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Apostila de Mineral 2014-15

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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=bc), 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=bc) 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 (abc), 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 (abc), 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 
(abc) 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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