tridimensional definida, cristalizando-se em gelo. A formação das rochas ígneas a partir de magmas é mais complexa, pois o magma é uma fusão com muitos componentes, cada um com seu ponto de fusão. Quando o magma resfria, a cristalização dos minerais inicia quando seus pontos de fusão são alcançados, começando pelos minerais de maior ponto de fusão e terminando pelos de menor ponto de fusão. Os princípios da são basicamente os mesmos da cristalização a partir de solução e fusão, embora seja bem menos frequente que estes dois últimos processos. Com o resfriamento do gás, os átomos ou moléculas dissociadas são atraídos entre si, podendo passar diretamente para o estado sólido com estrutura cristalina. O exemplo mais comum deste modo de cristalização é a formação de flocos de neve a partir do ar carregado de vapor de água. Outro exemplo é a formação de cristais de enxofre a partir de vapores impregnados de enxofre das fumarolas vulcânicas. O material já cristalizado pode ainda passar por um processo de recristalização. O exemplo natural mais típico deste processo é o metamorfismo, responsável pela formação das rochas metamórficas. A atuação do metamorfismo sobre as rochas provoca recristalização das mesmas,através de mudanças de temperatura e pressão, gerando novas rochas com novos minerais. Simetria dos cristais Em condições ideais de formação, a regularidade geométrica das formas externas dos cristais tende a ser perfeita, o que é evidenciado pela simetria apresentada por estas formas. A simetria consiste na repetição normal ou invertida de uma mesma feição (objeto) do cristal (face ou grupo de faces), a qual pode ser visualizada através das operações e seus respectivos elementos de simetria. As três operações fundamentais de simetria e seus elementos de simetria, reconhecidas nos cristais e também em objetos do cotidiano, são: Reflexão, cujo elemento de simetria é um plano; Rotação, cujo elemento de simetria é um eixo; Inversão, cujo elemento de simetria é um centro. Existe ainda uma quarta operação de simetria resultante da combinação entre rotação e inversão, denominada Inversão Rotatória, cujos elementos de simetria são o eixo e o centro. A operação reflexão consiste na repetição do objeto (ou motivo) através de uma reflexão em relação a um plano de simetria (representado por m), resultando em duas imagens enantiomorfas (espelhadas) do motivo (Fig. 4.7). Figura 4.7- Simetria de reflexão em um mineral (a) e em uma casa (b), onde o plano de reflexão (espelho) divide o objeto em duas bandas simétricas (espelhadas). a b 58 A operação rotação é definida pela repetição do objeto (ou motivo) durante uma rotação de 180o, 120o, 90o ou 60o em torno de um eixo imaginário (representado por An) que passa pelo centro geométrico do cristal, sendo n a ordem do eixo, ou seja, o número de repetições do motivo, durante uma rotação completa (360o). Em uma rotação de 360o, o eixo de rotação pode ser binário (A2), com 2 repetições (n = 2) a 180 o cada uma (Fig. 4.8), ternário (A3), com 3 repetições (n = 3) a 120 o cada uma (Fig. 4.9), quaternário (A4), com 4 repetições (n = 4) a 90o cada uma (Fig. 4.10) e senário (A6), com 6 repetições (n = 6) a 60o cada uma (Fig. 4.11). A simetria de inversão é caracterizada pela presença de um centro de simetria (representado por i) que coincide com o centro geométrico do cristal, em relação ao qual as feições geométricas do cristal são invertidas (Fig. 4.12). Figura 4.9- Simetria de rotação ternária em um mineral (a) e em uma hélice de ventilador (b), onde três feições repetidas e rotacionadas a 120 são simétricas em relação ao eixo ternário (eixo com triângulo na extremidade superior). Motivo em vermelho no cristal. a b a b a b Figura 4.10- Simetria de rotação quaternária em um mineral (a) e em uma hélice de cata-vento (b), onde quatro feições repetidas e rotacionadas a 90 são simétricas em relação ao eixo quaternário (com quadrado na extremidade superior). Observar que o cristal possui 3 eixos quaternários (motivo: faces vermelhas) e 4 eixos ternários (motivo: faces cinzas). Figura 4.8- Simetria de rotação binária em um mineral (a) e em uma balança (b), onde duas feições repetidas e rotacionadas a 180 são simétricas em relação ao eixo binário (eixo com elipse na extremidade superior). Observar que o cristal possui 3 eixos binários (a, b e c). Motivo em vermelho no cristal. 59 A simetria de inversão rotatória caracteriza-se pela combinação de rotação com inversão (eixo de rotação + centro de inversão = eixo de inversão). Ou seja, cada repetição de feições dos cristais ocorre por meio de uma rotação seguida por uma inversão. Os eixos de inversão são diferenciados com uma barra sobre A (A ) e podem ser ternários (A3), quaternários (A4) e senários (A6). O eixo binário de inversão (A2) equivale a um plano de simetria e, por isso, não é considerado. O eixo ternário de inversão equivale a um eixo ternário (A3) + um centro de simetria (i), representado por um triângulo + círculo na extremidade do eixo. O cristal da figura 4.10 contém um centro de simetria (i) e, desse modo, os quatro eixos ternários são eixos ternários de inversão (Fig. 4.13a). O eixo quaternário de inversão contém um eixo binário, sendo representado por um eixo com quadrado + elipse na ponta (Fig. 4.13b). O eixo senário de inversão equivale a um eixo ternário + um plano de simetria ( ) perpendicular ao eixo, representado por um eixo com hexágono + triângulo na extremidade (Fig. 4.13c). Ao representar a simetria de um cristal deve-se esclarecer o número dos elementos de simetria (planos m, eixos An, centro i e eixos de inversão A ). Por exemplo, a simetria de um cristal com um centro, 1 eixo quaternário 4 binários e 5 planos é representada Por: i, 1A4, 4A2, 5m e a simetria com 3 eixos quaternários, 4 ternários de inversão, 6 binários e 9 planos, é representada por: 3A4, 4A3, 6A2, 9m. b Figura 4.11- Simetria de rotação senária em um mineral (a) e em uma flor (b), onde seis feições repetidas e rotacionadas a 60 são simétricas em relação ao eixo senário (eixo com hexágono na extremidade superior). Observar que o cristal, além do eixo senário, contém 3 eixos binários horizontais e um plano de simetria (m) separando as duas extremidades piramidais. Motivo em vermelho no cristal. Figura 4.12- Simetria de inversão em um mineral (a) e em uma sala com aranhas em dois cantos opostos no piso e no teto (b), onde duas feições invertidas são simétricas em relação a um centro de simetria (i). a b a 60 Estrutura cristalina nos minerais A característica fundamental das substâncias cristalinas é a estrutura interna ordenada, definida pela disposição ordenada no espaço das partículas constituintes dos cristais (átomos, íons ou moléculas) que formam as unidades básicas das substâncias cristalinas, denominadas . Como uma parede formada pela repetição bidimensional de tijolos (Fig. 4.14a), a estrutura cristalina dos minerais é considerada como um retículo formado pela repetição tridimensional da cela unitária (Fig. 4.14b). Os parâmetros básicos que caracterizam a estrutura cristalina são os mecanismos de repetição da cela unitária para formar o retículo cristalino e a forma e as dimensões da cela, definidas no espaço pelos eixos cristalográficos a, b e c e os ângulos entre eles: ( entre b e c), ( entre a e c) e (entre a e b), conforme a figura 4.14c. A forma externa dos cristais seria, então, um reflexo da sua estrutura interna ordenada, dependendo, portanto, não só da forma da cela unitária, mas também do mecanismo de repetição destas unidades (Fig. 4.15). De acordo com a forma da cela unitária, existem seis sistemas cristalinos, diferenciados pelas dimensões dos eixos cristalográficos e dos ângulos entre eles, do mais simétrico para o menos simétrico: Isométrico, Tetragonal, Hexagonal, Ortorrômbico, Monoclínico e Triclínico (Tabela 4.1). O sistema hexagonal é referenciado com 4 eixos cristalográficos, 3 horizontais (a1, a2 e a3) e um vertical (c). Os ângulos entre os 3 eixos horizontais e o eixo vertical são ortogonais (= = = 90 ) e o ângulo entre os eixos horizontais ( ) é 120 . Figura 4.13- Eixos de inversão rotatória: Eixo ternário de inversão (A3 = A3 + i) representado por eixo com triângulo + círculo na extremidade (a). Eixo quaternário de inversão (A4) representado por eixo com quadrado + elipse na extremidade (b). Eixo senário de inversão (A6 = A3 + m), eixo com hexágono + triângulo na extremidade (c). a b c a b c Figura 4.14- Arranjo ordenado de tijolos (a) e de íons na cela unitária da halita (b). Eixos cristalográficos (a, b, c) e os ângulos (, e ) entre os eixos (c). 61 No padrão cristalográfico americano o sistema hexagonal é subdividido em duas divisões seguintes: hexagonal-H, com cela hexagonal, na qual o eixoc é um eixo senário, e hexagonal-R, com cela romboédrica, na qual o eixo c é um eixo ternário (Fig. 4.16). Entretanto, a escola europeia de cristalografia considera a divisão Hexagonal-R dos americanos como um sistema cristalino independente, denominado Trigonal, totalizando, portanto, 7 sistemas cristalinos. Toda e qualquer substância cristalina (natural ou não) se enquadra em um dos seis (ou sete) sistemas cristalinos. Formas cristalinas Forma em cristalografia consiste em um grupo de faces de um cristal que mantém a mesma relação com os elementos de simetria (eixos ou planos), podendo haver mais de uma forma em um mesmo cristal. São 48 formas, 33 não isométricas e 15 isométricas. As formas não isométricas pertencem aos sistemas tetragonal, ortorrômbico, hexagonal, monoclínico e triclínico, e podem ser fechadas (se encerram espaço) ou abertas (se não encerram espaço). As formas abertas não isométricas só ocorrem associadas com outras formas porque os cristais têm que encerrar espaço. Das 33 formas não isométricas, 18 são abertas. As formas abertas mais simples são o pédio e o pinacoide, constituídas por apenas uma face (pédio) e duas faces (pinacoide) perpendiculares a um eixo cristalográfico, cuja simetria depende do sistema cristalino (Fig. 4. 17a). O domo e o esfenoide são duas formas do sistema monoclínico, também constituídas por duas faces convergentes (Fig. 4.17b), simétricas a um plano que contém os eixos a e c (domo) ou ao eixo b (esfenoide). Figura 4.15- Repetição de celas unitárias cúbicas, com tamanhos aproximado de 5 angstrom, gerando cristais com diferentes formas: cúbica (a), octaédrica (b) e dodecaédrica (c). a b c Figura 4.16- As duas divisões do sistema Hexagonal: Hexagonal-H, no qual o eixo c é um eixo de simetria senária (a) e Hexagonal-R, no qual o eixo c é um eixo ternário (b). Nas duas divisões do sistema hexagonal os eixos horizontais (a1, a2 e a3) fazem um ângulo de 120 o entre eles e são perpendiculares ao eixo vertical c. a1 = a2 = a3 = = = 90 = 120 5 angstrom (A) 62 Tabela 4.1- Os seis sistemas cristalinos e seus elementos de simetria característicos, conforme o padrão cristalográfico americano. 63 Os prismas formam uma família de 7 formas não isométricas abertas, constituídas por faces verticais simétricas ao eixo c do cristal, cuja ordem depende do sistema cristalino. Para fechar o espaço dos cristais, os prismas ocorrem sempre associados a outras formas, como os pinacoides (bases dos prismas). Os prismas possuem centro de simetria, com exceção dos prismas trigonal e ditrigonal (Fig. 4.18). As pirâmides formam outra família de 7 formas não isométricas abertas, sem centro de simetria, constituídas por faces não paralelas que convergem para um vértice, simétricas a um eixo de simetria (eixo c), cuja ordem depende do sistema cristalino. Para fechar o espaço, as pirâmides ocorrem sempre associadas a outras formas, como os pédios que formam a base das pirâmides (Fig. 4. 19). 15 formas não isométricas são fechadas. A família das bipirâmides compreendem 7 formas fechadas formadas por duas pirâmides justapostas inversas, separadas por um plano m de simetria (Fig. 4.20). As faces das bipirâmides são simétricas em relação a um eixo de simetria (eixo c), cuja ordem depende do sistema cristalino. As bipirâmides possuem centro de simetria, exceto a trigonal e ditrigonal. Figura 4.17- Formas abertas não isométricas simples constituídas por uma ou duas faces: Pédio (uma face) e pinacoide (duas faces paralelas) simétricas a um eixo (a). Duas faces não paralelas simétricas a um plano (domo) e a um eixo (esfenoide), do sistema monoclínico (b). a b c d Figura 4.18- Família dos prismas: prismas trigonal (a) e ditrigonal (b) do sistema hexagonal-H, com eixo c = A6. Prismas tetragonal (c) e ditetragonal (d) do sistema tetragonal, eixo c = A4. Prisma rômbico do sistema ortorrômbico, com eixo c = A2 (e). Prismas hexagonal (f) e dihexagonal (g) do sistema hexagonal-H, com eixo c = A6. a b c d e f g 64 Os trapezoedros são três: trigonal do sistema hexagonal-R, tetragonal (sistema tetragonal) e hexagonal do sistema hexagonal-H, sem centro de simetria (Fig. 4.21a, b, c). Os escalenoedros são dois: tetragonal (sistema tetragonal) e hexagonal do sistema hexagonal-R, este último com centro de simetria (Fig. 4.21d, e). Figura 4.19- Família das pirâmides: pirâmide trigonal (a) e pirâmide ditrigonal (b), do sistema hexagonal-R, com eixo c = A3. Pirâmides tetragonal (c) e ditetragonal (d), com eixo c = A4. Pirâmide rômbica (ortorrômbico), com eixo c = A2 (e). Pirâmides hexagonal (f) e dihexagonal (g), do sistema hexagonal-H, com eixo c = A6. a b c d e f g Figura 4.20- Família das bipirâmides: bipirâmides trigonal (a) e ditrigonal (b), do sistema hexagonal-H, com eixo c = A6. Bipirâmides tetragonal (c) e ditetragonal (d), do sistema tetragonal, com eixo c = A4. Bipirâmide rômbica (ortorrômbico), com eixo c = A2 (e). Bipirâmides hexagonal (f) e dihexagonal (g) do sistema hexagonal-H, com eixo c = A6. a b c d e f g 65 Os biesfenoides são formas não isométricas fechadas formadas por dois esfenoides justapostos, sem centro de simetria. São dois biesfenoides: tetragonal (Fig. 4.22a), cujas faces são triângulos isósceles simétricas ao eixo (quaternário de inversão) e rômbico, do sistema ortorrômbico (Fig. 4.22b), cujas faces são triângulos escalenos simétricas ao eixo c (binário). O romboedro (Fig. 4.22c) é uma forma não isométrica fechada, com centro de simetria ( ) e faces losangulares simétricas ao eixo (ternário de inversão). As formas isométricas são todas fechadas e equidimensionais (a = b = c), em um total de 15 formas. Se caracterizam pela presença de 4 eixos de simetria ternária inclinados em relação aos eixos cristalográficos, os quais são eixos de simetria quaternários ou binários. Os cristais isométricos com eixos ternários de inversão (A3) possuem centro de simetria (A3 = A3 + i), havendo nesse grupo dois conjuntos distintos: 1) aqueles em que os eixos cristalográficos (a, b, c) são eixos de simetria quaternária: cubo, octaedro e suas formas derivadas: tetraexaedro (dividindo cada face do cubo em 4), trioctaedros trigonal e tetragonal (dividindo cada face do octaedro em 3 faces) e hexaoctaedro (dividindo cada face do octaedro em 6 faces), além do dodecaedro (Fig. 4.23), e 2) aqueles em que os eixos cristalográficos são eixos de simetria binária: piritoedros ou dodecaedro pentagonal, com faces pentagonais, e diploedro ou didodecaedro, no qual cada face do dodecaedro é dividida em duas (Fig. 4.24). Figura 4.21- Trapezoedros: trigonal (a), com faces simétrica ao eixo c (ternário), tetragonal (b), com faces simétricas ao eixo c (quaternário) e hexagonal (c), com faces simétricas ao eixo c (senário). Escalenoedros: tetragonal (d), com faces simétricas ao eixo c (quaternário de inversão) e hexagonal (e), com faces simétricas ao eixo c (ternário de inversão). trapezoédricas Faces escalenoédricas Faces a b c d e Figura 4.22- Biesfenoides: tetragonal (a), com faces simétricas ao eixo c (quaternário de inversão) e rômbico (b), com faces simétricas ao eixo c (binário). Romboedro (c), com faces losangulares simétricas ao eixo c (ternário de inversão). a b c 66 Os cristais isométricos com eixos ternários comuns (A3) não possuem centro de simetria, havendo nesse grupo dois conjuntos distintos: aqueles em que os eixos cristalográficossão eixos de simetria quaternária de inversão (A4) ou binária (A2): tetraedro e suas formas derivadas: tritetraedros trigonal, tetragonal e pentagonal (cada face do tetraedro é dividida em 3) e hexatetraedros, em que cada face do tetraedro é dividida em 6 (Fig. 4.25a, b, c, d, e), e aqueles em que os eixos cristalográficos são eixos de simetria quaternária comum (A4): giroedros ou trioctaedro pentagonal (Fig. 4.25 f). Figura 4.24- Formas isométricas com 4 eixos ternários de inversão inclinados aos eixos cristalográficos de simetria binária: Piritoedro ou dodecaedro pentagonal (a) e diploedro ou didodecaedro (b) Figura 4.23- Formas isométricas com 4 eixos ternários de inversão (A3 = A3 + i) inclinados aos eixos cristalográficos de simetria quaternária: Cubo (a), octaedro (b), dodecaedro (c), tetraexaedro (d), derivada do cubo (dividindo cada face em 4), trioctaedros trigonal (e) e tetragonal (f) e hexaoctaedro (g): derivadas do octaedro, dividindo cada face em 3 (trioctaedros) ou 6 (hexaoctaedro). a b c d e f g a b 67 Essas 48 formas cristalinas podem ocorrer nos minerais tanto de maneira isoladas (uma única forma) ou, mais frequentemente, combinadas (2 ou mais formas no mesmo cristal). Nos cristais não isométricos é comum a ocorrência de combinações entre prismas e pirâmides ou bipirâmides (Fig. 4.26). No sistema isométrico existem muitas possibilidades de combinações de formas, sendo frequentes as combinações envolvendo o cubo, octaedro e dodecaedro (Fig. 4.27). Figura 4.25- Formas isométricas com 4 eixos ternários (sem centro de simetria), inclinados aos eixos cristalográficos de simetria quaternária de inversão ou binária: Tetraedro (a), tritetraedros trigonal (b), tetragonal (c) e pentagonal (d), e hexatetraedro (e): derivadas do tetraedro (dividindo cada face em 3 ou 6). Formas com 4 eixos ternários inclinados aos eixos cristalográficos de simetria quaternária: giroedro ou trioctaedro pentagonal (f). a b c d e f Figura 4.26- Combinação de prismas e bipirâmides: sistema ortorrômbico (a) e hexagonal-H (b). Prisma + pirâmide tetragonal (c) Figura 4.27- Combinação de formas no sistema isométrico: Cubo, faces vermelhas + dodecaedro, faces cinzas (a). Cubo, faces vermelhas + dodecaedro, faces cinza + octaedro, faces azuis clara (b). Pédio a b c a b 68 Classes cristalinas Na natureza existem apenas 32 tipos de combinações entre os elementos de simetria, as quais correspondem às 32 classes de simetria cristalina, distribuídas nos seis sistemas cristalinos (Tabela 4.2). Sistema Cristalino Simetria Classe cristalina Formas cristalinas Isométrico 3A4, 4A3, 6A2, 9m (1A3 = 1A3 + ) 3A4, 4A3, 6m 3A4, 4A3, 6A2 3A2,4A3,3m 3A2, 4A3 Cubo, octaedro, dodecaedro, tetraexaedro, trioctaedros (trigonal, tetragonal), hexaoctaedro Tetraedro, tritetraedros (trigonal e tetragonal) Hexatetraedro Trioctaedro pentagonal (Giroedro) Piritoedro, didodecaedro (diploedro) Tritetraedro pentagonal (tetartoedro) H e x a g o n a l , 1A6, 6A2, 7m 1A6, 3A2, 3m 1A6, 6m 1A6, 6A2 , 1A6, 1m 1A6 (= 1A3 + m) 1A6 Prisma e Bipirâmide hexagonal e dihexagonal Prisma e Bipirâmide trigonal e ditrigonal Pirâmide hexagonal e dihexagonal Trapezoedro hexagonal Prisma e Bipirâmide hexagonal Prisma e Bipirâmide trigonal Pirâmide hexagonal e dihexagonal 1A3, 3A2, 3m 1A3, 3m 1A3, 3A2 1A3 (= + 1A3) 1A3 Romboedro, escalenoedro hexagonal Pirâmide trigonal e ditrigonal Trapezoedro trigonal Romboedro Pirâmide trigonal e ditrigonal Tetragonal , 1A4, 4A2, 5m 1A4, 2A2, 2m 1A4, 4m 1A4, 4A2 , 1A4, 1m 1A4 1A4 Prisma e Bipirâmide tetragonal e ditetragonal Biesfenoide, escalenoedro tetragonal Pirâmide tetragonal e ditetragonal Trapezoedro tetragonal Prisma e bipirâmide tetragonal e ditetragonal Biesfenoide tetragonal Pirâmide tetragonal e ditetragonal Ortorrômbico , 3A2, 3m 1A2, 2m 3A2 Prisma e Bipirâmide rômbica Pirâmide rômbica Biesfenoide rômbico Monoclínico , 1A2, 1m 1m 1A2 Prisma monoclínico Domo (2 domos se fechando) Esfenoide (2 esfenoides se fechando) Triclínico Nenhuma simetria Pinacoide (3pinacóides fechados) Pédio (6oumais pédios fechados) Tabela 4.2- As 32 classes cristalinas distribuídas nos seis sistemas cristalinos e suas respectivas formas cristalinas. Em negrito a simetria característica de cada sistema cristalino, presentes em todas as classes do sistema. 69 A classificação dos cristais compreende não apenas a definição de seu sistema cristalino e forma(s) presente(s), mas também a definição de sua classe cristalina. O sistema isométrico contém 5 classes, o hexagonal 12 classes (7 do hexagonal-H e 5 do hexagonal-R), o tetragonal 7 classes, o ortorrômbico 3, o monoclínico 3 e o triclínico 2, que se diferenciam pelas formas e simetria das mesmas (Tabela 4.2). Agregados cristalinos e cristais geminados Os minerais ocorrem frequentemente na natureza formando agregados de cristais malformados, do mesmo mineral ou de diferentes minerais, normalmente sem uma ordem de relação entre os indivíduos cristalinos (Fig. 4.28a, b). Mais raramente, os agregados mostram uma certa ordem entre os cristais (Fig. 4.28c). Excepcionalmente podem formar agregados cristalinos com uma ordem simétrica entre os indivíduos cristalinos, denominada geminação. Dois ou mais cristais geminados crescem simultaneamente controlados pelos elementos de simetria da geminação. A ordem de simetria que define a geminação pode ser de dois tipos principais: : os cristais geminados são simétricos em relação a um plano (plano do geminado). Exemplos: geminação de cristais octaédricos do mineral espinélio MgAl2O4 (Fig. 4.29a,b,c); geminação do Japão no quartzo (Fig. 4.29d,e); geminação em cotovelo de cristais prismáticos tetragonais de cassiterita SnO2 e rutilo TiO2 (Fig. 4.30). O zircão (ZrSiO4) também gemina em cotovelo. a b c Figura 4.28- Agregados aleatórios de cristais placosos (a) e prismáticos (b) de albita. Agregados de cristais prismáticos paralelos de quartzo (c). Figura 4.29- Geminação de contato do espinélio, mostrando um octaedro não geminado (a), dois octaedros geminados em relação ao plano do geminado (b) e dois cristais naturais de espinélios geminados (c). Geminação do Japão do quartzo, mostrando o plano do geminado (d) e dois cristais prismáticos naturais geminados de quartzo. c a Octaedro não geminado b Plano do geminado e d 70 : os cristais geminados são simétricos em relação a um eixo (eixo do geminado). Exemplos: geminação de cristais cúbicos de fluorita CaF2 e de pirita FeS2 (Fig. 4.31); geminação em cruz de prismas de estaurolita (silicato de Al, Fe e Mg), Fig. 4.32; cruz de ferro da pirita: piritoedros geminados (Fig. 4.33). Figura 4.30- Geminação de contato em cotovelo de dois cristais prismáticos de cassiterita (a) e rutilo (b, c) mostrando o plano do geminado, e dois cristais naturais de rutilo geminado em cotovelo (d). a c d Rutilo Plano do geminado Plano do geminado b Figura 4.32- Geminação de penetração em cruz de prismas de estaurolita, mostrando o eixo do geminado (a, b). Cristais prismáticos geminados naturais de estaurolita (c, d). Figura 4.31- Geminação de penetração de dois cubos de fluorita, mostrando o eixo do geminado (a). Cristais cúbicos geminados naturais de fluorita (b) e pirita (c). a b c a b c d Figura 4.33- Piritoedro não geminado natural de pirita (a). Geminação de penetração cruz de ferro da pirita: dois cristais de piritoedros geminados, mostrando o eixo do geminado (b). Agregado natural de cristais de piritoedros geminados de pirita(c). a b c 71 Geminação com mais de dois cristais denomina-se geminação múltipla. Esta categoria de geminação só ocorre por contato, com mais de um plano do geminado, e pode ser de dois tipos: . Exemplo: geminação polissintética da albita que ocorre nos plagioclásios (Fig. 4.34), e . Exemplo: geminação cíclica do crisoberilo BeAl2O4, em forma de roseta (Fig. 4.35). 4.2.3- MINERALOGIA FÍSICA Introdução A Mineralogia Física compreende a parte da mineralogia que trata das características e propriedades físicas dos minerais. Serão consideradas aqui apenas as propriedades físicas observadas macroscopicamente ou através de testes relativamente simples, não incluindo, portanto, aquelas propriedades que requerem preparação especial das amostras e equipamentos mais sofisticados para sua observação, tais como a difração de raios-x e as propriedades óticas que necessitam de microscópio. As propriedades físicas dos minerais são consequências diretas de sua estrutura cristalina e de suas características químicas, havendo, portanto, uma interrelação entre a mineralogia física, cristalografia e mineralogia química. Hábito dos minerais Uma das características mais expressivas dos minerais é o fato deles ocorrerem frequentemente com formas geométricas regulares. Embora a regularidade das formas dos minerais seja variável e minerais bem cristalizados são mais exceções do que a regra, suas formam são características diagnósticas importantes dos minerais que se mantêm constante, assim como seus ângulos interfaciais, independentemente de sua procedência. O hábito é a maneira como os minerais ocorrem, sendo a característica física de observação mais imediata dos minerais. Primeiramente deve-se distinguir se os minerais ocorrem em cristais isolados ou em agregados cristalinos. Em ambos os casos os indivíduos cristalinos podem ocorrer bem cristalizados ou não. Para os cristais bem cristalizados (isolados ou em agregados) deve-se definir as formas presentes. No c a b Figura 4.35- Geminação cíclica do crisoberilo, com seis planos do geminado não paralelos e convergentes (a, b). Cristal natural de crisoberilo com geminação cíclica (c). a b Figura 4.34- Geminação polissintética da albita (a). Cristal natural de plagioclásio, visto ao microscópio, com geminação polissintética da albita (b). 72 sistema isométrico as formas mais frequentes são o cubo, p. ex. na pirita FeS2, galena PbS, halita NaCl e fluorita CaF2 (Fig. 4.36), octaedro, p. ex. na magnetita Fe3O4, fluorita, diamante (Fig. 4.37) e dodecaedro, p. ex. na granada (Mg,Fe)3Al2(SiO4)3, pirita (Fig. 4.38) e combinações destas três formas (Fig. 4.39). Figura 4.36- Exemplos de minerais isométricos cúbicos: Monocristais de pirita FeS2 (a, b); monocristal de galena PbS (c); monocristal de halita NaCl (d); agregado de cristais cúbicos de Fluorita CaF2 (e). a b c d Halita b Fluorita c Diamante Figura 4.38- Exemplos de minerais isométricos dodecaédricos: Monocristal de granada (a); agregado de cristais dodecaédricos de granada, variedade uvarovita (b); monocristal de piritoedro (dodecaedro pentagonal) de pirita (c). b Figura 4.39- Cristais de granada com combinação de cubo e dodecaedro. c Piritoedro a Dodecaedro a e Figura 4.37- Exemplos de minerais isométricos octaédricos: Monocristal de magnetita (a); monocristal de fluorita (b); monocristal de diamante (c). 73 Nos sistemas não isométricos, são frequentes os prismas e associação destes com pirâmide e bipirâmides, como por exemplo nos minerais rutilo e zircão (tetragonal), turmalina e berilo Be3Al2(SiO3)6 (hexagonal), topázio Al2SiO4(OH,F)2 (ortorrômbico), conforme as figuras 4.40 (prismas) e 4.41 (primas + pirâmide ou bipirâmide). São também comuns cristais romboédricos em carbonatos (Fig. 4.42). Figura 4.40- Exemplos de minerais não isométricos prismáticos: Prisma tetragonal de rutilo (a); prismas ditrigonais de turmalina (b); prismas hexagonais de berilo água marinha (c) e esmeralda (d); prisma rômbico de topázio imperial (e) Figura 4.41- Exemplos de minerais não isométricos prismáticos associados com pirâmides ou bipirâmides: Prisma piramidal tetragonal de rutilo (a); prisma bipiramidal tetragonal de zircão (b); prismas piramidais ditrigonais de turmalina (c, d); prisma piramidal hexagonal-H de berilo água marinha (e); prismas piramidais rômbicos de topázio imperial (f, g). c d a Rutilo b Turmalina a R u ti lo c Berilo água marinha d Berilo esmeralda e Figura 4.42- Agregado de cristais romboédricos (a) e monocristal romboédrico de calcita transparente. (b). a b b Zircão Berilo água marinha e f g 74 Para os agregados de cristais diminutos ou mal cristalizados procura-se definir a maneira de ocorrência do conjunto, de acordo com a morfologia dos indivíduos cristalinos e com a relação espacial entre eles. Diversas terminologias existem na literatura referindo-se ao modo de ocorrência desses agregados cristalinos. 1- são prismas cujos sistemas cristalinos são de difícil identificação à vista desarmada, por serem muito finos. cristais na forma de agulhas (Fig. 4.43a). Ex. rutilo, turmalina, aragonita CaCO3. cristais na forma de fibras ou cabelos (Fig. 4.43b, c). Ex. serpentina variedade crisotila (asbesto), gipsita CaSO4.2H2O, malaquita Cu2(CO3)(OH), millerita NiS. Com agulhas ou fibras não paralelas: quando são convergentes (Fig. 4.43d) e quando ocorrem na forma de retículo (Fig. 4.43e). Agregado de cristais prismáticos na forma de colunas (Fig. 4.44a, b). São mais grossos que os cristais aciculares. Ex. turmalina, berilo, aragonita (CaCO3) cristais alongados na forma de lâminas (Fig. 4.44c, d). Ex. cianita (Al2SiO5), talco Mg3Si4O10(OH)2 e estibinita (Sb2S3). Figura 4.43- Cristais aciculares de rutilo no quartzo (a). Cristais fibrosos de serpentina crisotila (b) e halotriquita (c). Cristais aciculares radiais de aragonita (d). Cristais aciculares reticulado de rutilo (e). c e Rutilo d Aragonita a Rutilo no quartzo b Crisotila Figura 4.44- Exemplos de agregado de cristais prismáticos colunares de turmalina (a) e de berilo esmeralda (b). Agregado de cristais laminares de cianita (c) e talco (d). b Esmeralda a c d Talco 75 2- Agregados de cristais achatados e planares: são minerais com estruturas cristalinas constituídas por unidades planares interligadas por ligações químicas fracas. agregados de placas finas (Fig. 4.45 a, b, c). Ex. micas, clorita, barita. agregado coeso de placas finas (Fig. 4.45d, e). Ex. lepidolita, serpentina variedade antigorita, gipso, talco. agregado de esferas radiadas intercrescidas. Dependendo da morfologia do agregado coloforme, ele recebe denominações específicas, como , na forma de cacho de uvas (Fig. 4.46a, b, c); , na forma de rim (Fig. 4.46d) e , na forma de mamas (Fig. 4.46e), mas as diferenças entre esses 3 tipos são sutis e o termo coloforme pode ser utilizado quando não há uma boa definição da morfologia. Ex. pirolusita MnO2, hematita Fe2O3, malaquita Cu2(CO3)(OH), rodocrosita MnCO3, smithsonita ZnCO3. Se o agregado é constituído por esferas distintas (não intercrescidas), há dois tipos de hábitos, dependendo da forma e tamanho das esferas: , na forma de ovas de peixe (Fig. 4.47a), p. ex. goethita FeO(OH), hematita, e , na forma de ervilhas (Fig. 4.47b, c), p. ex. calcedônia (sílica microcristalina) e calcita CaCO3. Figura 4.45- Agregados de cristais placosos de mica branca (a, b) e barita (c). Cristais tabulares de lepidolita (d)e serpentina antigorita (e). a Mica b Mica c Barita d Lepidolita e Antigorita Figura 4.46- Agregados coloforme de cristais esféricos: pirolusita (a), malaquita (b) e rodocrosita (c) botrioidais. Hematita reniforme (d) e Smithsonita mamilar (e). a Pirolusita b Malaquita c Rodocrosita e d Hematita 76 4- Agregado de cristais equidimensionais malformados: agregado coeso de grãos, podendo ser de granulação grossa, média ou fina (Fig. 4.48a, b). Embora os cristais não isométricos não sejam equidimensionais, eles podem formar grãos aproximadamente equidimensionais por desgaste erosivo. Ex. quartzo, granada, magnetita, topázio, calcita, etc. granular fino friável. Ex. laterita, bauxita (Fig. 4.48c). massa mineral compacta individual (Fig. 4.48d, e) ou agregado granular fino, sem forma definida (Fig. 4.48 f). 5- Hábitos especiais: cavidade rochosa preenchida parcialmente por material normalmente bandado na borda, frequentemente recoberto por cristais que se projetam para o centro vazio da cavidade (Fig. 4.49a). Ex. Ametista (cristal de quartzo lilás), cristal de rocha (cristal de quartzo incolor), citrino (quartzo amarelo), turmalina. superfície recoberta por uma camada de pequenos cristais que se projetam para fora (Fig. 4.49b, c, d). Normalmente é uma porção de um geodo. Ex. ametista, cristal de rocha, citrino. Figura 4.47- Nódulos oolíticos de goethita em bauxita (a) e pisólitos de calcedônia (b) e calcita (c). b Calcedônia a c Calcita Figura 4.48- Dunito constituído por olivina granular grossa (a). Conglomerado com quartzo granular médio (b). Bauxita terrosa, granular fina friável (c). Cristal anédrico de quartzo maciço (d). Cristais de pirita anédricas maciças (e). Caulinita maciça, formada por agregado de microcristais (f). c Bauxita a Dunito b Conglomerado d Quartzo f Caulinita e 77 massa mineral na forma de ramos de plantas (Fig. 4.50a). Ex. pirolusita, metais nativos (Cu, Au, Ag, Pt). massa mineral formada por deposição de material em torno de um núcleo (Fig. 4.50b, c). Ex. calcita, hematita, malaquita, ágata deposição de material fino em camadas. Ex. ágata bandada (Fig. 4.50c) e cristal de rocha com borda bandada de ametista (Fig. 4.50d). deposição de material fino na forma de cilindros ou cones, a partir de águas que gotejam do teto de cavernas (Fig. 4.50e, f). Ex. calcita, calcedônia (quartzo microcristalino). Propriedades mecânicas Nesta categoria estão incluídas as propriedades relacionadas à deformação dos minerais submetidos a algum tipo de esforço mecânico: 1) tenacidade; 2) clivagem, partição e fratura; 3) dureza (resistência dos minerais ao risco). Figura 4.49- Geodo de ametista (a). Drusas de cristal de rocha (b), citrino (c) e ametista (d). a c b Cristal de rocha d Figura 4.50- Pirolusita dendrítica (a). Hábito bandado e concêntrico: malaquita (b) e ágata (c). Geodo de cristal de rocha com borda bandada de ametista (d). Estalactites de carbonato (e) e de calcedônia (f). c a Pirolusita b Malaquita d e Estalactite de carbonato f Estalactite de calcedônia 78 é o comportamento dos minerais em relação aos esforços mecânicos, tais como rompimento, esmagamento, encurvamento e rasgamento. Com base na tenacidade os minerais podem ser enquadrados em três grupos seguintes: Minerais que se deformam de maneira rúptil (quebradiços): se rompem ou quebram sob a ação de esforços mecânicos, comportamento característico de materiais com ligação iônica e/ou covalente. A maioria dos minerais são quebradiços. Exemplos: quartzo, feldspatos, calcita, fluorita, córindon Minerais flexíveis e elásticos: são minerais que, ao serem submetidos a esforços mecânicos, antes de romper, se encurvam e podem retornar ou não à sua forma original, quando cessa o esforço que os deformou, comportamento característico de materiais com estrutura constituída por unidades com ligação relativamente forte interligadas por ligação mais fraca. Minerais com ligação iônica fraca interligando unidades mais coesas comportam-se de maneira elástica, ou seja, retornam a sua forma original quando cessa o esforço, como por exemplo as micas. Por outro lado, minerais cujas ligações mais fracas são do tipo van der Waals comportam-se de maneira flexível, ou seja, não retornam a sua forma original quando cessa o esforço, como por exemplo o talco e as serpentinas. Minerais que se deformam de maneira plástica (não quebradiços): sob a ação de esforços mecânicos normalmente se amassam e sob a ação de esforços adequados podem ser transformados em lâminas (maleáveis), estirados para formar fios (dúcteis) e podem romper sob uma ação cortante (sécteis), comportamento característico de materiais com ligação metálica, como por exemplo os metais nativos (ouro, prata, cobre e platina). Quando um mineral é submetido a esforços mecânicos suficientes para rompê-lo, o rompimento pode ocorrer de duas maneiras, dependendo da intensidade das forças de ligação entre as partículas componentes do mineral e da presença (ou ausência) de defeitos em sua estrutura cristalina. clivagem e partição: o rompimento ocorre preferentemente ao longo de direções cristalográficas (planos atômicos) de fraqueza em suas estruturas cristalinas, onde ocorrem ligações químicas mais fracas ou defeitos estruturais. fratura: ocorre normalmente em minerais com apenas um tipo de ligação química, cuja intensidade é aproximadamente igual em todas as direções. A fratura não ocorre ao longo de direções cristalográficas planas específicas e sim ao longo de superfícies irregulares. Os planos de clivagem ocorrem ao longo de direções cristalográficas definidas, normalmente paralelas às faces ou possíveis faces dos minerais. A caracterização adequada da clivagem envolve dois parâmetros, a sua qualidade e suas direções cristalográficas. A qualidade da clivagem pode ser perfeita ou excelente, como nas micas e na calcita, boa como na maioria dos piroxênios, regular ou imperfeita como na escapolita e aragonita, e má como na apatita e no berilo. Em muitos minerais a clivagem é completamente ausente ou indistinta, como no quartzo, pirita, turmalina e olivina. As direções das clivagens são expressas pelo nome da forma cujas faces são paralelas com as clivagens. De acordo com as direções, existem cincos tipos de clivagens seguintes: clivagem basal ou pinacoidal (Fig. 4.51a, b, c). Exemplos: micas, molibdenita MoS2, wolframita (Fe,Mn)WO4, topázio, grafita. clivagem prismática (Fig. 4.51d, e). Exemplos: piroxênios, anfibólios, enargita. clivagem cúbica (Fig. 4.52a, b, c). Ex.: galena, halita, silvita (KCl). Clivagem romboédrica (Fig. 4.52d, e). Ex.: calcita, pirargirita Ag3SbS3. clivagem octaédrica, caracterizada por feições triangulares na superfície dos minerais (Fig. 4.53a). Exemplos: fluorita, diamante (Fig. 4.53b, c). 79 clivagem dodecaédrica, caracterizada por feições losangulares na superfície dos minerais (Fig. 4.54a). Exemplos: esfalerita ZnS (Fig. 4.54b), sodalita Na4Al3(SiO4)3Cl. d Figura 4.51- Clivagens em 1 direção (basal), nas micas (a), molibdenita (b) e wolframita (c). Clivagem prismática, em 2 direções (d), no espodumênio LiAlSi2O6, piroxênio de Li (e). a b c e a d b c Figura 4.52- Clivagens em 3 direções: Clivagem cúbica (a) na galena (b) e halita (c). Clivagem romboédrica (d) na calcita (e). e a Figura 4.53- Clivagem octaédrica, em quatro direções (a), na fluorita (b) e no diamante (c). b c 80 A é o rompimento ao longo de planos de fraqueza na estrutura cristalina que pode ocorrer em minerais submetidos à pressão, em planos de cristais geminadospor contato e em decorrência do processo de exsolução que ocorre ao longo de determinadas direções cristalográficas. Como a partição é sempre controlada pela estrutura cristalina dos minerais, ela assemelha-se à clivagem, mas, ao contrário desta última, a partição não ocorre em todos os espécimes de um determinado mineral, mas somente naqueles submetidos às condições especificadas acima. Além disso, os planos de partição não se desenvolvem de maneira contínua em uma determinada direção, como nas clivagens, pois somente um certo número de planos de partição ocorre em uma determinada direção, entre os quais o mineral pode se fraturar irregularmente. Exemplos notáveis de partição são a partição romboédrica da hematita e do coríndon (Fig. 4.55a, b, c), octaédrica da magnetita (Fig. 4.55d), e a partição basal dos piroxênios (Fig. 4.55e, f). O rompimento dos minerais ao longo de superfícies irregulares, não controladas pela estrutura cristalina, denomina-se . Os principais padrões de fratura reconhecidos nos minerais são designados pelos seguintes termos: Conchoidal: quando a fratura ocorre em superfícies curvas e lisas, semelhantes a superfície interna de uma concha (Fig. 4.52a). Ex. quartzo, vidro. Fibrosa ou estilhaçada: quando o mineral se rompe em estilhaços ou fibras. Ex. gipso (Fig. 4.52b). Serrilhada: quando o mineral se rompe segundo uma superfície irregular denteada, com bordas cortantes. Ex. metais nativos (ouro, prata e cobre). Irregular ou desigual: quando o mineral se rompe em superfícies rugosas e irregulares. Figura 4.54- Clivagem dodecaédrica, em 6 direções (a), na esfalerita (b). a b a e Figura 4.55- Partição romboédrica (a) da hematita (b) e córindon (c). Partição octaédrica da magnetita (d). Partição basal (e) do piroxênio (f). b f c d 81 (representada por ) é a resistência que uma superfície lisa e fresca de um mineral oferece ao ser riscada. A dureza reflete, portanto, a resposta dos minerais aos esforços mecânicos sem rompimento. Minerais de características plásticas, como os minerais metálicos, resultam em ranhuras ao serem riscados por materiais mais duros, enquanto que minerais quebradiços reagem na forma de microfraturas ao serem riscados. A dureza está diretamente relacionada com a intensidade das forças de ligação que mantém as partículas componentes dos minerais unidas em suas estruturas cristalinas. Em minerais duros, como o diamante e o coríndon, todas as ligações químicas são fortes (como a ligação covalente), ao passo que em minerais moles, como o talco e a grafita, a presença de ligações fracas na estrutura cristalina (como a ligação de van der Waals) é responsável pela baixa dureza. Como a intensidade das ligações químicas pode variar com a direção, os minerais também podem apresentar variações na dureza conforme as direções em que são riscados. Entretanto, as variações direcionais na dureza da maioria dos minerais comuns são imperceptíveis sem o uso de instrumentos sofisticados para mensurá-las. A dureza de um mineral é determinada observando-se a facilidade ou dificuldade com que o mineral risca ou é riscado por outro mineral ou material de dureza conhecida. O mineral mais duro risca (faz um sulco) no mais mole, enquanto que o mais mole deixa um rastro (traço) no mais duro. Dez minerais comuns foram escolhidos pelo mineralogista alemão Friedrich Mohs, em 1824, para compor uma escala de dureza, com a finalidade prática de determinar a dureza relativa de qualquer mineral. Os 10 minerais, em ordem crescente de dureza relativa, que compõem a escala de Mohs, são os seguintes: Escala de Dureza de Mohs Padrão auxiliar Mg3(Si4O10)(OH)2 Ca(SO4).2H2O Unha humana (2 2,5) CaCO3 Moeda de cobre (~ 3) CaF2 Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) Lâmina de aço (5 5,5), Vidro (5,5) KAlSi3O8 Aço da lima (6,5) SiO2 Porcelana (~ 7) Al2SiO4(F,OH)2 Al2O3 C Figura 4.56- Fratura conchoidal no quartzo (a) e na obsidiana, vidro vulcânico natural (b). Fratura fibrosa ou estilhaçada no gipso (c). c b a Friendrich Mohs 1773−1839 Tabela 4.3- Escala de Dureza de Mohs 82 Para determinar a dureza relativa de qualquer mineral, deve-se definir quais minerais da escala de Mohs riscam e quais os que são riscados pelo mineral. Neste teste é importante observar que o rastro (traço) de um mineral mais mole deixado na superfície de um mineral mais duro, pode ser confundido com um risco. Entretanto, ao contrário do risco, o traço é facilmente removido. Outro detalhe importante é que o teste de dureza deve ser feito em superfícies frescas dos minerais, pois crostas de alteração exibem dureza diferente (normalmente mais baixa) que aquela do mineral original. A natureza física de um mineral pode também dificultar a determinação de sua dureza. Por exemplo, minerais pulverulentos, granulares ou estilhaçados podem ser rompidos e aparentemente riscados por outro mineral mais mole. Desse modo, é sempre aconselhável confirmar o teste da dureza, invertendo-se a ordem do processo, ou seja, deve-se tentar riscar o mineral A com o mineral B e, vice-versa, riscar o mineral B com o mineral A. A dureza relativa dos seguintes materiais é útil como referências auxiliares na determinação da dureza dos minerais: unha do dedo (pouco acima de 2), moeda de cobre (aproximadamente 3), aço do canivete (pouco acima de 5), vidro (5,5), aço da lima (6,5). A dureza absoluta dos minerais é determinada por técnicas quantitativas mais sofisticadas que o teste do risco, através de equipamentos como os durômetros. As diferenças na dureza absoluta entre os minerais da escala de Mohs são muito variadas, embora a ordem relativa entre eles é mantida (Fig. 4. 57). Por exemplo, o coríndon (D = 9) é 2 vezes mais duro que o topázio (D = 8) e 4 vezes mais duro que o quartzo (D = 7) e o diamante (D = 10) é 4 vezes mais duro que o córindon (D = 9). Os únicos minerais da escala de Mohs cujas durezas relativas Mohs correspondem à dureza absoluta são o talco (D = 1) e gipso (D = 2). Propriedades relacionadas com a massa ou peso específico de uma substância é a razão entre seu peso e seu volume, que expressa a quantidade de massa por unidade de volume, em g/cm3 ou Kg/m3. A ou gravidade específica de uma substância (representada por d) é a relação entre sua densidade (ou peso) e a densidade (ou peso) do mesmo volume de uma substância de referência que, quando não especificada, é a água à 4 C (1). Como uma relação entre grandezas da mesma espécie (densidade ou peso), a densidade relativa é um número adimensional que expressa quantas vezes a substância pesa mais (ou menos) que o mesmo volume de água. Numericamente a densidade relativa é aproximadamente igual a densidade medida em gramas por centímetro cúbico (g/cm3) pelo fato de ser a densidade da água aproximadamente igual a 1 g/cm3. Por 1 Temperatura que correspondente a densidade máxima da água Figura 4.57- Dureza absoluto dos minerais da escala de Mohs. 83 exemplo, considerando um mineral com densidade igual a 2 g/cm3, a densidade relativa de uma amostra desse mineral será igual à 2, independentemente do volume da amostra. Considerando, por exemplo, que a amostra tenha um volume de 10 cm3, sua densidade relativa será igual ao peso da amostra (2g 10 = 20g) dividido pelo peso de mesmo volume (10cm3) de água (10g), ou seja, d = 20 g/10 g d = 2 (numericamente igual a densidade em g/cm3). Em mineralogia se usa normalmente a densidade relativa (adimensional), referida simplesmente como densidade. A densidade dos minerais varia dentro de um amplo espectro, sendo que os minerais metálicos normalmente são mais densos que os não metálicos. No grupo dos minerais não metálicos, a densidade varia de 1,96 na ulexita (borato de sódio) a 4,5 na barita (sulfato de bário) e a densidade média situa-seentre 2,65 e 2,75, pois a densidade do quartzo (d = 2,65), dos feldspatos (d = 2,60 2,75) e da calcita (d = 2,71), que são os minerais não metálicos mais abundantes, estão dentro desta faixa. No grupo dos minerais metálicos, a densidade varia de 2,2 na grafita a 19,3 no ouro e a densidade média situa-se em torno de 5,0 que é a densidade da pirita, o mineral metálico mais abundante A densidade dos minerais pode ser determinada por meio de métodos rápidos e simples em pequenas amostras puras e compactas, sem fendas ou cavidades que possam aprisionar bolhas ou películas de ar. O valor da densidade de uma amostra pode ser obtido por meio dos pesos da amostra no ar e na água. Qualquer objeto imerso em água pesa menos que no ar pois, nesta condição, o objeto é impelido para cima por uma força chamada empuxo, equivalente ao peso da água deslocada (PH2Od). O peso do objeto na água será igual à diferença entre o peso do objeto no ar e o empuxo, e a diferença entre o peso do objeto no ar e o peso do objeto na água será igual, portanto, ao empuxo (PH2Od). Como o volume de água deslocada pelo objeto é igual ao volume do objeto, a relação entre o peso do objeto no ar e o empuxo será igual à densidade. Para a determinação da densidade dos minerais é necessário obter-se, portanto, o peso do mineral no ar (Pmar) e o peso do mineral na água (PmH2O) e a densidade poderá ser obtida pela seguinte fórmula: = , sendo PmH2O = Pmar PH2Od Pmar PmH2O = PH2Od (empuxo) Essas medidas de pesos da amostra de mineral no ar e na água podem ser obtidas em balanças mecânicas ou eletrônicas. Um tipo de balança mecânica muito usada antes de surgir as balanças eletrônicas para medir densidade, é a balança de Jolly, na qual os dados para o cálculo da densidade são obtidos através do alongamento de uma mola espiral (Fig. 4.58). Duas pequenas cestas metálicas são suspensas pela mola, uma acima da outra, estando a inferior imersa em um recipiente com água, de tal modo que, ao ajustar a balança para fazer medidas, devem estar zeradas as duas escalas graduadas e o indicador da mola espiral. Uma amostra adequada de um mineral é primeiramente introduzida na cesta superior (sem água) e a medida do alongamento da mola é proporcional ao peso do mineral no ar (Pmar). O fragmento é transferido em seguida para a cesta inferior imersa em água que alongará novamente a mola, cuja Figura 4.58- Balança de Jolly Pmar Pmar PmH2O 84 medida é proporcional ao peso do mineral na água. No tipo mais aperfeiçoado da balança de Joly, a segunda medida do mineral imerso em água corresponde à diferença entre o peso do mineral no ar e na água (Pmar PmH2O). A densidade é calculada dividindo-se a primeira medida (Pmar), obtida na cesta superior, pela segunda medida (Pmar PmH2O), obtida na cesta inferior imersa em água. A balança de Berman (Fig. 4.59) é uma balança eletrônica de torção que foi adaptada para medir densidades de pequenas partículas, particularmente importante em trabalhos refinados de determinação da densidade. Propriedades relacionadas com a luz Serão tratadas neste tópico as propriedades relacionadas com a luz de observação direta, ou seja, sem necessidade de equipamentos óticos, tais como diafaneidade, brilho, cor, traço, jogo de cores, iridescência, acatassolamento e luminescência. A luz visível corresponde apenas a uma pequena parte do espectro eletromagnético cujo comprimento de onda ( ) situa-se entre 0,4 e 0,7 m e com frequência ( ) entre 8,5 1014 e 4,0 1014 Hz. Todo o resto do espectro eletromagnético não é sensível ao olho humano. De acordo com o comprimento de onda (ou com a frequência), a luz visível é caracterizada por uma cor, variando do violeta ao vermelho, respectivamente, do menor para o maior comprimento de onda (Fig. 4.60). A mistura de todas as radiações (cores) do espectro visível resulta em uma luz branca. Quando a luz branca incide na superfície de um mineral ou de um objeto qualquer, ela pode ser refletida, dispersada, refratada ou absorvida (Fig. 4.61). A reflexão e a dispersão ocorrem quando a luz não consegue penetrar ou se propagar no interior do mineral. A luz refratada é a luz que penetra e consegue efetivamente se propagar no interior do mineral, sendo que, para algumas substâncias parte desta luz pode ainda ser absorvida. A luz que sai do mineral e atinge nossos olhos, denominada luz transmitida é, portanto, igual a diferença entre a luz refratada e a luz absorvida (se houver). Figura 4.59- Balança de Berman 85 Diafaneidade é a propriedade que expressa a capacidade de transmissão da luz pelos minerais. Na maioria dos minerais predomina a transmissão da luz, havendo pouca reflexão. Estes minerais são iônicos ou covalentes e são denominados transparentes ou translúcidos. Denominam-se os minerais com alta capacidade de transmissão da luz, permitindo que um objeto seja observado com nitidez através deles. Exemplos: algumas variedades de quartzo (cristal de rocha) e de calcita (espato de Islândia) são altamente transparentes (Fig. 4.62a, b, c). A maioria das gemas é transparente e a qualidade de sua transparência é um dos principais parâmetros que definem seu preço. Denominam-se aqueles minerais que são capazes de transmitir a luz, mas o fazem de maneira difusa, permitindo que um objeto seja observado através dele, porém não com nitidez (Fig. 4.62d). O caráter transparente ou translúcido depende também da espessura da amostra, de tal modo que a maioria dos minerais translúcidos pode tornar-se transparente em lâminas delgadas. Exemplos: gipso, feldspatos, fluorita. Os minerais com baixa capacidade de transmissão da luz são denominados genericamente de , nos quais ocorre predominância da reflexão da luz (Fig. 4.62e, f). Nos minerais opacos ocorre participação da ligação metálica, podendo haver também a participação das ligações iônica e covalente, associadas à ligação metálica. Exemplos: ouro, prata, cobre nativos, pirita, calcopirita, galena, magnetita. Figura 4.60- Espectro eletromagnético, mostrando em destaque a faixa denominada de luz visível. Figura 4.61- Na interação entre a luz e um mineral pode-se destacar: a luz incidente, a luz refletida, a luz dispersada, a luz refratada, a luz absorvida e a luz transmitida. Luz transmitida = luz refratada luz absorvida 86 Brilho é a aparência geral da superfície de um mineral sob a ação da luz refletida. De acordo com o brilho, os minerais são classificados em dois grupos seguintes: metálicos e não metálicos, mas não há um limite rígido entre os dois tipos de brilho. Embora não seja fácil descrever as diferenças entre os brilhos metálico e não-metálico, o olho humano o distingue com certa facilidade. é o brilho das substâncias metálicas que refletem muito a luz ( 75%), com diafaneidade normalmente opaca. Exemplos: ouro, prata, cobre nativos, pirita, calcopirita, galena, magnetita, hematita (Fig. 4.62e, f). é o brilho das substâncias transparentes e translúcidas que refletem pouco a luz ( 75%), havendo normalmente predominância da transmissão da luz (Fig. 4.62a, b, c, d). De acordo com a intensidade da luz refletida e algumas características físicas que afetam a reflexão da luz, o brilho não metálico pode ser classificado em seis tipos seguintes: brilho do vidro. É o brilho não metálico mais comum. Exemplos: quartzo, fluorita, calcita, feldspatos. brilho da resina. Exemplos: esfalerita, algumas variedades de calcita. brilho da pérola. É observado normalmente nas superfícies dos minerais paralelas aos planos de clivagens. Exemplos: talco, pirofilita, apofilita. brilho de alguns minerais que aparentam estar recoberto por uma delgada camada de óleo. Exemplo: nefelina e quartzo leitoso. brilho
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