Mineralogia Química - Silicatos 2

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1 
INOSSILICATOS 
 
 
 
 Inossilicatos são os silicatos com os tetraedros (SiO4)
-4
 estruturados em cadeia que estendem-
se indefinidamente na direção do eixo c e são interligadas por ligação iônica através de cátions X 
e/ou Y. As posições X são normalmente ocupadas por cátions relativamente grandes, de carga fraca 
(mono ou bivalentes) e coordenação elevada (NCX = 8), como o Na
+
 e o Ca
+2
 e o Li
+
, enquanto que 
as posições Y são normalmente ocupadas por cátions menores (raios iônicos médios), de carga mais 
elevada (bi a tetravalente) e coordenação mais baixa (NCY = 6), como o Mg
+2
, Fe
+2
, Fe
+3
, Mn
+2
, 
Mn
+3
, Al
+3
 e Ti
+4
. Existem dois tipos de cadeia: 1- Cadeia simples, na qual cada tetraedro (SiO4)
-4
 
possui 2 oxigênios compartilhados (GP = 2) e relação Si : O = 1 : 3. É a estrutura característica dos 
minerais do grupo dos piroxênios. 2- Cadeia dupla, na qual metade dos tetraedros (SiO4)
-4
 
compartilham 3 oxigênios (GP = 3) e a outra metade compartilha somente 2 (GP = 2). É a estrutura 
característica dos minerais do grupo dos anfibólios. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
GRUPO DOS PIROXÊNIOS 
São os inossilicatos de cadeia simples cuja fórmula geral é XY(Si2O6). 
Os piroxênios são normalmente monoclínicos (clinopiroxênios) quando as posições X e Y são 
ocupadas por cátions grandes e médios, respectivamente que é a situação mais frequente. Entretanto, 
quando somente as posições Y são ocupadas por cátions médios, resulta uma estrutura ortorrômbica 
(ortopiroxênios), sem cátions X. Mais raramente podem ocorrer piroxênios somente com cátions X 
(grandes), o que pode resultar em piroxênios triclínicos, sem cátions Y. 
Ortopiroxênios: 
Os principais ortopiroxênios são da série enstatitaferrossilita com a fórmula geral 
(Mg,Fe)SiO3 que cristaliza no sistema ortorrômbico (Z = 16) e forma uma série continua com 
substituição iônica completa entre magnésio e ferro bivalente. 
 
 
 
 
 
 
Cadeia simples 
GP = 2 
Si : O = 1 : 3 
Ex. Grupo dos 
Piroxênios 
Cadeia dupla: 
GP = 2 e 3, Si : O = 4 : 11 
Ex. Grupo dos Anfibólios 
Seção basal das cadeias 
em forma trapezoidal 
Fs0,7En0,3 
(Fe0,7Mg0,3)SiO3 
 2 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os ortopiroxênios são minerais essenciais nas rochas ultramáficas e um componente 
importante em algumas rochas máficas. Os ortopiroxênios Ocorrem também nas rochas metamórficas 
de alto grau (fácies granulito), como os charnockitos. 
Clinopiroxênios: 
São os piroxênios mais abundantes. Existem 4 grupos de clinopiroxênios seguintes: 1- 
Clinopiroxênios pobres em cálcio; 2- Clinopiroxênios de cálcio; 3- Clinopiroxênios alcalinos e 4- 
Clinopiroxênios de cálcio e sódio. 
Os clinopiroxênios pobres em cálcio formam uma série contínua polimorfa aos ortopiroxênios, 
de temperatura mais baixa, denominada clinoenstatitaclinoferrossilita (Mg,Fe)SiO3 , não sendo 
porém comum nas rochas terrestres. 
Os clinopiroxênios de cálcio são mais abundantes, compreendendo 3 séries seguintes: 
diopsídiohedenbergita, augitaferroaugita e pigeonita 
Série DiopsídioHedenbergita: Ca(Mg,Fe)Si2O6 (monoclínico, Z = 4). Forma uma série contínua, 
com substituição iônica completa entre magnésio e ferro bivalente. Existe também uma outra série 
menos importante, denominada hedenbergitaJohannsenita, com substituição iônica entre Fe
+2
 e 
Mn
+2
, com a fórmula geral Ca(Fe,Mn)Si2O6. Minerais destas séries podem ocorrer como acessórios 
nas rochas ígneas máficas, especialmente em rochas alcalinas. Ocorrem também em rochas 
metamórficas, especialmente em rochas cálcio-silicatadas formadas por metamorfismo de contato. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estrutura cristalina dos ortopiroxênios (enstatita), 
mostrando as cadeias simples (Si2O6)
-4
 na direção do eixo c 
e os cátions X e Y ocupados pelo Mg e Fe
+2
 em 
coordenação 6 com os oxigênios (a). Cristais de enstatita 
(b) e hiperstênio (c). 
aa 
ab 
ac 
 3 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Série augitaferroaugita: são os piroxênios mais comuns. É um 
clinopiroxênio de cálcio (monoclínico, Z = 4) com composição 
química complexa. Além do Mg e Fe
+2
, pode conter na posição Y o 
Al, Mn
+2
, Fe
+3
 e Ti
+4
. Os cátions tri e tetravalentes (Fe
+3
 e Ti
+4
) 
entram, de maneira acoplada, para reequilibrar as cargas em função 
da substituição do Si
+4
 pelo Al
+3
 nos tetraedros (Si,Al)O4. Fórmula 
geral: (Ca,Mg,Fe
+2
)(Mg,Fe
+2
,Al,Mn,Fe
+3
,Ti
+4
)(Si,Al)2O6. As 
augitas são minerais essenciais nas rochas ígneas máficas (como 
basaltos e gabros) e um componente importante nas rochas 
ultramáficas. 
 
 
 
 
 
Pigeonita: é um clinopiroxênio de cálcio (monoclínico, Z = 4). O cálcio entra na posição X 
juntamente com Mg e Fe
+2
, sendo, porém, a proporção destes dois elementos maior que a do cálcio 
(contrário das augitas), resultando na fórmula geral: (Mg,Fe
+2
,Ca)(Mg,Fe
+2
)Si2O6. As pigeonitas 
possuem, portanto, uma composição intermediária entre os piroxênios de magnésio e ferro e os 
clinopiroxênios de cálcio. A pigeonita ocorre em rochas ígneas félsicas-intermediárias, sobretudo em 
andesitos e dacitos. 
Clinopiroxênios alcalinos: são os clinopiroxênios que possuem a posição X ocupada por um metal 
alcalino (principalmente o Na e, mais raramente, o Li) e a posição Y é ocupada por um cátion 
trivalente (Al e Fe
+3
). Os clinopiroxênios sódicos são a aegirina NaFe
+3
Si2O6 (monoclínico, Z = 4) e 
a jadeíta NaAlSi2O6 (monoclínico, Z = 4) que ocorrem em rochas alcalinas. O único clinopiroxênio 
de lítio importante é o espodumênio LiAlSi2O6 (monoclínico, Z = 4) que ocorre em pegmatitos. 
Estrutura cristalina dos clinopiroxênios (diopsídio), vista na direção do 
eixo c, mostrando as cadeias simples (Si2O6)
-4
 paralelas ao eixo c e os 
cátions X (Ca em azul) e Y (Mg e Fe
+2
 em vermelho) coordenação 8 e 6 
respectivamente com os oxigênios (a). Cristais de hedenbergita (b) e 
diopsídio (c). 
aa 
ab 
ac 
Cristais de augita 
 4 
Clinopiroxênios de cálcio e sódio: são os clinopiroxênios que possuem a posição X ocupada pelo 
cálcio e pelo sódio em substituição iônica acoplada. Para reequilibrar as cargas entram na posição Y, 
além do Mg e Fe
+2
, o Al e o Fe
+3
. Existem dois clinopiroxênios importantes neste grupo: a onfacita 
(Ca,Na)(Mg,Fe
+2
,Fe
+3
,Al)Si2O6 (monoclínico, Z = 4) que possui Fe
+3
 e Al na posição Y e a 
aegirinaaugita (monoclínico, Z =4), cujo cátion trivalente na posição Y é somente o Fe
+3
 
(Ca,Na)(Fe
+3
,Fe
+2
,Mg)Si2O6. A onfacita e a aegirinaaugita ocorrem tipicamente em rochas 
metamórficas de alta pressão, sendo que a onfacita ocorre normalmente em eclogitos e a 
aegirinaaugita em xistos azuis, como também em rochas alcalinas. 
Piroxênios triclínicos: 
 São os piroxênios menos abundantes que cristalizam no sistema triclínico, nos quais tanto as 
posições X como as Y são ocupadas por cátions grandes, principalmente o cálcio. Os principais 
piroxênios triclínicos são: Wollastonita CaSiO3 (triclínico, Z = 6), 
Pectolita Ca2NaH(SiO3)3 (triclínico, Z = 2), Rodonita (Mn,Ca,Fe)SiO3 (triclínico, Z = 20) e 
Bustamita (Mn,Ca,Fe)SiO3 (triclínico, Z = 12). Estes minerais ocorrem em rochas cálciossilicatadas 
metamorfisadas e skarnitos. A pectolita ocorre também como mineral hidrotermal em cavidades nas 
rochas basálticas e como mineral primário em algumas rochas alcalinas. A rodonita e a bustamitapossuem estruturas cristalinas diferentes e a bustamita é, normalmrente, mais rica em cálcio, não 
sendo, portanto, polimorfos. Estes dois minerais ocorrem em rochas calciossilicatadas associadas 
com depósitos de manganês. 
ORTOPIROXÊNIOS (OPX) 
Série Enstatita – Ferrossilita: cátion Y 
(sem X) 
(Mg,Fe
+2
)SiO3 
CLINOPIROXÊNIOS (CPX) 
1) CPX pobres em Ca: cátion Y (sem 
 cátion X) 
Série Clinoenstatita – Clinoferrossilita 
(Mg,Fe
+2
,Ca)SiO3 
2) CPX de Ca: cátions X + cátion Y 
 Série Diopsídio – Hedenbergita 
Ca(Mg,Fe
+2
)Si2O6 
 Série Augita-Ferroaugita 
 Ca(Mg,Fe
+2
,Fe
+3
,Al,Ti
+4
)(Si,Al)2O6 
 Acoplamento entre cátions X e Z 
 Série pigeonita 
 (Mg,Fe
+2
Ca)(Mg,Fe
+2
)Si2O6 
3) CPX alcalinos: cátion X alcalino + 
cátion Y 
Aegirina NaAlSi2O6 
Jadeíta NaFe
+3
Si2O6 
Espodumênio LiAlSi2O6 
4) CPX de Ca e Na: cátions X (Ca,Na) 
+ cáton Y. Acoplamento entre X e Y 
Onfacita 
(Ca,Na)(Mg,Fe
+2
,Al,Fe
+3
)Si2O6 
Aegirina-Augita 
(Ca,Na)(Mg,Fe
+2
,Fe
+3
)Si2O6 
 
a 
b 
Diagrama triangular de variação composicional dos 
clinopiroxênios de cálcio (a) e ortopiroxênios (b). 
 
 5 
GRUPO DOS ANFIBÓLIOS 
 São os inossilicatos de cadeia dupla cuja fórmula geral é X0-3Y7-5Z8O22(OH)2. Existe um certo 
paralelismo entre as séries de minerais no grupo dos anfibólios e piroxênios. Desse modo, os 
clinoanfibólios possuem as posições X e Y ocupadas por cátions grandes e médios respectivamente, 
que é a situação mais freqüente, ao passo que os ortoanfibólios possuem somente cátions Y (médios). 
Anfibólios triclínicos são muito raros. 
Ortoanfibólios: 
Os principais ortoanfibólios são da série da antofilita e da gedrita. Estas duas séries são 
isoestruturais (ortorrômbico, Z = 4), mas formam duas séries distintas. A antofilita 
(Mg,Fe
+2
)7Si8O22(OH)2 forma uma série descontínua, com substituição iônica limitada entre Mg e 
Fe
+2
, com no máximo 40% de Fe7Si8O22(OH)2. As gedritas, por outro lado, formam uma série 
descontínua gedritaferrogedrita cuja substituição entre Mg e Fe
+2
 varia entre 20 e 100% do 
componente Fe7Si8O22(OH)2 , havendo, portanto, uma superposição das duas séries entre 20 e 40% do 
componente Fe7Si8O22(OH)2. Entretanto, além da maior quantidade de ferro, as gedritas se 
diferenciam composicionalmente das antofilitas pela substituição iônica de até 2 silício por 2 Al na 
posição Z acoplada com a entrada de 2 Al na posição Y ou entrada conjunta de Al (Y) e Na (X), 
resultando na fórmula geral: (Mg,Fe
+2
)5Al2(Si6Al2O22)(OH)2. Os ortoanfibólios não ocorrem em 
rochas ígneas. Por outro lado, as antofilitas e gedritas ocorrem em diversas rochas metamórficas 
(fácies anfibolito) e de origem metassomática, bem como nas auréolas de metamorfismo de contato 
de corpos intermediários e ultramáficos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cristais de antofilita (a) e cumingtonita (b), ambos com hábito fibroso. 
 
Clinoanfibólios: 
Tal como no grupo dos piroxênios, os anfibólios monoclínicos (clinoanfibólios) são mais 
abundantes. Entretanto, diferentemente dos piroxênios, onde os clinopiroxênios pobres em cálcio 
(clinoenstatitaclinoferrossillita) são polimorfos dos ortopiroxênios, os clinoanfibólios pobres em 
aa ab 
Al
IV
Si
Mg Fe+2
Mg Si O (OH)
7 8 22 2
Mg Al (Si Al )O (OH)
5 2 6 2 22 2
(Mg,Fe) Al (Si Al )O (OH)
5 2 6 2 22 2
(Mg,Fe) Si O (OH)
7 8 22 2
( )Ant
( )Ged ( )Feged
Antofilita
Gedrita Ferrogedrita
(M
g,F
e )
 
Al
+2
Si 
 A
l
+4
+3 IV
IV
 6 
cálcio formam uma série composicionalmente distinta dos ortoanfibólios, denominada 
cumingtonitagrunerita (Mg,Fe,Mn)7Si8O22(OH)2 , mais rica em ferro e com manganês. Do mesmo 
modo que os clinopiroxênios, existem os clinoanfibólios de cálcio, os clinoanfibólios de cálcio e 
sódio e os clinoanfibólios alcalinos. 
Cumingtonitagrunerita (Mg,Fe
+2
,Mn)7Si8O22(OH)2 , monoclínico (Z = 2). Na cumingtonita, o 
componente grunerita (Gr) Fe7Si8O22(OH)2 situa-se entre 30 e 70%, enquanto que a grunerita possui 
entre 70 e 100% de Gr. O manganês entra principalmente na composição das gruneritas, mas 
cumingtonitas manganesíferas podem ocorrer. Existe apenas uma pequena faixa de superposição 
composicional entre a cumingtonita e a antofilita (entre 30 e 40% de Gr), na qual os dois minerais 
podem ser polimorfos (monoclínico e ortorrômbico), caso a cumingtonita não seja manganesífera. 
Clinoanfibólios da série cumingtonitagrunerita são raros no ambiente magmático, ocorrendo, 
porém, em rochas metamórficas da fácies anfibolito. Cumingtonitas ocorrem em anfibolitos 
derivados de rochas ígneas máficas e intermediárias e Mgcumingtonitas ocorrem, juntamente com 
antofilitas, em rochas ultramáficas metamorfisadas. As gruneritas ocorreem em formações ferríferas 
metamorfisadas. 
 
 
 
 
 
 
 
Os clinoanfibólios de cálcio compreendem duas séries seguintes: Série 
tremolitaferroactinolita e as séries das hornblendas. 
Série tremolitaferroactinolita: forma uma série contínua monoclínica (Z = 2), com substituição 
iônica completa entre magnésio e ferro bivalente, com a fórmula geral Ca2(Mg,Fe
+2
)5Si8O22(OH)2. 
Minerais da série tremolitaferroactinolita ocorrem tipicamente em rochas metamórficas de baixo a 
médio grau, como produto tanto de metamorfismo regional (fácies xisto verde a anfibolito) como de 
contato (hornfels). Tremolita pode formar por metamorfismo termal de dolomitos impuros. Tremolita 
e actinolita podem formar por metamorfismo regional de rochas ígneas máficas e ultramáficas (xistos 
verdes e xistos azuis). Ferroactinolitas ocorrem tipicamente em formações ferríferas metamorfisadas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
aa 
ab 
Mg Si O (OH)
7 8 22 2
(Mg,Fe) Si O (OH)
7 8 22 2
Fe Si O (OH)
7 8 22 2
( )Ant ( )Gr
Antofilita
Ortorrômbico
MonoclínicoPolimorfos
clino e orto
Cumingtonita
Grunerita
50 70 9010 30
Ca Fe Si O (OH)
2 5 8 22 2
+2
Ca (Mg,Fe ) Si O (OH)
2 5 8 22 2
+2
Ca Mg Si O (OH)
2 5 8 22 2
( )Tre ( )Feac
Tremolita Ferroactinolita
50 70 903010
Tremolita Actinolita
 7 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Hornblendas: são os anfibólios mais comuns que ocorrem como importante mineral essencial em 
rochas ígneas e metamórficas. São anfibólios cálcicos ou cácico/sódicos ricos em alumínio, com 
composições complexas, formando várias séries monoclínicas (Z = 2), com a seguinte fórmula geral: 
(Na,K)0-1Ca2(Mg,Fe
+2
,Fe
+3
,Al)5Si5,5-7,5Al2,5-0,5O22(OH)2. O Al substitui o Si na posição Z (Al
IV
) na 
proporção de 0,5 a 2,5 átomos por fórmula mínima, mas raramente excede 2 átomos por fórmula. A 
entrada de Al
IV
 é acoplada com entrada de cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) substituindo os cátions 
bivalentes (Mg, Fe
+2
) na posição Y e/ou com a entrada de cátions alcalinos (Na, K) na posição X, 
conforme a fórmula geral: (Na,K)zCa2(Mg,Fe
+2
)5-y(Al,Fe
+3
)y(Si8-xAlx)O22(OH)2 , de tal modo que 
x = y+ z, ou seja a quantidade de Al
IV
 que substitui o Si na posição Z é igual à quantidade de cátions 
trivalentes (Al
VI
, Fe
+3
) que substituem os cátions bivalentes (Mg, Fe
+2
) na posição Y + a quantidade 
de cátions alcalinos que entram na posição X e, quando o z é zero, x = y 
 O grupo das hornblendas compreende 5 séries ferromagnesianas divididas, de acordo com os 
cátions X, em dois grupos seguintes: 
1) Hornblendas de Ca: o acoplamento é feito principalmente através dos cátions Y, com pouca ou 
nenhumaparticipação dos cátions X (até 0,5 por fórmula). Desprezando os cátions X, a fórmula 
geral destas hornblendas seria: Ca2(Mg,Fe
+2
)5-x(Al,Fe
+3
)x(Si8-xAlx)O22(OH)2. Pode-se distinguir 
duas séries ferromagnesianas neste grupo. 
 Hornblenda comum: pouco aluminosa, x = 0,5 – 1,5 (série MgHornblenda-FeHorblenda) 
 Composição média: Ca2(Mg,Fe
+2
)4(Al,Fe
+3
)(Si7Al)O22(OH)2 , ou 
 Na0-0,5Ca2(Mg,Fe
+2
)3,5-5,0(Al,Fe
+3
)1,5-0,0(Si6,5-7,5Al1,5-0,5)O22(OH)2 
 Tschermakita: mais aluminosa, x = 1,5 - 2,5 (série Tschermakita-FeTschermakita) 
 Composição média: Ca2(Mg,Fe
+2
)3(Al,Fe
+3
)2(Si6Al2)O22(OH)2 , ou 
 Na0-0,5Ca2(Mg,Fe
+2
)2,5-4,0(Al,Fe
+3
)2,5-1,0(Si5,5-6,5Al2,5-1,5)O22(OH)2 
2) Hornblendas de Ca e Na: participação dos cátions alcalinos no acoplamento. Pode-se distinguir 
dois tipos de acoplamento com três séries ferromagneasianas neste grupo. 
a) Acoplamento principalmente através dos cátions X (Na), com participação menor dos cátions 
Y trivalentes (até 1,0 por fórmula). Apenas uma série ferromagnesiana pouco aluminosa. 
 Edenita-Ferroedenita (x=0,5-1,5): Composição média NaCa2(Mg,Fe
+2
)5(Si7Al)O22(OH)2 , ou 
Na0,5-1,0Ca2(Mg,Fe
+2
)4,0-5,0(Al,Fe
+3
)1,0-0,0(Si6,5-7,5Al1,5-0,5)O22(OH)2 
b) Acoplamento através dos cátions X e Y: a quantidade de Al
IV
 que substitui o Si (x) é acoplada 
tanto pela entrada de cátions alcalinos na posição X (principalmente Na) como pela entrada de 
cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) substituindo os cátions bivalentes (Mg, Fe
+2
) na posição Y. 
 Pargasita-Ferropargasita (x=1,5-2,5) com predominância do Al nos cátions Y trivalentes: 
Compisição média NaCa2(Mg,Fe
+2
)4(Al,Fe
+3
)(Si6Al2)O22(OH)2 , ou 
 Na0,5-1,0Ca2(Mg,Fe
+2
)3,0-4,5(Al,Fe
+3
)2,0-0,5(Si5,5-6,5Al2,5-1,5)O22(OH)2 
 MgHastingsita-Hastingsita (x=1,5-2,5) com predominância do Fe
+3
 nos cátions Y trivalentes: 
 Composição média NaCa2(Mg,Fe
+2
)4(Fe
+3
,Al)(Si6Al2)O22(OH)2 ,ou 
 Na0,5-1,0Ca2(Mg,Fe
+2
)3,0-4,5(Fe
+3
,Al)2,0-0,5(Si5,5-6,5Al2,5-1,5)O22(OH)2 
Estrutura cristalina da tremolita-actinolita (a), vista na 
direção do eixo c, mostrando as cadeias duplas de (Si4O11)
-6
 
paralelas ao eixo c e os cátions X (Ca) em azul e Y (Mg e 
Fe
+2
) em vermelho, além das hidroxilas em verde . Cristais 
de tremolita prismática (b) e actinolita laminar (c). 
ac 
 8 
A ampla variação composicional das hornblendas permite a sua formação em uma grande 
variedade de rochas ígneas e metamórficas. A hornblenda pode ocorrer em quase todos os tipos de 
rochas ígneas (ultramáficas, máficas, félsicas), mas principalmente nas rochas intermediárias. As 
hornblendas com sódio, principalmente hastingsita, podem ocorrer em rochas alcalinas. A hornblenda 
é um componente comum das rochas metamórficas de baixo a médio grau (xisto verde alto a 
anfibolito) formadas a partir de rochas ígneas máficas e ultramáficas. As hornblendas podem se 
formar também por processos secundários, a partir da alteração hidrotermal de piroxênios. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Clinoanfibólios alcalinos: são os anfibólios cuja posição X é ocupada somente por elementos 
alcalinos (Na e K), sobretudo o sódio, e na posição Y os cátions bivalentes (Mg e Fe
+2
) são 
parcialmente substituídos por cátions trivalentes (Al, Fe
+3
). Compreendem duas séries seguintes com 
4 termos extremos cada uma: GlaucofanaRiebeckita e Eckermanita  Arfvedsonita. 
Série GlaucofanaRiebeckita: Na2(Mg,Fe
+2
)3(Al,Fe
+3
)2Si8O22(OH)2, monoclínico (Z = 2). Nesta 
série ocorrem dois pares de substituições iônicas simples na posição Y: as substituições entre os 
cátions bivalentes (Mg Fe
+2
), e entre os cátions trivalentes (Al Fe
+3
). Nas glaucofanas, o cátion 
trivalente predominante é o Al, o qual pode ser substituído pelo Fe
+3
 em até 30%. As composições 
das glaucofanas situam-se entre dois termos extremos, um magnesiano (glaucofana) 
Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2 e o outro ferroso (ferroglaucofana) Na2Fe
+2
3Al2Si8O22(OH)2. Nas riebeckitas, 
o cátion trivalente predominante é o Fe
+3
 que pode ser substituído pelo Al em até 30%. As 
composições das riebeckita situam-se, também, entre dois termos extremos, um ferroso (riebeckita) 
Na2Fe
+2
3Fe
+3
2Si8O22(OH)2 e o outro magnesiano (magnesioriebeckita) Na2Mg3Fe
+3
2Si8O22(OH)2. Os 
minerais com Fe
+3 (Fe+3 + Al) entre 0,3 e 0,7 são denominados crossita, com 30 a 70% de riebeckita, 
tanto nas crossitas magnesianas como nas ferrosas. 
Variação química dos anfibólios cálcicos (a), com base 
no número de álcalis (Na + K) na posição X e no número 
de átomos de silício e alumínio na posição Z, 
considerando a fórmula mínima com Z = 8. A área 
hachurada cinza corresponde às composições mais 
freqüentes das hornblendas. Termos extremos: 
Tr (tremolita), Hb (hornblenda comum), Has (hastingsita) 
Ts (tschermakita), Ed (edenita), Pa (pargasita). 
 
aa 
Cristais prismáticos de hornblenda 
magnesiana (b) e hornblenda ferrosa, 
mais escura (c). 
ab 
ac 
 9 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Série glaucofanariebeckita, com a substituição iônica entre Mg e Fe
+2
 e entre Al e Fe
+3
. 
 
Série EckermanitaArfvedsonita: Na3(Mg,Fe
+2
)4(Al,Fe
+3
)Si8O22(OH)2, monoclínico (Z=2). Do 
mesmo modo que na série glaucofanariebeckita, ocorrem dois pares de substituições iônicas 
simples na posição Y; a substituição entre os cátions bivalentes (Mg Fe
+2
) e a substituição entre os 
cátions trivalentes (Al Fe
+3
). As composições das eckermanitas situam-se entre o termo extremo 
magnesiano (eckermanita) Na3Mg4AlSi8O22(OH)2 e o termo extremo ferroso (ferroeckermanita) 
Na3Fe
+2
4AlSi8O22(OH)2 , em ambos o cátion trivalente predominante é o Al, o qual pode ser 
substituído pelo Fe
+3
 em até 50%. As composições das arfvedsonitas situam-se também entre um 
termo extremo ferroso denominado arfvedsonita Na3Fe
+2
4Fe
+3
Si8O22(OH)2 e um termo extremo 
magnesiano denominado magnesioarfvedsonita Na3Mg4Fe
+3
Si8O22(OH)2, em ambos o cátion 
trivalente predominante é o Fe
+3
, o qual pode ser substituído pelo Al em até 50%. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Série eckermanitaarfvedsonita, com substituição iônica entre Mg e Fe+2 e entre Al e Fe+3. 
Cristais aciculares de glaucofana. 
Cristal prismático de arfvedsonita. 
( )Gf
%MgRb
%Rib
( )FeGf
( )Rib( )MgRib
Glaucofana
Crossita
Ferroglaucofana
Riebeckita
Na2 3 2 8 22 2Fe Fe Si O (OH)
+2 +3
Na2 3 2 8 22 2Fe Al Si O (OH)
+2
Na Mg Fe Si O (OH)2 3 2 8 22 2
+3
Na Mg Al Si O (OH)2 3 2 8 22 2
A
l 
 
Fe
+
3
Magnesio-
Riebeckita
Mg Fe
+2
%FeEk
A
l 
 
Fe
+
3
(MgAfv)
Na Mg Fe Si O (OH)3 4 8 22 2
+3
( )Ek
Na Mg AlSi O (OH)3 4 8 22 2
%Afv
( )FeEk
( )Afv
Na Fe Fe Si O (OH)3 4 8 22 2
+2 +3
Na Fe AlSi O (OH)3 4 8 22 2
+2
Eckermanita
Magnesio-
Arfvedsonita
Ferro-
Eckermanita
Arfvedsonita
Mg Fe
+2
 10 
 Os anfibólios alcalinos, especialmente a glaucofana, ocorrem em rochas metamórficas de alta 
pressão (xistos azuis ou glaucofana xistos). A riebeckita e a arfvedsonita ocorrem também em rochas 
alcalinas (sienitos, granitos alcalinos, carbonatitos). 
 Os piroxênios e anfibólios são minerais com características físicas muito semelhantes. São 
minerais de hábito prismático, acicular ou fibroso, com clivagens em duas direções (prismática), 
dureza 56, cores variando do branco, verde claro, verde escuro,cinza escuro a preto. Entretanto, 
estes dois grupos de inossilicatos podem ser diferenciados pelas direções das clivagens, pois nos 
piroxênios as duas direções são quase ortogonais, ao passo que nos anfibólios o ângulo entre elas é 
bem diferente de 90
o
. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cristais prismáticos de piroxênio (esquerda) e anfibólio (direita), mostrando as duas direções de 
clivagens, ortogonais nos piroxênios e não ortogonais nos anfibólios. As duas direções de clivagens 
podem ser observadas somente nas seções basais, pois nas seções transversais as clivagens 
apresentam-se como linhas paralelas. 
 A razão desta diferença reside na geometria diferente das cadeias silicáticas nos piroxênios 
(cadeias simples) e nos anfibólios (cadeias duplas), conforme mostra a ilustração abaixo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Bb
Ba
Cadeia Simples
Seção da
87
o
93
o
a
b
Cc
a
b
Cc
Relação entre as direções 
de clivagens e a estrutura 
cristalina em cadeia 
simples dos piroxênios. O 
empilhamento das cadeias 
simples resulta em duas 
direções de clivagem 
quase ortogonais. 
 
 11 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os piroxênios e anfibólios formam dois grupos de minerais paralelos, havendo 
correspondência entre as séries de minerais nos dois grupos, conforme a tabela abaixo. 
Classificação dos piroxênios e anfibólios com base no sistema cristalino e nos cátions X e Y. 
Estruturalmente os dois grupos são constituídos por cadeias silicáticas, sendo que os 
piroxênios são formados por cadeias simples (Si2O6)
-6
 e os anfibólios por cadeias duplas (Si8O22)
-12
. 
Composicionalmente a principal diferença entre os dois grupos é que os piroxênios são anidros, 
enquanto que os anfibólios são hidratados, ou seja, todos eles contém 1 hidroxila para cada unidade 
silicática Si4O11 (cadeia dupla) e, portanto, 2 hidroxilas para cada unidade (Si8O22)
-12
, como 
normalmente é representada a cadeia dupla nas fórmulas mínimas dos anfibólios. 
Os inossilicatos são divididos em três grupos maiores de minerais seguintes, com base no 
sistema cristalino: 1- Inossilicatos ortorrômbicos (ortopiroxênios e ortoanfibólios), 
2- Inossilicatos monoclínicos (clinopiroxênios e clinoanfibólios); é o maior grupo 
3- Inossilicatos triclínicos (somente piroxênios). 
Existe uma boa correspondência entre os ortopiroxênios e ortoanfibólios. A corresponência 
entre os minerais monoclínicos também é razoável, havendo, porém, algumas diferenças. Os 
clionopiroxênios pobres em cálcio são polimorfos dos ortopiroxênios, situação que não ocorre nos 
anfibólios, já que os minerais da série cumingtonita-grunerita normalmente não são polimorfos 
daqueles da série antofilita-gedrita. Os inossilicatos cálcicos e aqueles de cálcio e sódio também se 
correspondem bem, com pequenas diferenças composisionais entre as augitas que podem conter Fe
+3
 
e Ti
+4
, elementos que normalmente não ocorrem nas hornblendas e tschermackitas. Além disso, não 
existe no grupo dos anfibólios, um correspondente para as pigeonitas. Existe também uma 
correspondência razoável entre os inossilicatos alcalinos, havendo, porém, algumas diferenças 
compsicionais. Os piroxênios alcalinas são basicamente de Na e Fe
+3
 (aegerina) e Na e Al (jadeíta), 
enquanto que os anfibólios alcalinos são séries mais complexas com substituição entre (Al, Fe
+3
) e 
entre (Mg, Fe
+2
). Além disso, não existe correspondente nos anfibólios para o espodumênio 
(piroxênio de Li). Não existe, também, correspondente nos anfibólios comuns para os piroxênios 
triclínicos. 
 
Aa
Ab
56
o
124
oSeção da
 Cadeia Dupla
Relação entre as direções de clivagens e a estrutura 
cristalina em cadeia dupla dos anfibólios. O 
empilhamento das cadeias duplas resulta em duas 
direções de clivagem não ortogonais, fazendo entre 
si um ângulo obtuso (124
o
) e um agudo (56
o
). 
 
 12 
 PIROXÊNIOS 
XY(Si2O6) 
Cátions X Cátions Y 
ANFIBÓLIOS 
X0-2Y7-5Z8O22(OH)2 
 
O
rt
o
r
-
rô
m
b
ic
o
 
Enstatita Mg, Fe
+2 Antofilita 
O
rt
o
r
-
rô
m
b
ic
o
 
Ferrossilita Fe
+2
, Mg Gedrita 
M
o
n
o
cl
ín
ic
o
 
Clinoenstatita 
 
Mg, Fe
+2
 Cumingtonita Pobres 
em 
Cálcio Clinoferrossilita Fe
+2
, Mg Grunerita 
Pigeonita Mg, Fe
+2
, Ca Mg, Fe
+2 
C
á
lc
ic
o
s 
Diopsídio 
Hedenbergita 
Ca Mg, Fe
+2 Tremolita 
Actinolita 
Augita Ca 
(Fe
+3
, Ti
+4
), Mg, 
Fe
+2
, Al 
Hornblenda 
Tschermakita 
Onfacita 
Aegirina-augita 
Ca, Na Mg, Fe
+2
, Fe
+3
, Al 
Edenita 
Pargasita 
Hastingsita 
Cálcio 
+ 
Sódio 
Aegirina Na Fe
+3
, (Mg, Fe
+2
) 
Riebecckita 
Arfvedsonita 
A
lc
a
li
n
o
s 
Jadeita Na Al, (Mg, Fe
+2
) Glaucofana 
Espodumênio Li Al 
T
ri
cl
in
ic
o
 Wolastonita Ca Ca 
Rodonita Mn, Fe
+2
, Ca Mn, Fe
+2
, Ca 
Pectolita Ca, Na Ca, Na 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 13 
FILOSSILICATOS 
 
 Filossilicatos são os silicatos com os tetraedros (SiO4)
-4
 estruturados em folha ou placa que 
estende-se indefinidamente ao longo dos eixos a e b, sendo a folha, portanto, perpendicular ao eixo c. 
Na estrutura em folha, três dos quatro oxigênios em cada tetraedro (SiO4)
-4
 estão compartilhados (GP 
= 3), o que resulta em uma relação Si : O = 2 : 5. As folhas silicáticas (Si2O5)
-2
 são as unidades básicas 
dos filossilicatos, as quais são interligadas com outras unidades em folha através de cátions Y e/ou X 
com ligações químicas mais fracas que a ligação covalente-iônica entre o silício e os oxigênios nos 
tetraedros (SiO4)
-4
. A folha silicática (Si2O5)
-2
 é denominada também de folha tetraédrica (folha T) 
por causa da coordenação tetraédrica do silício (NCSi = 4) nos tetraedros (SiO4)
-4
. Na figura abaixo a 
folha T da esquerda está com os oxigênios não compartilhados apontando para cima, enquanto que a 
folha T da direita está com os oxigênios não compartilhados apontando para baixo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Como consequência desta estrutura em folhas interligadas fracamente, todos os filossilicatos 
possuem hábito achatado (placoso, ou em escamas), simetria próxima à hexagonal, clivagem boa a 
excelente, dureza e densidade baixas. As placas de clivagem podem exibir flexibilidade e 
elasticidade. 
 Os filossilicatos são minerais hidratados que contém hidroxila em sua estrutura cristalina. As 
hidroxilas, juntamente com os oxigênios apicais das folhas T, são coordenadas por cátions Y (Mg, 
Fe
+2
, Al, Fe
+3
) que interligam as folhas T em coordenação octaédrica (NCY = 6), havendo, na maioria 
dos filossilicatos, predominância dos cátions bivalentes (Mg, Fe
+2
) ou trivalentes (Al, Fe
+3
). Os 
cátions Y e as hidroxilas também são estruturados em folhas, denominadas de folhas octaédricas 
(Folhas O), em referência à coordenação octaédrica dos cátions Y. As folhas O com cátions 
bivalentes (Mg, Fe
+2
) apresentam estrutura da brucita Mg3(OH)6 , enquanto que as folhas O com 
cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) apresentam estrutura da gibbsita Al2(OH)6. 
Na folha da brucita, o Mg pode ser substituído completamente pelo Fe
+2
, os quais ocupam os 
interstícios de duas camadas de hidroxilas em empacotamento hexagonal mais denso. Cada hidroxila 
é compartilhada com três octaedros deitados, baixando a relaçãoMg:OH de 1:6 para 1:2, de acordo 
com a fórmula (Mg,Fe
+2
)(OH)2 ou (Mg,Fe
+2
)3(OH)6 , razão pela qual a brucita é denominada de folha 
tri-octaédrica, pois são três cátions bivalentes em coordenação octaédrica para seis hidroxilas. 
A folha da gibbsita apresenta uma estrutura em folha semelhante à da brucita, onde o Al pode 
ser substituído apenas parcialmente pelo Fe
+3
. Entretanto, por causa da carga mais elevada dos 
 (Si2O5)
-2 
Folha silicática ou folha T 
Si : O = 2 : 5  
GP = 3
 
Ia
Ab
 14 
cátions trivalentes somente 2/3 dos interstícios entre as camadas de hidroxilas são ocupados por estes 
cátions (Al, Fe
+3
), originando vacâncias na estrutura cristalina, onde 1/3 dos octaedros estão vazios 
(sem Al no seu interior). Esta situação resulta em uma relação Al:OH = 1:3, conforme a fórmula 
(Al,Fe
+3
)(OH)3 ou (Al,Fe
+3
)2(OH)6 , razão pela qual a gibbsita é denominada de folha di-octaédrica, 
pois são dois cátions trivalentes em coordenação octaédrica para seis hidroxilas. 
Estas duas situações estruturais das hidroxilas dão origem aos dois grandes clãs seguintes dos 
filossilicatos: 1- Clã Tri-octaédrico dos filossilicatos ferromagnesianos, nos quais as hidroxilas são 
coordenadas pelo Mg e/ou Fe
+2
 na estrutura da brucita (Mg,Fe
+2
)3(OH)6; 2- Clã Di-octaédrico dos 
filossilicatos ferrialuminosos, nos quais as hidroxilas são coordenadas pelo Al e/ou Fe
+3
 na estrutura 
da gibbsita (Al,Fe
+3
)2(OH)6. Desse modo, as estruturas dos filossilicatos comuns podem ser derivadas 
pela combinação da folha tetraédrica (Si2O5)
-2
 com as folhas octaédricas (brucita ou gibbsita). Estas 
três folhas são as unidades de constituição dos filossilicatos, representadas pelas seguintes 
simbologias: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Brucita Mg3(OH)6 Tri-octaédrica Di-octaédrica Gibbsita Al2(OH)6 
 Hidroxila (Folha Tri-O) (Folha Di-O) V Vacância 
 Os grupos de filossilicatos serão considerados em seguida de acordo com o tipo de estrutura 
formada pela combinação dos três tipos de folhas (T, Tri-O e Di-O). 
Estrutura TO 
 É o tipo estrutural mais simples nos filossilicatos, formado pela combinação de uma folha 
silicática (folha T) com uma folha de brucita ou gibbsita (folha O). 
 Como cada tetraedro (SiO4)
-4
 nos filossilicatos possui 3 oxigênios compartilhados, restam 1 
oxigênio não compartilhado com uma valência livre, para cada silício, totalizando duas valências 
livres na representação da folha T (Si2O5)
-2
, com 2 silícios. As folhas de brucita Mg3(OH)6 e gibbsita 
Al2(OH)6 são eletricamente neutras, as quais combinam-se com as folhas T através da substituição de 
duas hidroxilas pelos dois oxigênios apicais não compartilhados da folha T. Desta maneira ficam 
satisfeitas as exigências de espaço e o equilíbrio das cargas elétricas, pois a hidroxila e o oxigênio 
possuem aproximadamente o mesmo raio iônico e a carga residual do oxigênio não compartilhado no 
vértice do tetraedro (SiO4)
-4
 é igual a -1 (a mesma carga da hidroxila). 
Clã Di-octaédrico: Grupo da caulinita Al2(Si2O5)(OH)4, monoclínico 
A caulinita é o principal mineral do grupo das argilas. Os minerais argilosos apresentam 
numerosas aplicações industriais e serão considerados mais adiante. A estrutura da caulinita é 
constituída pela combinação de uma folha T com uma folha Di-O (gibbsita). 
Al2(OH)6  (OH)2 + Si2O5 = Al2(Si2O5)(OH)4 
 Di-O T TO 
 
 
 
 
 
 
Folhas O 
Estrutura cristalina da caulinita 
Folhas T 
Si2O5 
Magnésio Alumínio Oxigênio Silício 
V V
Ligação de
van der Waals
T
O
Lig. Iônica/ 
covalente
 15 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Clã Tri-octaédrico: Grupo da serpentina Mg3(Si2O5)(OH)4. 
Existem 4 polimorfos seguintes neste grupo: 
 Crisotila ortorrômbica, 
 Crisotita monoclínica, 
 Antigorita (monoclínico) e 
 Lizardita (hexagonal-R). 
Combinação de uma folha T com uma folha Tri-O 
Mg3(OH)6  (OH)2 + Si2O5 = Mg3(Si2O5)(OH)4 
 Tri-O T TO 
A crisotila é fibrosa e é a principal matéria prima para a fabricação do amianto. As antigoritas 
e lizarditas são placosas. As serpentinas se formam pela alteração hidroternal de olivinas, piroxênios 
e anfibólios (hornblendas) que ocorrem em rochas ultramáficas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Variedade de serpentina placosa. Variedade de serpentina fibrosa. 
Estrutura TOT 
 Os minerais deste grupo são formados pela combinação de duas folhas T com uma folha de 
brucita ou gibbsita (folhas O). A combinação ocorre através da substituição de duas hidroxilas de 
uma folha O por dois oxigênios não compartilhados de uma folha T, repetindo o mesmo processo do 
outro lado da folha O. 
Clã Di-octaédrica: Pirofilita Al2(Si4O10)(OH)2, monoclínico ou triclínico 
Combinação de uma folha de gibbsita (Di-O) com duas folhas T 
Si2O5 + Al2(OH)6  (OH)4 + Si2O5 = Al2(Si4O10)(OH)2 
 T Di-O T T-O-T 
A pirofilita ocorre em xistos aluminosos associada a andaluzita e também em veios 
hidrotermais de baixa temperatura. 
 
 
Imagem de MEV 
mostrando o hábito 
placoso, com clivagem 
excelente da caolinita. Caulinita maciça 
Antigorita 
Crisotila 
Estrutura cristalina da serpentina 
Lig. iônica
Ligação de
van der Waals
T
O
 16 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Clã Tri-octaédrica: Talco Mg3(Si4O10)(OH)2, monoclínico ou triclínico 
Combinação de uma folha de brucita (Tri-O) com duas folhas T 
Si2O5 + Mg3(OH)6  (OH)4 + Si2O5 = Mg3(Si4O10)(OH)2 
 T Tri-O T T-O-T 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O talco ocorre em rochas metamórficas de baixo grau (talco xistos), formadas por 
metamorfismo de rochas ultramáficas e pode se formar, também, por alteração hidrotermal de 
olivinas, piroxênios e anfibólios de rochas ultramáficas (peridotitos e piroxenitos). 
 Como conseqüência da presença da ligação van der Waals interligando as unidades de 
constituição TO e TOT, os minerais destes grupos possuem clivagens excelentes, deslizamento 
fácil entre as placas, sensação untosa ao tato (sensação gordurosa), flexibilidade das placas de 
clivagem, densidade (d) e dureza (D) baixas, conforme a tabela abaixo. 
Grupo das micas 
São denominados de micas os filossilicatos de hábito placoso (ou micáceo) com estrutura 
TOT, onde o silício da folha T é substituído pelo alumínio. Esta substituição iônica é acoplada, 
pois o silício é tetravalente e o alumínio é trivalente e cada Si
+4
 substituído por um Al
+3
 origina uma 
deficiência de uma carga positiva (ou uma carga negativa) na superfície da folha que é equilibrada 
pela entrada de cátions na estrutura, interligando as unidades TOT. Nas micas comuns (ou 
verdadeiras) apenas um Si
+4
 é substituído por um Al
+3
, o que é compensado pela introdução de 
cátions monovalentes em coordenação 12 ligando ionicamente as unidades TOT. Como 
conseqüência da ligação mais forte entre as unidades TOT nas micas, em comparação com a 
pirofilita e o talco, as camadas ficam unidas mais firmemente,diminui a facilidade de deslizamento 
entre as placas, aumenta a dureza, perde-se a sensação untosa e as placas tornam-se elásticas. No clã 
Di-octaédrico, o cátion é normalmente o sódio (paragonita) ou o potássio (muscovita) e no clã Tri-
octaédrico o cátion é normalmente o potássio, tanto na biotita como na flogopita. 
Agregado de cristais 
laminares de pirofilita 
Talco placoso 
Estrutura cristalina do talco 
Ligação de
van der Waals
Ligação de
van der Waals
T
T
OLig. Iônica/ covalente
Ligação de
van der Waals
Ligação de
van der Waals
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
Estrutura cristalina 
da pirofilita 
 17 
Estrutura 
Cristalina 
Mineral 
(Hábito) 
Sistema 
cristalino 
Cela Unitária d D Clivagem 
Tenaci-
dade 
T
 ─
 O
 
Di-O 
Caulinita 
Al2(Si2O5)(OH)4 
(Placoso fino) 
Triclínico ou 
monoclínico 
Z = 2 
a=5,15; b=8,95 
c=7,4; 91,8 
=104,8; 90
 
2,61 
2,68 
2,0 
2,5 
Perfeita 
{001} 
Flexível 
Tri-O 
Serpentina 
Mg3(Si2O5)(OH)4 
Lizardita 
(placosa) 
Antigorita 
(placosa) 
Crisotila 
(fibrosa) 
 
 
Hexagonal-R 
Z = 2 
Monoclínico 
Z = 2 
Monoclínico 
ou ortorr. 
Z = 4 
 
 
a=5,3; c=7,25 
 
a=33-51; b=9,25 
c=7,25; =91,4 
a=5,3; b=9,25 
c=14,6; =93,3 
 ou 90 
 
 
2,55 
 
 2,6 
 
2,55 
 
 
2,5 
 
 
Perfeita 
{001} 
Perfeita 
{001} 
Fibras // a 
Flexível 
T
 ─
 O
 ─
 T
 Di-O 
Pirofilita 
Al2(Si4O10)(OH)4 
(Placoso) 
Monoclínico 
Z = 4 
ou Triclínico 
Z = 2 
a=5,17; b=8,96 
c=18,68; =100 
a=5,16; b=8,96 
c=9,35; 91 
100; 90 
2,65 
2,90 
1 2 
Perfeita 
{001} 
Flexível 
Tri-O 
Talco 
Mg3(Si4O10)(OH)4 
(Placoso) 
Triclínico 
Z = 2 
ou 
Monoclínico 
Z = 4 
a=5,29; b=9,15 
c=9,45; =90,5 
=99; =99 
a=5,29; b=9,15 
c=18,9; =100 
2,58 
2,83 
1 
Perfeita 
{001} 
Flexível 
Principais características cristalográficas e físicas dos filossilicatos com estrutura TO e TOT. 
Micas Comuns: 
Clã Di-octaédrico: Paragonita NaAl2(AlSi3O10)(OH)2 , monoclínico (Z = 4) 
 Muscovita KAl2(AlSi3O10)(OH)2 , monoclínico 
 Fengita KAl1,5(Mg,Fe
+2
)0,5(Si3,5Al0,5O10)(OH)2 , monoclínico 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estrutura cristalina da paragonita Paragonita placosa 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(3Si:1Al)
(3Si:1Al)
 18 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A muscovita é uma mica branca essencial em muitas rochas ígneas félsicas, como os granitos e 
pegmatitos e em rochas metamórficas como xistos e gnaisses. Em algumas rochas xistosas a 
muscovita ocorre na forma de agregados de escamas minúsculas com brilho sedoso, denominados 
sericita. Ocorre também como produto de alteração dos feldspatos e outros minerais aluminosos 
como o topázio, cianita, espodumênio, andaluzita e escapolita. 
 A fengita KAl1,5(Mg,Fe
+2
)0,5(Si3,5Al0,5O10)(OH)2 é uma mica branca, parecida com a 
muscovita, que é predominantemente di-octaédrica com participação tri-octaédrica menor. Os cátions 
bivalentes tri-octaédricos (Mg,Fe
+2
) entram quando o alumínio tetraédrico (AlIV) é menor que a 
unidade. Na fengita, o AlIV é em torno de 0,5 o que causa um excesso de cargas positivas na estrutura 
que é compensada pela substituição do alumínio octaédrico (AlVI) pelos cátions bivalentes (Mg,Fe
+2
) 
na mesma quantidade que o AlIV fica abaixo da unidade. 
 
 
 
 
 
 
 Cristais placosos de Lepidolita 
 
Clã Tri-octaédrico: FlogopitaBiotita K(Mg,Fe
+2
)3-2(Fe
+3
,Al,Ti)0-1(Si3-2Al1-2)O10(OH,F)2 
 Monoclínico 
A Série ferromagnesiana biotita ـflogopita é descontínua, sendo a flogopita o termo mais 
magnesiano (podendo não conter ferro), e a biotita o mais ferroso. A quantidade de alumínio 
tetraédrico (AlIV) que substitui o silício varia de 1 a 2, diferentemente da muscovita e paragonita onde 
apenas um AlIV substitui o silício. O desequilíbrio de cargas causado pela maior entrada de AlIV é 
compensado com a entrada de cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) e até tetravalentes (Ti
+4
) que substituem 
os cátions bivalentes (Mg, Fe
+2
) na mesma quantidade que o AlIV ultrapassa a unidade. Os cátions 
bivalentes variam, portanto, de 3 a 2 unidades, pois são substituídos em até uma unidade pelos 
cátions trivalentes e tetravalentes. Desse modo, além da substituição iônica acoplada entre Si e AlIV e 
entre (Mg, Fe
+2
) e (AlVI, Fe
+3
), existe a substittuição iônica simples entre Mg e Fe
+2
 que ocorre de 
maneira independente em relação às duas substituições acopladas, resultando uma série com quatro 
termos extremos em duas séries ferromagnesianas seguintes: K(Mg,Fe
+2
)3(AlSi3)O10(OH)2 com 
apenas um AlIV substituindo o Si e sem cátions trivalentes, e K(Mg,Fe
+2
)2(Al,Fe
+3
)(Si2Al2)O10(OH)2 
com 2AlIV substituindo o Si e a entrada de uma unidade de cátions trivalentes (AlVI, Fe
+3
) 
substituindo uma unidade de cátions bivalentes (Mg, Fe
+2
). Na primeira série o termo extremo 
Estrutura cristalina da muscovita 
Cristais placosos de muscovita 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(3Si:1Al)
(3Si:1Al)
A lepidolita é uma mica litilífera predominantemente di-
octaédricas cuja quantidade de cátions Y normalmente é maior que o 
número ideal 2, situando-se entre 2,5 e 3, por causa da entrada do lítio 
qué um cátion monovalente. 
Lepidolita: K(Li,Al)2,5-3(Si3-3,5Al1-0,5O10)(OH,F)2 . 
 19 
magnesiano é a flogopita (Fg) KMg3(AlSi3)O10(OH)2 e o termo ferroso é a Annita (Ani) 
KFe3(AlSi3)O10(OH)2, enquanto que na segunda série os termos extremos são Eastonta (Et) 
KMg2(Al,Fe
+3
)(Si2Al2)O10(OH)2 e Siderofilita (Sd) KFe2(Al,Fe
+3
)(Si2Al2)O10(OH)2. Embora a série 
flogopita-biotita seja predominantemente tri-octaédrica, a entrada dos cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) 
representa a participação di-octaédrica nestes minerais. Os minerais desta série só são exclusivamente 
tri-octaédricos quando não contêm cátions trivalentes e o Si é substituído por apenas um AlIV (série 
flogopita-annita), situação que é, entretanto, menos frequente. Nos minerais comuns desta série o 
AlIV normalmente situa-se entre 1,0 e 1,8 e, conseqüentemente, o Si e os cátions bivalentes situam-se 
entre 3,0 e 2,2 e os cátions trivalentes e tetravalentes variam de 0 a 0,8 o que resulta na fórmula geral 
K(Mg,Fe
+2
)3-2,2(Fe
+3
,Al,Ti
+4
)0-0,8(Si3-2,2Al1-1,8)O10(OH)2 para os minerais comuns da série flogopita-
biotita. Esta série não é contínua. Embora ocorram flogopitas praticamente puras (sem ferro), biotitas 
sem magnésio praticamente não existem naturalmente. Nas biotitas mais ferrosas a porcentagem da 
molécula de annita não ultrapassa 80% (XFe = 0,73 e 0,8), conforme mostra o diagrama abaixo. 
 K(Mg,Fe
+2
)2(Al,Fe
+3
)(Si2Al2)O10(OH)2 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 K(Mg,Fe
+2
)3-x(Al,Fe
+3
)x(Si3-xAl1+x)O10(OH)2 XFe  0,73 - 0,8 
Flogopita: XFe até 0,5 ; x = 0 - 0,6 Biotita: XFe  0,5 e até 0,73 - 0,8 ; x = 0 - 0,8 
Se a biotita não contém Ti, o que raramente ocorre, a quantidade de AlIV que ultrapassa a 
unidade será exatamente igual à quantidade de cátions trivalentes (AlVI,Fe
+3
) que substituemos 
bivalentes (Mg,Fe
+2
) e à quantidade que será diminuída dos 3Si. Denominando esta quantidade de x, 
pode-se representar a fórmula geral das biotitas como K(Mg,Fe
+2
)3-x(Al,Fe
+3
)x(Si3-xAl1+x)O10(OH)2, 
conforme mostra o diagrama acima. A entrada do Ti, juntamente com os cátions trivalentes, desajusta 
esta estequiometria em função de sua carga mais elevada (+4). Neste caso, o índice dos cátions 
trivalentes e tetravalentes será menor e a soma deste índice com o dos cátions bivalentes será menor 
que 3, tornando inválida a fórmula geral K(Mg,Fe
+2
)3-x(Al,Fe
+3
)x(Si3-xAl1+x)O10(OH)2 para as biotita 
com Ti, as quais só podem ser representadas pela fórmula geral da série flogopita-biotita 
K(Mg,Fe
+2
)3-2,2(Fe
+3
,Al,Ti
+4
)0-0,8(Si3-2,2Al1-1,8)O10(OH)2. 
Diagrama composicional 
da série flogopita-
biotita, mostrando o 
campo das composições 
mais freqüentes entre os 
4 componentes Flogopita 
(Fg), Annita (Ani), 
Eastonita (Et) e 
Siderofilita (Sd). 
 
KFe (Si Al)O (OH)3 3 10 2
KFe (Al,Fe )(Si Al )O (OH)2 2 2 10 2
+3
KMg (Al,Fe )(Si Al )O (OH)2 2 2 10 2
+3
KMg (Si Al)O (OH)3 3 10 2 Flogopita-Biotita
Flogopita (Fg) (Ani) Annita
Eastonita-Siderofilita (Sd) Siderofilita
0,5
1,0
0,8
2,75
0,0
50
73
908010 30
3,0
2,5
2,2
2,0
Mg Fe
+2
Mg Fe
+2
(M
g
,F
e
) 
= 
S
i
+2
+4
Flogopita-Biotita
Composições mais frequentes
Eastonita (Et)
x 
= 
(A
l,F
e
)
+3
Al = 1+ x
 20 
A situação das micas comuns em relação aos dois clãs dos filossilicatos (tri-octaédrico e di-
octaédrico) pode ser observada no diagrama abaixo, mostrando a variação de composição dos 
minerais da série flogopita ـbiotita. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A Zinwaldita é uma mica litilífera predominantemente tri-octaédrica com participação di-
octaédrica menor, com 0,5 a 1,5 de lítio substituindo o Fe
+2
, um cation trivalente (Al, Fe
+3
) 
dioctaédrico e 1,5 a 0,5 de AlIV substituindo o Si que varia de 2,5 a 3,5 na posição tetraédrica. 
Zinwaldita: KFe
+2
1,5-0,5Li0,5-1,5(Al,Fe
+3
)(Si2,5-3,5Al1,5-0,5O10)(OH,F)2 . 
 
 
 
 
 
 
 Cristais placosos de Zinwaldita 
Diagrama composicional das micas 
verdadeiras, mostrando as micas tri-
octaédricas (flogopita-biotita) e 
dioctaédricas (muscovita e paragonita), 
as micas di e tri-octaédricas (fengita) e 
as micas tri e di-octaédricas (eastonita- 
siderofilita). 
 
Estrutura cristalina da flogopita-biotita 
Cristais placosos de biotita 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(Si, Al)
(Si, Al)
A estrutura cristalina dos 
minerais da série flogopita-biotita é 
melhor representada como uma 
estrutura tri-octaédria com 
participação di-octaédrica, conforme a 
figura ao lado. A biotita é uma mica 
escura essencial em rochas ígneas 
(granitos, sienitos, pegmatitos, rochas 
máficas), como também em rochas 
metamórficas (xistos e gnaisses). A 
flogopita pode ocorrer como produto 
do metamorfismo em calcários 
dolomíticos e nos serpentinitos. 
 
Si
 =
 3
Si
 =
 2
,5
Si
 =
 2
(M
g,F
e)
0,5
2,
2
(M
g,F
e)
1
(M
g,F
e)
0
(M
g,F
e)
1,5
(M
g,F
e)
2
(M
g,F
e)
3
(M
g,F
e)
2,5
2,2
(Y = 2)Y = 2,5(Y = 3)
Al = 1Tot
Si
 =
 4
Si
 =
 3
,5
Muscovita
Di-octaédricoTri-octaédrico
Fengita
Flogopita
F
lo
g
o
p
it
a-
B
io
ti
ta
Siderofilita
Eastonita
Al = 2Tot
Al = 3Tot
 21 
As micas comuns mais importantes e a sua situação em relação aos dois clãs dos filossilicatos 
(di-octaédroco e tri-octaédrico) podem ser observadas na tabela abaixo. 
 
 MICAS COMUNS 
 Clã Tri-octaédrico puro Clã Di-octaédroco puro 
C
L
Ã
 T
R
I-
O
C
T
A
É
D
R
IC
O
 Flogopita K(Mg,Fe
+2
)3(Si3Al)O10(OH)2 Muscovita KAl2(Si3Al)O10(OH)2 
C
L
Ã
 D
I-
O
C
T
A
É
D
R
IC
O
 
 Paragonita NaAl2(Si3Al)O10(OH)2 
Tri-octaédrico + Di-octaédrico Di-octaédrico + Tri-octaédrico 
Flogopita-Biotita 
K(Mg,Fe
+2
)3-2(Fe
+3
,Al,Ti)0-1(Si3-2Al1-2)O10(OH)2 
Fengita 
KAl1,5(Mg,Fe
+2
)0,5(Si3,5Al0,5)O10(OH)2 
Eastonita-Siderofilita 
K(Mg,Fe
+2
)2(Al,Fe
+3
)(Si2Al2)O10(OH)2 
 
Zinwaldita 
KFe
+2
1,5-0,5Li0,5-1,5(Al,Fe
+3
)(Si2,5-3,5Al1,5-0,5O10)(OH)2 
Lepidolita 
K(Li,Al)2,5-3(Si3-3,5Al1-0,5O10)(OH,F)2 
 
Micas quebradiças: 
 Nessas micas metade dos íons de silício são substituídos por alumínio na folha T da unidade 
TOT, originando 2 cargas elétricas negativas que são equilibradas com introdução de cátions 
bivalentes (Ca, Mg, Fe
+2
). A ligação iônica resultante, neste caso, é mais forte que nas micas 
verdadeiras, o que diminui a qualidade das clivagens, aumenta a dureza, aumenta a densidade e perde 
a elasticidade das camadas, tornando-as mais quebradiças, conforme mostrado na tabela abaixo. 
Clã Di-octaédrico: Margarita CaAl2(Al2Si2O10)(OH)2, Monoclínico (Z = 2). 
 A margarita ocorre em rochas metamórficas de baixo a médio grau, derivadas de rochas 
cálciossilicatadas (rochas pelíticas, calcários, basaltos). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Clã Tri-octaédrico: Clintonita Ca(Mg,Fe)2Al(Al3SiO10)(OH)2, Monoclínico (Z = 2). 
 A clintonita (ou xantofilita) ocorre em rochas metamórficas cálciossilicatadas e 
ferromagnesianas, associada com talco e clorita (clorita xistos). 
 
 
 
 
Estrutura cristalina da margarita 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(2Si:2Al)
(2Si:2Al)
Agregado de cristais laminares de 
margarita 
 22 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estrutura 
Cristalina 
Mineral 
(Hábito placoso) 
Sistema 
cristalino 
Cela Unitária d D Clivagem 
Tenaci-
dade 
M
IC
A
S
 
C
O
M
U
N
S
 
Di-O 
Muscovita 
KAl2(Si3AlO10) 
(OH)2 
Monocl. 
Z = 2 
ou Z = 4 
a=5,2; b=9,0 
c=20; 93 
ou c=10; 101 
2,77- 
2,88 
2,5- 
3,0 
Perfeita 
{001} 
Elástica 
Paragonita 
NaAl2(Si3AlO10) 
(OH)2 
Monocl. 
Z = 2 
a=5,15; b=8,0 
c=19,3; =94 
2,85 2,5 
Perfeita 
{001} 
Elástica 
Tri-O 
Flogopita-Biotita 
K(Mg,Fe
+2
)3-x(Fe,
+3
Al)x 
(Si3-xAl1+x)O10(OH)2 
Monocl. 
Z = 2 ou 
Ortorr. 
Z = 4 
a=5,3; b=9,2 
c=10,3; =100 
a=9,2; b=5,3 
c=20; =90 
2,7- 
3,3 
23 
Perfeita 
{001} 
Elástica 
Lepidolita 
K(Li,Al)2,5-3(Si3-3,5Al1-0,5 
O10) (OH,F)2 
Monocl. 
Z = 2 
a=5,3; b=9,2 
c=10,2; =100 
2,8- 
2,9 
2,5- 
4,0 
Perfeita 
{001} 
Elástica 
Zinwaldita 
KFe
+2
1,5-0,5Li0,5-1,5(Al,Fe
+3
) 
(Si2,5-3,5Al1,5-0,5O10)(OH)2 
Monocl. 
Z = 2 
a=5,3; b=9,1 
c=10,1 =100 
2,9- 
3,02 
2,5- 
 4,0 
Perfeita 
{001} 
Elástica 
Q
U
E
B
R
A
D
IÇ
A
S
 
Di-O 
Margarita 
CaAl2(Si2Al2O10)(OH)2 
Monocl. 
Z = 4 
a=5,11; b=8,8 
c=19,2; =95 
3,0- 
3,1 
3,5- 
4,5 
Perfeita 
{001} 
Quebra-
diça 
Tri-O 
Clintonita 
CaMg2Al(SiAl3O10) 
(OH)2 
Monocl. 
Z = 2a=5,2; b=9,03 
c=9,81; =100,3 
3,0- 
3,1 
3,5- 
6,0 
Perfeita 
{001} 
Quebra-
diça 
Principais características cristalográficas e físicas dos minerais do grupo das micas 
Grupo das argilas 
 Argila é um termo genérico que pode ser utilizado tanto no sentido mineralógico, referindo-se 
aos minerais argilosos propriamente ditos (argilominerais), como no sentido granulométrico, 
referindo-se a minerais (argilosos ou não argilosos) com granulação muito fina ( 0,004 mm). As 
argilas são minerais típicos do ambiente exógeno, ocorrendo nas rochas sedimentares argilosas e nos 
solos. Os minerais não argilosos de tamanho argila normalmente são grãos de quartzo detríticos que 
ocorrem nos sedimentos e nos solos, enquanto que os argilominerais podem ser detríticos ou 
Estrutura cristalina da clintonita 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(1Si:3Al)
(1Si:3Al)
Agregado de cristais placosos de 
clintonita. 
 23 
precipitados de maneira autigênica (formados in situ) nos sedimentos ou nos solos (como produto do 
intemperismo). As características comuns dos argilominerais que caracterizam-nos como um grupo 
são a classe mineralógica e algumas propriedades físicas típicas. Todos são filossilicatos hidratados 
com plasticidade, hábito placoso ou fibroso fino que, ao serem aquecidos, perdem água e em 
temperatura alta tornam-se refratários. As aplicações industriais das argilas são importantes e 
numerosas. Algumas são utilizadas como lamas em sondagens e perfurações, como catalisadoras na 
indústria petrolífera e como substância refratária. As argilas são utilizadas também na fabricação de 
papel, na indústria da cerâmica, farmacêutica e cosmética. Os argilominerais são divididos em quatro 
subgrupos seguintes: 
1) Grupo da caulinita: caulinita, dickita, nacrita e haloisita. São as argilas mais importantes e com 
estrutura mais simples. São minerais do tipo TO do clã di-octaédrico, formados pela 
combinação de uma folha T com uma folha de gibbsita (Di-O). 
2) Grupo da ilita: Ilita, bramalita, glauconita e celadonita. A estrutura é semelhante à das micas 
(tipo TOT), diferindo na menor proporção da substituição do Si pelo Al e, portanto, menor 
quantidade de cátions (principalmente o K, mas também Na e Ca) entre as unidades TOT. São 
principalmente do clã di-octaédrico, como no mineral Ilita, mas existem minerais que embora 
sejam predominantemente dioctaédricos, admitem substituição dos cátions trivalentes (Al e Fe
+3
) 
por cátions bivalentes (Mg e Fe
+2
), típicos do clã trioctaédrico, como no mineral Glauconita. 
Ilita K0,75-0,5Al2(Al0,75-0,5Si3,25-3,5O10)(OH)2, monoclínico (Z = 2). 
Glauconita (K,Ca,Na)0,8(Fe
+3
,Al,Mg,Fe
+2
)2(Al0,35Si3,65O10)(OH)2, Monoclínico (Z = 2). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3) Grupo da esmectita: Estrutura do tipo TOT, com moléculas de água entre as unidades 
TOT e proporção variável tanto na substituição tetraédrica (Si por Al) como octaédrica (Al 
por Mg,Fe
+2
) e entre os cátions que interligam as unidades TOT. Nas esmectitas, os cátions 
entre as unidades TOT são principalmente o sódio e o cálcio, diferindo, portanto das ilitas, nas 
quais o cátion é o potássio. As esmectitas cristalizam no sistema monoclínico (Z = 2) e podem ser 
tanto do clã di-octaédrico como do clã tri-octaédrico. 
As composições das esmectitas do clã dio-ctaédrico são definadas pela fórmula geral seguinte: 
(½Ca,Na)0,35(Al,Mg,Fe
+2
)2(Si,Al)4O10(OH)2.nH2O. As principais esmectitas di-octaédricas são a 
montimorilonita, beidelita e nontronita. Por outro lado no clã tri-octaédrico as composições das 
esmectitas são definidas pela fórmula geral (½Ca,Na)0,35(Mg,Fe
+2
,Al)3(Si,Al)4O10(OH)2.nH2O, 
cujos principais componentes são a saponita, hectorita e sauconita. As esmectitas, tanto do clã di-
octaédrico como do clã tri-octaédrico, diferem entre si na extensão das substituições iônicas na 
posição tetraédricas (Si Al) e na posição octaédrica (Al Mg,Fe
+2
), como também entre os 
cátions Ca e Na. 
Estrutura cristalina da ilita 
Imagem de MEV mostrando cristais 
placosos de ilita, preenchendo os poros de 
um arenito. 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
(Si,Al)
(Si,Al)
 24 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4) Vermiculita: (Mg,Ca)0,3-0,45(Mg,Fe
+3
,Al)3(Si,Al)4O10(OH)2.nH2O, monoclínico (Z = 2). 
Semelhante estruturalmente e composicionalmente às esmectitas tri-octaédricas (saponita), sendo, 
no entanto, Ca e Mg, em vez de Ca e Na, os cátions entre as unidades TOT. As vermiculitas e 
esmectitas possuem a importante propriedade de dilatar a estrutura com a introdução de 
moléculas de água. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Esmectita trioctaédrica laminar Vermiculita placosa. 
 
Grupo das Cloritas 
 As cloritas constituem um grupo de filossilicatos semelhantes às micas, diferindo, no entanto, 
não só na estrutura cristalina como também na composição química. A estrutura das cloritas é do tipo 
TOT, mas as ligações entre as unidades TOT não são através de cátions, como nas micas, e 
sim através de uma outra folha O (principalmente brucita). As cloritas são principalmente tri-
octaédricas, constituídas por unidades TOT tri-octaédricas (estrutura do talco) interligadas por 
folhas de brucita em uma estrutura monoclínica (Z = 2). No mineral talco, a unidade TOT é 
neutra, tal como as folhas de brucita. Para viabilizar a ligação entre estas duas unidades neutras, elas 
tornam-se carregadas eletricamente através de substituições iônicas acopladas. As unidades TOT 
adquirem cargas negativas através da substituição do Si pelo Al nas posições tetraédricas, ao passo 
que as folhas de brucita tornam-se eletricamente positivas através da substituição dos cátions 
bivalentes (Mg, Fe
+2
, Mn) por cátions trivalentes (Al, Fe
+3
) di-octaédricos. Desta maneira as unidades 
TOT interligam-se ionicamente com as folhas de brucita constituindo uma seqüência alternada de 
unidades TOT e folhas Tri-O (brucita). 
Estrutura cristalina da Esmectita Di-
octaédrica 
Estrutura cristalina da Esmectita Tri-
octaédrica 
Lig. iônica
Lig. iônica
T
T
O
Lig. Iônica/ 
covalente
(Si,Al)
(Si,Al)
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O
2
H O2H O2H O2
 25 
A composição química básica das cloritas tri-octaédricas pode ser derivada, portanto, pela 
somatória de uma unidade TOT de talco Mg3Si4O10(OH)2 com uma folha de brucita Mg3(OH)6 , 
ou seja, Mg3Si4O10(OH)2 + Mg3(OH)6 = Mg6Si4O10(OH)8. A substituição entre o Si e o Al nas 
posições tetraédricas ocorre de maneira acoplada com a substituição entre os cátions bivalentes e 
trivalentes nas posições octaédricas, de tal modo que a quantidade de Si que é substituida por AlIV é a 
mesma de (Mg, Fe
+2
, Mn) que é substituída por cátions trivalentes (AlVI, Fe
+3
), resultando na fórmula 
geral seguinte para essas cloritas: (Mg,Fe
+2
,Mn)6-x(Al,Fe
+3
)x(Si4-xAlx)O10(OH)8 . Além da 
substituição acoplada entre Si e AlIV e entre os cátions bivalentes e trivalentes, ocorre ainda, de 
maneira independente e simultânea, uma substituição iônica simples entre Mg e Fe
+2
 que é completa 
e forma uma série contínua entre as cloritas magnesianas (clinocloro) e as cloritas ferrosas 
(chamosita) no clã tri-octaédrico. 
A estrutura das cloritas da série clinoclo-chamosita é melhor representada, portanto, como uma 
estrutura tri-octaédrica com participação di-octaédrica, conforme a figura abaixo.Cloritas predominantemente di-octaédricas são mais raras, as quais são formadas por unidades 
TOT di-octaédricas (estrutura da pirofilita) interligadas tanto por folhas de brucita Mg3(OH)6 
como de gibbsita Al2(OH)6, ambas monoclínicas (Z = 2). 
Pirofilita Al2Si4O10(OH)2 + Brucita Mg3(OH)6 = Mg3Al2Si4O10(OH)8 Sudoíta, ou 
 TOT Tri-O (Mg,Fe)3-xAl2+x(Si4-xAlx)O10(OH)8 
 (com as substituições iônicas) 
Pirofilita Al2Si4O10(OH)2 + Gibbsita Al2(OH)6 = Al4Si4O10(OH)8 Donbassita, ou 
 TOT Di-O Al4+x/3(Si4-xAlx)O10(OH)8 
 (com as substituições iônicas) 
 As cloritas ocorrem em rochas metamórficas de baixo grau (xistos verdes), como produto da 
alteração hidrotermal de minerais ferromagnesianos e em rochas sedimentares argilosas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estrutura cristalina das cloritas trioctaédricas 
(clinocloroChamosita). 
O
O
T
T
OLig. Iônica/ 
covalente
Lig. iônica
(Si, Al)
(Si, Al)
Lig. iônica
Agregado de cristais placosos de clorita 
tri-octaédrica (clinocloro). 
 26 
TECTOSSILICATOS 
 
 Tectossilicatos são os silicatos com os tetraedros (SiO4)
-4
 estruturados com polimerização 
máxima (GP = 4), em que todos os 4 oxigênios de cada tetraedro estão compartilhados, formando 
uma estrutura silicática tridimensional muito estável, fortemente unida, com relação Si : O = 1 : 2. 
Pode-se imaginar esta estrutura a partir de folhas silicáticas com 3 oxigênios compartilhados em cada 
tetraedro, de tal modo que os oxigênios não compartilhados de cada tetraedro estão alternadamente 
apontando em sentidos opostos (para cima e para baixo). Estas folhas silicáticas combinam-se entre 
si, deslocadas em relação aos eixos a e b, de tal modo que os oxigênios não compartilhados 
apontando para cima compartilham-se com os oxigênios não compartilhados apontando para baixo de 
uma folha superior e os oxigênios não compartilhados apontando para baixo compartilham-se com os 
oxigênios não compartilhados apontando para cima de uma folha inferior, permitindo o crescimento 
da estrutura na terceira dimensão nos dois sentidos (para cima e para baixo). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Quase três quartos da crosta rochosa da Terra são constituídos por tectossilicatos, o que por si 
só eleva a importância dos minerais desta sub-clase silicática. Em conseqüência desta expressiva 
abundância, os tectossilicatos são os principais minerais formadores das rochas, sobretudo das rochas 
ígneas e metamórficas que compõem a crosta terrestre. Os tectossilicatos estão distribuídos em 5 
grupos de minerais seguintes: 1) Grupo da sílica; 2) Grupo dos feldspatos; 3) Grupo dos 
feldspatóides. 4) Grupo das escapolitas. 5) Grupo das zéólitas. 
 
Grupo da sílica: SiO2 
 Em sua forma mais simples, a estrutura SiO2 é eletricamente neutra e não contém outras 
unidades estruturais ou íons. Entretanto, existem pelo menos oito modos distintos de estruturação dos 
tetraedros (SiO4)
-4
 para que compartilhem todos os 4 oxigênios em cada tetraedro. Esses 8 modos de 
arranjo estrutural dos tetrtaedros (SiO4)
-4
, correspondem aos 8 polimorfos conhecidos da sílica. 
Existem três categorias principais seguintes de polimorfos da sílica: o quartzo, com temperatura e 
simetria mais baixa e retículo mais compacto; a tridimita, com temperatura e simetria mais alta que o 
quartzo e estrutura mais aberta e a cristobalita com temperatura mais alta, simetria máxima e o 
retículo mais dilatado. Cada um destes tipos estruturais pode ser transformado no outro mediande o 
rompimento das ligações silíciooxigênio e o rearranjo dos tetraedros em um novo padrão, mas a 
transformação de um tipo no outro é um processo lento e os três tipos podem coexistir de maneira 
metaestável. Cada uma das três categorias, contudo, apresenta modificações de temperatura baixa 
(polimorfo ) e temperatura alta (polimorfo ) que se diferenciam somente pelo comprimento ou 
Estrutura 
tectossilicática 
Aa
Ab
AcTetraedro apontando Para cima 
Tetraedro apontando 
Para baixo 
Aa
Ab
GP = 4 
Si:O = 1 : 2 
 
 27 
direção das ligações entre o silício e o oxigênio, podendo se transformar rapidamente um no outro, de 
maneira reversível, em uma temperatura de inversão definida, sem necessidade de rompimento das 
ligações químicas ou destruição física do cristal. 
Polimorfos da sílica (SiO2) 
Polimorfo Simetria Dimensões da cela Z VCU Ie d T 
Quartzo  
Hexagonal-R 
(32) 
a = 4,91 ; c = 5,404 3 112,96 56,16 2,65 Até 573
o
C 
Quartzo  
Hexagonal-H 
(622) 
a = 5,01; c = 5,47 3 118,90 53,34 2,53 
573
o
C a 
870
o
C 
Tridimita  
Ortorrômbico 
(2/m2/m2/m) 
a = 5,04; b = 8,74; 
c = 8,24 
8 362,97 46,61 2,26 Até 117
o
C 
Tridimita  
Hexagonal-H 
(6/m2/m2/m) 
a = 5,03; c = 8,22 4 180,11 46,96 2,22 
870
o
C a 
1470
o
C 
Cristobalita  
Tetragonal 
(422) 
a = 4,97 ; c = 6,92 4 170,93 49,49 2,33 
Até 200-
275
o
C 
Cristobalita  
Isométrico 
(4/m32/m) 
a = 7,13 8 362,47 46,67 2,20 
1470
o
C a 
 1713
o
C 
Coesita 
Monoclínico 
(2/m)
 
a = 7,17; b = 12,38; 
c = 7,17;  = 120o 
16 551,17 61,39 2,93 
450-800
o
C 
38 kb 
Stilshovita 
Tetragonal 
(4/m2/m2/m) 
a = 4,18; c = 2,665 2 46,54 90,88 4,28 
> 1200
o
C 
130 kb 
Lechatelierita amorfa 
Polimorfos da sílica. Z = número de fórmulas mínimas na cela unitária do mineral, VCU = volume da 
cela unitária do mineral, Ie = índice de empacotamento, calculado pela razão VIONS/VCU, 
considerando os íons como esferas (Rsi = 0,26 e RO = 1,36). d = densidade, T = temperatura de 
estabilidade ou de existência metaestável (tridimita  e cristobalita ). 
Conforme a tabela acima, em condições de pressão atmosférica, o quartzo  é estável até 
573
o
C. Acima desta temperatura o quartzo  passa a ser estável até 870
o
C. Entre 870 e 1470
o
C a 
tridimita  é estável, podendo coexistir de maneira metaestável com a cristobalita, acima deste 
intervalo de temperatura, até fundir em 1670
o
C. Abaixo deste intervalo, a tridimita  pode coexistir 
metaestavelmente com o quartzo, até 117
o
C, temperatura de conversão para a tridimita , a qual pode 
ocorrer metaestavelmente até a temperatura atmosférica. A cristobalita  é estável a partir de 1470oC, 
até fundir em 1713
o
C, podendo coexistir de maneira metaestável com o quartzo e com a tridimita, até 
200-275
o
C, temperatura de conversão para a cristobalita , a qual pode ocorrer metaestavelmente até 
a temperatura atmosférica. Os polimorfos de temperatura mais alta normalmente possuem maior 
volume da cela unitária (VCU) e menor densidade (d), a qual aumenta com o índice de 
empacotamento (Ie) que é a porcentagem do espaço efetivamente ocupado pelos íons na cela unitária 
do mineral. A coesita e stilshovita são polimorfos raros, de alta pressão, que ocorrem em condições 
de impacto, ou em kimberlitos (coesita). A stilshovita é o polimorfo de alta densidade (4,28) e 
temperatura (1200
o
C), com estrutura muito compacta (Ie = 90,88) e formado em altíssima pressão 
(130 kb). 
O quartzo ocorre em uma ampla variedade de ambientes de formação, desde o ambiente 
exógeno, nas rochas sedimentares e nos solos, onde precipitada quimicamente como sílica 
 28 
microcristalina e até amorfa (opala), passando pelasrochas metamórficas, onde é um importante 
componente nos xistos, gnaisses e quartzitos, e também nas rochas ígneas onde é um dos principais 
minerais formadores de rocha, juntamente com os feldspatos. O quartzo ocorre também em veios 
hidrotermais, onde forma depósitos de cristal de rocha e ametista, ocorrendo também como mineral 
de ganga associado aos depósitos metalíferos. A tridimita e cristobalita ocorrem mais restritamente 
em rochas vulcânicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cristais octaédricos de cristobalita em rocha 
vulcânica. 
 Em conseqüência da grande diversidade de condições de formação, o quartzo ocorre em uma 
quantidade expressiva de variedades seguintes, conforme o ambiente de formação: 
1- Variedades cristalinas de granulação grossa: 
 Cristal de rocha: quartzo incolor, normalmente em cristais bem desenvolvidos 
 Ametista: quartzo lilaz normalmente em cristais bem desenvolvidos 
 Quartzo rosa: quartzo vermelho-róseo cristalino de granulação grossa, mas normalmente sem forma 
geométrica definida. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Quartzo esfumaçado (Fume): quartzo de coloração escura resultante da exposição à radiação 
 Citrino: quartzo amarelo claro normalmente em cristais desenvolvidos 
 
 
 
 
 
 
Cristais tabulares de tridimita em rocha 
vulcânica. 
Cristal de rocha Ametista 
Quartzo Fumê 
Qartzo Citrino 
Quartzo Rosa 
 29 
 Quartzo leitoso: quartzo de coloração branca leitosa em conseqüência da presença de micro-
inclusões. 
 Olho de gato: quartzo que ao ser lapidado em forma redonda exibe um efeito de acatassolamento. 
 
 
 
 
 
 
 
 
2- Variedades criptocristalinas fibrosas 
As variedades criptocristalinas fibrosas de quartzo são denominadas genericamente de calcedônia. 
A calcedônia deposita-se a partir de soluções aquosas e ocorre freqüentemente revestindo ou 
preenchendo cavidades nas rochas. A cor e a disposição em faixas dão origem às seguintes 
variedades de calcedônia. 
 Cornalina: variedade de calcedônia vermelha 
 Sardo: Variedade de calcedônia parda 
 Crisoprásio: Variedade de calcedônia verde maçã, determinada pela presença de níquel. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Ágata: variedade de calcedônia matizada com camadas alternadas de calcedônia e opala ou quartzo 
criptocristalino granular. As diferentes cores apresentam-se normalmente como faixas paralelas finas, 
geralmente curvas, em alguns casos concêntricas. Em algumas ágatas, as diferentes cores 
apresentam-se distribuídas irregularmente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Ágatas estratificadas e polidas 
Quartzo leitoso 
Quartzo olho de gato 
Crisopásio Sardo Cornalina 
 30 
O jasper é uma variedade de ágata estratificacada vermelha, determinada pela presença de inclusões 
de hematita. O ônix é uma variedade de ágata estratificada, com as camadas dispostas em planos 
paralelos e o sardônix é um ônix com sardo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3- Variedades criptocristalinas granulares 
 Sílex: quartzo criptocristalino químico normalmente de coloração escura. Foi usado pelo homem 
primitivo para confecção de utensílios. 
 Chert: rocha silicosa química maciça e compacta, semelhante ao sílex, mas usualmente de 
coloração clara. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Grupo dos feldspatos 
 Os feldspatos constituem um dos grupos minerais mais importantes, pois são os minerais 
essenciais mais abundantes nas rochas da crosta terrestre, sobretudo as rochas ígneas, cuja 
classificação e nomenclatura dependem da participação destes minerais, com exceção das rochas 
ultramáficas e alguns tipos raros de rochas alcalinas, onde os feldspatos são acessórios (ou ausentes). 
Os feldspatos ocorrem amplamente, também, nos pegmatitos e veios hidrotermais. Nas rochas 
metamórficas são constituintes essenciais nos gnaisses e xistos e ocorrem também nos hornfelses. 
Nas rochas sedimentares, os feldspatos também são importantes, sobretudo nas rochas clásticas de 
granulação grossa (arenitos e conglomerados), onde ocorre como mineral detrítico ou autigênico, 
juntamente com o quartzo que predomina por ser mais resistente ao intemperismo. 
Os feldspatos são tectossilicatos de alumínio, sódio, potássio, cálcio e, mais raramente, bário. 
Cristalizam nos sistemas monoclínico ou triclínico, mas seus cristais prismáticos e tabulares são 
semelhantes e todos apresentam clivagem prismática boa em duas direções ortogonais nos 
monoclínicos e aproximadamente ortogonais nos triclínicos. Quando o alumínio não está presente, 
como no caso do grupo da sílica, a estrutura tectossilicática é eletricamente neutra. Nos outros 
tectosilicatos, entretanto, o Al
+3
 está sempre presente em coordenação tetraédrica (NCAl = 4), 
ocupando o lugar do Si
+4
 e formando tetraedros (AlO4)
-5
 quase idênticos em tamanho e configuração 
Silex 
Jaspe Sardônix ônix 
Chert 
 31 
aos tetraedros (SiO4)
-4
, diferindo, no entanto, na carga elétrica, com uma unidade negativa a mais que 
o tetraedro (SiO4)
-4
, tornando a estrutura carregada negativamente. Desse modo, os cátions de 
potássio (K
+
), sódio (Na
+
), cálcio (Ca
+2
) e bário (Ba
+2
) são introduzidos na estrutura dos 
tectossilicatos para reequilibrar as cargas elétricas negativas originadas pela entrada do Al
+3
 nas 
posições tetraédricas. 
 Desprezando-se o feldspato de bário BaAl2Si2O8 (celsiana) que é um componente de menor 
importância, a maioria dos feldspatos pode ser considerada quimicamente como membro de um 
sistema ternário entre os componentes ortoclásio (Or) KAlSi3O8, albita (Ab) NaAlSi3O8 e anortita 
(An) CaAl2Si2O8, conforme o diagrama abaixo. Os três cátions K
+
, Na
+
 e Ca
+2
 ocupam todos a 
mesma posição na estrutura dos feldspatos, em coordenação 6 - 9 e podem se substituir em maior ou 
menor grau formando duas séries de minerais seguintes: 
1) Feldspatos com composição entre o ortoclásio (Or) KAlSi3O8 e a albita (Ab) NaAlSi3O8 são 
denominados feldspatos alcalinos 
(alcalifeldspatos) ou K-feldspatos, os quais 
normalmente contêm menos de 5 a 10 % de 
(An) CaAl2Si2O8 em sua composição, com 
exceção dos álcali-feldspatos sódicos, que 
podem ser mais ricos em cálcio. 
2) Feldspatos com composição entre a albita 
(Ab) NaAlSi3O8 e a anortita (An) 
CaAl2Si2O8 são denominados plagio-
clásios, os quais normalmente contêm 
menos de 5 a 10 % de (Or) KAlSi3O8. 
Feldspatos com composição ternária, o u 
s e j a , participação importante dos três 
componentes, não são raros e sua 
classificação como K-feldspato ou 
plagioclásio é arbitrária. 
 
Os plagioclásios formam uma série contínua estável em qualquer temperatura, com substituição 
iônica completa entre Na
+
 e Ca
+2
, acoplada com substituição entre Si
+4
 e Al
+3
. Por outro lado, 
somente em condições de temperatura elevada, os K-feldspatos podem formar uma série contínua, 
com substituição iônica completa entre K
+
 e Na
+
, pois em temperaturas mais baixas maior parte da 
faixa composicional da série (entre Or15 e Or85) se desmistura em dois feldspatos alcalinos, um 
potássico (microclina) e outro sódico (albita), sendo o conjunto denominado pertita. A desmisturação 
ou exsolução nos feldspatos alcalinos ocorre por duas razões: 1) A diferença nos raios iônicos do K
+
 
(1,55 A) e do Na
+
 (1,18 A) situa-se entre 20 e 30%, alta demais para a substituição ser completa. 2) A 
diferença estrutural entre os feldspatos alcalinos potássicos e sódicos limita a substituição iônica. 
 A compreensão das relações entre