unidade 5 - MINERAIS

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4. MINERAIS 
 
Os minerais são unidades cristalinas constituintes das rochas e são definidos como sólidos 
homogêneos, naturais, que apresentam arranjo atômico ordenado e composição química definida. 
Cada espécie mineral se caracteriza por apresentar quantidades definidas e proporcionais de certos 
elementos químicos. Estes elementos, por sua vez, se arranjam no espaço de uma maneira organizada e 
regular, que se constitui no chamado arranjo cristalino ou estrutura cristalina. 
Atualmente são conhecidos cerca de 3.000 minerais contendo todos os elementos químicos 
componentes da Terra. 
 
ESTRUTURAS CRISTALINAS OU CRISTAIS IÔNICOS 
A maioria dos minerais tem estruturas simples relacionadas principalmente com a ligação iônica 
entre os seus componentes. Nessas estruturas é de capital importância o tamanho relativo e as cargas dos 
átomos ou íons. Exemplo: estrutura do cloreto de sódio (NaCl) 
 
 
 
Todo íon Na está rodeado por seis íons Cl e o Cl está rodeado por seis íons Na. O número de íons 
rodeando outro íon é chamado de número de coordenação. Normalmente alguns ânions é que rodeiam os 
cátions e assim pode-se ter número de coordenação definido como o número de ânions em uma estrutura 
estável que rodeiam um cátion de modo que todos os ânions estejam em contato com o cátion central. 
Nessa estrutura do cloreto de sódio (NaCl) todos os ângulos são retos e as distâncias entre os 
átomos são as mesmas, o que caracteriza o sistema cristalino chamado cúbico. Pode-se, então, descrever a 
composição dessa substância em termos de sua unidade básica que é o cubo e essa unidade básica é 
chamada de cela unitária. Assim, cela unitária é o menor paralelepípedo dentro da estrutura que contém 
todos os íons e todas as relações geométricas entre os íons do cristal ou mineral. 
Essa distribuição de átomos de Na e de Cl pode ser chamada de rede cristalina ou retículo 
cristalino. Os pontos que se situam nos vértices do cubo, e definem a cela unitária, são chamados de 
pontos do retículo, que podem ser definidos como pontos na estrutura que são rodeados pela mesma 
vizinhança, não se importando qual deles é tomado como referência. 
A composição da cela unitária desse composto é de 4 Na e 4 Cl, mas sua fórmula química é NaCl, 
ou seja, a fórmula química dá as proporções da combinação dos elementos do composto reduzido ao mais 
baixo denominador comum. A cela unitária contém os elementos nas mesmas proporções, mas elas podem 
conter várias unidades da fórmula química. 
A maioria dos minerais com ligações iônicas mostram certas características que foram descritas por 
Pauling em 1928, que são: 
1. Um poliedro de coordenação de ânions é formado em torno de cada cátion, a distância cátion-
ânion sendo determinada pela soma dos dois raios iônicos e o número de coordenação do 
cátion sendo determinado pela relação dos raios iônicos; 
2. Em uma estrutura estável, a valência de cada ânion com o sinal trocado é igual ou quase igual 
às forças de atração eletrostática (valências) dos cátions adjacentes; 
3. A presença de lados compartilhados e especialmente faces compartilhadas em uma estrutura 
coordenada diminui sua estabilidade, esse efeito é maior para cátions com valência maior e 
número de coordenação menor; 
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4. Em um cristal contendo cátions diferentes, aqueles com valência grande e número de 
coordenação pequeno tendem a não partilhar vértices, quinas ou faces com eles mesmos; 
5. O número de diferentes tipos de constituintes em um cristal tende a ser pequeno. 
 
A primeira regra de Pauling tem vários desdobramentos que serão discutidos. Um deles é que existe 
um desdobramento geométrico que determina qual o número de coordenação, o que é relacionado com o 
tamanho dos cátions e ânions envolvidos na ligação. Esses tamanhos podem ser descritos em termos de raio 
do cátion (menor) dividido pelo raio do ânion (maior): r+/r-. 
Além do número de coordenação, o ordenamento dos ânions em torno dos cátions origina os 
poliedros de coordenação, que podem ser definidos como poliedros formados a partir dos planos 
desenhados ligando os centros dos ânions adjacentes em uma dada estrutura. 
Por exemplo: se três (3) ânions rodeiam um cátion, o número de coordenação é 3, o poliedro 
formado é o triângulo e haverá uma relação mínima entre os raios do cátion e do ânion (r+/r-) que permitirá 
uma configuração estável. 
 
 
 cátion 
 
 
 ânion 
 
 
triangulo 
 
Essa relação é igual a 0,155 e corresponde ao espaço deixado entre as esferas maiores. Um dos 
requerimentos para coordenação estável é que o cátion (esfera central) esteja em contato com os ânions que 
o rodeiam. Se ele for menor que esse espaço, não será estável. Mas ele pode ser um pouco maior do que o 
espaço mínimo e, sendo assim, ele empurrará os ânions para fora, e será ainda uma situação estável. Isso 
ocorrerá até o ponto em que a configuração não será mais estável, o que se dará na relação mínima para a 
próxima configuração geométrica estável que é o tetraedro. 
Assim que a esfera do interior se tornar grande demais para as três esferas, uma outra tem que ser 
adicionada para se ter mais espaço no interior das esferas grandes. Agora o número de coordenação é 4 e o 
poliedro formado é o tetraedro (quatro lados). 
 
tetraedro 
 
Essa configuração é estável para a relação mínima dos raios cátion/ânion igual a 0,225 e o cátion 
pode ser maior até um determinado ponto em que ele se torna grande demais e faz com que a estrutura não 
seja estável. Isso se dá na próxima relação mínima igual a 0,414, típica para o octaedro (poliedro de oito 
lados). Assim quando a esfera interior cresce demais, o número de coordenação será seis (6). 
 
octaedro 
 
 
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Igual às anteriores, essa configuração é estável até que a esfera interior se torna muito grande para 
manter a estabilidade e outra configuração é atingida que é o cubo. O número de coordenação passa a ser 
oito (8) e o poliedro formado tem como configuração mínima dos raios cátion/ânion igual a 0,732. 
 
cubo 
 
E por último, quando esta configuração não é mais estável tem-se a formação do cubo-octaedro 
que tem o número de coordenação igual a 12 e a relação mínima de raios igual a 1,00. 
 
cubo octaedro 
 
No quadro 1 são apresentados as configurações poliédricas, os números de coordenações mínimos 
para os raios iônicos (cátion/ânion). Na parte de baixo do quadro são vistos os números de coordenação para 
vários cátions em combinação com o oxigênio. Isso é importante porque o oxigênio é o ânion mais 
encontrado na natureza e a grande maioria dos minerais será formada pela combinação do oxigênio com um 
ou mais cátions. 
 
 
QUADRO 1. Valores das relações mínimas de raio com os respectivos poliedros 
Configuração Número de coordenação Relação mínima de raios (r+/r-) 
Triangulo 3 0,155 
Tetraedro 4 0,225 
Octaedro 6 0,414 
Cubo 8 0,732 
Cubo-octaedro 12 1,000 
 
Assim se pode salientar algumas combinações de importância como: 
Si4+ => r+/r- = 0,37 tetraedro 
Al3+ => r+/r- = 0,41 tetraedro ou octaedro 
Fe3+ => r+/r- = 0,51 octaedro 
 
De acordo com a 2.a regra de Pauling, as estruturas cristalinas devem ser eletrostaticamente neutras 
em distâncias muito curtas. Isso significa que os cátions em uma estrutura têm suas cargas neutralizadas 
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pelos ânions que o rodeiam em contato direto. Assim, a força de atração eletrostática é calculada pela 
valência d cátion sobre o número de ânions que o rodeia: 
 
FAE = valência do cátion/número de ânions vizinhos 
 
Si4+ - FAE = 4+/4 = 1 
Fe3+ - FAE = 3+/6 = 1/2 
Mg2+ - FAE = 2+/6 = 1/3 
 
No quadro 2 são dados mais alguns exemplos de FAE e por esses valores pode-se predizer onde o 
intemperismo vai tender a quebrar mais facilmente o mineral. Isso se dará pela partemais fraca ou pela 
menor força de atração eletrostática que será o ponto de ataque mais forte do intemperismo. 
 
 
QUADRO 2 . Número de coordenação para diversos cátions com o íon oxigênio 
Cátion Relação de raios Número de 
coordenação estimado 
Número de coordenação 
observado 
FAE 
Li+ 0,34 4 4 ¼ 
Si4+ 0,37 4 4 1 
Al3+ 0,41 4 ou 6 4, 6 ¾ ou ½ 
Mg2+ 0,47 6 6 1/3 
Fe3+ 0,51 6 6 ½ 
Na+ 0,54 6 6 1/6 
Ti4+ 0,55 6 6 2/3 
Fe2+ 0,63 6 6, 8 1/3 
Ca2+ 0,67 8 7, 8, 9 ¼ 
K+ 0,75 8 8, 9, 12 1/9 
 
 
A 3.a regra de Pauling que versa sobre o compartilhamento de quinas e faces simplesmente diz que 
esse compartilhamento vai fazer com que cátions da estrutura sejam trazidos para mais perto um dos outros 
e se a distância entre eles diminui, conseqüentemente, a força de repulsão vai aumentar. De acordo com a 
equação de Coulomb, a força de atração ou repulsão entre suas cargas é o produto das cargas dividido pelo 
quadrado das distâncias. 
Far = (q1 x q2)/∑r2 
Assim quando se vai do compartilhamento de vértices dos poliedros (maior distância entre os 
cátions) para o compartilhamento das quinas ou faces (distância menor entre os cátions) as forças de 
repulsão aumentam e esse é um arranjo menos estável. Em geral, é comum o compartilhamento de vértices, 
menos comuns o compartilhamento de quinas e muito menos comum o compartilhamento de faces de 
poliedros. 
A 4.a regra se refere aos diferentes cátions que aparecem na estrutura. Se se tem os de valência 
grande e número de coordenação pequeno, no processo de cristalização eles tendem a assumir certas 
posições de modo a ter o mínimo relacionamento energético. 
Finalmente, a 5.a regra de Pauling que fala sobre os diferentes constituintes para se referir aos 
diferentes poliedros de coordenação. Também significa que em um cristal com arranjo ordenado a tendência 
é de se ter menor número possível de combinações. 
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4.1. MINERAIS PRÍMÁRIOS 
 
São minerais formados a partir da cristalização do magma. A maior parte destes minerais é 
quimicamente instável em condições de superfície quando expostos ao contacto com a atmosfera e a água. 
O magma ao se resfriar, possibilita a cristalização de diferentes minerais, que constituem a rocha ígnea. 
Inicialmente cristaliza-se grande parte dos silicatos, obedecendo a uma seqüência determinada pela 
temperatura e composição do magma, conhecida como Série de Bowen. Bowen demonstrou que os silicatos 
comuns das rochas ígneas se cristalizam segundo uma ordem, em duas séries distintas: uma série de reação 
contínua e uma série de reação descontínua. Na contínua os minerais mudam ininterruptamente de 
composição, reagindo continuamente com a fusão, e na descontínua um mineral pré-formado reage com a 
fusão formando um novo mineral com composição e estrutura cristalina diferentes. 
 
 
 
SÉRIE DE BOWEN 
 
Série descontínua 
[ferro-magnesiana] 
 Série contínua 
[plagioclásios] 
T
em
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A
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e 
 
Olivina 
↓ 
Plagioclásio cálcico 
↓ 
Piroxênio 
↓ 
Plagioclásio calco-sódico 
↓ 
Anfibólio 
↓ 
Plagioclásio sódico-cálcico 
↓ 
Biotita 
 
Plagioclásio sódico 
 
Feldspato potássico 
Muscovita 
Quartzo 
 
O decaimento destes minerais leva a redistribuição dos elementos químicos entre novas fases que 
definimos como neoformadas. As rochas podem passar por processos de metamorfismo sendo sujeitas à 
temperaturas e pressões elevadas. A recristalização nestas condições dará origem a novos minerais de 
domínio metamórfico se o processo decorre em sistema fechado, ou de domínio metassomático se ocorreu a 
introdução das novas substâncias. 
 
 
4.2. CLASSIFICAÇÃO DOS MINERAIS 
 
A classificação subdivide o conjunto das espécies de minerais de acordo com sua composição 
química. A seguir serão descritas algumas classes. 
 
4.2.1. Elementos Nativos 
São minerais onde os elementos ocorrem sob forma não combinada. Exemplos: ouro (Au), diamante 
(C), grafita (C), enxofre (S). 
 
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4.2.2. Sulfetos 
Resultam da combinação de elementos metálicos com o enxofre. Exemplos: galena (PbS) e pirita 
(FeS2). 
 
4.2.3. Óxidos 
São minerais que contém um ou mais elementos metálicos em combinação com o oxigênio. 
 
4.2.4. Hidróxidos 
São aqueles óxidos que contém água ou hidroxila (OH-). Exemplos: hematita (Fe2O3), pirolusita 
(MnO2), magnetita (Fe3O4), cassiterita (SnO2), goethita [FeO(OH)], gibbsita [Al(OH)3]. 
 
4.2.5. Carbonatos 
São minerais cujas fórmulas incluem o radical carbonato (CO32-). Exemplos: calcita (CaCO3), 
dolomita (MgCO3). 
 
4.2.6. Fosfatos 
São minerais cujas fórmulas contêm o radical fosfato (PO43-). Exemplo: apatita [Ca(PO4)4(OH, F, Cl)] 
 
4.2.7. Silicatos 
Esta classe contem cerca de 95% dos minerais petrográficos. São minerais cuja composição 
química inclui obrigatoriamente o silício (Si) e o oxigênio (O), em combinação com outros elementos. 
A estrutura de todos os silicatos consiste de uma unidade fundamental constituída de quatro átomos 
de oxigênio coordenados por um átomo de silício resultando em uma configuração tetraédrica. Nesta 
configuração cada átomo de oxigênio pode ligar-se a outro silício, tomando parte em outro tetraedro 
simultaneamente, caracterizando o compartilhamento de oxigênios entre tetraedros adjacentes. Podem ser 
compartilhados um, dois, três ou quatro oxigênios do mesmo tetraedro, originando uma ampla diversidade de 
configurações estruturais, levando a divisão dos silicatos em seis grupos. 
 
 
Nesossilicatos (isolado, ilha) - Relação Si:O = 1:4 
 
 
 
Apresentam tetraedros (SiO4)4– independentes, ligados pelos cátions como Fe, Mg, etc. 
Principal representante – Olivina ((Mg, Fe)2SiO4) 
Presente rochas básicas e ultrabásicas (máficas) 
Decomposição – Serpentina (Mg) e Óxidos de Fe 
Outros minerais – Granada, titanita, zircão 
 
Sorossilicatos (soro – grego - par) - Relação Si:O = 2:7 
 
 
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Os sorossilicatos caracterizam-se pelos duplos grupos tetraedrais em que um átomo de oxigênio é 
compartilhado. Os minerais apresentam tetraedros (SiO4)4– ligados por um oxigênio em comum, 
formando estruturas duplas, isoladas. São conhecidos mais de 70 minerais desta subclasse, mas 
todos são bastante raros. Dos mais conhecidos podemos mencionar: Zn4(Si2O7)(OH)2.H2O 
hemimorfita e CaAl2(Si2O7)(OH)2.H2O lausonita. Sem interesse agronômico 
 
 
Ciclossilicatos 
Os minerais apresentam tetraedros (SiO4)4– ligados por dois oxigênios em comum, formando anéis. 
 
 anel triangular 
 
 anel quadrado 
 
Possui dois oxigênios compartilhados por tetraedro de Si. 
Relação Si : O – 1:3 
Principal representante – Turmalina (NaMg3Al6(OH)4(BO3)3Si6O18), fonte de boro. 
 
Inossilicatos (ino corrente, cadeia) 
Os minerais apresentam tetraedros de (SiO4)4– ligados por dois oxigênios em comum, formando 
cadeias simples ou cadeias duplas. É o 2o grupo mais abundante na crosta terrestre, e constitui 
importante fonte de nutrientes – Ca; Mg; micronutrientes. Presente nas rochas básicas e ultrabásicas 
(máficas). 
Cadeias simples – Piroxênios 
Relação Si:O = 1:3 
Principal representante – Augita (Mg,Fe)2Si2O6 
Cadeias duplas – Anfibólios 
Relação Si:O = 4:11 
Principal representante – Hornblenda (Ca2Mg8(Si8O22)(OH)2) 
 
 cadeia simples 
 
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 cadeia dupla 
 
 
Filossilicatos (de fylon – grego – folha). Relação Si:O = 2:5 
Os minerais desta subclasse são hidratados e suas unidades tetraédricas dispõem-se em lâminas, 
onde cada tetraedro está ligado a outros por 3 oxigênios em comum. Entre os filossilicatos formadores 
de rochas, o principal grupo representante é das Micas (KAl2(AlSi3O10)(OH)2). Estão presentes nas 
rochas ígneas, metamórficas e sedimentares. 
Muscovita (clara)– fonte de K, e decompõe–se em caulinita (filossilicato 2.ário, presente na fração 
argila do solo) ou gibbsita (Al(OH)3), e biotita (escura) – fonte de K, Mg, Fe e decompõe–se em 
vermiculita (filossilicato 2.ário, presente na fração argila do solo) e óxidos de Fe. 
 
 
 
Tectossilicatos (engradado) 
 
Os tectossilicatos são o produto da maior condensação dos tetraedros SiO4-4. Os minerais desta 
subclasse contêm tetraedros de silício ligados entre si por quatro oxigênios em comum, resultando 
numa estrutura contínua tridimensional. A relação Si:O é de 1:2. Os minerais dessa classe constituem 
cerca de 70% da crosta terrestre englobando os seguintes grupos minerais: quartzo e seus 
polimorfos. Existem nove polimorfos de SiO2 resultantes dos diferentes arranjos espaciais de 
tetraedros. A forma mais comum, o quartzo, possui numerosas variedades de diferente cristalinidade 
e cor. 
 
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SUBSTITUIÇÃO ISOMÓRFICA DO Si PELO Al 
Algumas vezes na formação dos minerais existe a substituição de alguns elementos por outros e uma de 
particular importância é a substituição do Si pelo Al nos tetraedros. Assim, havendo excesso de Al e 
condições ideais, o Al toma o lugar do Si em coordenação tetraédrica, o que é perfeitamente aceitável com 
base na relação dos raios iônicos, mas que causa um desbalanço da situação eletrostática da seguinte 
forma: 
Si4+ é substituído pelo Al3+ 
FAE Si = 1 
FAE Al = ¾ 
 
 
 
Pode-se notar que cada carga positiva do Si satisfaz uma carga negativa do oxigênio, enquanto que outro 
elemento satisfará a outra carga negativa. Quando o Al repõe o Si apenas ¾ de carga negativa de cada 
oxigênio é satisfeita deixando 4 x ¼ de cargas elétricas a serem balanceadas. Um cátion adicional, então, se 
incorpora no espaço aberto da unidade tetraédrica para se fazer a neutralização da carga. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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PROPRIEDADES FÍSICAS E IDENTIFICAÇÃO DOS MINERAIS 
 
Propriedades químicas dependem da composição química dos minerais e da dissolução dos ácidos. 
 
Propriedades físicas dependem da cristalização (da estrutura interna dos minerais: 
 Forma: É sua configuração externa, sendo função de sua estrutura cristalina. 
 Cor: Relacionado com defeitos estruturais, composição química ou impurezas. 
 Brilho: Aspecto da superfície de fratura, ao refletir a luz incidente. 
 Dureza: Resistência que a superfície lisa do mineral oferece ao risco feito com uma ponta aguda. 
 Densidade: Relação entre o seu peso e o peso de um mesmo volume de água destilada a 4oC. É 
função de sua composição química. 
 Clivagem: Superfície de fratura plana, determinada pela estrutura cristalina. 
 Fratura: Superfície de fratura irregular. 
 Traço: Cor do mineral reduzido a pó. 
 
A escala de Mohs é uma escala numérica arbitrária para a comparação da dureza relativa entre os minerais, 
com base em dez (10) que serve como referência. A lâmina de aço de um canivete e o vidro riscam minerais 
com dureza até 5. Minerais com dureza 6 e 7 riscam e os minerais de dureza 8 a 10 cortam o vidro. A unha 
risca minerais de dureza até 2. 
 
ESCALA DE MOHS 
MINERAL Dureza Referência Tipos 
Talco 1 Riscam–se com unha Moles 
Gipsita 2 
Calcita 3 Moeda 
Fluorita 4 Canivete 
Apatita 5 Semiduro 
Ortoclásio 6 Riscam o Vidro 
Quartzo 7 
Topázio 8 Cortam o vidro 
Coríndon 9 Duros 
Diamante 10 
 
 
 
 
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QUADRO 2 - Propriedades mais utilizadas na identificação de alguns minerais petrográficos 
 
Mineral 
Propriedades Físicas 
 Cor Forma Clivagem Dureza 
Feldspatos Branca 
 e rósea 
prismática, tabular 2 direções ortogonais; lustro nos 
planos de clivagem 
6 a 6,5 
Quartzo Incolor 
cinza 
irregular, mais 
comumente prismática 
não tem, quebra irregular. de 
maneira côncava; fratura 
conchoidal 
2 a 2,5 
Muscovita Incolor 
Mica branca 
lâminas, folhas 1 direção perfeita 2,5 a 3 
Biotita Preta 
Mica preta 
lâminas, folhas 1 direção perfeita 2,5 a 3 
Piroxênio Preta prismática 2 direções ortogonais 6 a 6,5 
Anfibólio Preta prismática 2 direções obliquas 6 a 6,5 
 
 
EXEMPLOS DE MINERAIS PRIMÁRIOS 
 
QUARTZO 
Quartzo (nome de origem incerta, provavelmente do alemão Quarz, que por sua vez é de origem 
eslava) é o segundo mineral mais comum na superfície da Terra (muito comuns nas rochas). Pertence ao 
grupo dos tectossilicatos. Possui uma dureza de 7 na escala Mohs e uma densidade 2,65 g/cm3. Altamente 
resistente ao intemperismo. Origina solos com baixa CTC, baixa capacidade de retenção de água no solo e 
baixa fertilidade. É o principal constituinte da fração areia dos solos, principalmente em solos arenosos. . Na 
indústria é utilizado em joalheria, construção, porcelanas, etc. 
 
FELDSPATOS 
Feldspato (do alemão feld, campo; e spat, uma rocha que não contém minério) é o nome de uma 
importante família de minerais, do grupo dos tectossilicatos, constituintes de rochas que formam cerca de 
60% da crosta terrestre. Cristalizam nos sistemas triclínico ou monoclínico. Eles cristalizam do magma tanto 
em rochas intrusivas quanto extrusivas; os feldspatos ocorrem como minerais compactos, como filões, em 
pegmatitas e se desenvolvem em muitos tipos de rochas metamórficas. Também podem ser encontrados em 
alguns tipos de rochas sedimentares. 
Os feldspatos possuem numerosas aplicações na indústria na fabricação de vidro (sobretudo 
feldspatos potássicos; reduzem a temperatura de fusão do quartzo, ajudando a controlar a viscosidade do 
vidro), cerâmicas, porcelana, esmaltes, como material de incorporação em tintas, plásticos e borrachas. É a 
principal fonte de minerais argilosos do solo; minerais mais comuns na superfície da terra. De fácil 
degradação e decomposição (fontes de potássio e cálcio para o solo, podendo ser utilizado como fertilizante). 
Em muitos casos, os tectossilicatos podem apresentar, durante o processo de formação, uma 
substituição parcial do Si4+ pelo Al3+, sem, contudo, alterar a estrutura tetraédrica. Essa substituição gera, no 
entanto, um déficit de uma carga positiva, resultando na adição de outros cátions presentes (Na+, K+, Ca2+) 
disponíveis no ambiente de cristalização, para que haja a neutralização das cargas. O grupo dos 
tectossilicatos que apresentam substituição isomórfica é o dos feldspatos, que são o grupo mais abundante 
na crosta terrestre, sendo de dois tipos: os feldspatos potássicos e os plagioclásios. 
Esta família de minerais pode dividir-se em três grupos principais: Feldspatos potássicos (ou 
alcalinos) – Ortoclase, Sanidina, Anortoclase, Microclina; e Plagioclasios (ou feldspatos calcossódicos) – 
Albita, Oligoclase, Andesina, Labradorita, Bytownita, Anortita; e outros feldspatos – Celsiana, Paracelsiana, 
Sviatoslavita, Dmisteinbergita, além dos feldspatos raros (Buddingtonita, etc.) 
 
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ORTOCLÁSIO (feldspato potássico) 
Ortoclásio (fórmula KAlSi3O8) é um importante mineral tectossilicatado o qual forma as rochas 
ígneas. Também é conhecido como álcali feldspato e é comum em granitos e rochas relacionadas. 
O nome ortoclásio é originário do grego para “fratura reta”, porque suas duas clivagens são ângulos 
retos um para o outro. Sua dureza é de 6, sua densidade específica é de 2,56-2,58 g/cm3, tem um lustro 
vítreo. Pode ser colorido de branco, cinza, amarelo, róseo, ou vermelho, raramente verde. Cristais geminados 
são muito comuns. São constituintes comuns de granitos e outras rochas ígneas félsicas. 
Junto com outro ortoclásio: feldspato de potássio é um material comum para a manufatura de vidros, 
cerâmicas (porcelanas), e como constituinte de pó abrasivo. Sua decomposição forma a caulinita, e libera 
potássio para o solo. 
 
PLAGIOCLÁSIOS (feldspatos calco–sódicos) 
Apresentam-se numa série isomórfica contínua de mineraissódicos a cálcicos [(Na,Ca)(Al,Si)4O8], 
divididos conforme a quantidade destes elementos presentes na sua constituição. Têm sua resistência ao 
intemperismo aumentada dos plagioclásios cálcicos para os plagioclásios sódicos. Estão presentes em 
granitos e gnaisses e constituem importantes fontes de Ca e Na. Decompõem-se em caulinita. 
 
 
MICAS: BIOTITA E MUSCOVITA 
BIOTITA 
A Biotita é um mineral comum da classe dos silicatos, subclasse dos filossilicatos, grupo das micas 
e subgrupo ferromagnesianas, formando uma série com o mineral flogopita, que contém na sua composição 
potássio, magnésio, ferro e alumínio. Cristaliza no sistema monoclínico, apresentando brilho nacarado a 
metálico. 
As vezes é denominado de "mica ferro" e é encontrado em rochas graníticas, gnaisses e xistos cristalinos. 
Como outros minerais de mica a biotita tem uma clivagem basal altamente perfeita,portanto, suas lâminas 
flexíveis lascam-se facilmente. Tem uma dureza de 2,5 a 3, densidade de 2,7 a 3,1 g/cm3 e sua coloração 
varia de verde escuro, pardo a negro, podendo ser transparente a opaco. A biotita é encontrada 
ocasionalmente em folhas grandes, especialmente em veios de pegmatita, e ocorre também como contato de 
rocha metamórfica ou produto da alteração da hornblenda, augita, wernerita, e minerais similares. É usado 
como isolante elétrico. 
A sua formula química é: K(Mg,Fe)3(OH,F)2(Al,Fe)Si3O10. Teoricamente, a composição média é: 33 - 41% de 
SiO2, 12 - 18% de Al2O3, 2 - 24% de MgO, 5 - 25% de FeO, 1.5% de F e o restante de água. 
A Lepidomelana ( FeO ), Manganofilita ( Mn ), Wodanita ( Ti ), Natrobiotita ( Na ), Hendricksita ( Zn ), são 
variedades da biotita, dependendo da sua composição química. 
O nome biotita foi dado em homenagem a famoso francês Jean Baptiste Biot. 
Fácil decomposição, rica em Fe que oxida e libera K; 
 
MUSCOVITA 
A Muscovita (também conhecida como mica comum ou mica potássica) é um filossilicato de 
alumínio e potássio com fórmula: KAl2(AlSi3O10)(F,OH)2. Tem clivagem basal perfeita, organizada em laminas 
finas (folhas), as quais são elásticas. Funde-se em aproximadamente 1.320°C, e tem dureza de Mohs de 2 – 
2,25 e densidade de 2,76 – 3 g/cm3. Muito resistente ao intemperismo, sofre apenas uma alteração física, 
quebrando-se em pedaços menores promovendo com isso a melhoria de solos pesados. 
Elas podem ser cinza, marrons, verdes, amarelas, ou raramente violeta ou vermelho, mas também 
podem ser transparentes ou transluzentes. Muscovita é a mica mais comum, encontrada em granitos, em 
pegmatitos, em gnaisses e em xistos, e em contato com rochas metamórficas ou como mineral secundário 
resultante da alteração do feldspato, do topázio, etc. Bastante utilizada na indústria de prevenção de fogo e 
como materiais isolantes e algumas vezes como lubrificante. 
O nome muscovita vem de vidro de Moscou, um nome formalmente utilizado para o mineral devido 
seu uso em janelas na Rússia. 
 
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 muscovita 
 
TALCO 
Talco comum ou Mg3Si4O10.(OH)2, é outro filossilicato e consiste de dupla camada de tetraedro de 
silício entremeado por uma camada de octaedro de MgO (chamado de filissilicato 2:1). Os átomos de 
hidrogênio parecem desempenhar um papel de ligação dessas camadas, o que explica porque o pó de talco 
é assim escorregadio. A pirofilita Al2Si4O10.(OH)2 é outro mineral de estrutura similar. 
A troca de um quarto do Si+4 por Al+3 no talco ou na pirofilita resulta em balance negativo de cargas, 
o que requer a inserção de cátions positives como K+ entre as camadas para formar as estruturas das micas 
biotita KFeMg2(AlSi3O10).(OH)2 e muscovita KAl2Si3AlO10.(OH)2. O íon potássio ocupa os largos buracos entre 
os 12 átomos de oxigênio, seis da camada inferior e seis da camada superior, resultando nas ligações 
iônicas de potássio que são fracas e fáceis de serem quebradas. Isso explica porque as micas podem ser 
facilmente clivadas em camadas uniformes. 
 
 talco 
 
PIROXENIOS E ANFIBÓLIOS 
PIROXÊNIOS 
Os piroxênios são importantes minerais inossilicatados formadores de rochas ígneas e 
metamórficas. Os piroxênios têm uma fórmula geral XY(Si,Al)2O6 (onde X representa cálcio, sódio, ferro+2 e 
magnésio e mais raramente zinco, manganês e lítio e Y representa íons de pequeno tamanho, como cromo, 
alumínio, ferro+3, magnésio, manganês, escândio, titânio, vanádio e às vezes ferro+2). Embora alumínio 
substitua extensivamente o silício em silicatos tais como feldspatos e anfibólios, a substituição ocorre 
somente para quantidades limitadas em muitos piroxênios. 
O nome piroxênio vem das palavras gregas piro (fogo) e xênio (estrangeiro). Recebeu esse nome 
devido sua presença em lavas vulcânicas, onde às vezes são vistos como cristais embebidos em vidro 
vulcânico, foram assumidos como impurezas no vidro, dai o nome “estranhos no fogo”. Contudo, eles são 
simplesmente minerais que cristalizaram antes da erupção da lava. O manto superior da Terra é composto 
principalmente de olivina e piroxênios. Piroxênios e feldspatos são os principais constituintes do basalto e do 
gabro. 
 
ANFIBÓLIO: HORNBLENDA 
A palavra hornblenda é derivada do alemão horn e blenden para escondido e brilho. O termo blend é 
frequentemente usado para referir-se a um lustre brilhante não-metálico. A Hornblenda é um mineral 
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inossilicatado anfibólio. Um mineral longo, escuro com abundantes faces cristalinas, muito comuns em 
rochas graníticas. Sua composição química é variável: (Ca,Na)2-3(Mg,Fe+2,Fe+3,Al)5(OH)2[(Si,Al)8O22]. A 
relação Si8:O22 significa cadeia dupla de átomos de silício ligados por átomos de oxigênio, os outros átomos 
estão arranjados na cadeia dupla. A forma cristalina tende a ser longos prismas com seções cruzadas em 
faces diamante (rombóide), suas margens nítidas terminam em 56 graus e no outro lado com ângulos de 124 
graus. Esta é a principal maneira de distinguir um anfibólio de outros minerais escuros. A Hornblenda é 
usualmente preta, mas também pode ser verde escura ou marrom. É um mineral primário comum em rochas 
graníticas e mineral comum em rochas metamórficas como gnaisse e xisto. 
Fornecedores de nutrientes essenciais devido a elevada proporção de Ca e Mg na sua composição; 
São minerais dos grupos máficos ou ferromagnesianos constituintes essenciais das rochas básicas e 
ultrabásicas, rochas que normalmente dão origem a solos mais ricos em nutrientes. 
A hornblenda pode ser confundida com outros minerais escuros como augita e a biotita, que 
também são encontradas nos granitos. 
 
 Hornblenda 
 
OLIVINA 
O mineral olivina (também chamado de crisólito – ouro em grego - e, quando possui a qualidade de 
gema de perídoto – em francês) é um silicato ferro-magnesiano com a fórmula (Mg,Fe)2SiO4. É um dos 
minerais mais comuns na Terra, de fácil decomposição e de grande importância na formação de solos. 
A olivina é usualmente assim denominada devido a sua típica coloração verde oliva (possivelmente 
como resultado de traços de níquel), que posteriormente altera para uma coloração avermelhada devido a 
oxidação do ferro. 
Olivina dá o nome a um grupo de minerais com estruturas relacionadas, variando a proporção de 
magnésio e de ferro entre os componentes do grupo: exemplos forsterita (rica em Mg) e fayalita (rica em Fe). 
A olivina e suas variantes constituem mais de 50% da crosta terrestre, tornando-o o mineral mais comum na 
superfície da Terra por volume. A temperatura de fusão é maior que 1.200 a 1.900oC. 
A Olivina ocorre em ambas as rochas ígneas máficas e ultramáficas e como mineral primário em 
certas rochas metamórficas. Olivina rica em Mg cristaliza do magma que é rico em magnésio e possui baixa 
sílica. Esse magma cristaliza como rochas máficas como gabro e basalto. O metamorfismo de rochas 
sedimentares de dolomita impura ou de outras rochas sedimentares com alto teor de magnésio e baixo teor 
de sílica tambémproduz olivina rica em magnésio, ou forsterita. 
Olivina rica em ferro é pouco comum, mas ocorre em rochas ígneas em pequena quantidade em 
raros granitos e riolitos, e olivinas extremamente ricas em ferro podem existir em condições estáveis com 
quartzo e tridimita. Ao contrário, a olivina rica em magnésio não ocorre estavelmente com minerais de sílica, 
ela pode reagir com eles para formar o ortopiroxênio ((Mg,Fe)2Si2O6). 
 
LITERATURA CONSULTADA 
FONTES, M.P.F. Introdução ao estudo de minerais e rochas. Viçosa, Imprensa Universitária da 
UFV, 1984. 23p. 
POPP, J.H. Geologia geral. 5 ed., Rio de Janeiro, LTC, 1998. 376p. 
TEIXEIRA, W. e outros. Decifrando a terra. 2.a ed., São Paulo, Oficina de Textos, 2003. 568p. 
http://pt.wikipedia.org/wiki/Categoria:Minerais, acesso em 22/09/2008.