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FUNDAMENTOS BÁSICOS DE MINERALOGIA (VERSÃO 2014) Prof. Dr. Mario Luiz de Sá Carneiro Chaves Departamento de Geologia Pesquisador CNPq Belo Horizonte, março de 2014 2 SUMÁRIO Pág. 1 Introdução 3 2 Conceitos Básicos 3 3 Noções de Cristalografia 7 3.1 O retículo cristalino 7 3.2 Simetria cristalina 9 3.3 Sistemas cristalinos 10 3.4 Índices de Miller 11 4 Crescimento Cristalino dos Minerais 14 5 Propriedades Físicas (Estruturais) dos Minerais 17 5.1 Clivagem 17 5.2 Fratura 18 5.3 Dureza 18 5.4 Densidade relativa 19 5.5 Traço 22 6 Propriedades Físicas (Ópticas) dos Minerais 23 6.1 Brilho 23 6.2 Cor 23 6.3 Diafaneidade 25 6.4 Jogo de cores 27 6.5 Iridescência 27 6.6 Pleocroísmo 27 6.7 Opalescência 28 6.8 Acatassolamento (chatoyance) 28 6.9 Refração da luz 28 6.10 Dupla-refração da luz 29 6.11 Luminescência 30 7 Outras Propriedades dos Minerais 32 7.1 Propriedades magnéticas e elétricas 32 7.2 Propriedades morfológicas 33 8 Mineralogia Sistemática 34 9 Métodos para Determinação dos Minerais 36 9.1 Combinação das propriedades físicas 36 9.2 Análises químicas via-úmida e via-seca 36 9.3 Difratometria de raios-X 36 9.4 Fluorescência de raios-X 37 9.5 Microssonda eletrônica 37 10 Tabelas para Determinação dos Principais Minerais Conhecidos 38 3 1. INTRODUÇÃO A apostila Fundamentos Básicos de Mineralogia objetiva introduzir os principais conceitos de mineralogia nos cursos onde esta disciplina tem grande importância, porém geralmente é colocada em segundo plano. Podemos destacar os cursos de Engenharia de Minas, Engenharia Metalúrgica, Química e Ciências Biológicas, onde o conhecimento geral e prático da mineralogia assume uma premissa básica para o futuro desenvolvimento técnico dos profissionais destas áreas. Não pretendendo ser um compêndio que abranja exaustivamente toda a “ciência” mineralógica, esta pequena obra visa apenas servir como um estímulo aos estudantes universitários a pesquisas mais detalhadas sobre o assunto. 2. CONCEITOS BÁSICOS Define-se uma espécie mineral como uma substância sólida natural, formada por processos inorgânicos, de composição química definida e estrutura atômica ordenada. Assim sendo, o quartzo, de composição química SiO2 e simetria atômica trigonal, é uma espécie mineralógica típica. O mineral pode ser considerado como a unidade básica da geologia (do grego geo = terra + logos = estudo), que é a ciência que estuda o planeta Terra desde a sua formação, incluindo as múltiplas transformações por que ele tem passado através da evolução dos tempos (Figura 1). Os minerais são constituídos de um ou mais elementos químicos, formando assim espécies desde muito simples (em termos composicionais) como o diamante (C) e o enxofre (S), até combinações complexas como a mica muscovita [KAl2(Si3Al)O10(OH,F2)], apenas para exemplificarmos com tipos bastante conhecidos por todos. Em 1996, cerca de 3600 espécies minerais tinham sido determinadas e, daquela época até o presente, este número só tem aumentado, demonstrando a complexidade que o tema tem alcançado. Quando qualquer espécie mineral possui faces planas, lisas, assumindo formas geométricas regulares, ela é designada de cristal. Um cristal pode ser considerado como o estado de perfeição de ocorrência em determinado mineral e, assim sendo, não é comum os minerais serem encontrados na forma cristalizada. Os cristais são estudados em um dos ramos da mineralogia, que é a cristalografia. Os agregados de cristais, que podem alcançar dezenas ou até centenas de indivíduos, são designados de drusas. São famosas pela beleza as drusas de quartzo da região de Corinto (norte de Minas Gerais), onde a linguagem popular as conhece como “pinhas”. Um caso particular de drusa é o geodo, que são corpos ovóides onde os cristais crescem de forma concêntrica no seu interior. 4 Quando vários minerais distintos, consolidados, estão reunidos em “incontáveis” indivíduos, de tamanhos normalmente inferior a alguns centímetros, eles constituem as rochas. O estudo das rochas compõe um outro ramo da ciências geológicas: a petrologia, cujo conhecimento foge aos objetivos do presente texto. Os minerais podem também ocorrer em agrupamentos de espécies variadas, porém no estado inconsolidado, caracterizando então os sedimentos. Os solos, as areias e cascalhos de rios ou praias são alguns tipos de sedimentos bem familiares ao nosso acesso. PLANETA TERRA: GEOLOGIA . Figura 1: Esquema geral mostrando a importância do mineral na geologia e as derivações que podem ser feitas a partir da sua conceituação. DRUSA FÓSSIL CRISTAL MINERAL SEDIMENTO ROCHA GEMA DEPÓSITO OCORRÊNCIA JAZIDA MINÉRIO MINA 5 Os minerais não ocorrem na natureza ao acaso. Na crosta terrestre (a porção superficial de nosso planeta), existem misturados em estado natural 90 elementos químicos. Esta mistura é extremamente desigual em termos de abundância relativa, pois 74,3% dela é formada por apenas dois elementos químicos: oxigênio e silício (Tabela 1). Sete outros (alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio, magnésio e titânio) compõem mais 25% do total, restando, portanto somente 0,7% para todos os demais 81 elementos. Muitos dos elementos, metálicos ou não, que são largamente utilizados pela civilização moderna, como o cobre, o chumbo, o estanho, o flúor, etc., perfazem cada um menos de 0,01% de abundância relativa na crosta terrestre. Os minerais constituídos por tais elementos, por conseguinte, não podem ocorrer em grande abundância. Tabela 1: Abundância relativa dos elementos químicos na crosta terrestre. ELEMENTO QUÍMICO SÍMBOLO MACIÇOS CON- TINENTAIS (%) PARTE PROFUNDA DA CROSTA (%) Oxigênio O 46,59 44,67 Silício Si 27,72 22,81 Alumínio Al 8,13 7,40 Ferro Fe 5,01 10,11 Cálcio Ca 3,63 6,70 Sódio Na 2,85 1,92 Potássio K 2,60 0,57 Magnésio Mg 2,09 4,04 Titânio Ti 0,63 1,31 Hidrogênio H 0,13 0,20 Fósforo P 0,13 0,14 Manganês Mn 0,10 0,13 Enxofre S 0,052 Cloro Cl 0,048 Cromo Cr 0,037 Carbono C 0,032 Níquel Ni 0,020 Todos os demais 0,20 6 O conceito de depósito mineral existe assim para definir as concentrações anômalas de determinada espécie mineral, onde esta aparece em volumes superiores à média geral encontrada na natureza. Estas concentrações, mesmo sendo extremamente raras, nem sempre terão interesse econômico, pois a extração do mineral no depósito dependerá sempre de fatores econômicos e/ou políticos. Quando um depósito mineral não possui interesse econômico (ou político) ele é designado de ocorrência mineral, enquanto se o mesmo é passível de uma extração econômica, torna-se uma jazida mineral. Neste último caso, o processo de exploração é denominado de lavra, e o bem mineral retirado constitui o minério (Figura 1). Desta maneira, a existência de uma jazida mineral estará condicionada a um certo volume de minério determinado pelos geólogos ou engenheiros de minas, acima do qual este poderá ser lavrado lucrativamente. Este fator matemático é conhecidocomo teor crítico, que vai depender da quantidade de material lavrável e seus teores, dos custos da exploração, e do preço do bem mineral no mercado. No Brasil, assim como na maioria dos países do Terceiro Mundo, o cálculo do teor crítico nem sempre é realizado, principalmente em se tratando de depósitos de pedras e metais preciosos. Como a lavra nestes casos é feita aleatoriamente, os resultados obtidos nem sempre são econômicos. Constituem-se assim os garimpos, tão famosos e comuns no interior de Minas Gerais. Basicamente, cada depósito mineral “acompanha” certo tipo de constituição rochosa e, como tal, sua existência estará diretamente relacionada ao modo de formação desta rocha hospedeira da mineralização. A própria conceituação de rocha – uma “reunião” de minerais – já deixa perceber tal dependência. O conhecimento integrado entre a petrologia e a mineralogia (além de outros conhecimentos) torna-se assim fundamental para a descoberta de novos depósitos minerais e o estudo de sua gênese, constituindo um outro ramo da geologia designado de geologia econômica. Quando um determinado mineral (ou mais raramente uma rocha) recebe um tratamento visando sua utilização como adorno pessoal, ele é denominado de gema (Figura 1). O conceito de gema é equivalente ao de pedra preciosa, porém este último termo vem caindo em desuso, já que qualquer mineral útil pode ser “precioso” ou não em função de seu valor e/ou raridade. Segundo a atual concepção, a grande maioria dos minerais, se bem formados ou com um aspecto invulgar que transmita beleza, pode ser tratada para adorno pessoal e assim tornar-se uma gema. A importância econômica que os minerais gemológicos têm assumido nas últimas décadas fez surgir um novo ramo do conhecimento ligado à mineralogia: a gemologia. As pérolas e o âmbar, apesar de possuírem uma origem ligada a processos orgânicos (se originam a partir de organismos vivos), são também tratados na gemologia. 7 3. NOÇÕES DE CRISTALOGRAFIA 3.1. O retículo cristalino O fato mais importante relativo a uma espécie mineral é que ela se compõe de elementos químicos característicos e dispostos de maneira ordenada, ou seja, todo mineral possui um ordenamento atômico interno, que nem sempre se manifesta em seu aspecto externo. Um mineral deve, portanto, ser constituído por um número muito grande de unidades excessivamente diminutas, dispostas segundo uma ordem tridimensional que se repete de modo contínuo. Essas unidades estão dispostas como pontos definidos em um retículo tridimensional, de tal modo que todas possuem vizinhanças idênticas. O retículo é definido pelas três direções espaciais e pelas distâncias, ao longo delas, nas quais a mesma figura aparece repetida. A experiência tem demonstrado que geometricamente somente é possível termos 14 tipos de retículos espaciais; outras combinações de pontos destruiriam aquilo que o retículo exige, isto é, que a vizinhança em torno de cada ponto seja idêntica àquelas em torno de todos os outros pontos. Esta teoria foi demonstrada por Bravais em 1848, sendo, por isto, os retículos cristalinos conhecidos como os 14 retículos espaciais de Bravais (Figura 2). A unidade mais simples de um retículo é um poliedro virtual conhecido como cela unitária. Na figura 2, nota-se que alguns destes poliedros possuem pontos somente nos vértices, sendo chamados de primitivos, cada um contendo uma unidade de desenho. Eles diferem uns dos outros pelos comprimentos das várias arestas e pelos ângulos (, , ) entre as arestas. Outros possuem pontos adicionais nos centros das faces, ou ao longo das diagonais espaciais, sendo chamados de celas múltiplas. As unidades estruturais, que estão dispostas no espaço sobre a estrutura reticular para formar os cristais, são átomos ou grupos de átomos. Em alguns casos, como nos elementos nativos, estes átomos não estão carregados eletricamente. Com freqüência, porém, os átomos possuem cargas elétricas, constituindo os íons, positivos (cátions) ou negativos (ânions). A maioria dos arranjos cristalinos dos minerais constitui- se de íons ou grupos de íons unidos entre si por forças elétricas originadas entre massas carregadas com cargas opostas. O arranjo no espaço dos íons ou grupos iônicos e a natureza/intensidade das forças elétricas que os mantêm unidos formam a estrutura do cristal. A cela unitária do cristal não pode ser tão pequena quanto o átomo individual, porque as relações dos átomos entre si e as forças que os unem são fatores determinantes das propriedades deste cristal. O número de átomos em uma cela unitária é geralmente um número inteiro pequeno, ou um múltiplo do número mostrado pela fórmula química mais simples. Por exemplo, no quartzo (SiO2) a unidade estrutural é composta de 3 átomos (1Si + 2O), enquanto na halita (NaCl) é de 4 átomos (3Na + 1Cl). Qualquer subdivisão menor não teria as propriedades da espécie mineral. 8 9 Considerando os cristais como formados pela repetição em três dimensões de uma unidade de estrutura, ou seja, a cela unitária, suas superfícies limitantes dependem tanto da forma das unidades quanto do ambiente onde eles se formam. Este ambiente onde o cristal cresce inclui todas as influências externas, tais como temperatura, pressão, a natureza da solução, a velocidade de crescimento, a tensão superficial e a direção do movimento da solução. Não é raro encontrar em uma certa localidade muitos cristais do mesmo mineral, todos eles tendo aparência idêntica. De outro modo, cristais do mesmo mineral procedentes de outras localidades podem ter aparência inteiramente distinta. Eles são construídos com as mesmas unidades estruturais (as celas unitárias), porém empilhados sob condições diferentes de tal modo que produzem uma forma externa também diferente. 3.2. Simetria cristalina Todos os minerais podem mostrar pelo arranjo de suas faces uma simetria definida, que permite agrupá-los em classes distintas. A cristalografia estuda particularmente a simetria cristalina (interna e externa) dos minerais. Para o conhecimento detalhado da simetria dos cristais, utilizamos uma série de operações regulares que resultam em fazê-lo coincidir com a mesma posição inicial; são as três operações de simetria: (a) reflexão sobre um plano, (b) rotação em torno de um eixo e, (c) rotação em torno de um eixo, combinada com inversão (também conhecida como inversão rotatória). A inversão em torno de um centro de simetria por vezes é considerada como uma operação distinta, porém, desde que ela equivale a um eixo unitário com inversão rotatória, não é considerada uma operação fundamental, ainda que o termo “centro” seja utilizado para facilitar os estudos. O plano de simetria é um plano imaginário que divide o cristal em duas metade iguais, sendo cada uma a imagem no espelho da outra (Figura 3-A). O eixo de simetria de rotação é uma linha imaginária através de um cristal, em torno da qual pode-se girar este cristal repetindo a mesma figura duas ou mais vezes durante um processo de rotação completo (Figura 3-B). Neste exemplo, tendo em vista que o cristal repete duas vezes a mesma figura durante uma rotação completa, diz-se que o eixo de simetria é binário. Existem ainda eixos de simetria ternários, quaternários e senários. O eixo de inversão rotatória de simetria é um elemento composto combinando uma rotação em torno de um eixo com uma inversão através do centro (Figura 3-C), sendo que ambas as operações devem completar-se antes que se obtenha a nova posição. Assim, se a única simetria que o cristal permite é um centro, a notação de simetria é dada como sendo um eixo unitário de inversão rotatória. Existem também eixos de inversãorotatória binários, ternários, quaternários e senários (Figura 3-D). 10 3.3. Sistemas cristalinos Demonstrou-se que existem somente trinta e duas combinações possíveis dos vários elementos de simetria, dando origem a trinta e duas classes de cristais. Estas classes são ainda agrupadas em sete sistemas cristalinos, onde as classes de cada sistema terão relações estreitas umas com as outras. A maioria dos minerais comuns cristaliza-se em quinze classes de cristais. Na bibliografia, encontramos muitos nomes diferentes para designar cada uma destas classes, sendo aqui utilizados os propostos por Dana & Hurlbut (1976), derivando do nome da forma geral de cada classe cristalina. Para se descrever os cristais, achou-se conveniente tomar, segundo os métodos da geometria analítica, certas linhas que passam pelo centro do cristal como eixos de referência; são os eixos cristalográficos, tomados paralelamente às arestas de intersecção das faces principais do cristal. Todos os cristais, excetuando os que pertencem ao sistema hexagonal, possuem três eixos cristalográficos. No caso geral (sistema triclínico), todos os eixos são de comprimentos diferentes e formam ângulos oblíquos uns com os outros. Algumas da 32 classes de cristais anteriormente citadas possuem características de simetria em comum com outras, permitindo sua transferência para grupos maiores: os sistemas cristalinos, abaixo relacionados com os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um (ver também a Figura 4). Sistema cúbico (ou isométrico): quatro eixos ternários de simetria, com três eixos cristalográficos perpendiculares entre si, de comprimentos iguais (a=b=c) e ângulos perpendiculares (===90o); Sistema tetragonal: um único eixo de simetria quaternária, com três eixos perpendiculares entre si, onde os dois eixos horizontais são de comprimento igual, porém o eixo vertical é mais curto ou mais longo que os outros dois (a=bc), e ângulos perpendiculares (===90o); Sistema hexagonal: um único eixo de simetria senária, com eixos cristalográficos comportando-se de maneira igual ao do sistema trigonal (a=bc) e (==90o, =120o); Sistema trigonal (ou hexagonal-R, ou romboédrico): um único eixo de simetria ternária, com quatro eixos cristalográficos; três deles horizontais de igual comprimento e o quarto de comprimento diferente (a=b=c), os três eixos horizontais cortando-se em ângulos de 120o e o outro perpendicular ao plano dos três demais (==90o);. Sistema ortorrômbico (ou rômbico): três elementos de simetria binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários, com três eixos cristalográficos perpendiculares entre si, todos com comprimentos diferentes (abc), e ângulos perpendiculares (===90o); 11 Sistema monoclínico: um eixo de simetria único, binário, ou um plano de simetria único, ou ainda uma combinação de um eixo binário e um plano de simetria, com três eixos cristalográficos desiguais (abc), dois deles inclinados entre si formando ângulos oblíquos e o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (==90o); Sistema triclínico: um eixo de simetria unitário como sua única simetria, podendo ser um eixo simples rotatório ou um eixo unitário de inversão rotatória, com três eixos cristalográficos desiguais (abc) que se cortam formando ângulos oblíquos (90o). 3.4. Índices de Miller Em todos os sistemas cristalinos, excetuando o cúbico, existem eixos cristalográficos que diferem no comprimento. Se fosse possível isolar uma cela unitária e medir as dimensões de suas arestas paralelas aos eixos cristalográficos, poderíamos escrever as relações entre os comprimentos das arestas. Com o emprego dos raios X, apesar de não se poder isolar a cela, pode-se medir precisamente as suas dimensões em unidades de Angstrom, ou Å (1 Å = 10-8 cm). Exemplificando com o mineral enxofre (S), as dimensões de sua cela são 10,48 Å ao longo do eixo a, 12,92 Å ao longo de b, e 24,55 Å ao longo de c. Considerando-se b igual a 1, podemos escrever as relações a:b:c = 0,81:1:1,90. Assim, as relações expressam os comprimentos relativos, não os absolutos, das arestas das celas as quais correspondem aos eixos cristalográficos. Interessante observar que as relações axiais de numerosos cristais foram calculadas muitos anos antes do advento dos raios X, através da medição dos ângulos intersticiais (com o uso do “goniômetro”) e alguns cálculos. As faces do cristal são definidas mediante a indicação de suas interceptações nos eixos cristalográficos. Assim, ao descrevermos uma face do cristal é necessário determinar se ela é paralela a dois eixos e corta o terceiro, ou se é paralela a um eixo e corta os outros dois, ou ainda se corta os três eixos. Além disto, deve-se determinar a que distância a face corta os diferentes eixos. Conforme discutido acima, as relações axiais expressam os comprimentos relativos dos eixos (no enxofre: o eixo a é 0,8 do eixo b, e o eixo c é 1,9 vezes maior que o eixo b). Para a face de um cristal que corta os eixos cristalográficos a estas distâncias relativas (tomadas como unidades de distância) as interceptações seriam dadas como 1/a, 1/b, 1/c ou simplificando 1a, 1b, 1c. Logo, uma face que corta os dois eixos horizontais a distâncias que são proporcionais a seus comprimentos unitários e que corta o eixo vertical a uma distância duas vezes o seu comprimento unitário, terá por parâmetros 1a, 1b, 2c; ressaltando que tais parâmetros são relativos em seus valores e não indicam qualquer comprimento de corte real. 12 Figura 3: Os elementos de simetria cristalina. A – Eixo de simetria; B – Plano de simetria; C – Centro de simetria; D – Eixo (no caso, quaternário) de inversão rotatória. 13 Figura 4: Os sistemas cristalográficos e suas principais características. 14 Entre os vários métodos de notação propostos para exprimir as interceptações de qualquer face do cristal sobre seus eixos, o sistema dos índices de Miller é o mais empregado. Esses índices consistem em uma série de números inteiros derivados dos parâmetros por sua inversão e, quando necessário, pela redução subseqüente das frações. Os índices de uma face são dados de modo que os três números (ou quatro, no sistema hexagonal) se referem aos eixos a, b e c, respectivamente, e, por conseguinte as letras que indicam os diferentes eixos são omitidas. Tal como os parâmetros, os índices exprimem uma relação, mas para resumir omite-se também o sinal da relação. Por exemplo, a face representada por 1a, 1b, 1c por parâmetros, teria como índices de Miller (111) (ler-se: um, um, um). Na figura 5, a face que tem por parâmetros 1a, 1b, c, na inversão 1/1, 1/1, 1/ teria (110) como índices. Algumas vezes, quando se desconhecem as dimensões exatas, é conveniente usar um símbolo geral (hkl) para os índices de Miller (h, k e l representando, cada um, um número inteiro simples). Neste símbolo, h, k e l são respectivamente as inversões de interceptações racionais, porém indefinidas, ao longo dos eixos a, b e c. O símbolo (hkl) indicaria que uma face corta todos os três eixos cristalográficos. se uma face é paralela a um dos eixos cristalográficos e corta os outros dois, os símbolos gerais seriam descritos como (0kl), (h0l) e (hk0). Uma face paralela a dois eixos é considerada como cortando o terceiro à distância unitária, sendo os símbolos, portanto, (100), (010) e (001). Na discussão anterior, considerou-se apenas as faces que interceptam as extremidades positivas dos eixos cristalográficos. Para indicar a interceptação na extremidade negativa de dado eixo, coloca-se uma barrasobre o número (ou letra) apropriada, conforme ainda observado na figura 5. 4. CRESCIMENTO CRISTALINO DOS MINERAIS Os minerais podem se formar a partir de três modos característicos: (a) soluções, (b) massas em fusão, ou (c) vapor. O primeiro modo nos é bastante familiar. Consideremos, por exemplo, uma solução de cloreto de sódio (sal de cozinha) em água e que, por evaporação, a água escape lentamente. Nestas condições, a solução conterá gradualmente cada vez mais sal por unidade de volume. Por fim, será alcançado o ponto em que a quantidade de água presente não poderá reter todo o sal em solução, e este começará a precipitar-se. Em outras palavras, o cloreto de sódio que estava solubilizado na água assumiu a forma sólida, ou seja, cristalina. Assim, os íons de sódio e cloro, quando se separam da solução, vão se agrupando e constituindo gradualmente um sólido de forma definitiva. 15 Figura 5: Projeção esférica, mostrando os índices de Miller respectivos às diversas faces de um cristal pertencente ao sistema cúbico. A projeção esférica demonstra relações zonais interessantes, pois os pólos de todas as faces em certa zona ficam ao longo de um “círculo máximo” de projeção. 16 Os minerais podem ser formados também a partir de uma solução, mediante o abaixamento da temperatura ou da pressão desta solução. A água quente dissolverá um pouco mais de sal do que a água fria; e se permitirmos que uma solução quente se esfrie, alcançaremos um ponto em que a solução se tornará supersaturada por sua temperatura, e assim, o sal se cristalizará. Por outra parte, quanto mais alta for a pressão a que a água estiver sujeita, tanto mais sal ela poderá manter em solução. Assim, com o abaixamento da pressão de uma solução saturada, ocorrerá a supersaturação e se formarão os cristais. De maneira geral, portanto, os minerais podem formar-se a partir de uma solução pela evaporação do solvente, pelo abaixamento da temperatura, ou pela diminuição da pressão do ambiente nos quais eles estão submetidos. Muitos minerais se formam a partir da massa em fusão de modo semelhante ao que ocorre no processo desde uma solução. O exemplo mais típico de cristalização a partir da massa em fusão é dado pela formação dos cristais de gelo, quando a água atinge o congelamento. Em termos físico- químicos a água representa o gelo fundido; quando a temperatura é abaixada suficientemente, a água não poderá permanecer líquida por mais tempo e torna-se sólida, cristalizando-se em gelo. As moléculas de H2O, que antes estavam livres podiam se mover em qualquer direção no líquido, tornam-se fixas e dispostas em ordem definida para comporem uma massa cristalina sólida. A formação das rochas ígneas (e de seus minerais) dá-se de modo semelhante. No magma, existem dezenas de elementos químicos em estado dissociado. Com o abaixamento da temperatura, os íons de maneira gradual serão atraídos uns pelos outros, resultando na formação dos minerais por tais processos. Evidentemente, conforme for a composição química original deste magma, diferentes minerais serão formados. O terceiro modo de formação dos minerais é aquele no qual eles são produzidos a partir de um vapor, sendo menos comum que os outros dois, porém os princípios de cristalização são bastante análogos. Os átomos ou moléculas que se encontram dissociados no gás, mediante o seu resfriamento unem-se cada vez mais fortemente, até que, por fim, vão formar um sólido de estrutura cristalina definida. O exemplo mais típico deste modo de cristalização é dado pela formação dos flocos de neve. O ar, carregado de vapor de água, resfria-se e assim os cristais de neve se formam diretamente a partir deste vapor. A neve, assim, pode ser considerada como uma “drusa” do mineral gelo. Outro exemplo pode ser visto na formação de cristais de enxofre em torno de fendas exalando fumarolas, em regiões vulcânicas, onde os cristais se depositaram a partir de vapores impregnados de enxofre. 17 5. PROPRIEDADES FÍSICAS (ESTRUTURAIS) DOS MINERAIS O entendimento das principais propriedades físicas dos minerais torna-se muito importante, na medida em que elas vão nos permitir seu reconhecimento pela vista desarmada, ou mediante alguns testes muito simples e rápidos. Entre as propriedades físicas que ocorrem como conseqüência da estrutura atômica do mineral, destacamos: a clivagem, a fratura, a dureza, a densidade relativa, o traço e a tenacidade. 5.1. Clivagem A clivagem é a propriedade na qual um mineral apresenta a tendência natural de se romper em superfícies planas. Apesar de existirem na literatura vários tipos ou subdivisões para a clivagem, preferimos aqui considerar as clivagens apenas como perfeita, distinta e ausente. Minerais comuns típicos por apresentarem uma clivagem perfeita são os que pertencem ao grupo das micas (muscovita, biotita, etc.), ao grupo dos feldspatos (ortoclásio, microclínio, etc.) e a calcita. A clivagem distinta é aquela onde percebemos os planos, mas estes não se comportam totalmente “lisos”; é o caso da fluorita, do coríndon e do rutilo. Por vezes, um mineral pode apresentar mais de uma direção de clivagem (a calcita, por exemplo, apresenta clivagem perfeita segundo três planos diferentes), porém em outros casos ele pode apresentar clivagem perfeita em determinado plano e não a ter clivagem em qualquer outro(s), como os minerais do grupo das micas. Esta propriedade depende da estrutura do cristal e ocorre somente paralelamente aos planos dos átomos. Se uma família de planos de átomos paralelos entre si possui uma força de ligação mais fraca, provavelmente a clivagem vai ocorrer ao longo destes planos. Esta resistência menor pode ser devida a um tipo mais fraco de ligação, a um espaçamento reticular maior no cristal formando ângulos retos com a clivagem, ou mais freqüentemente a uma combinação entre os dois fatores. Uma ligação fraca acompanha-se normalmente de um espaçamento reticular maior, pois a força de atração não pode manter os planos bem juntos uns com os outros. No caso do diamante, que não possui mais do que um tipo de ligação, a clivagem perfeita ocorre ao longo dos planos reticulares onde o espaçamento é máximo. Em suma, devemos ressaltar que nem todos os minerais possuem clivagem e somente poucos, comparativamente, a exibem de modo perfeito, mas nestes casos esta propriedade vai servir como um critério diagnóstico decisivo. 18 5.2. Fratura Entende-se como fratura a maneira pela qual um mineral se rompe depois de sofrer uma pancada. Diferencia-se assim da clivagem, pois na fratura o(s) plano(s) produzido(s) são forçados e, por isto, podem apresentar certas características distintas. Quando, porém, um mineral possui clivagem perfeita, a fratura deve ocorrer pelo menos segundo um plano de clivagem, dizendo-se nestes casos que a fratura é plana. Nos minerais ausentes de clivagem, a fratura poderá ser irregular, ou então apresentar figuras peculiares que possuem termos próprios. Diz-se assim que a fratura é conchoidal (ou concóide), quando mostra concavidades em superfícies lisas e curvas, semelhantes à superfície interna de uma concha. O caso mais comum desta forma de fratura ocorre com o quartzo. Muitas vezes esta feição é percebível, mas não é tão característica, como nos minerais dos grupos das turmalinas e das granadas, dizendo-se então que a fratura é subconchoidal. 5.3. Dureza A dureza de um mineral é a resistência que a sua superfície oferece ao ser riscada. Esta propriedade também depende da estrutura do cristal, pois quanto mais forte forem asforças de coesão entre os átomos, mais duro será o mineral. Para medir-se a dureza relativa de um mineral, escolheu-se uma série de minerais comuns em ordem crescente para servir como escala padrão, compreendendo a “Escala de Mohs” (Tabela 2). Tabela 2: A escala de dureza de Mohs. Espécie mineral Composição química Espécie mineral Composição química 1. Talco Mg3Si4O10(OH)2 6. Ortoclásio KAlSi3O8 2. Gipsita CaSO4.2H2O 7. Quartzo SiO2 3. Calcita CaCO3 8. Topázio Al2SiO4(F,OH)2 4. Fluorita CaF2 9. Coríndon Al2O3 5. Apatita Ca5(PO4)3Cl,F 10. Diamante C 19 Para auxílio na determinação da dureza, utilizamos materiais comuns para agilizarmos as tarefas. Assim, a unha (dureza 2,5) risca os minerais de graus 1 e 2 da escala. O canivete de aço e o vidro (durezas 5,5) riscam os minerais de graus 3, 4 e 5 da escala. A cerâmica (dureza 7,5) risca os minerais de graus 6 e 7 da tabela. Logo, os minerais com durezas acima de 7,5 riscarão inclusive o material cerâmico. Aliás, a cerâmica foi desenvolvida com este grau de dureza justamente para não sofrer abrasão pelo quartzo (dureza 7), que é o mineral mais comum na natureza e assim constitui a maior parte das frações arenosas dos sedimentos. Alguns minerais alteram-se mais facilmente em suas superfícies, transformando-se em material que é mais mole do que o mineral original (é o caso do coríndon). Deve-se, por conseguinte, usar sempre uma superfície fresca da amostra a ser testada. A dureza, sendo dependente da estrutura do mineral, e como a intensidade das forças unindo os átomos varia em diferentes direções, será assim uma propriedade vetorial. Nestas condições os cristais poderão mostrar graus variados de dureza dependentes das direções nas quais são riscados. As diferenças de dureza na maioria dos minerais são muito pequenas, só podendo ser detectadas com o uso de instrumentos. Algumas exceções, porém, são marcantes: na cianita a dureza é 5 paralelamente ao comprimento do cristal, porém transversalmente ela é de 7; na calcita a dureza é 3, porém segundo um dos planos (0001) ela é de 2, o qual pode portanto ser riscado com a unha. Além disso, como a escala de dureza é relativa, em termos absolutos ela pode apresentar fortes variações (Figura 6). Caso típico é o do diamante, que em escala absoluta mostra-se cerca de 42,4 vezes mais duro que o coríndon. 5.4. Densidade relativa A densidade relativa (d), ou peso específico (ou simplesmente densidade) de um certo mineral é uma das propriedades mais importantes utilizadas para sua determinação. Ela é expressa pela relação entre o peso do mineral e o de um volume igual de água a 4oC. Se um mineral tem densidade 2, por exemplo, significa que um dado espécime deste mineral pesa duas vezes mais que o mesmo volume de água. Esta propriedade não tem, portanto, qualquer dimensão. Tal propriedade é particularmente importante na determinação de minerais gemológicos ou de cristais raros, pois outros tipos de ensaios costumam danificar as amostras. A densidade de uma substância vai depender de dois fatores: (a) dos tipos de átomos de que ela é composta e, (b) da maneira pela qual estes átomos estão arranjados entre si. As diferenças na densidade com a mudança do cátion metálico, em grupos isoestruturais, podem ser bem ilustradas com o caso dos carbonatos ortorrômbicos, onde se verifica o aumento progressivo da densidade desde a aragonita (d=2,97) até a cerussita (d=6,55) em função do peso atômico dos cátions (Tabela 3). Outros exemplos interessantes podem ser dados pelas soluções sólidas, onde a composição pode variar continuamente. Na olivina (Mg,Fe)2(SiO4)2, por exemplo, as densidades vão variar nos extremos da solução sólida entre a 20 forsterita, Mg2SiO4 (d=3,2) até a fayalita, Fe2SiO4 (d=4,4). Assim, pela determinação da densidade é possível obter-se uma boa aproximação da composição química do mineral. Tabela 3: Mudanças na densidade relativa com a mudança do cátion nos carbonatos ortorrômbicos. Mineral Composição química Peso atômico do cátion Densidade Aragonita CaCO3 40,08 2,95 Estroncianita SrCO3 87,63 3,70 Witherita BaCO3 137,36 4,30 Cerussita PbCO3 207,21 6,55 Para a determinação precisa da densidade de um mineral, primeiramente exige-se que ele seja puro. Na maioria das vezes, porém, o mineral contem impurezas estranhas, na maioria das vezes cátions metálicos, no seu retículo cristalino. Ele também deve ser compacto, sem fissuras ou cavidades em cujo interior possam ficar aprisionadas bolhas ou películas de ar. Para as determinações rotineiras, um mineral a ser testado deve possuir um volume aproximado de 2 cm2, ou seja, um cubo medindo 1,2 cm de aresta. Não se podendo preencher tais condições, tem pouco significado uma determinação da densidade por qualquer método mais simples. O cálculo da densidade requer algumas pesagens rápidas. Primeiramente o mineral deve ser pesado no ar, representando-se pelo fator P-O2. O mineral deve então ser imerso em água e pesado novamente. Nestas condições ele vai pesar menos, pois qualquer objeto imerso em água é impelido para cima por uma força equivalente ao peso da água deslocada (o chamado “Princípio de Arquimedes”). Representemos por P-H2O o peso na água. Então P-O2 menos P-H2O será igual à perda de peso causada pela imersão na água, ou ao peso de um volume igual de água. Logo, a densidade relativa do mineral será dada pela expressão: d = P.O2/P.O2 – P.H2O 21 Figura 6: Os minerais pertencentes à escala de dureza de Mohs, representados em termos absolutos. 22 Na determinação rápida da densidade relativa dos minerais por vezes usam-se líquidos pesados, os mais comuns deles sendo o bromofórmio (d = 2,89) e o iodeto de metileno (d = 3,33). Como ambos são miscíveis entre si e também com a acetona (d = 0,79) pode-se, misturando-os, obter-se soluções de diversas densidades. O bromofórmio é também largamente utilizado para a separação de partículas minerais de sedimentos, os quais são na maior parte constituídos de quartzo (d = 2,65) e feldspatos (d = 2,50-2,60). Separam-se assim os ditos minerais leves (d < 2,89) dos minerais pesados (d > 2,89). 5.5. Traço É a propriedade do mineral em deixar um traço colorido sobre uma superfície não polida de porcelana dura. A cor do pó fino deixada na porcelana representa o traço, o qual, dentro de alguns limites, é bastante constante para cada espécie mineral (que não deve estar alterada por oxidação). Assim sendo, é uma característica muito importante na identificação dos minerais, notadamente aqueles que apresentam brilho metálico e os coloridos. Como as placas de porcelana possuem dureza entre 7,0 e 7,5 evidentemente os minerais com dureza superior a estas vão riscar a porcelana, isto é, deixarão um traço “incolor”. 5.6. Tenacidade A tenacidade representa a resistência que uma espécie mineral oferece para ser rompida, esmagada, curvada ou rasgada. Em suma, a tenacidade define o grau de coesão de determinado mineral. São usados os seguintes termos para descrever os diversos tipos de tenacidade dos minerais: quebradiços (ou friáveis) - se rompem ou se reduzem a pó facilmente quando submetidos a pressão. Ex. hematita, calcita; dúcteis - podem ser transformados em lâminas delgadas ou estirados formando fios por percussão. Ex. ouro nativo, chumbo nativo; sécteis - podem ser cortados por uma lâmina. Ex. talco, gipsita; flexíveis - se encurvam por pressão e não retornam àposição original depois de cessada tal pressão. Ex. molibdenita; maleáveis - se encurvam por pressão, mas retornam à posição original cessada tal pressão. Ex. minerais do grupo das micas; coesos (ou maciços) - quando são mais resistentes a qualquer forma de ataque. Ex. quartzo, diamante. 23 6. PROPRIEDADES FÍSICAS (ÓPTICAS) DOS MINERAIS Estas propriedades são dependentes principalmente da incidência de luz sobre os minerais. As principais são brilho, cor, diafaneidade, jogo de cores, iridescência, pleocroísmo, opalescência, acatassolamento, refração da luz, dupla-refração e luminescência. 6.1. Brilho Os minerais podem apresentar basicamente dois tipos de brilho: metálico e não-metálico (para distinguirmos facilmente entre os dois tipos, basta lembrarmo-nos das “cores” metálicas e não- metálicas dos carros). Alguns poucos minerais podem possuir um brilho “semi-metálico”, que serão aqui considerados como uma pequena variação do tipo metálico. Quando o brilho é não-metálico, ele pode possuir diversos sub-tipos, em função de sua aparência com determinadas substâncias bem conhecidas. Assim sendo, reconhece-se os brilhos (não-metálicos) adamantino (muito intenso, como o do diamante), vítreo (de vidro), sub-vítreo (algo menos intenso que o vidro), perláceo ou nacarado (de pérola), resinoso (de resinas), sedoso (de seda), graxo (de graxas ou óleos), etc. Os diversos tipos de brilho devem ser sempre observados sobre uma fratura fresca do mineral, pois em numerosos casos formam-se películas de alteração que podem modificar os aspectos citados. 6.2. Cor A cor é uma das propriedades que mais chamam a atenção ao observamos um mineral, ainda que esta propriedade não seja definitiva para caracterizarmos a espécie em estudo. O fenômeno da cor no mineral se manifesta através de ondas eletromagnéticas interagindo com o retículo cristalino, originando processos altamente complexos que atualmente são mais estudados pela física do que pela mineralogia. A nossa visão percebe a cor pela pequena porção do espectro visível das ondas eletromagnéticas (Figura 7), sendo que cada comprimento de onda corresponde a uma cor. Nos minerais, a cor vai depender da absorção seletiva da luz por eles transmitida ou refletida. Por exemplo, um mineral de cor verde absorve todos os comprimentos de onda do espectro com exceção dos que associados dão a “sensação” do verde. A cor dos minerais, especialmente nos que apresentam brilho metálico, deve ser sempre observada em planos frescos de fratura, pois em geral suas superfícies expostas ao ar adquirem uma película de alteração. 24 Entre os minerais de brilho não metálico, devem-se distinguir os idiocromáticos, isto é, de cor própria e constante, em função de sua composição química. Exemplificando, enxofre (amarelo), cinábrio (vermelho), malaquita (verde), azurita (azul), etc. Já os minerais alocromáticos possuem cores variáveis de acordo com a presença de impurezas metálicas no retículo cristalino. Tais minerais são incolores quando puros, mas a existência de impurezas ou outras causas de natureza física os fazem ser comumente coloridos. Assim, a fluorita pode ser: amarela, rósea, verde e roxa; o quartzo: amarelo, róseo, verde, roxa, cinza, etc.; o berilo: verde, azul, róseo, amarelo e vermelho. O fenômeno da cor se manifesta no mineral de diversas maneiras, que serão aqui explicadas resumidamente. Quando um feixe de luz incide sobre determinado mineral, uma parte será refletida e outra refratada (Figura 8). A parcela absorvida será “devolvida” ao meio como luz transmitida, ou como raios dispersos, ou ainda na forma de fluorescência. Os raios refletidos levam à nossa visão as ondas eletromagnéticas resultantes das várias formas de interação com o retículo cristalino. Na coloração por íons cromatófaros (ou cromóforos), a emissão a emissão da parcela do feixe de luz que não foi absorvida pode se constituir de inúmeros comprimentos de onda. A parte absorvida na forma de calor pode deslocar es elétrons de seu nível de equilíbrio para níveis instáveis, onde não poderão permanecer e, assim, ao retornarem ao seu nível de equilíbrio anterior, devolverão a energia na forma de ondas eletromagnéticas. Como o espectro visível possui uma faixa restrita de comprimentos de onda, no intervalo entre 400-700nm (correspondendo do violeta ao vermelho, respectivamente) com níveis energéticos de 3,2 a 1,7eV, podemos concluir que somente os elétrons de alguns íons serão passíveis de se deslocar de seu nível de equilíbrio. Estes íons correspondem aos metais de transição (p.ex., Co, Cr, Fe, Mn, Ni, V, etc.), os quais são justamente os metais cujo gap energético necessário para a transferência de um elétron para um nível de maior energia está compreendido na faixa 3,2-1,7eV (disponível no espectro do visível). Nesta situação os elétrons periféricos poderão se alojar no nível quântico superior que está incompleto. Citamos alguns exemplos típicos de minerais que devem sua coloração a íons cromatófaros: minerais idiocromáticos: azurita (azul), malaquita (verde) e turquesa (azul), todos pela presença do íon Cu 2+ ; crocoíta (vermelha) e uvarovita (verde), ambos pela presença de Cr 2+ ; minerais alocromáticos: esmeralda e jade (verde); rubi (vermelha), pela presença de Cr2+; água-marinha, elbaíta (azul/verde); citrino (amarelo); dravita (marrom), pela presença de Fe 2+ e/ou Fe 3+ . A coloração de uma espécie mineral pode também ser causada pela existência de discordâncias no retículo cristalino, caracterizadas por elétrons neutralizando a falta de ânions e impurezas intersticiais, designadas de centros de cor. A cor roxa de algumas fluoritas (CaF2) é causada por discordâncias causadas pela remoção do ânion F 1- de sua posição de equilíbrio para outro ponto do retículo, devido a emulsões de raios-X de alta energia ou pelo comprometimento do elétron com o campo elétrico interno no retículo. O quartzo fumê também possui a sua coloração devida a lacunas elétricas, as quais 25 constituem seus centros de cor. O processo consiste na substituição do Si 4+ por Al 3+ que é neutralizada com Na 1+ ou H 1+ intersticialmente. Quando este quartzo é exposto a radiações intensas de raios-X, a raios gama por alguns minutos, ou ainda a baixos níveis de radiações alfa por longos períodos geológicos, dá- se a formação dos centros de cor. A radiação expele um dos elétrons do ânion oxigênio ligado ao Al 3+ , conforme ilustrado na figura 10. O elétron deslocado deixa uma lacuna que será a fonte de excitação, semelhante ao caso mostrado para a fluorita. Entre outros minerais que possuem a sua coloração causada por centros de cor, destacamos: quartzo ametista (roxo), diamante (verde, azul, róseo) e topázio (azul). Dois outros processos são também responsáveis pela coloração dos minerais. O mecanismo eletrônico designado de transferência metal-metal (metal-metal transfer) foi identificado na safira, a variedade azul do coríndon (Al2O3). Esta variedade mineral caracteriza-se pela existência de ferro e titânio em sua estrutura, elementos estes que possuem íons com duas valências, permitindo dois estados de equilíbrio: Fe 2+ /Ti 4+ e Fe 3+ /Ti 3+ . Assim, pela absorção da luz teremos a transferência do elétron do titânio para o ferro e vice-versa. A mesma explicação pode ser válida para a cor da magnetita (Fe3O4) e da cromita (FeCr2O4), entre outros, cuja coloração não pode ser explicada por agentes cromatófaros ou por discordâncias estruturais. Uma outra maneira, menos importante, de coloração dos minerais é pela existência de micro-inclusões. A coloração do quartzoazul deve-se a inclusões exíguas de turmalina preta (schorlita), do quartzo verde a inclusões de clorita, etc. 6.3. Diafaneidade A diafaneidade, ou grau de transparência, constitui a propriedade possuída pelos minerais de deixarem (ou não) que a luz os atravesse. Usam-se os seguintes termos para exprimir os diversos graus de diafaneidade dos minerais; transparente - o mineral é atravessado pela luz e o contorno de um objeto pode ser perfeitamente distinto através dele; translúcido - o mineral é atravessado pela luz, não podendo, porém, os objetos serem vistos através dele; opaco - o mineral será opaco se a luz não o atravessar, mesmo os considerando em lâminas muito delgadas. 26 Figura 7: O espectro eletromagnético (a), detalhando as cores do espectro visível (b), comprimento de onda em Å (c) e energia em eV (d), em função do aumento de temperatura. Figura 8: Comportamento de um feixe de luz incidente em um cristal transparente 27 Via-de-regra, os minerais de brilho metálico são opacos, enquanto os de brilho não-metálico podem se apresentar como transparentes e/ou translúcidos. Muitas vezes, um mineral não-metálico pode parecer opaco em massas maiores, porém, ao ser seccionado, vai mostrar porções translúcidas típicas. 6.4. Jogo de cores Diz-se que o mineral apresenta jogo de cores (ou pseudocromatismo) quando, ao ser virado, podem ser notadas várias cores espectrais em rápida sucessão. O pseudocromatismo ocorre em minerais incolores e transparentes, formados por níveis planos e paralelos. Quando a luz incide no mineral vai sofrer refração no primeiro nível e reflexão no segundo. A reflexão causará interferência construtiva e/ou destrutiva sobre o feixe de luz incidente, conferindo uma coloração mais intensa ao mineral. O mesmo fenômeno ocorre no óleo mineral flutuando na água, mudando continuamente de cores em função da variação de espessura no filme de óleo. Vê-se esta propriedade em vários minerais, especialmente bem no diamante e na labradorita. 6.5. Iridescência Um mineral é iridescente quando mostra uma série de cores espectrais sobre sua superfície. Ao contrário do jogo de cores, a iridescência é típica de minerais metálicos (opacos). Ela é causada pelo desmembramento da luz devido à presença de delgadas superfícies de fraturas e/ou de clivagens. A propriedade é particularmente comum na hematita e em outros óxidos metálicos. 6.6. Pleocroísmo Alguns minerais possuem uma absorção seletiva da luz nas diferentes direções cristalográficas, podendo assim aparecer com cores distintas quando vistos em diferentes direções na luz transmitida. Esta propriedade é conhecida como pleocroísmo. Quando os minerais pertencem aos sistemas tetragonal e hexagonal, podemos ter duas cores distintas, ou dicroísmo. Nos cristais pertencentes aos sistemas ortorrômbico, monoclínico e triclínico, podemos ter até três cores distintas em função dos eixos cristalográficos de observação. Como exemplos de minerais pleocróicos e suas colorações, citamos: andaluzita - amarela, verde oliva e marrom avermelhada; cordierita - azul púrpura, amarela e branca; 28 epídoto - verde, marrom e amarela; crisoberilo (alexandrita) - verde à luz natural e vermelha à luz incandescente; espodumênio (kunzita) - rósea clara e violeta. 6.7. Opalescência A opalescência constitui-se em uma reflexão leitosa ou perlácea no interior do mineral. Ela é típica da opala, onde a reflexão da luz e sua interferência com esférulas de cristobalita (espécie SiO2 de cristalização cúbica ou tetragonal), produzem pequenas manchas de cores, muito variadas, semelhantemente ao que ocorre no jogo de cores. Outros minerais, como a pedra-da-lua (variedade de ortoclásio) e o crisoberilo olho-de-gato, também podem exibir a opalescência. 6.8 Acatassolamanto (chatoyance) Alguns poucos minerais apresentam na luz refletida uma aparência sedosa que resulta da presença de muitas inclusões ou cavidades tubulares dispostas paralelamente a uma certa direção cristalográfica. Quando se lapida uma gema em forma de cabochão (com a parte superior lapidada de forma arredondada e a inferior plana ou levemente convexa), de um mineral que apresenta tal propriedade, ele é cruzado por um feixe de luz que forma ângulos retos com a direção das inclusões. Este fenômeno é conhecido como acatassolamento ou chatoyance, produzindo uma feição luminosa semelhante ao do olho de um gato, sendo por isto comum no crisoberilo olho-de-gato. Pode ainda ocorrer em outros minerais como nas turmalinas e em algumas variedades do quartzo. Um tipo especial de acatassolamento é o asterismo, típico em minerais do sistema hexagonal como o coríndon azul (safira), onde o mineral visto na direção do eixo vertical pode mostrar raios de luz na forma de uma estrela, devido a peculiaridades estruturais ao longo das direções axiais ou a micro-inclusões dispostas em ângulos retos quanto a estas direções. 6.9. Refração da luz Quando a luz entra em contato com um mineral (não opaco), parte dela é refletida na sua superfície e outra parte penetra no mesmo, permitindo o fenômeno da refração da luz (Figura 9). Quando a luz passa de um meio menos denso para outro mais denso, por exemplo, do ar para um mineral, retarda-se sua velocidade. Esta mudança de velocidade é acompanhada pela alteração da direção em que a luz caminhava, conhecendo-se como refração da luz a esta mudança na direção de propagação. A 29 “quantidade” de refração de um certo raio de luz será diretamente proporcional à relação existente entre a velocidade da luz no ar e a verificada no mineral. Apenas os minerais que se cristalizam no sistema cúbico são isotrópicos, ou seja, a luz vibra em apenas uma direção no seu interior. A relação entre as duas velocidades (no ar e no mineral) é representada por n, o índice de refração. Esta relação é igual a V/v, em que V é a velocidade da luz no ar e v, a velocidade da luz no mineral. Considerando a velocidade da luz no ar igual a 1, conseqüentemente n = 1/v, ou seja, o índice de refração será igual ao inverso da velocidade da luz. Em termos práticos, se o índice de refração de um mineral é 2, a luz cainhará neste mineral com a metade da velocidade que tem no ar. Os índices de refração nos minerais cúbicos variam amplamente, exemplificando, como na criolita (n = 1,34) e no diamante (n = 2,42). Como o índice de refração do diamante é muito maior que o da criolita, a luz caminhará no primeiro com velocidade muito mais baixa, possibilitando “aparências” totalmente distintas para os dois minerais. As espécies com índice de refração alto, têm aparência difícil de ser definida, causando geralmente o brilho adamantino. Este tipo de brilho pode ser melhor compreendido quando examinamos amostras de diamantes (n = 2,42) ou de cerussita (n = 2,10). Eles possuem uma cintilação e intensidade que os minerais de índice de refração mais baixo não possuem; compare-se, por exemplo, a cerussita (n = 2,10) com a fluorita (n = 1,434). Um grande número de minerais cúbicos possui o índice de refração não longe de 1,5 - correspondente ao índice do vidro, sendo, por isto, sendo designados de vítreos. Exemplos típicos de minerais (cúbicos) com índices semelhantes são a sodalita (n = 1,49) e a halita (n = 1,55). 6.10. Dupla-refração da luz Excetuando os minerais do sistema cúbico, todos os outros (não-opacos) mostram dupla- refração da luz. Quando um raio de luz penetra nestes minerais desdobra-se em dois raios, cada um deles caminhando com uma velocidade característica e tendoassim o seu índice de refração próprio. Como o ângulo de refração será diferente para os dois raios, eles divergirão, ou seja, a luz sofre dupla- refração. Na maioria dos minerais a “quantidade” de dupla-refração é muito pequena, só podendo ser demonstrada por instrumentos especiais. Contudo, a calcita quando hialina exibe uma dupla-refração tão forte que pode ser observada facilmente. A divergência dos dois raios em um mineral vai depender, (a) de sua birrefringência - a diferença entre os índices de refração máximo e mínimo, e (b) da espessura da seção do mineral. Nos minerais dos sistemas hexagonal e tetragonal existe uma direção (a do eixo vertical) em que não ocorre dupla-refração. Logo que um raio de luz no mineral se desvia desta direção, ele é refratado duplamente e a quantidade de dupla-refração aumenta quando o percurso da luz se torna mais oblíquo, atingindo seu máximo ao formar ângulos retos com o eixo vertical. Estes minerais classificam-se como uniaxiais. Exemplificando: no quartzo, n = 1,544, n = 1,553 e a birrefringência = 0,009; na calcita, n = 1,486, 30 n = 1,658 e a birrefringência = 0,172. Nos minerais pertencentes aos sistemas ortorrômbico, monoclínico e triclínico, existem duas direções onde não ocorre a dupla-refração, e os minerais pertencentes a estes sistemas são classificados como biaxiais. Como exemplos, no topázio n = 1,607-1,629, n = 1,610-1,631, n = 1,617-1,639 e a birrefringência = 0,009-0,010; e no zircão, n = 1,93, n = 1,93, n = 1,97 e a birrefringência = 0,04. 6.11. Luminescência A luminescência é definida como qualquer emissão de luz por um mineral quando provocada por um agente externo ao meio natural, podendo ser produzida de várias maneiras inteiramente independentes entre si. Na fluorescência, a emissão de luz se dá quando o mineral é exposto aos raios ultra-violeta, raios-X, ou raios gama, cessando quando a fonte desses raios é interrompida. Na fosforescência, porém, a luminescência perdura alguns instantes após a interrupção dos raios excitantes. Ambos os fenômenos parecem ocorrer interligadamente; apenas alguns poucos minerais a exibem e assim mesmo nem sempre. Por exemplo, algumas fluoritas (daí o seu próprio nome) mostram fluorescência. Entre outros minerais que freqüentemente exibem a propriedade, citamos o diamante, a calcita, a autunita e a scheelita. Nestes casos, não só as cores de fluorescência dos diferentes minerais variam amplamente, como também não guardam qualquer relação com a cor natural destes minerais. A triboluminescência é a propriedade possuída por diversos minerais que se tornam luminosos ao serem esmagados, riscados ou esfregados. Minerais como a fluorita, a esfalerita e a lepidolita podem ser triboluminescentes. De outra maneira, a termoluminescência ocorre quando alguns minerais exibem luz visível ao serem aquecidos. Ao se aquecer determinado mineral termoluminescente, uma luz visível normalmente tênue surge na faixa de temperatura entre 50-100oC, cessando em geral a temperaturas superiores a 500oC. Alguns minerais que exibem esta propriedade são: fluorita, calcita, apatita, escapolita, lepidolita e alguns feldspatos. 31 Figura 9: Representação esquemática da fluorita, onde uma lacuna deixada pelo íon F- está ocupada por um elétron, constituindo o designado “centro de cor”. Figura 10: Representação esquemática do quartzo normal (a) e da substituição do Si4+ por Al3+ e H+, com a saída de um elétron por efeito da radiação (b). 32 7. OUTRAS PROPRIEDADES DOS MINERAIS 7.1. Propriedades magnéticas e elétricas São magnéticos os minerais que, em seu estado natural, são atraídos por um ímã. Os dois principais exemplos de minerais magnéticos são a magnetita (Fe3O4) e a pirrotita (FeS). Existe uma variedade (rara) de magnetita que tem por si só o poder de atração e a polaridade de um ímã verdadeiro. Muitos outros minerais, especialmente os que contém ferro em sua composição química, podem ser atraídos pelo ímã no campo magnético de um eletroímã poderoso. Por isto, o eletroímã (o mais comum deles é o Separador Eletromagnético Frantz) é um meio importante para separar misturas de grãos minerais pesados (areias ricas em minerais econômicos, por exemplo), os quais possuem suscetibilidades magnéticas diferentes. A piezoeletricidade acontece quando um cristal desenvolve uma carga elétrica sobre a superfície, ao ser pressionado nas extremidades de um de seus eixos. Somente podem mostrar esta propriedade os minerais que se cristalizam em classes de simetria nas quais faltam um centro de simetria. O quartzo é o mineral piezoelétrico mais importante, pois uma pressão relativamente leve paralela a um “eixo elétrico” (qualquer um dos três eixos a), produz uma carga elétrica. Por causa desta propriedade, emprega-se amplamente o quartzo em placas orientadas para controlar a freqüência do rádio, por exemplo. Tem-se usado também as turmalinas, em menor escala, de maneira semelhante porém na construção de aferidores de pressão. Atualmente se fabricam muitas substâncias cristalinas sintéticas (inclusive o “quartzo cultivado”) que possuem intensa resposta à piezoeletricidade. Denomina-se de piroeletricidade ao desenvolvimento simultâneo de cargas de eletricidade positiva e negativa nas extremidades opostas de um eixo cristalino, sob determinadas condições de alteração da temperatura. Somente apresentam piroeletricidade “primária” (ou natural) os cristais que possuem um único eixo polar. Assim, a turmalina possui apenas um único eixo polar c, pertencendo a este grupo, enquanto o quartzo com seus três eixos polares a não pertence. Entretanto, o gradiente de temperatura nos minerais em que faltam um centro se simetria (que também mostram piezoeletricidade) produzirá um efeito piroelétrico, pois a polarização ocorrerá como resultado da deformação dos eixos resultando da expansão térmica desigual. O quartzo, por exemplo, quando aquecido a 100oC desenvolve, ao ser resfriado, cargas positivas em três arestas prismáticas alternadas e cargas negativas nas três restantes. Tais casos são chamados de polarização piroelétrica “secundária”. 33 7.2. Propriedades morfológicas Entende-se por hábito de um mineral ou cristal a forma característica e comum, ou a combinação das formas em que o mineral pode se apresentar. O hábito do mineral inclui assim a configuração geral e as irregularidades de seu crescimento, se estas irregularidades são de ocorrência comum. A galena, por exemplo, possui um hábito cúbico; a magnetita e o diamante, octaédrico; e o amianto crisotila, fibroso. Isto significa que, embora estes minerais sejam também encontrados em arranjos cristalinos com outras formas, tais ocorrências são relativamente raras e seu “hábito” é cristalizar naturalmente da maneira indicada. Os hábitos são determinados por vários fatores, dentre os quais citamos a natureza da solução, a velocidade de crescimento cristalino, e as condições de temperatura e pressão do ambiente. Relacionam-se a seguir alguns termos utilizados para caracterizar a aparência ou o hábito de cristais individuais ou agregados, lembrando que às vezes mais de um hábito pode estar presentes em determinada amostra de mineral: prismático - o mineral ocorre em prismas, acompanhando seu sistema cristalino original. Ex. quartzo hialino, calcita, berilo; piramidal - o mineral ocorre em pirâmides, muitas vezes determinando o “fechamento” dos prismas do hábito prismático. Ex. quartzo hialino; acicular - em cristais delgados, semelhantes a agulhas. Ex. cianita; capilar - em cristais semelhantesa fios ou cabelos. Ex. rutilo; laminado ou foliáceo - cristais alongados, achatados como uma lâmina. Ex. micas; placóide ou tabular - semelhante a placas; foliáceo - quando o mineral se separa facilmente em lâminas ou folhas. Ex. minerais do grupo das micas; granular - quando um mineral consiste em um agregado de grãos pequenos. Ex. calcopirita; dendrítico - "arborescente", em ramos delgados divergentes que se assemelham a uma planta. Ex. pirolusita; colunar - em indivíduos paralelos, grossos, semelhantes a colunas. Ex. minerais do grupo das turmalinas; fibroso - em agregados fibrosos paralelos, delgados. Ex. amianto variedade crisotila; globular ou botrioidal - indivíduos radiados formando grupos esféricos ou semi-esféricos. Ex. goethita; pisolítico - agregados de massas semi-esféricas, do tamanho aproximado de ervilhas. Ex. calcita; oolítico - semelhante ao anterior, porém de menor tamanho, como o de ovas de peixes. Ex. calcita; 34 bandado - quando o mineral ocorre em faixas estreitas de cor e/ou textura diferentes. Ex. quartzo variedades calcedônia e ágata; estriado - quando ocorrem estrias paralelas ou transversais a determinado plano cristalino. Ex. minerais do grupo das turmalinas, rutilo; maciço - material compacto de forma irregular, sem qualquer aparência peculiar. Ex. cassiterita. 8. MINERALOGIA SISTEMÁTICA Desde o início do século atual, todos os compêndios de mineralogia têm adotado um esquema de classificação para os minerais em função de seus arranjos químicos. As divisões mais amplas, segundo este esquema, abrangem as seguintes classes minerais: Elementos nativos - cerca de 20 elementos químicos se encontram como minerais sob forma não combinada, dizendo-se que ocorrem no estado nativo. Ex. ouro (Au), diamante (C), etc; Sulfetos - consiste em combinações do ânion sulfeto (S2-) com cátions metálicos, incluindo a maioria dos minerais metálicos. Ex. galena (PbS), pirita (FeS2), etc; Sulfossais - minerais compostos de chumbo, cobre ou prata, em combinação com enxofre e antimônio, arsênio ou bismuto. Ex. enargita (Cu3AsS4); Óxidos - combinação do ânion óxido (O2-) com cátions metálicos. Ex. hematita (Fe2O3), cassiterita (SnO2); Hidróxidos - os óxidos minerais contendo água ou o íon hidroxila (OH1-). Ex. brucita [Mg(OH)2]; Halóides - inclui os ânions cloreto (Cl1-), brometo (Br1-) e fluoreto (F1-), combinados com um cátion metálico. Ex. fluorita (CaF2); Carbonatos - combinações do radical aniônico carbonato (CO3 2- ) com cátions metálicos. Ex. calcita (CaCO3); Nitratos - combinações do radical aniônico nitrato (NO3 1- ) com cátions metálicos. Ex. nitro (KNO3); Boratos - combinações do radical aniônico borato (BO3 1- ) com cátions metálicos. Ex. bórax (Na2B4O7.10H2O); Fosfatos - combinações do radical aniônico fosfato (PO4 3- ) com cátions metálicos. Ex. apatita [(Ca5(PO4)3Cl,F]; 35 Sulfatos - combinações do radical aniônico sulfato (SO4 2- ) com cátions metálicos. Ex. barita (BaSO4); Tungstatos - combinações (raras) do radical aniônico tungstato (WO4 2- ) com cátions metálicos. Ex. scheelita (CaWO4); Silicatos - formam a classe química máxima entre os minerais, normalmente incluindo múltiplos elementos e constituindo estruturas químicas muito complexas, entre o radical aniônico silicato (SiO4 4- ) com outros ânions e/ou cátions metálicos. Ex. topázio [Al2(SiO4)(F,OH)2]. As classes minerais permitem ainda uma subdivisão comum, onde diversos minerais podem estar reunidos, constituindo os grupos minerais. Nestes grupos, os minerais vão possuir afinidades estruturais comuns (apesar de, evidentemente, possuírem composições químicas distintas), apresentando assim hábitos muito semelhantes. Ex. grupo das micas, composto por diversas espécies dentre as quais muscovita, biotita, lepidolita, etc. Muitas vezes, as espécies minerais podem não apresentar uma composição química exatamente constante, variando as percentagens de composição de determinados elementos químicos que possuem afinidades entre si. Este fenômeno é conhecido como solução sólida ou isomorfismo, e os minerais que se reúnem desta maneira constituem as séries isomórficas. São exemplos de série isomórfica a columbita-tantalita (Fe,Mn)Nb2O6 - (Fe,Mn) Ta2O6 (ou seja, nesta série haverá uma variação desde 100% nióbio com 0% de tântalo (caso da columbita), até 100% tântalo com 0% de nióbio (caso da tantalita), sendo que o fator nulo é apenas teórico pois sempre haverá uma pequena quantidade do elemento na solução sólida. Um outro exemplo típico é o da série dos plagioclásios, onde as composições químicas vão variar desde a albita, NaAlSi3O8 (100% Na - 0% Ca) até a anortita CaAlSi3O8 (100% Ca - 0% Na). As espécies minerais podem ainda apresentar variedades mineralógicas. Nestes casos, a composição química e os aspectos estruturais permanecerão constantes, porém os minerais vão apresentar certas características (de cor, por exemplo) que vai permitir uma nomenclatura particular, principalmente visando fins comerciais. Como exemplos, podemos citar as diversas variedades gemológicas do quartzo (ametista, citrino, morion, etc.) e do berilo (água-marinha, esmeralda, morganita, etc.). 36 9. MÉTODOS PARA DETERMINAÇÃO DOS MINERAIS 9.1. Combinação das propriedades físicas Para a determinação rápida e econômica de uma espécie mineral qualquer, o método mais utilizado é o da combinação das propriedades físicas. Apesar deste método não ser aplicável para todas as situações, pelo menos 95 % dos minerais mais comuns na natureza podem ser identificados por tal método. Para uma dada amostra de mineral, utilizando-se este método, são relacionados os mais importantes parâmetros físicos (estruturais e ópticos; vide os capítulos 5 e 6) em uma tabela, podendo-se assim chegar ao nome (e composição química) do mineral em questão. Na Figura 11 (pág. 53, ao final do trabalho), apresenta-se uma sugestão de encaminhamento para a identificação de uma determinada espécie mineral, relacionando os principais parâmetros ópticos ou estruturais em função da cor (para os minerais de brilho metálico) ou do traço (para os de minerais de brilho não metálico). As tabelas específicas constam na segunda parte desta apostila (Capítulo 10). 9.2. Análises químicas via-úmida e via-seca Testes químicos utilizando soluções com ácidos (ou via-úmida) ou a reação do mineral à chama do fogo (ou via-seca), são utilizados desde longa data. Nestes testes, os minerais vão produzir uma coloração característica em função do(s) elemento(s) químico(s) constituinte(s). Desta maneira, conhecendo-se o(s) elementos(s) do(s) qual(is) o mineral é formado, temos condições de definir a provável espécie em questão ou, pelo menos, sugerir possibilidades dentro de um espectro mais reduzido de minerais. 9.3. Difratometria de raios-X A difratometria de raios-X é uma das mais importantes ferramentas utilizadas para a determinação de dada espécie mineral. A técnica se baseia na determinação dos parâmetros da cela unitária do mineral (em uma aparelhagem conhecida como difratômetro de raios-X) e, conhecendo-se as distâncias interatômicas e o modo de como estes átomos se dispõem nas celas unitárias, permite-se que tais valores sejam comparados com tabelas padrões onde o mineral pode ser determinado. 37 9.4. Fluorescência de raios-X A fluorescência de raios-X é de grande utilidade na análise dos constituintes maiores e menores de uma amostra de mineralou rocha, sendo o método atualmente também utilizado para a dosagem de elementos traços. No caso da espectrografia por fluorescência, o processo de excitação está associado à irradiação da amostra sob análise por um feixe primário emanado de um tubo de raios-X. Como cada elemento possui o seu espectro característico, a radiação emitida pela amostra permite determinar os elementos presentes, os quais são quantificados através da comparação com padrões pré-estabelecidos. 9.5. Microssonda eletrônica A técnica de análise com microssonda eletrônica tem por objetivo fornecer informações quantitativas sobre a composição química de pontos ocupando no mineral volumes da ordem de alguns mícrons cúbicos, permitindo assim a análise de quantidades ou fragmentos ínfimos de minerais. A técnica, de caráter não destrutivo, permite também a visualização do material ao tempo de sua análise, possibilitando assim a correlação direta entre a morfologia da amostra e sua composição química. Outras vantagens do selecionamento do ponto a ser dosado são as eliminações de partes alteradas, inclusões, ex- soluções, etc. 38 10. TABELA PARA DETERMINAÇÃO DOS PRINCIPAIS MINERAIS CONHECIDOS 1) Minerais de brilho metálico e (submetálico) Cor cinza clara (prateada) a esbranquiçada, pág. 38 Cor cinza escura a preta, pág. 39 Cor vermelha, pág. 41 Cor amarela, pág. 41 2) Minerais de brilho não-metálico Traço preto ou marrom, pág. 42 Traço amarelo, pág. 43 Traço vermelho, pág. 44 Traço verde ou azul, pág. 44 Traço branco ou incolor, pág. 45-52 Dureza baixa (1,0-3,0), pág. 45 Dureza média (3,0-7,0), pág. 46 Dureza alta (7,0-10,0), pág. 49 1) MINERAIS DE BRILHO METÁLICO (E SUBMETÁLICO) 1 A) Cor: Cinza clara a esbranquiçada Mineral Comp. química Sistema Dureza (Mohs) Peso específico Cor Traço Clivagem Fratura Hábitos típicos Outras características Molibdenita MoS2 Hexagonal 1,0-1,5 4,7-4,8 Cinza clara Cinza Perfeita Plana Lamelar Lâminas flexí- veis não elásti- cas; séctil Estibnita Sb2S3 Ortorrômbico 2,0 4,6-4,7 Cinza Cinza prateado Distinta Subconchoidal a irregular Prismático; acicular e radiado Agregados aci- culares e radia- dos Bismutinita Bi2S3 Ortorrômbico 2,0 6,4-6,6 Cinza clara Cinza estanho Perfeita Plana Compacto; fibroso Ligeiramente séctil Argentita Ag2S Cúbico 2,0-2,5 7,2-7,4 Cinza Cinza (brilhante) Distinta Subconchoidal Cristais octaé- cos; dendríticos Flexível; maleável; séctil Cinábrio HgS Hexagonal 2,0-2,5 8,0-8,2 Cinza Vermelho Perfeita Plana a subconchoidal Granular; maciço Ligeiramente séctil Bismuto nativo Bi Trigonal 2,0-2,5 9,7-9,8 Branca prateada Prateado Distinta Irregular Granular; foliácio Séctil Galena PbS Cúbico 2,5 7,3-7,6 Cinza clara a escura Cinza-prateado Perfeita Plana a subconchoidal Cristais cúbicos e octaédricos Agregados compactos Prata nativa Ag Cúbica 2,5-3,0 10,1-11,1 (se pura, 10,5) Branca prateada Prateado Ausente Irregular Dendrítico; maciço Dúctil; maleável 39 Mineral Comp. química Sistema Dureza (Mohs) Peso específico Cor Traço Clivagem Fratura Hábitos típicos Outras características Calcocita Cu2S Ortorrômbico 2,5-3,0 5,5-5,8 Cinza Cinza escuro Ausente Conchoidal Maciço; granular Enargita Cu3AsS4 Ortorrômbico 4,4-4,5 4,4-4,5 Cinza Cinza escuro Ausente Conchoidal Maciço; granular; colunar Antimônio nat. Sb Hexagonal 3,0-3,5 6,6-6,7 Cinza-branco Cinza branco Perfeita Plana Maciço; lamelar Cristais radiados Tetraedrita (Cu,Fe,Ag,Zn)12 Sb4S13 Cúbico 3,0-4,5 4,3-5,4 Cinza clara a escura Preto Ausente Subconchoidal a irregular Maciço; granular Arsênio nativo As Hexagonal 3,5-4,0 5,6-5,8 Cinza Cinza claro Perfeita Plana Granular; maciço Manganita Mn2O3.H2O Monoclínico 3,5-4,0 4,2-4,4 Cinza clara a preta Marrom, preto Perfeita Plana Prismático; colunar; granular Terroso Platina nativa Pt Cúbica 4,0-4,5 14,0-19,0 (se pura, 21,0-22,0) Cinza clara Cinza claro Ausente Irregular Granular; botrioidal (em pepitas) Cristais raros Cobaltita CoAsS Cúbico 5,5 6,0-6,4 Branca prateada Cinza, preto Ausente Irregular Cristais cúbicos; granular; compacto Arsenopirita FeAsS Ortorrômbico 4,5-5,5 5,9-6,2 Branca prateada Cinza escuro Distinta Irregular Compacto; colunar Película branca ou amarelada Psilomelano MnO.MnO2.H2O Ortorrômbico 5,0-6,0 3,7-4,7 Cinza clara a preta Marrom escuro Ausente Irregular Maciço; botrioidal Polianita MnO2 Tetragonal 6,0-6,5 4,8-5,0 Cinza Preto Perfeita Plana Granular; maciço 1 B) Cor: Cinza escura a preta Grafita C Trigonal 1,0-2,0 1,9-2,3 Cinza escura a preta Preto Perfeita Plana Tabular; lamelar; colunar Suja os dedos Covellita CuS Hexagonal 1,5-2,0 4,6 Azul índigo Cinza, preto Perfeita Plana Placas hexago- nais, delgadas Argentita Ag2S Cúbico 2,0-2,5 7,2-7,4 Cinza escura Cinza (brilhante) Distinta Subconchoidal Cristais octaé- dricos; dendrí- ticos Flexível; maleável; séctil Pirolusita MnO2 Ortorrômbico 2,0-2,5 4,7-4,9 Preta Preto Ausente Irregular Prismático; granular Suja os dedos Calcosita CuS2 Ortorrômbic 2,5-3,0 5,5-5,8 Cinza escura Cinza escuro Ausente Conchoidal Maciço; granular 40 Mineral Comp. química Sistema Dureza (Mohs) Peso específico Cor Traço Clivagem Fratura Hábitos típicos Outras características Arsênio nativo As Hexagonal 3,5-4,0 5,6-5,8 Cinza-chumbo Cinza claro Perfeita Plana Granular; maciço Manganita Mn2O3.H2O Monoclínico 3,5-4,0 4,2-4,4 Cinza a preta Marrom, preto Perfeita Plana Prismático; colunar; granular Terroso Esfalerita, ou blenda ZnS Cúbico 3,5-4,0 3,9-4,3 Cinza, marrom, amarelo-mel Cinza, marrom Perfeita Plana a sub- conchoidal Maciço; granular Tetraedrita (Cu,Fe,Ag,Zn)12S b4S13 Cúbico 3,5-4,5 4,3-5,4 Cinza escura Preto Ausente Subconchoidal a irregular Maciço; granular Ferro nativo Fe Trigonal 4,5-6,0 7,3-7,8 Cinza escura, preta Cinza (aço) Perfeita Plana Compacto; lamelar Goethita Fe2O3.H2O Ortorrômbico 4,5-5,5 4,0-4,4 Marrom a preta Resinoso Marrom amare- lado Ausente Irregular Prismático; fibroso; botrioidal Wolframita (Fe,Mn)WO4 Monoclínico 5,0-5,5 7,2-7,5 Preta, marrom Marrom escuro Distinta Irregular Tabular; prismático; granular Cromita FeCr2O4 Cúbico 5,5 4,3-4,6 Preta, marrom Marrom escuro Ausente Irregular Cristais octaé- dricos; granu- lar; compacto Uraninita, ou
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