Gênese, Morfologia e Classificação dos Solos (APOSTILA - FACIAGRA)

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AEDA / FACIAGRA / Gênese, Morfologia e Classificação do Solo / Arminio Artur de Carvalho – Engº Agro. Esp. / 2011.2 
 
 
 
GÊNESE, MORFOLOGIA E CLASSIFICAÇÃO DO SOLO 
 
ENGENHARIA AGRONÔMICA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Recolhido, Montado e Adaptado por: 
Professor ARMINIO ARTUR DE CARVALHO 
 
 
 
ESTA APOSTILA SERÁ, INTENCIONALMENTE, COMPLEMENTADA NO DECORRER DO 
CURSO (SALA DE AULA OU CAMPO). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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AUTARQUIA EDUCACIONAL DO ARARIPE – AEDA 
FACULDADE DE CIENCIAS AGRÁRIAS DE ARARIPINA – FACIAGRA 
NÚCLEO DE ENSINO DEPUTADO FELIPE COELHO 
 
Rodovia Araripina/Lagoa de Dentro – Km 2 – Vila Santa Maria 
CEP.: 56.280-000 – Araripina(PE) 
Fone/Fax: (87) 3873 0440 / e-mail: faciagra@hotmail.com 
 
AEDA - Diretora Presidente: Maria Mazarelo de Sena Silva 
FACIAGRA – Diretora: Odolina Francelina de Carvalho 
 
DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA E TECNOLOGIA RURAL 
CHEFE DO DEPARTAMENTO: Professor Roberto Rivelino 
DISCIPLINA: GÊNESE, MORFOLOGIA E CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS 
(CODIGO: 1620) 
 
CARGA HORÁRIA: 60 HS/a 
PROFESSOR: ARMÍNIO ARTUR DE CARVALHO - Engenharia Agrônomo 
Especialista em Gestão Agroambiental 
 
 
 
ESTE MATERIAL NÃO TEM FINS LUCRATIVO, É ÚNICO E EXCLUSIVAMENTE PARA FINS 
DIDÁTICO E TODAS AS FONTES FORAM REFERENCIADAS. 
 
 
 
 
 
2011.2 
 
 
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SUMÁRIO: 
 
1 – INTRODUÇÃO...................................................................................................................................... 6 
 
2 – PLANETA TERRA.................................................................................................................................. 8 
 2.1 - Idade da Terra 
 2.2 - Eras Geológicas 
 
3 – ATMOSFERA....................................................................................................................................... 12 
 3.1 - Troposfera 
 3.2 - Estratosfera 
 3.3 - Mesosfera 
 3.4 - Termosfera 
 3.5 - Exosfera 
 
4 – HIDROSFERA....................................................................................................................................... 13 
 
5 – GEOSFERA........................................................................................................................................... 14 
 5.1 - Núcleo 
 5.2 - Manto 
 5.3 – Crosta Terrestre 
 
6 – LIGAÇÕES QUÍMICAS.......................................................................................................................... 18 
 6.1 - Ligação Iônica 
 6.2 - Ligação Covalente Simples 
 6.3 - Ligação Covalente Dativa ou Coordenada 
 6.4 - Ligação Metálica 
 
7 – MINERALOGIA E PETROLOGIA:.......................................................................................................... 23 
 7.1 - Considerações 
 7.2 - Propriedades Físicas dos Minerais 
 
8 – ROCHAS............................................................................................................................................... 42 
 8.1 - Rochas Magmáticas ou Ígneas 
 8.2 - Rochas Metamórficas 
 8.3 - Rochas Sedimentares 
 8.4 – Ciclo das Rochas 
 
9 – INTEMPERISMO NA FORMAÇÃO DOS SOLOS.................................................................................. 50 
 9.1 - Intemperismo Físico 
 9.2 - Intemperismo Químico 
 
10 – OUTROS FATORES QUE INFLUENCIAM NA FORMAÇÃO DOS SOLOS............................................ 53 
 10.1 - Material de Origem 
 10.2 - Clima 
 10.3 - Relevo 
 10.4 - Organismos 
 6.5 - Tempo 
 
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11 – OS PRINCIPAIS MINERAIS DE IMPORTÂNCIA AGRÍCOLA................................................................ 56 
 11.1 – Minerais Primários 
 11.2 – Minerais Secundários 
 
12 – O PERFIL DO SOLO............................................................................................................................ 62 
 12.1 - Atributos Morfológicos dos Solos 
 12.2 - Atributos Químicos e Físico-Químico dos Solos 
 
13 – HORIZONTES DIAGNÓSTICOS DE SUPERFÍCIE (EMBRAPA, 2006)................................................. 67 
 
14 - HORIZONTES DIAGNÓSTICOS SUBSUPERFICIAIS (EMBRAPA, 2006)............................................. 68 
 
15 - CLASSIFICAÇÃO BRASILEIRA DE SOLOS (EMBRAPA, 2006)............................................................ 69 
 15.1 - PRINCIPAIS ORDENS DE SOLOS 
 Argissolos 
Cambissolos 
Chernossolos 
Espodossolos 
Gleissolos 
Latossolos 
Luvissolos (Brunos Não Cálcicos) 
Neossolos Flúvicos 
Neossolos Litólicos 
Neossolos Regolíticos 
Planossolos 
Vertissolos 
 
 
16 - SOLO-PAISAGEM................................................................................................................................ 79 
 
17 – DICIONÁRIO....................................................................................................................................... 85 
 
BIBLIOGRAFIA........................................................................................................................................... 94 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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1 - INTRODUÇÃO: 
 
Gênesis, Morfologia e Classificação dos Solos. 
Gênesis = Início, começo. 
 
 O solo é um corpo tridimensional da paisagem, resultante da ação combinada de 
vários processos pedogenéticos (adição, perdas, transformações...) e dependente da 
intensidade de manifestação dos fatores de formação – Clima, relevo e organismos – 
sobre o material de origem durante certo período de tempo. 
 
Gênesis, Morfologia e Classificação dos Solos. 
Morfo(Forma) - logia(estudo) = Estudo da forma. 
 
As inúmeras combinações de intensidades de manifestação desses fatores 
condicionam a formação de uma imensidade de tipos de solos que apresentam natureza, 
composição e comportamento diferenciados. 
 
Gênesis, Morfologia e Classificação dos Solos. 
Classificação = Com base em características 
 
A rigor, não havia um sistema brasileiro de classificação de solos anterior ao atual, 
recentemente publicado. Na verdade o que se usava para classificar nossos solos eram 
sistemas referenciais, dos quais o de CAMARGO et al. (1987) era o mais empregado. 
 
Pode-se dizer que a primeira classificação de solos no Brasil, baseada em conceitos 
essencialmente pedológicos iniciou após a criação, em 1947, da Comissão de Solos do 
Ministério da Agricultura, precursora do atual Centro Nacional de Pesquisa de Solos da 
EMBRAPA, a qual tinha a missão de fazer o inventário nacional dos solos brasileiros. 
 
Porém, foi verificada a inadequação daqueles sistemas na identificação de solos 
tipicamente tropicais, quer porque os solos que iam sendo encontrados não se ajustavam 
ao conceito central de algumas daquelas classes ou porque não era encontrada qualquer 
correspondência com o conceito das classes neles assinaladas. 
 
O avanço dos conhecimentos adquiridos dos solos brasileiros e a inexistência de 
uma taxonomia adequada e hierarquizada incrementou a demanda por um sistema de 
classificação que permitisse identificar os solos desde classes mais gerais, em níveis mais 
elevados, até repartições mais específicas em níveis mais baixos, com classes mais 
homogêneas. 
 
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 Este desafio foi assumido pelo então Serviço Nacional de Levantamento e 
Conservação do Solo (SNLCS) da EMBRAPA, sucessor da Comissão de Solos que,em 1978, 
organizou uma Comissão de Classificação e produziu um documento preliminar. A partir 
desse documento foi instituído o projeto “Desenvolvimento do Sistema Brasileiro de 
Classificação de Solos”. São resultantes desse projeto as três aproximações, produzidas 
em caráter reservado, em 1980, 1981 e 1988. 
No Congresso Brasileiro de Ciência do Solo realizado em Brasília em 1999, foi 
lançado oficialmente para a sociedade o Sistema Brasileiro de Classificação de 
Solos(SiBCS). Este sistema, como outros sistemas de classificação de solos, o Soil 
Taxonomy, por exemplo, é um retrato de conhecimento atual sobre os solos, sujeito, 
portanto, a modificações e aprimoramentos ao longo do tempo. Aquela versão foi 
revisada e, em 2006, a EMBRAPA editou a 2ª edição do Sistema Brasileiro de Classificação 
de Solos (Bertoldo, 2008). 
 
 
Pedologia:- É uma ciência relativamente recente (tem pouco mais 
de um século), estuda o solo tendo como base o seu perfil. O 
perfil do solo é uma seção vertical que contém horizontes ou 
camadas sobrejacentes ao material de origem. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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2 - PLANETA TERRA: 
 
 
A Terra vista do espaço 
No sistema solar, a Terra é o terceiro planeta em afastamento do Sol, do qual se 
localiza a uma distância média de 149,6 milhões de quilômetros. É ainda o quinto maior 
em tamanho, com um diâmetro de 12.756 quilômetros. Possui um satélite natural, a Lua, 
que está distante 382.166 quilômetros, em média. 
A forma real da terra é chamada de Geóide, na qual apresenta forma muito 
irregular, ondulada, matematicamente complexa. Com diâmetro Equatorial de 12.756.776 
metros e diâmetro Polar de 12.713.824 metros (diferença de 42.952). A sua massa é de 
aproximadamente 6 sextrilhões de tonelada. Sua área total é aproximadamente 510 
milhões de Km2, dos quais 149 milhões são de terras firmes e 361 milhões são de água. As 
linhas costeiras (litorais) da Terra somam cerca de 356 milhões de km. 
A Terra é o único planeta do Sistema Solar em que existe vida e água em estado 
líquido. Sua atmosfera é composta por Nitrogênio ou Azoto (N2) 78,08 %, atua como 
suporte dos demais componentes, de vital importância para os seres vivos, fixado no solo 
pela ação de bactérias e outros microrganismos, é absorvido pelas plantas, na forma de 
proteínas vegetais; Oxigênio (O2) 20,94 % do volume da atmosfera, sua estrutura 
molecular varia conforme a altitude em relação ao solo, é responsável pelos processos 
respiratórios dos seres vivos; Argônio (Ar) 0,93 %; Dióxido de carbono (CO2) (variável) 
0,035 %; Hélio (He) 0,0018 %; Ozônio (O3) 0,00006 %; Hidrogênio (H2) 0,00005 %; Criptônio 
(Kr) indícios; Metano (CH4) indícios; Xenônio (Xe) Indícios; Radônio (Rn) indícios.. Além 
disso, também há outros elementos como cinzas vulcânicas, poeira, sais, 
microorganismos e vapor d'água, que se distribuem por toda a camada atmosférica. 
 
 
 
 
 
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2.1 - A Idade da Terra 
A teoria científica mais aceita na atualidade para explicar a origem do Universo é a 
do "Big-Bang". Este seria o estado em que o Universo se encontrava há cerca de 10 
bilhões de anos, com temperaturas e densidades altíssimas, quando teria tido início um 
processo de expansão semelhante a uma grande explosão. Dela se originaram as 
galáxias, as estrelas, os planetas, etc. 
Do mesmo modo que os outros planetas do sistema solar, a Terra deve ter se 
formado a partir de uma imensa massa gasosa, por meio da condensação e da 
decantação progressivas da matéria que a constituía, sob o impacto das forças 
gravitacionais e de diversos processos de transformação energética. Estima-se que isso 
aconteceu há 4,6 bilhões de anos. 
2.2 - Eras Geológicas 
A origem a formação e as contínuas transformações da Terra, assim como dos 
materiais orgânicos que a constituem são estudados pela geologia, que divide a história 
do planeta em eras geológicas. Essa eras correspondem a grandes intervalos de tempo 
divididos em períodos. 
Esses períodos se subdividem em épocas e idades. Cada uma dessas subdivisões 
corresponde a algumas importantes alterações ocorridas na evolução da Terra, como 
você pode ver na tabela abaixo: 
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Cenozóico 
Quaternário 
Holoceno 10.000 
"Era do Homem". O homem torna-se a 
forma de vida dominante sobre a Terra. 
Estabilização do clima. 
Pleistoceno 1.750.000 
Glaciações mais recentes. Domínio dos 
mamíferos de grande porte. Evolução do 
homo sapiens 
Terciário 
Plioceno 5.300.000 
Avanço das geleiras. A vegetação é 
dominada pelos campos e savanas. 
Aparecimento de mamíferos uminantes. 
Mioceno 23.500.000 
Formação de grandes campos. 
Mudanças climáticas levam a formação 
da calota polar Antártica. 
Oligoceno 34.000.000 
Aparecimento de elefantes e cavalos. 
Aparecimento de vários tipos de 
gramíneas. 
Eoceno 53.000.000 
Surgimentos da maior parte das ordens 
de mamíferos. 
Paleoceno 65.000.000 
Domínio dos mamíferos de porte 
pequeno a médio. 
 
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ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Mesozóico 
Cretáceo Xxxx 135.000.000 
Primeiras plantas com flores, grupos 
modernos de insetos, pássaros e 
mamíferos. 
Jurássico xxxx 205.000.000 
Pterossauros e primeiros pássaros. 
Dinossauros vagueiam pela Terra. 
Triássico xxxx 250.000.000 Primeira aparição dos dinossauros. 
 
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Paleozóico 
Permiano xxxx 295.000.000 
Primeiro grande evento de extinção em 
massa. Formação do supercontinente 
Pangea. 
Carbonífero xxxx 355.000.000 Formação de grandes florestas 
Devoniano xxxx 410.000.000 Primeiros peixes 
Siluriano xxxx 435.000.000 
Estabilização do clima. Derretimento do 
gelo glacial, elevação dos níveis dos 
oceanos. Evolução dos peixes. 
Ordoviciano xxxx 500.000.000 
Surgimentos dos invertebrados 
marinhos e plantas. 
Cambriano xxxx 540.000.000 
Aparecimento dos principais grupos 
animais. 
 
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Proterozóico xxxx xxxx 2.500.000.000 
Predomínio de bactérias. Primeiras 
evidências de atmosfera rica em 
oxigênio. Ao final do Proterozoico 
surgimento de formas multicelulares e 
dos primeiros animais. 
 
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Arqueano xxxxxxxx xxxx 3.600.000.000 
Aparecimento de vida na Terra. Fósseis 
mais antigos com 3.5 bilhões de anos 
(bactérias micro-fósseis). 
 
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE CARACTERÍSTICAS 
Hadeano 4.500.000.000 
Formação do Sistema Solar. Não é um 
período geológico. Não existem rochas 
na Terra tão antigas 
 
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A terra movimenta-se muito tanto em seu interior quanto no espaço em que está 
situada. Ao redor de seu próprio eixo, faz o movimento de rotação, ao longo de 24 horas, 
originando o dia e a noite. Simultaneamente, faz o movimento de translação em volta do 
Sol, durante um período de um ano, o que origina as quatro estações, o equinócio e o 
solstício. 
 
O planeta é constituído de 3 partes: ATMOSFERA (troposfera, estratosfera, 
mesosfera, termosfera e exosfera), HIDROSFERA (parte líquida do globo: oceanos, lagos, 
rios, etc.) E GEOSFERA. 
 
Observação: 
Essas três partes interagem entre si de forma permanente devido a agentes físicos, químicos e 
biológicos. Dessa interação permanente surgiu o solo. Este continua em constante transformações, pois as 
interações não param de acontecer, alem de que a ação antrópica tem agilizado de forma assustadora, 
essas transformações.CAMADAS DA TERRA 
 
Corte do interior terrestre, do núcleo para a exosfera. Sem escala. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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3 - ATMOSFERA: 
 
3.1-Troposfera - As condições climáticas acontecem na camada inferior da 
atmosfera, chamada troposfera. Essa camada se estende até 20 km do solo, no equador, 
e a aproximadamente 10 km nos pólos. 
 
3.2-Estratosfera - A estratosfera chega a 50 km do solo. A temperatura vai de 60ºC 
negativos na base ao ponte de congelamento na parte de cima. A estratosfera contém 
ozônio, um gás que absorve os prejudiciais raios ultravioleta do Sol. Hoje, a poluição está 
ocasionando "buracos" na camada de ozônio. 
 
3.3-Mesosfera - O topo da mesosfera fica a 80 km do solo. É muito fria, com 
temperaturas abaixo de 100ºC negativos. A parte inferior é mais quente porque absorve 
calor da estratosfera. 
 
3.4-Termosfera - O topo da termosfera fica a cerca de 450 km acima da Terra. É a 
camada mais quente, uma vez que as raras moléculas de ar absorvem a radiação do Sol. 
As temperaturas no topo chegam a 2.000ºC. 
 
3.5-Exosfera - A camada superior da atmosfera fica a mais ou menos 900 km acima 
da Terra. O ar é muito rarefeito e as moléculas de gás "escapam" constantemente para o 
espaço. Por isso é chamada de exosfera (parte externa da atmosfera). 
 
Sua atmosfera é composta por: 
- Nitrogênio ou Azoto (N2) 78,08 %; 
- Oxigênio (O2) 20,94 %; 
- Argônio (Ar) 0,93 %; 
- Dióxido de carbono (CO2) (variável) 0,035 %; 
- Hélio (He) 0,0018 %; 
- Ozônio (O3) 0,00006 %; 
- Hidrogênio (H2) 0,00005 %; 
- Indícios de Criptônio (Kr); Metano (CH4); Xenônio (Xe); Radônio (Rn). 
- Além disso, também há outros elementos como cinzas vulcânicas, poeira, sais, 
microorganismos e vapor d'água, que se distribuem por toda a camada 
atmosférica. 
 
 
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4 - HIDROSFERA: 
 
Cerca de 70% da superfície da Terra está coberta de água. Hidrosfera é o nome 
dado ao conjunto de regiões do planeta que agrega todos os tipos de água (sólida, líquida 
e gasosa). Desse conjunto, os oceanos é maior reservatório com 97,3% do total da 
hidrosfera. 
 
Há também a água dos rios, lagos, aquíferos (água subterrânea), e água das 
geleiras localizada nos polos e regiões montanhosas, água na forma de umidade na 
atmosfera. 
 
É preciso ter ciência que, de todo o potencial da hidrosfera, apenas e 
aproximadamente 0,007% é água disponível ou de possível acesso para consumo 
humano. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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5 - GEOSFERA: 
Núcleo, Manto e Crosta Terrestre 
 
Camadas da Terra 
 
5.1 – Núcleo: 
O planeta em que vivemos se estrutura em três camadas principais. 
Primeiramente, o núcleo (Interno e Externo) que se situa em sua parte mais interna e é 
formado por minerais pesados, como o níquel e o ferro, em estado de fusão, a 
temperaturas altíssimas: entre 2.500 e 5.000 º C. 
 
5.2 – Manto: 
Envolvendo este núcleo, encontra-se o manto (Inferior e Superior) que se constitui 
de uma massa pastosa, o magma, que está em constante movimentação, e, às vezes, é 
lançado à superfície através de vulcões ou de fenômenos tectônicos. Finalmente, vem a 
crosta terrestre ou litosfera, a camada superficial da parte sólida do globo, formada por 
três tipos de rocha, como as metamórficas, as sedimentares e as ígneas ou magmáticas. 
 
5.3 - Crosta Terrestre: 
O planeta Terra é composto de rochas. Sua estrutura interna é formada de 
diferentes níveis de materiais rochosos compostos de um enorme número de minerais 
(Si, O, Al, Mg e Fe). A Crosta Terrestre é a camada mais externa da Terra. Estima-se que 
tenha de 5 a 10 quilômetros de espessura nas áreas oceânicas (Crosta Oceânica) e entre 20 
e 60 quilômetros de espessura nas áreas continentais (Crosta Continental). Embaixo de 
platôs e montanhas pode chegar a 70 km. 
 
 
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5.3.1 - Mudança do Relevo da Crosta Terrestre: 
Quando os pesquisadores do século 19 e início do século passado observavam as 
diferentes formas de relevo, perguntavam-se por que alguns lugares possuíam 
montanhas elevadas com picos pontiagudos, outros eram montanhas arredondadas e 
outros eram planícies (áreas amplas e planas, geralmente muito baixas). 
 
Para tentar explicar a questão, chegaram a propor que a Terra estava se 
expandindo (crescendo como um pão de queijo ou um bolo no forno) e conforme se 
expandia apareciam essas diferenças de altitude e formas da superfície (essas 
desigualdades são chamadas de relevo). 
 
Outros pesquisadores pensavam que a Terra estaria se encolhendo como uma 
ameixa que seca e ao encolher apareceriam as montanhas e depressões. 
 
Então o pesquisador Alfred Wegener elaborou a teoria da deriva continental. 
 
A teoria foi confirmada com o surgimento da teoria de movimento das placas 
tectônicas. 
 
5.3.2 - Placas tectônicas: 
A teoria da Tectônica de Placas afirma que o planeta Terra é dividido em várias 
placas tectônicas (como uma bola de capotão, mas com gomos irregulares e de 
diferentes tamanhos) que se movimentam, pois estão flutuando sobre o magma (como a 
lava vulcânica derretida que sai dos vulcões). Ao se movimentarem, formam as 
montanhas mais recentes (dobramentos modernos), fossas oceânicas, atividade 
vulcânica, terremotos, cordilheiras meso-oceânicas, tsunamis, etc. 
 
5.3.3 - Flutuando no magma: 
As placas apresentam uma densidade menor (em média 2,8) que a do magma (em 
média 3,2) e por isso as placas "flutuam" no magma da astenosfera que é tão quente 
(geralmente mais de 1.000ºC) que se apresenta derretido, portanto quase líquido, mas 
muito viscoso. 
 
Como todo líquido quente, o magma gira e ao girar empurra as placas em um certo 
sentido. Então, elas podem se chocar: 
 
 
 
 
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Zona de convergência, que resulta na formação de dobramentos modernos e 
fossas oceânicas. 
 
ou se afastar: 
 
Zona divergente no centro da figura, que resulta na formação da crista médio-
oceânica. 
 
Os dois processos vão provocar resultados diferentes na superfície terrestre. 
Uma grande parte da atividade vulcânica e dos abalos sísmicos mais fortes 
(terremotos) estão localizados nas bordas das placas tectônicas. Se compararmos os 
mapas abaixo para relacionar esses fenômenos, perceberemos que os limites das placas 
tectônicas e a localização dos terremotos e vulcões coincidem e se concentram em volta 
do oceano Pacífico (por isto esta região é chamada de Círculo de Fogo do Pacífico). 
A teoria mais aceita hoje diz que existe uma camada chamada de manto, logo 
abaixo da crosta, formada de enormes placas, as placas tectônicas. De acordo com 
conceitos mais recentes, são cerca de 12 placas. A maioria delas contêm um continente e 
a parte do oceano em sua volta. E existe ainda a placa do Oceano Pacífico. Essa camada 
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de placas junto com a crosta terrestre forma a Litosfera (Manto Superior e Crosta 
Terrestre). 
 
As placas tectônicas não estão firmes e paradas, pelo contrário, elas se movem 
continuamente numa velocidade relativa entre 1 e 10 cm/ano. Sendo assim os continentes 
em cima dessas placas estão em constante movimento. A 200 milhões de anos atrás eles 
estavam todos juntos, formando um único continente, chamado Pangea. Agora a Eurásia 
está seguindo um movimento rotativo no sentido horário, as Américas se movem parao 
Oeste, a África, Austrália e o subcontinente da Índia movem para o norte. A Antártica 
parece não mover. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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6 – LIGAÇÕES QUÍMICAS: 
 
As ligações químicas são uniões estabelecidas entre átomos para formarem as 
moléculas, que constituem a estrutura básica de uma substância ou composto. 
 
 
Uma substância é qualquer espécie de matéria formada por átomos de elementos específicos em 
proporções específicas. Cada substância possui um conjunto definido de propriedades e uma composição 
química. Elas também podem ser inorgânicas (como a água e os sais minerais)ou orgânicas (como a proteína, 
carboidratos, lipídeos, ácido nucleico e vitaminas). 
 
Um composto químico é uma substância química constituída por moléculas ou cristais de 2 ou mais 
átomos ou íons ligados entre si. As proporções entre elementos de uma substância não podem ser alterados 
por processos físicos. 
 
Em química, um composto é uma substancia formada por dois ou mais elementos, ligados numa 
proporção fixa e definida. Por exemplo, a água é um composto formado por hidrogênio e oxigênio na 
proporção de dois para um. 
 
 
Na Natureza existem aproximadamente uma centena de elementos químicos. Os 
átomos destes elementos químicos ao se unirem formam a grande diversidade de 
substâncias químicas. 
 
É impossível se pensar em átomos como os constituintes básicos da matéria sem 
se pensar em ligações químicas. Afinal, como podemos explicar que porções tão limitadas 
de matéria, quanto os átomos, possam formar os corpos com que nos deparamos no 
mundo macroscópico do dia-a-dia. Também é impossível se falar em ligações químicas 
sem falarmos em elétrons. Afinal, se átomos vão se unir uns aos outros para originar 
corpos maiores, nada mais sensato do que pensar que estes átomos entrarão em contato 
entre si. Quando dois átomos entram em contato, o fazem a través das fronteiras das 
suas eletrosferas, ou seja, de suas últimas camadas. Isso faz pensar que a última camada 
de um átomo é a que determina as condições de formação das ligações químicas. 
 
Em 1868, Kekulé e Couper, propuseram a utilização do termo valência para 
explicar o poder de combinação de um átomo com outros. A valência de um dado 
elemento é que determina as fórmulas possíveis ou não de compostos formados por ele. 
 
A primeira situação seria entender por que dois ou mais átomos se ligam, 
formando uma substância simples ou composta. Como, na natureza, os únicos átomos 
que podem ser encontrados no estado isolado (moléculas monoatômicas) são os gases 
nobres, logo se pensou que os demais átomos se ligariam entre si tentando alcançar a 
configuração eletrônica do gás nobre mais próximo deles na tabela periódica. Todos os 
gases nobres, com exceção do He, possuem 8 elétrons. 
 
Esta maneira de pensar a ligação entre os átomos passou a ser conhecida por 
Teoria do octeto, e foi proposta por Kossel e Lewis no início do século XX. Baseado nessa 
idéia, a valência de um átomo passou a ser vista como a quantidade de elétrons que um 
http://pt.wikipedia.org/wiki/%C3%81tomo
http://pt.wikipedia.org/wiki/Elementos_qu%C3%ADmicos
http://pt.wikipedia.org/wiki/Subst%C3%A2ncias_qu%C3%ADmicas
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átomo deveria receber, perder ou compartilhar para tornar sua última camada (camada 
de valência) igual a do gás nobre de número atômico mais próximo. 
 
As ligações químicas podem ser classificadas em três categorias: 
 
- Iônica 
- Covalente normal e dativa 
- Metálica 
 
 
6.1 - LIGAÇÃO IÔNICA 
 
Como o próprio nome já diz, a ligação iônica ocorre com a formação de íons. A 
atração entre os átomos que formam o composto é de origem eletrostática. Sempre um 
dos átomos perde elétrons, enquanto o outro recebe. O átomo mais eletronegativo 
arranca os elétrons do de menor eletronegatividade. Ocorre entre metais e não metais e 
entre metais e hidrogênio. 
 
átomo com facilidade para liberar os elétrons da última camada: metal 
átomo com facilidade de adicionar elétrons à sua última camada: não metal 
 
A ligação iônica ocorre entre metais e não metais e entre metais e hidrogênio. 
Num composto iônico, a quantidade de cargas negativas e positivas é igual. 
 
A ligação entre o sódio (11Na) e o cloro (17Cl) é um exemplo característico de 
ligação iônica. Observe a distribuição dos elétrons em camadas para os dois elementos: 
Na 2 - 8 - 1 Cl 2 - 8 – 7 
 
Para o cloro interessa adicionar um elétron à sua última camada, completando a 
quantidade de oito elétrons nela. Ao sódio interessa perder o elétron de sua camada M, 
assim a anterior passará a ser a última, já possuindo a quantidade necessária de elétrons. 
Na representação da ligação, utilizamos somente os elétrons da última camada de cada 
átomo. A seta indica quem cede e quem recebe o elétron. Cada elétron cedido deve ser 
simbolizado por uma seta. Esta representação é conhecida por fórmula eletrônica ou de 
Lewis. 
 
O sódio possuía inicialmente 11 prótons e 11 elétrons. Após a ligação, a quantidade 
de prótons não se altera e a de elétrons passa a ser 10. O cloro que inicialmente possuía 17 
prótons e 17 elétrons, tem sua quantidade de elétrons aumentada de uma unidade após a 
ligação. Com isso o sódio se torna um íon de carga 1+ (cátion) e o cloro 1- (ânion). A força 
que mantém os dois átomos unidos é de atração elétrica, ou seja, uma ligação muito 
forte. Como foram utilizados um átomo de cada tipo, a fórmula do composto será NaCl. 
 
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De maneira análoga podemos observar a ligação entre o flúor (9F) e o alumínio 
(13Al). O alumínio perde os três elétrons de sua última camada, pois a penúltima já possui 
os oito elétrons necessários. Como o átomo de flúor possui 7 elétrons em sua última 
camada, precisa de apenas mais um elétron. São necessários três átomos de flúor para 
acomodar os três elétrons cedidos pelo alumínio. 
 
De maneira análoga ao exemplo anterior, ocorre a formação de íons positivo e 
negativo devido a quebra do equilíbrio entre as quantidades de prótons e elétrons nos 
átomos. O alumínio passa a ser um íon de carga 3+ e o fluor 1-. A fórmula do composto 
será AlF3. 
 
6.2 - LIGAÇÃO COVALENTE SIMPLES 
 
É o tipo de ligação que ocorre quando os dois átomos precisam adicionar elétrons 
em suas últimas camadas. Somente o compartilhamento é que pode assegurar que estes 
átomos atinjam a quantidade de elétrons necessária em suas últimas camadas. Cada um 
dos átomos envolvidos entra com um elétron para a formação de um par compartilhado, 
que a partir da formação passará a pertencer a ambos os átomos. Ocorre entre não 
metais e não metais, não metais e hidrogênio e entre hidrogênio e hidrogênio. 
 
O hidrogênio possui somente uma camada contendo um único elétron, 
compartilhando 1 elétron, atinge a quantidade necessária para a camada K, que é de dois 
elétrons. Os elétrons compartilhados passam a ser contados para as eletrosferas dos dois 
átomos participantes da ligação. 
 
 
Na molécula de nitrogênio ocorrem três ligações covalentes entre os dois átomos. 
7N 2 – 5 
 
 
Estas três ligações garantem que os dois átomos de nitrogênio atinjam a 
quantidade de oito elétrons nas suas últimas camadas. A ligação covalente entre dois 
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átomos iguais é dita apolar, pois nela os elétrons são compartilhados de maneira igual, 
nenhum dos átomos tem mais força que o outro para atrair o elétron para si. 
 
A molécula de CO2 é formada por dois átomos de oxigênio e um de carbono unidos 
através de ligações covalentes. 
 
6C 2 - 48O 2 - 6 
 
O átomo de carbono compartilha 4 elétrons e cada átomo de carbono 2, 
garantindo assim que ambos atinjam os oito elétrons nas últimas camadas. 
 
 
 
Como a ligação é entre átomos diferentes e com diferentes eletronegatividades, a 
ligação é dita polar pois o átomo de oxigênio atrai para si mais fortemente os elétrons 
compartilhados. 
 
Além da fórmula eletrônica, os compostos covalentes podem ser representados 
pela fórmula estrutural, onde cada par compartilhado é representado por um traço. Ex.: H 
- H, O = C = O. 
 
Uma ligação covalente unindo dois átomos é dita simples. O conjunto de duas 
ligações unindo dois átomos é dito dupla ligação. O conjunto de rês ligações unindo dois 
átomos é dito tripla ligação. 
 
 
6.3 - LIGAÇÃO COVALENTE DATIVA OU COORDENADA 
 
A existência de algumas moléculas não pode ser explicada simplesmente através 
da ligação covalente simples. Para estes casos foi formulada a teoria da ligação covalente 
coordenada. Neste tipo de ligação, um dos átomos que já estiver com última camada 
completa entra com os dois elétrons do par compartilhado. Este par de elétrons 
apresenta as mesmas características do da ligação covalente simples, a única diferença é 
a origem dos elétrons, que é somente um dos átomos participantes da ligação. Os 
elétrons do par passam a pertencer a ambos os átomos participantes. A ligação covalente 
coordenada é representada por uma seta que se origina no átomo doador e termina no 
átomo receptor. 
 
Dadas as distribuições eletrônicas em camadas para os átomos de 16S e 8O. 
S 2 - 8 - 6 O 2 - 6 
 
Compartilhando dois elétrons através de ligações covalentes simples, ambos os 
átomos atingem os oito elétrons na última camada. 
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No entanto, esta molécula ainda pode incorporar ainda um ou dois átomos de 
oxigênio. Tal fato só pode ser explicado se o enxofre utilizar um ou dois pares de elétrons 
não envolvidos em ligações para formar um ou dois pares dativos com o oxigênio. 
 
Outra molécula que não pode ser explicada somente com a ligação covalente 
simples é a de CO2. O interessante desta molécula é que a ligação covalente dativa ocorre 
do átomo mais eletronegativo (O) para o menos eletronegativo (C). 
 
 
 
6.4 - LIGAÇÃO METÁLICA 
 
É o tipo de ligação que ocorre entre os átomos de metais. Os átomos dos 
elementos metálicos apresentam forte tendência a doarem seus elétrons de última 
camada. Quando muitos destes átomos estão juntos num cristal metálico, estes perdem 
seus elétrons da última camada. Forma-se então uma rede ordenada de íons positivos 
mergulhada num mar de elétrons em movimento aleatório. Se aplicarmos um campo 
elétrico a um metal, orientamos o movimento dos elétrons numa direção preferencial, ou 
seja, geramos uma corrente elétrica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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7 – MINERALOGIA E PETROLOGIA: 
 
7.1. CONSIDERAÇÕES 
 
A superfície da Terra é geralmente coberta pelo solo. Abaixo do solo, existe a 
parte sólida composta principalmente de materiais silicáticos. De acordo com o tamanho 
e propriedades, esses materiais são classificados em: 
 
1) corpo geológico; 
2) rocha; 
3) mineral. 
 
Corpos geológicos são unidades que compõem a crosta, com tamanho variando 
de menos de 1 m até mais de 10 km, sendo estudados normalmente por meio de 
trabalhos de campo. O estudo de corpos geológicos é denominado geologia. Rochas são 
materiais constituintes dos corpos geológicos, sendo tratadas em tamanho de amostras 
de mão, cerca de 10 cm e, estudadas em laboratórios. 
 
Muitos corpos geológicos são constituídos por um tipo de rocha, porém, existem 
corpos compostos de diversas rochas. As rochas são normalmente materiais 
heterogêneos, sendo compostas de várias fases. Cada fase é quimicamente homogênea, 
sendo denominada mineral. O tamanho dos minerais varia de micrométrico até 
centimétrico (Tabela abaixo). Os estudos específicos de rochas e de minerais são 
chamados respectivamente de petrologia e mineralogia. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Ilustração esquemáticas e fotografia de: (A) corpo geológico, dique de gabro, Cabo Frio - RJ; (B) rocha, 
granada anfibolito, Aiuruoca - MG; (C) mineral, bronzita, Vulcão Lautaro, Patagônia, Chile. 
 
7.1.1. Corpo geológico, rocha e mineral 
Na maioria das publicações de caráter não científico, o corpo, a rocha e o mineral 
não são especificados, sendo chamados coletivamente de pedra. Além disso, a palavra 
mineral é utilizada frequentemente para representar recursos naturais subterrâneos ou 
materiais inorgânicos gerais. A expressão minério corresponde a determinado tipo de 
minerais com valor econômico, sobretudo de metais pesados, tais como minério de ferro, 
minério de ouro, etc. Cientificamente, o termo mineral corresponde aos materiais 
inorgânicos que possuem estrutura cristalina ordenada e composição química 
homogênea. 
 
Os estudos de minerais, sobre sua gênese, modo de ocorrência, propriedades 
físicas e químicas, classificação, etc., são denominados mineralogia. A mineralogia é 
intimamente relacionada à geologia, química inorgânica e físico-química. Na maioria dos 
casos, minerais são definidos pela estrutura cristalina, e não, pela composição química. 
Portanto, o estudo da forma e estrutura de cristais, denominada de cristalografia, é um 
ramo muito importante da mineralogia. 
 
Os minerais que aparentemente não possuem forma cristalina na escala visível 
têm a rede cristalina na escala de configuração atômica. Existem também alguns poucos 
minerais que realmente não possuem estrutura cristalina, sendo compostos de vidro ou 
agregado de colóide. Esses são denominados de minerais amorfos ou mineralóides. A 
opala é um exemplo popular de mineral amorfo. 
 
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A identificação dos minerais é realizada por meios físicos, químicos e 
cristalográficos. 
 
Os meios físicos são tradicionais, sendo simples, rápidos e de baixo custo. Os 
meios químicos são de custo mais alto, sendo aplicados para obter informações 
detalhadas como no caso de minerais de solução-sólida, isto é, a variação química dentro 
da mesma estrutura cristalina. Os meios cristalográficos com o auxílio de difratometria de 
Raios-X são de maior precisão e confiabilidade, sendo úteis para certos grupos de 
minerais, como argilas e zeólitas. 
 
7.1.2. Sistema Cristalino de Minerais 
Os minerais ocorrem geralmente na forma cristalizada. Todos os materiais 
cristalizados possuem arranjo tridimensional ordenado e regular dos átomos ou íons 
constituintes, formando retículos atômicos e iônicos (Figura abaixo). 
 
Ilustração esquemática de estrutura cristalina de diamante (A, B, C) e grafita (D, E, F). As distâncias 
entre os átomos de carbono expressas em C e F são exageradas em relação ao raio atômico. 
 
 Conforme o arranjo ordenado, cada cristal apresenta planos de cristalização 
específicos. Os minerais que possuem forma externa definida pelos próprios planos de 
cristalização são denominados minerais idiomórficos. Estes podem mostrar várias formas 
e hábitos, mesmo assim, os ângulos entre os planos de cristalização são constantes 
(Figura abaixo). Este fenômeno é denominado lei de constância de ângulos interfaciais. 
Através da medida dos ângulos interfaciais, pode-se especificar os tipos de minerais 
examinados. 
 
 
Ilustração esquemática de três hábitos 
Cristalinos de zircão: 
A) bi-piramidal; 
B) prismático bi-piramidal; 
C) prismático. 
 
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Por outro lado, cada cristal possui intervalos atômicos ou iônicos específicos. 
Estes intervalos são medidos com o auxílio de difratometria de raios-X (Figura abaixo). 
Este aparelho determina a estrutura cristalina de minerais pulverizados ou monocristais, 
sendo diferente da fluorescência de raios-X, utilizada para análises químicas. Estudos 
detalhados de difratometria de raios-X podem determinar forma e tamanho da cela 
unitária dos retículos atômico ou iônico, isto é, comprimentos das arestas, representados 
por a0, b0 e c0, e ângulo entre elas, α, β, γ. O ângulo entre as arestas a0 e b0 é chamado de 
γ; o ângulo entre b0 e c0, de α; o ângulo entre c0 e a0, de β. 
 
 
Difratómetro Raios-x de quatro eixos para 
análises monocristais da Universidade de 
Hirosaki, Japão. 
 
Estes parâmetros são chamados de parâmetros cristalográficos. Conforme a 
simetria dos parâmetros cristalográficos, os minerais são classificados em 6 sistemas: 
 
 
 
Ilustração esquemática de forma fundamental dos seis sistemas cristalinas: 
A) isotrópico; B) tetragonal; C) ortorrômbico; D) monoclínico; E) triclínico; F) hexagonal. 
 
 
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7.2. PROPRIEDADES FÍSICAS DE MINERAIS 
 
Cada mineral possui suas propriedades físicas específicas, tais como forma, cor, 
brilho, fratura, dureza, etc. As propriedades físicas podem ser examinadas com auxílio de 
instrumentos simples e de baixo custo, tais como lupa, canivete, agulha, etc. Desta forma, 
são importantes para a identificação rápida de minerais. 
 
7.2.1. Clivagem e Fratura 
Quando minerais são submetidos a uma força externa destrutiva, como um forte 
impacto por um martelo, estes se rompem. Existem várias maneiras de rompimento 
físico, ou seja, desintegração mecânica, no qual, clivagem, partição e fratura são típicos. 
 
 
 
Certos minerais se rompem sempre ao longo de determinadas superfícies planas 
paralelas. Tal tipo é denominado de clivagem (Figura abaixo). 
 
 
Ilustração esquemática de clivagem 
desenvolvida em: 
 A) uma direção de muscovita; 
 B) duas direções de ortopiroxênio; 
 C) três direções de calcita. 
 
As micas e grafita possuem um plano de clivagem desenvolvida em uma direção, 
rompendo-se na forma de placas. Piroxênios e anfibólios possuem clivagem desenvolvida 
em duas direções, rompendo-se na forma colunar. A halita (NaCl; sal comum) possui 
clivagem muito destacada em três direções, rompendo-se na forma cúbica. O berilo e 
apatita também têm clivagem, porém, são menos desenvolvidas (Tab. 1.3). Clivagem é 
originada da estrutura cristalina do mineral, ou seja, a configuração ou coordenação de 
átomos ou íons. Portanto, o mineral se rompe sempre segundo direções paralelas aos 
planos de configuração atômica, sendo obviamente paralelas aos planos de cristalização. 
Existem minerais, tal como quartzo, que possuem planos de cristalização bem 
desenvolvidos, porém não acompanhados por clivagem (Figura abaixo). 
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Ilustração esquemática de faces cristalinas 
hexagonais e fratura conchoidal de quartzo. 
 
Existem minerais que se rompem na direção não sendo paralela aos planos do 
cristal. O plano de rompimento deste tipo não é reto. Tal modo é denominado de fratura. 
São conhecidas descritivamente algumas formas de fratura. 
 
1) Fratura conchoidal: fratura mais comum, com superfícies lisas e curvadas de 
modo semelhante à superfície interna de uma concha. Este tipo é observado comumente 
em quartzo e vidro. 
 
2) Fratura acicular: rompimento na forma de agulhas ou fibras finas. 
 
3) Fratura serrilhada: rompimento segundo uma superfície de forma dentada, 
irregular, com bordas angulosas. 
 
4) Fratura irregular: rompimento formado por superfícies rugosas e irregulares. 
 
7.2.2. Dureza 
A dureza no sentido mineralógico corresponde a um parâmetro de resistência 
mecânica da superfície dos minerais. Quanto maior for força de interligação entre os 
átomos constituintes, tanto maior será a dureza. A dureza do mineral é definida através 
de ensaios de risco entre dois minerais, isto é, quando a superfície de um mineral é 
riscada por um outro mineral ou não (Figura abaixo). Em 1832, Mohs apresentou uma 
escala com 10 minerais padrões, denominada de escala Mohs (Tab. 1.4). 
 
 
Exame de dureza relativa de risco 
29 
 
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O talco, padrão mineral de dureza 1, é facilmente riscado pela unha, porém o 
gipso, dureza 2, não é muito fácil de ser riscado pela unha. A calcita, padrão de dureza 3, é 
facilmente riscada por prego, porém, o ortoclásio, de dureza 6, não é riscado. O quartzo, 
padrão de dureza 7, não é riscado mesmo por canivete de aço. Calcário e mármore são 
compostos quase totalmente de minerais carbonatos, cuja dureza é baixa (dureza 3), 
portanto, essas rochas podem ser cortadas por serras de aço. Por outro lado, rochas 
graníticas (de sentido comercial), que contêm minerais de alta dureza, tais como quartzo 
(dureza 7) e feldspato potássico (dureza 6), precisam de serras diamantadas para corte. 
Nota-se que todas as rochas holocristalinas de granulometria grossa, que não são 
mármores, são chamadas comercialmente de “granito”. O rubi e a safira são minerais da 
espécie do coríndon. Por causa da sua alta dureza (dureza 9), o custo de lapidação é alto. 
O diamante (dureza 10) é constituído por firme rede tetraédrica de carbono, que não 
pode ser riscado por nenhum outro mineral. O único material que pode lapidar diamante 
é o próprio diamante. 
 
7.2.3. Tenacidade 
A tenacidade corresponde ao comportamento da deformação diante de força 
externa. Este exame é simples, fácil e de baixo custo, necessitando-se apenas uma 
agulha. Ouro (Au), pirita (FeS2) e calcopirita (CuFeS2) possuem cor amarela e brilho 
metálico, sendo de aparência similar. Entretanto, são facilmente identificados por meio 
da tenacidade: ouro se deforma plasticamente, pirita não se deforma nem se risca, e 
calcopirita quebra com facilidade. São utilizadas as seguintes expressões descritivas (Tab. 
1.5). 
 
1) Frágil: o mineral é rompido ou pulverizado facilmente por pequenos esforços. 
Calcopirita e minerais de argila são exemplos. 
 
2) Maleável: o mineral é estendido por uma força compressiva, transformando-se 
em uma lâmina fina ou folha por meio de deformação plástica permanente. Elementos 
nativos do grupo do cobre (platina, ouro, prata e cobre) possuem esta propriedade. 
 
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3) Séctil: o mineral é cortado por faca ou canivete em folhas finas. Os elementos 
nativos do grupo o cobre têm esta propriedade. 
 
4) Dúctil: o mineral é extraído e alongado por uma força distensional formando 
fios, por deformação plástica. Elementos nativos do grupo do cobre têm esta 
propriedade. 
 
5) Flexível: diante de um esforço, o mineral se deforma plasticamente, e não 
retoma a sua forma original mesmo após a retirada do esforço. Elementos nativos do 
grupo do cobre têm esta propriedade. 
 
6) Elástico: diante de um esforço, o mineral se deforma, porém, retoma a sua 
forma original após a retirada do esforço. Quase todos os minerais demonstram esta 
propriedade diante esforço pequeno. 
 
 
7.2.4. Peso específico 
O peso específico (ρ, g/cm3), ou seja, densidade relativa de cada mineral depende 
da sua composição química e estrutura cristalina. Minerais metálicos de elementos 
nativos, tais como ouro nativo (Au; ρ = 19.3 g/cm3) e prata nativa (Ag; 11.1), possuem peso 
específico muito alto. Minerais metálicos deóxidos, como hematita (Fe2O3; 5.26), e 
sulfetos, como calcopirita (FeCuS2; 4.3), pirita (FeS2; 5.10) e galena (PbS; 7.6), também são 
de alta densidade, porém, inferiores ao dos metais nativos. Por outro lado, minerais não 
metálicos, tais como quartzo (SiO2; 2.65), possuem peso específico pequeno. O alto peso 
específico dos minerais metálicos é devido à presença dos elementos de metais pesados 
na estrutura cristalina. 
 
Minerais compostos de silicatos são não metálicos, sendo comumente 
encontrados na crosta terrestre. São subdivididos quimicamente em duas categorias: os 
minerais máficos, com relativamente alto teor de ferro e magnésio além da sílica, e os 
minerais félsicos, com baixo teor desses elementos. Minerais máficos são compostos 
principalmente de SiO2, MgO, FeO e Fe2O3 , e são incluídos comumente em rochas 
basálticas que constituem crosta oceânica. Esses são relativamente densos, com peso 
específico na faixa de 2.9 a 3.4, porém, são menos densos do que os minerais metálicos. 
Minerais félsicos, compostos principalmente por SiO2, Al2O3, Na2O e K2O, encontrados 
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frequentemente em rochas constituintes da crosta continental. Estes são menos densos, 
na faixa de 2.65 a 2.75 (Tab. 1.6;). 
 
Os minerais com alto valor econômico, tais como minerais metálicos e diamante 
(não metálico, ρ=3.515), tendem a serem densos. Aproveitando esta característica, pode-
se concentrar minerais com alto valor econômico (densos) por meio de processos 
mecânicos, denominados de seleção gravitacional. Seleção gravitacional é eficiente e de 
baixo custo, especialmente para elementos nativos. A concentração na batéia mecânica é 
um exemplo (Figura abaixo), sendo aplicado em prospecção mineral. 
 
Concentração de minerais pesados por meio de uma batéia mecânica. 
 
O diamante e a grafita possuem a mesma composição química, carbono puro (C), 
porém sua estrutura cristalina é diferente. Diamante tem ligação atômica tridimensional 
de forma tetraédrica, denominada de estrutura de diamante, que é muito mais compacta 
do que a de grafita, constituída pela estrutura de acúmulo de placas hexagonais. Por isso, 
o peso específico de diamante (3.515) é muito maior do que de grafita (2.23). O diamante 
é um mineral do manto terrestre, e sua estrutura compacta é devido à pressão no manto. 
Por outro lado, a estrutura cristalina de grafita, que é um mineral da crosta terrestre, é 
própria para baixa pressão. 
 
O peso específico de um objeto é calculado pela fórmula do peso dividido pelo 
volume. 
 
Na prática, o peso corresponde ao peso do mineral medido no ar, e o volume à 
diferença entre o peso no ar e na água. 
 
 
 
A balança de Jolly é um instrumento muito simples e de baixo custo para medir 
peso específico de minerais. A precisão da medida é, no máximo, de duas casas decimais. 
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Um instrumento mais eficiente é o picnômetro, que é uma garrafa de volume interno 
bem definido. 
 
Apesar da simplicidade, este instrumento é de alta precisão, permitindo mais de 
quatro casas decimais. 
 
7.2.5. Diafaneidade 
A diafaneidade é o grau de transmissão de luz dentro do mineral, ou seja, o grau 
de transparência. De acordo com a diafaneidade macroscópica, minerais são divididos em 
três categorias: 1) transparentes, 2) translúcidos, e 3) opacos (Tab. 1.7). 
 
 
Os minerais transparentes são aqueles que transmitem raio de luz muito bem, 
como quartzo. Os objetos colocados atrás de minerais transparentes podem ser vistos a 
olho nu através deles. Os minerais translúcidos também transmitem a luz, mas não muito, 
como feldspatos. Desta forma, os objetos colocados atrás deles não podem ser vistos. Os 
minerais opacos não transmitem a luz, como magnetita. 
 
Além da classificação macroscópica, existe uma outra classificação sob ponto de 
vista de observação das lâminas delgadas ao microscópio petrográfico. A lâmina delgada 
é um filme fino de rocha ou mineral com 30µm de espessura. 
 
De acordo com a diafaneidade das lâminas delgadas, os minerais são classificados 
em: 
1) incolores, 
2) coloridos e 
3) opacos. 
 
Os minerais incolores são transparentes às lâminas delgadas. Geralmente, minerais 
transparentes e translúcidos da classificação macroscópica se encaixam nesta categoria. 
A maioria dos minerais félsicos, tais como quartzo (SiO2) e feldspatos (KAlSi3O8 - 
NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8, etc.), possuem esta propriedade. 
 
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Os minerais coloridos possuem cor nas lâminas delgadas. Muitos desses são 
macroscopicamente pretos, sendo classificados como opacos na diafaneidade 
macroscópica. A maioria dos minerais máficos, tais como olivina ((Mg,Fe)2SiO4) e 
piroxênios (Mg2Si2O6 , Ca(Mg,Fe)Si2O6, etc.) tem esta propriedade. Os minerais opacos, 
neste caso, não transmitem luz mesmo nas lâminas delgadas. Normalmente esses são 
minerais metálicos, isto é, óxidos, hidróxidos ou sulfetos de metais pesados, tais como 
magnetita (Fe3O4), ilmenita (FeTiO3), pirita (FeS2), que têm brilho metálico na superfície. 
 
7.2.6. Brilho 
O brilho é a aparência geral na superfície dos minerais à luz refletida. Esta 
propriedade é fácil de ser observada à olho nu ou à lupa. As expressões mais utilizadas 
são brilho metálico e não metálico (Tab. 1.8). 
 
 
O brilho metálico corresponde à aparência brilhante na superfície do mineral que 
parece ser um metal. Os minerais que possuem brilho metálico são opacos, geralmente 
sulfetos ou óxidos de metais pesados ou elementos nativos (Fig. 1.12A). 
 
 
Brilho metálico e o não metálico: A) brilho metálico de galena; B) brilho adamantino de diamante; C) 
princípio físico de brilho adamantino. 
 
Galena (PbS), pirita (FeS), calcopirita (CuFeS2), molibdenita (MoS2), hematita 
(Fe2O3), magnetita (Fe3O4), ouro nativo (Au) e prata nativa (Ag) são típicos exemplos. O 
brilho metálico imperfeito, ou seja, brilho submetálico, é observado em minerais 
metálicos de óxidos e hidróxidos. Columbita (FeNb2O6) e wolframita 
(Ca2Fe4(WO4)7·9H2O) são exemplos. A esfalerita (ZnS) é um mineral metálico de sulfeto, 
porém, excepcionalmente não possui brilho metálico, tendo brilho não metálico resinoso 
ou adamantino. 
 
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Todos os outros tipos de brilho são chamados de brilho não metálico. Os minerais 
com brilho não metálico são geralmente silicatos ou outros minerais não metálicos. 
Principais minerais constituintes de rochas, tais como quartzo, feldspato potássico, 
plagioclásio, biotita, hornblenda, clinopiroxênio, ortopiroxênio e olivina, possuem brilho 
não metálico. Estes minerais transmitem luz, pelo menos em uma pequena proporção. 
Nas lâminas delgadas, os minerais com brilho metálico são opacos, porém, os que não 
têm brilho metálico são incolores ou coloridos. São utilizadas as seguintes expressões 
para brilhos não metálicos: 
 
1) Adamantino: brilho característico de minerais transparentes com alto índice de 
refração, que demonstra relevante jogo de cores (cores de arco-íris) nos vértices. Os 
exemplos são diamante, coríndon e zircão. Os minerais com brilho adamantino possuem 
excelente efeito de lapidação, sendo aproveitados como gemas. 
 
2) Vítreo: brilho que se observa em fragmentos de vidro quebrado, sendo 
característico em minerais transparentes com índice de refração relativamente baixo. O 
jogo de cores é pouco expressivo. Quartzo é um típico exemplo. O brilho imperfeito 
deste tipo é denominado de brilho subvítreo. Calcita é um exemplo. Os minerais com 
brilho subvítreo são mais comumente encontrados.3) Resinoso: aspecto da superfície que lembra a resina, sobretudo de cor amarelo 
claro, sendo característico de minerais translúcidos, com transmissão de luz 
relativamente baixa ou com reflexão na superfície relativamente alta. Esfalerita e opala 
são exemplos. 
 
4) Gorduroso: aspecto da superfície parecido com gordura, sendo característico 
de minerais translúcidos com transmissão de luz relativamente alta ou com reflexão na 
superfície relativamente baixa. Nefelina é um exemplo. 
 
5) Nacarado: aspecto parecido com a superfície de pérola. Esta propriedade é 
devida a presença de planos de clivagem desenvolvidos. Talco e brucita são os exemplos. 
 
6) Sedoso: aspecto similar à seda, sendo característico de minerais de hábito 
cristalino fibroso, como gipsita, malaquita e serpentina. 
 
7.2.7. Cor macroscópica 
A cor macroscópica de minerais, sobretudo os que têm brilho metálico, é um 
importante meio para identificação. Em muitos casos, a cor macroscópica é relacionada 
com a composição química do mineral. Como por exemplo, as cores cinza de galena, 
verde de malaquita, preta de magnetita e rosa de rodonita representam respectivamente 
as cores típicas do íon de chumbo (Pb2+), cobre (Cu2+), ferro (Fe2+) e manganês (Mn2+). 
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Coríndon, safira e rubi são minerais da mesma espécie, óxido de alumínio (Al2O3), sendo 
diferenciados pela cor macroscópica, respectivamente, incolor, azul e vermelho. Acredita-
se que a cor vermelha de rubi é devida a pequena quantidade de cromo (Cr2+) incluído 
como impureza. 
 
De acordo com a substituição progressiva de zinco (Zn2+) por ferro (Fe2+), a 
esfalerita (ZnS) muda de cor variando de branco, amarelo, castanho e preto. Da mesma 
forma, de acordo com a substituição progressiva de Mg2+ por Fe2+, a magnesita (MgCO3) 
muda de cor variando de branco, amarelo e vermelho escuro. Em vários minerais, o íon de 
ferro (Fe2+ e Fe3+) se manifesta como um forte colorante. Tremolita (Ca2Mg5Si8O22) é um 
anfibólio de cor clara, caracterizada por alto teor de CaO e MgO e muito baixo teor de 
Al2O3 e Na2O. 
 
Conforme a substituição de Mg2+ por Fe2+ e de (Mg,Fe)2+(VI)Si4+(IV) por Al3+(VI)Al3+(IV), 
o anfibólio muda de cor macroscópica para verde de actinolita até o preto de hornblenda. 
A fluorita é um mineral de cores macroscópicas muito diversas, variando de branco, rosa, 
amarelo, verde e violeta. De acordo com o tipo de impureza metálica, a turmalina 
apresenta várias cores, como preto de ferro (afrezita) e rosa de lítio (rubelita). 
 
A jaspe é uma variedade criptocristalina de quartzo, e sua cor vermelha é originada 
da pequena quantidade de hematita incluída. Em muitos casos, os minerais de 
composição ideal (sem impurezas) são transparentes ou possuem cor branca, e uma 
pequena quantidade de impurezas, sobretudo metálicas, originam a cor. 
 
Entretanto, existem vários minerais cuja cor é de origem não muito desconhecida. 
Em certos casos, a deficiência, ou imperfeição na estrutura cristalina é a causa da 
coloração, tais como certos tipos de diamante (Figura abaixo), aguamarinha, ametista e 
topázio. 
 
Diamante colorido: A) vermelho; B) amarelo; C) azul. 
 
 
7.2.8. Cor de traço 
A cor de traço aparece quando o mineral a ser examinado é esfregado sobre uma 
superfície bruta (não polida e não coberta) de uma placa de porcelana (Fig. 1.14), cuja 
dureza está entre 6 e 7. Desta forma, é aplicável apenas para minerais de baixa dureza. A 
cor de traço nem sempre é igual à cor macroscópica do mineral examinado, sendo a cor 
do pó do mineral altamente oxidado. 
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Por exemplo, a magnetita (FeO·Fe2O3), a ilmenita (FeO·TiO2) e a especularita 
(Fe2O3) são de cor macroscópica igual, sendo preta. Entretanto, a cor de traço é 
diferente, sendo respectivamente preto, marrom e vermelho. Portanto, estes são 
facilmente distinguidos. A Pirita, a calcopirita e o ouro são macroscopicamente amarelos, 
porém, sua cor de traço é, respectivamente, preto, verde escuro e amarelo. O exame de 
cor de traço é um método simples e de baixo custo e, é útil para distinguir certos 
minerais sobretudo os metálicos. 
 
 
Ilustração esquemática de exame de cor de traço de: A) pirita; B) calcopirita; C) ouro. 
 
A cor de traços de certos minerais não metálicos é muito diferente da cor 
macroscópica, chamando atenção dos observadores. Como por exemplo, o rubi tem cor 
macroscópica vermelha, porém a cor de traço é branca e a, sodalita com cor 
macroscópica azul possui cor de traço branca. 
 
7.2.9. Propriedades multicolores 
Determinados minerais demonstram propriedades multicolores, tanto à luz 
refletida quanto à luz transmitida, tais como jogo de cores, iridescência, opalescência, 
embaçamento, acatassolamento, pleocroismo, etc. A maioria dessas expressões é 
utilizada na gemologia. 
 
O jogo de cores é uma manifestação das cores do arco-íris na superfície, sobretudo 
nos vértices de minerais transparentes e translúcidos de alto índice de refração. Devido à 
refração, os vértices dos minerais funcionam como um prisma fotoespectrométrico, 
separando a luz natural em componentes das cores do arco-íris. Diamante, coríndon e 
outros minerais com alto índice de refração são exemplos. Certas opalas nobres também 
têm esta característica. Jogo de cores é a principal característica do brilho adamantino. 
 
Existem alguns minerais que apresentam reflexão multicolor, ou seja, uma 
variação de cor de luz refletida de acordo com o ângulo de direção de entrada da luz. Este 
fenômeno é denominado de mudança de cor, sendo observado tipicamente em 
determinados cristais de labradorita (uma variedade cálcica do plagioclásio, An50 a An70). 
 
A iridescência também é uma manifestação das cores do arco-íris, porém, o 
fenômeno ocorre também na superfície, mas, sobretudo no interior dos minerais. Este 
termo é utilizado freqüentemente para reflexão multicolor interna causada por fraturas, 
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partições ou clivagens de pequena espessura. As cores de arco-íris são originadas da 
ressonância de luz, com base no princípio do anel de Newton. 
 
A opalescência é a reflexão leitosa ou nacarada que se observa no interior de 
minerais (Figura abaixo-A). Observa-se em certas amostras de a opala, a pedra da lua e o 
olho de gato. 
 
 
Propriedades multicolores: A) opalescência de opala; B) asterismo de safira. 
 
Quando a cor de reflexão na superfície (geralmente de brilho metálico) é diferente 
do interior, o fenômeno é chamado de embaçamento. A reflexão interna é originada 
normalmente da presença de fraturas com pequena espessura dentro do mineral. 
Observa-se em vários tipos de minérios de cobre, tais como bornita, calcopirita e 
calcocita. Quando a cor do brilho da superfície é azul, o fenômeno é chamado como 
embaçamento de aço, sendo observado em columbita (a palavra “aço” não representa a 
composição química do mineral. 
 
Alguns minerais mostram uma aparência sedosa na superfície devido às pequenas 
inclusões minerais de forma fibrosa ou fraturas, configurados paralelamente à direção de 
um plano cristalino. Determinados minerais de agregação fibrosa que são compostos de 
cristais aciculares finos também apresentam esta propriedade. O fenômeno acima citado 
é denominado de acatassolamento. Quando os minerais deste tipo são lapidados na 
forma de cabuchão (elipsóide), observam-se faixas brilhantes finas na direção paralela à 
agregação dos cristais. O aspecto visual do olho de gato (uma variedade gemológica de 
crisoberilo, BeAl2O4) e o olho de tigre (uma variedade de quartzo, SiO2), que demonstra 
um plano de cor clara paralela ao eixoc (direção de alongamento), é um típico exemplo. 
Em casos extremos, certos tipos de ametista, safira e rubi apresentam faixas brilhantes 
em seis direções, o fenômeno denominado asterismo (Figura acima-B). 
 
Certos minerais demonstram propriedade multicolor à luz transmitida de acordo 
com a direção relativa entre o raio de luz e o eixo óptico do cristal, o fenômeno 
denominado pleocroismo. O pleocroismo de duas cores é chamado como dicroísmo. As 
variedades transparentes de turmalina, cordierita e espodumênio apresentam 
pleocroismo macroscopicamente visível. A iolita, chamada também como dicroita (uma 
variedade gemológica de cordierita), é famosa pelo forte dicroísmo. Anfibólio e biotita 
são macroscopicamente pretos, porém, demonstram pleocroismo marcante nas lâminas 
delgadas. 
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7.2.10. Luminescência 
A luminescência corresponde a qualquer tipo de emissão de luz a partir de 
minerais, que não é originada da incandescência. Geralmente, a intensidade da 
luminescência é baixa, e portanto, observada apenas no escuro. Existem alguns tipos de 
luminescência, tais como triboluminescência, termoluminescência, fluorescência e 
fosforescência (Tab. 1.9). 
 
 
A triboluminescência corresponde à iluminação do mineral através de fricção, 
sendo uma forma de transformação de energia mecânica em luz. Este fenômeno é 
observado quando o mineral é esmagado, riscado ou esfregado. A maioria dos minerais 
que têm esta propriedade é do tipo não metálico, anidra e com clivagens. Fluorita (CaF2), 
esfalerita (ZnS) e lepidolita (mica de lítio, K2Li3Al5Si6O22) mostram notável 
triboluminescência. Pectolita (CaNaH(SiO3)3), ambligonita (LiAl(F,OH)PO4), feldspatos 
(KAlSi3O8 - NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8) e calcita (CaCO3) têm triboluminescência menos 
expressiva. 
 
A termoluminescência é a emissão de luz por meio do aquecimento dos minerais 
em baixa temperatura, entre 50 e 475 °C, sendo inferior à temperatura de incandescência. 
Certos minerais não metálicos e anidros, sobretudo os que contêm elementos alcalinos 
terrosos, como o cálcio, mostram esta propriedade. A termoluminescência é observada 
normalmente apenas durante o primeiro aquecimento, e não, no reaquecimento, sendo 
que não é uma forma de transformação do calor em luz. A energia da luminescência já 
está presente no mineral, e é liberada através da excitação por leve aquecimento. Por 
outro lado, a incandescência é realmente uma transformação do calor em luz. O mineral 
com termoluminescência extinta pode ser recuperado quando é exposta ao raio 
excitante de alta energia, tais como radiação nuclear e raios-X, isto é, o mineral é 
recarregado. Fluorita (CaF2) é um típico mineral termofluorescente. Além disso, calcita 
(CaCO3), apatita (Ca(PO4)3(OH,F,Cl)), escapolita (Na4Al3Si9O24Cl - Ca4Al6Si6O24CO2), 
lepidolita (K2Li3Al5Si6O22), feldspatos (KAlSi3O8 - NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8) e quartzo (SiO2) 
mostram leve termofluorescência. Através da comparação da intensidade de radiação 
nuclear (raio excitante) com a da termoluminescência recuperada, pode-se determinar a 
idade do último evento térmico (aquecimento) do mineral. 
 
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Este método aplicado em quartzo e plagioclásio é eficiente para datação (medir a 
idade da rocha ou mineral) de amostras com idade inferior à algumas dezenas de mil 
anos, sendo útil para vulcanologia e arqueologia. 
 
A fluorescência é a emissão de luz (ou outros raios eletromagnéticos) que ocorre 
quando o mineral é exposto aos raios excitantes (raios de alta energia), tais como raio 
ultravioleta, raios-X, feixe eletrônico e radiação nuclear. A luminescência desaparece 
imediatamente após a interrupção dos raios excitantes. Este fenômeno corresponde à 
transformação da energia dos raios excitantes em luz. O comprimento de onda da 
fluorescência é função de cada mineral e elementos constituintes. O nome deste 
fenômeno físico é originado da fluorita, que é o melhor exemplo de mineral fluorescente. 
Através da exposição ao raio ultravioleta, certos minerais mostram fluorescência notável. 
Mineral-light é um instrumento portátil que gera raio ultravioleta, sendo útil para detectar 
minerais fluorescentes, tais como fluorita (CaF2), zircão (ZrSiO4), scheelita (CaWO4), e 
autunita (Ca(UO4)2(PO4)2·10H2O). Diamante, rubi e calcita apresentam brilhante 
fluorescência quando expostos ao feixe eletrônico dentro de alto vácuo. Este fenômeno 
é denominado de luminescência de cátodo. A fluorescência causada por raios-X tem uma 
característica notável: o comprimento de onda da fluorescência (também raios-X) está de 
acordo com os elementos constituintes do mineral, e a intensidade é proporcional ao teor 
dos elementos. 
 
O aparelho fluorescência de raios-X, utilizado para análises químicas quantitativas, 
é baseado neste princípio. 
 
Fosforescência corresponde à luminescência que continua mesmo após a 
interrupção dos raios excitantes, sendo diferente da fluorescência. O limite não é 
claramente definido. Fluorita se torna altamente fosforescente após o aquecimento até 
cerca de 150 °C. A cor da fosforescência é variável de acordo com o tipo de mineral, tais 
como roxo, azul e vermelho. Fluorita com fosforescência de verde esmeralda é 
denominada de clorofana. Fosforescência é normalmente de baixa intensidade, podendo 
ser observada somente no escuro, com lupa binocular, após leve aquecimento (não 
incandescente) das amostras pulverizadas. Certos minerais de carbonato demonstram 
fosforescência amarela após aquecimento leve. Willemita (Zn2SiO4), kunzita (uma 
variedade gemológica do espodumênio, LiAlSi2O6) e diamante (C) apresentam 
fosforescência através de exposição a raios-X e radiação nuclear. O diamante mostra 
fosforescência, também, após exposição ao Sol. Ao longo do tempo, a fosforescência do 
diamante se torna azul devido à rápida queda de intensidade da parte de cor vermelha. 
 
7.2.11. Refração 
A velocidade de luz no vácuo é cerca de 300.000km/seg., entretanto a velocidade 
dentro dos minerais é mais baixa. Quando o raio de luz entra a partir de um meio de alta 
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velocidade (como vácuo) para outro meio de baixa velocidade (como mineral), após 
entrar no meio mais lento, a transmissão muda a direção, tornando-se mais próxima da 
perpendicular ao plano de limite. Este fenômeno é denominado refração. 
 
O índice de refração de um mineral corresponde à proporção entre a velocidade 
no vácuo e no mineral, sendo expresso com a letra minúscula “n”. Como por exemplo, o 
índice de refração do quartzo é cerca de 1.55 (n = 1.55), e portanto, a velocidade da luz 
dentro do quartzo é 1/1.55 em comparação com o vácuo. A maioria dos minerais 
transparentes e translúcidos apresenta índice de refração em torno de 1.5. A fluorita é um 
mineral típico de baixo índice, 1.43, e o diamante é um mineral com alto índice, 2.42. 
Existe uma tendência geral de que quanto maior for o peso específico do mineral, tanto 
maior será o índice de refração. Os minerais máficos mostram uma notável tendência de 
elevação do índice de refração e peso específico de acordo com o grau de substituição de 
Mg2+ por Fe2+. 
 
Os minerais transparentes são visíveis na atmosfera por causa dos fenômenos 
ópticos que ocorrem na superfície dos minerais, ou seja no limite entre os minerais e a 
atmosfera, tais como reflexão, refração, dispersão, etc. Estes fenômenos ocorrem 
quando o índice de refração de um meio (atmosfera) é diferente do outro (mineral). 
Quando os índices dos dois materiais são próximos, os fenômenos acima citados se 
tornam pouco expressivos. Como por exemplo, dentro da água (n=1.335),os minerais 
com baixo índice refração, isto é, com índice próximo da água, tais como clorita (1.34) e 
fluorita (1.43), se tornam difíceis de serem observados. Ao contrário, os que têm alto 
índice permanecem destacados mesmo na água. Os garimpeiros utilizam esta 
propriedade para descobrir minerais transparentes com alto índice de refração, que 
podem ser de alto valor econômico, como diamante. Os minerais com alto índice 
demonstram relevantes fenômenos ópticos na sua superfície, que originam o brilho 
adamantino. Desta forma, quanto mais alto for o índice de refração, melhor será o brilho 
adamantino e o efeito de lapidação. Este fator é uma razão para que o diamante seja a 
gema transparente mais valiosa. 
 
O índice de refração dos minerais é medido pelo método de imersão. O mineral a 
ser examinado é pulverizado, e o pó é colocado dentro de uma gota de líquidos de 
imersão sobreposta em uma placa de lâmina para observação microscópica. 
 
 
7.2.12. Magnetismo 
De acordo com o grau da tendência de atração por força magnética, os minerais 
são classificados em seguintes categorias(Tab. 1.11): 
 
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1) Minerais fortemente magnéticos: magnetita (Fe3O4) e pirrotita (Fe(1-X)S), que 
são atraídos por imã comum. 
 
2) Minerais magnéticos: ilmenita (FeTiO3), cromita (FeCr2O4), almandina (granada 
de ferro, Fe3Al2(SiO4)3), estaurolita (Fe2Al9Si4O23(OH)), etc., que são atraídos apenas 
por imã do tipo ventosa. 
 
3) Minerais ligeiramente magnéticos: monazita ((Ce,La,Nb)PO4), zircão (ZrSiO4), 
xenotima (YPO4), minerais máficos, etc., que somente podem ser separados pelo 
separador eletromagnético Frantz (separador isodinâmico). 
 
4) Minerais amagnéticos: scheelita (CaWO4), cassiterita (SnO2), rutilo (TiO2), 
anatáseo (TiO2), quartzo, minerais félsicos, zircão, diamante, etc. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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8 - ROCHAS: 
 
De acordo com a origem distingui-se três natureza de rochas: 
 
8.1 - ROCHAS MAGMÁTICAS OU ÍGNEAS: 
São rochas que provém da consolidação do magma. Uma rocha magmática 
expressa as condições geológicas em que se formou, graças à sua textura. A textura diz 
respeito, ao tamanho e a disposição dos minerais que constituem a rocha. 
 
8.1.1 - Rochas Intrusivas ou Plutônicas: 
Quando o magma consolida-se no interior da crosta com resfriamento lento, 
possibilitando dos cristais desenvolverem-se, sucessivamente, no corpo da rocha: textura 
fanerítica ou equigranular: apresenta minerais bem formados e visíveis no corpo da 
rocha. Ocorrendo esta modalidade nas rochas graníticas, onde os feldspatos, quartzo e 
micas são bem aparente. 
 
8.1.2 - Rochas Extrusivas ou Vulcânicas: 
Ocorre esta modalidade quando o magma extravasa a superfície da crosta 
terrestre: textura vítrea: ocorre quando o magma passa bruscamente do estado líquido 
para o sólido, pelo fato de não haver tempo suficiente para ocorrer a cristalização dos 
minerais. Textura porfirítica: ocorre a presença de fenocristais nadando numa massa 
fundamental. Esta massa fundamental pode ser de carácter afanítico, não podendo 
distinguir os constituintes à vista desarmada. Textura vesicular ou esponjosa: é quando 
ocorreu o desprendimento de Bolhas de ar que podem ser retidas na lava com a 
consolidação do magma. 
 
Exemplos de ROCHAS MAGMÁTICAS de textura fanerítica encontradas na crosta 
terrestre: 
 
GRANITOS: é a rocha magmática mais comum (38%), ocorrendo no embasamento 
cristalino, que constitui o substrato da crosta siálica que forma os blocos continentais. 
Muito comum no semi-árido brasileiro, embora exista nas cores vermelhas, amarelada e 
róseas. 
 
Minerais predominantes: quartzo, micas e feldspatos. 
Cores: cinza claro a cinza bem escuro 
 
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Pedaço de granito 
 
DIABÁSIO: é a rocha melanocrática mais comum do Brasil. 
Minerais predominantes: piroxênios e plagioclásio cálcico. 
Cor: preta. 
 
BASALTO: é a rocha efusiva mais comum na crosta terrestre: textura vítrea ou 
microcristalina, as vezes vesicular. 
Minerais predominantes: piroxênios, plagioclásios e ás vezes olivina. 
Cor: preta ou cinza escura. 
O basalto é uma rocha escura muito utilizada na pavimentação de calçadas, ruas e 
estradas e são advindas do esfriamento rápido do magma. 
 
No Rio Grande do Sul, encontramos as falésias de Torres, formadas de basalto. 
 
 
8.2 - ROCHAS METAMÓRFICAS: 
São rochas que provém de outras rochas pré-existentes, devido a condições de 
instabilidade provocada no ambiente destas rochas por pressão e/ou temperatura 
elevada que conduziram modificações Ou recristalização nos minerais existentes. As 
rochas metamórficas podem apresentar: textura xistosa ou orientada: surge devido a 
pressão dirigida e orientada sobre os minerais existentes no corpo da rocha pré-
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existente. Ex.: os quartzitos ornamentais, nos municípios de Ouricuri e Santa Cruz, semi-
árido do estado de Pernambuco. metamorfismo de contato: é caracterizado nos estratos 
calcários que evoluíram para mármore devido a elevação de temperatura provocado pela 
intrusão de massas magmáticas que penetraram no material preexistente. 
 
Exemplo de ROCHAS METAMÓRFICAS mais comuns: 
 
QUARTZITO: é uma rocha originada do metamorfismo sobre os arenitos. O eventual 
cimento argiloso evoluiu com a pressão para muscovita. 
Cor: branca, rósea ou vermelha. 
 
MÁRMORE: rocha proveniente do calcário ou da dolomita. Os grãos da calcita 
recristalizam-se, formando cristais macroscópicos, apresentando uma aparência 
sacaróide. 
 
ARDÓSIA: são oriundas de sedimentos argilosos transformados, apresentando boa 
divisibilidade de forma. Muito utilizada na construção civil como placas para lousas e 
telhados. 
 
 
Ardósia é usada como piso. 
 
 
 
 
 
 
 
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GNAISSE: são rochas com textura orientada contendo na sua constituição feldspatos, 
além de outros minerais como quartzo, micas anfibólios, apresentando boa xistosidade e 
divisibilidade. 
 
 
Vista da praia do morro do Pão de Açucar (RJ), formado de gnaisse. 
 
MIGMATITO: é caracterizado por uma faixa de matérias de origem ígneas intercaladas na 
rocha de natureza gnáissica. As faixas ígneas costumam ser claras e de natureza granítica. 
 
8.3 - ROCHAS SEDIMENTARES: 
As rochas sedimentares são formadas a partir do material originado da destruição 
erosiva de qualquer tipo de rocha, material este que será transportado e posteriormente 
depositado ou precipitado e consolidado. 
 
 
 
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AEDA / FACIAGRA / Gênese, Morfologia e Classificação do Solo / Arminio Artur de Carvalho – Engº Agro. Esp. / 2011.2 
 
Formação das rochas sedimentares 
 
 
 
 
 
 
Natureza das rochas sedimentares: 
 
8.3.1 - Mecânicas ou Cláticas: 
 São formadas de fragmentos ou sedimentos de rochas preexistentes que são 
transportados por ações da gravidade, água e vento. 
Escala para classificação de sedimentos de Atterberg 
Tabela 5: Escala de Atterberg 
Fração Granulométrica Diâmetro das Partículas (mm) 
Matacão > 200 
Bloco 200 – 20 
Seixo 20 – 2 
Areia Grossa 2 – 0,2 
Areia Fina 0,2 – 0,02 
Limos 0,02 – 0,002 
Argilas < 0,002 
 
Exemplos de ROCHAS SEDIMENTARES mecânicas: 
 
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AEDA / FACIAGRA / Gênese, Morfologia e Classificação do Solo / Arminio Artur de Carvalho – Engº Agro. Esp. / 2011.2 
CONGLOMERADO: rocha sedimentar composta de cascalhos