Mineralogia I_19c

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Mineralogia Volume I 
Propriedades físicas e químicas de minerais 
 
 
 
 
 
Autor: Akihisa Motoki 
 
Colaboradores: 
Dean Pereira de Mello, Aline Freitas da Silva, 
Giannis Hans Petrakis, Kenji Freire Motoki 
Aurélio Kasakewitch Ribeiro 
 
Departamento de Mineralogia e Petrologia Ígnea 
Faculdade de Geologia 
Universidade do Estado do Rio de Janeiro 
 
Ver. 1.3, 01 de março de 2014. 
 
 
 
Prefácio 
 Minerais são unidades básicas de materiais sólidos que constituem o Planeta Terra. O 
estudo de minerais é denominado mineralogia e, é uma matéria básica essencial de todos os 
campos de ciência da Terra. Dessa forma, a mineralogia é o primeiro degrau para conhecer o 
nosso planeta. É aconselhável que os alunos iniciantes de graduação dominem as matérias 
fundamentais, inclusive a mineralogia, até o ponto de decorar nos demais assuntos. Para isso, 
além das aulas, os estudos repetidos fora da sala de aula são importantes. 
 Livros didáticos são de importância fundamental para os alunos leitores. É preferível 
que os alunos de graduação de cursos científicos e tecnológicos estudem as matérias 
fundamentais com base no idioma nacional, especialmente no caso dos calouros. Os livros e 
artigos escritos em idiomas estrangeiros são necessários a partir do curso de mestrado. 
 Na década de 1970, foi traduzida a primeira edição do livro Manual de Mineralogia 
(Dana, J.D., 1863, T. Bales & Co. Filadélfia, Estados Unidos da América) em português pelos 
membros da Academia Brasileira de Letras. A edição em dois volumes abrange importantes 
matérias da mineralogia clássica e tem sido utilizada amplamente nas universidades 
brasileiras. A publicação continuou até 1986 pela Editora da Universidade de São Paulo, 
porém atualmente sua distribuição comercial está encerrada. 
 O presente livro didático oferece matérias básicas de mineralogia para alunos de 
graduação de cursos científicos e tecnológicos em geral. Os alunos do curso de geologia 
precisam de estudos mais avançados. Portanto, este livro contribui para os estudos de matérias 
fundamentais. O autor deseja que, através dos estudos de mineralogia, os leitores 
desenvolvam o interesse em geologia, aprofundando a compreensão do Planeta Terra, a 
importância do meio ambiente e o significado dos seres vivos, inclusive o ser humano. 
 
Primeiro de março de 2014, 
Akihisa Motoki 
 
Sumário 
 
1. Introdução - 1 
 
2. Rochas e minerais - 2 
 
3. Estrutura cristalina - 3 
 3.1. Sistemas cristalinos - 4 
 3.2. Hábitos cristalinos - 5 
 
4. Forma de rompimento - 7 
 4.1. Clivagem - 7 
 4.2. Partição - 7 
 4.3. Fratura - 7 
 
5. Tenacidade - 8 
 
6. Dureza - 9 
 6.1. Dureza relativa de Mohs - 9 
 6.2. Outros padrões de dureza - 10 
 
7. Peso específico - 11 
 
8. Diafaneidade - 13 
 8.1. Diafaneidade macroscópica - 13 
 8.2. Diafaneidade microscópica - 13 
 
9. Brilho - 14 
 9.1. Brilho metálico - 14 
 9.2. Brilho não metálico - 15 
 
10. Cor de minerais - 16 
 10.1. Cor macroscópica - 16 
 10.2. Cor de traço - 17 
 10.3 Propriedades multicolores - 17 
 
11. Refração - 19 
 11.1. Índice de refração - 19 
 11.2. Birrefringência - 20 
 
12. Luminescência - 21 
 
13. Propriedades eletromagnéticas - 23 
 13.1. Piezoeletricidade - 23 
 13.2. Magnetismo - 24 
 
14. Classificações químicas de minerais - 25 
 
15. Origem de elementos - 27 
 15.1 Síntese de elementos nas estrelas - 27 
 
 15.2. Abundância cósmica de elementos - 30 
 
16. Elementos típicos e de transição - 34 
 
17. Elementos incompatíveis e compatíveis - 35 
18. Força de ligação dentro dos cristais - 38 
 18.1. Ligação iônica - 38 
 18.2. Ligação covalente - 41 
 18.3. Ligação metálica - 41 
 18.4. Ligação molecular - 41 
 18.5. Minerais com mais de uma ligação - 41 
 
19. Coordenação - 41 
 
20. Substituição iônica - 43 
 
21. Polimorfismo - 44 
 
22. Pseudomorfo - 45 
 
23. Minerais amorfos - 46 
 
24. Ensaios de análises qualitativas - 47 
 24.1. Cor de chama - 47 
 24.2. Redução com o auxílio de placa redutora - 49 
 24.3 Sublimação - 50 
 24.4. Ensaio de aquecimento em tubo aberto - 52 
 24.5. Ensaio de aquecimento em tubo fechado - 52 
 24.6. Temperatura de fusão - 53 
 
25. Análises instrumentais por aparelhos - 54 
 25.1. Difratômetro de raios-X - 54 
 25.2. Fluorescência de raios-X - 55 
 25.3. Emissão atômica por plasma acoplado indutivamente - 56 
 25.4. Fotômetro de chama - 57 
 24.5. Microssonda eletrônica - 57 
 24.6. Espectrômetros de massa por plasma - 58 
 24.7. Espectrometria de absorção atômica - 59 
 
Palavras-chave - 60 
 
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1. Introdução 
 A Terra é o planeta em que os seres vivos habitam. Todas as vidas sobrevivem 
aproveitando materiais e energias existentes neste planeta (Figura 1.1). Os seres vivos 
surgiram da Terra utilizando-se os materiais constituintes neste planeta. Considera-se que a 
primeira vida surgiu na superfície da pirita, um mineral de sulfeto de ferro. Minerais são 
unidades fundamentais dos materiais constituintes de estado sólido da Terra. Neste sentido, 
estudos de minerais são fundamentais para conhecer a Terra. O estudo da Terra é chamado de 
geologia e o estudo de minerais, mineralogia. A mineralogia é um pilar essencial da geologia. 
 
 
 
Figura 1.1. O Planeta Terra e os materiais necessários para a civilização: A) Terra vista da nave espacial Apollo 
17; B) Carvão mineral, um recurso energético; C) Minério de ferro, um recurso mineral. As fontes são originadas 
da NASA e Wikimedia Commons de licença livre. 
 
 As indústrias modernas necessitam de materiais naturais que são pouco abundantes na 
superfície da Terra. Os materiais interessados são retirados a partir das localidades em que 
ocorre concentração anormalmente alta, denominadas depósitos minerais. Dentre esses, 
aqueles com viabilidade econômica para extração comercial são chamados de jazidas. A 
geologia moderna surgiu originalmente como uma ciência exata para contribuir à mineração, 
descobrindo depósitos minerais, mensurando reserva total e avaliando viabilidade econômica. 
Jornais e revistas em geral eventualmente utilizam o termo mineral para indicar recursos 
subterrâneos de estado sólido. 
 
 
 
Figura 1.2. Extração de recursos naturais subterrâneos: A) Mina Santa Rita de cobre em New Mexico, Estados 
Unidos da América; B) Pedreira Santa Rita de brita em Farroupilha, RS. A foto A é originada de Wikimedia 
Commons de licença livre. As fotos com a fonte não indicada são originais do autor. 
 
 A geologia moderna possui uma outra contribuição relevante. Na medida em que 
estuda a dinâmica interna do Planeta Terra, visa esclarecer a importância do ser humano na 
busca da convivência entre a civilização e o meio ambiente. O ser humano é a primeira vida 
da Terra com a inteligência para considerar o significado da sua existência. No Século XXI, o 
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ser humano deve optar o caminho para desenvolvimento sustentável ou para extinção por 
esgotamento dos recursos. 
 
2. Rochas e minerais 
 A superfície da Terra é coberta geralmente por solo, chamado de regolito. Abaixo 
dessa, ocorre a parte composta de materiais silicáticos que constituem a crosta terrestre. Em 
determinadas localidades na superfície da Terra, esses materiais são expostos sem cobertura 
de regolito, chamadas de afloramentos. Geólogos estudam os afloramentos e seus materiais 
constituintes. De acordo com o tamanho e as propriedades físicas e químicas, as unidades da 
crosta são classificadas em corpos geológicos, rochas e minerais (Figura 2.1). 
 
 
 
Figura 2.1. Ilustrações esquemáticas e fotografias de: A) Corpo geológico, o dique de gabro em Cabo Frio, RJ; B)Rocha, a granada anfibolito de Aiuruoca, MG; C) Mineral, o hiperstênio do Vulcão Lautaro, Patagônia chilena. 
Todas as ilustrações e as fotos com a fonte não indicada são originais do autor. 
 
 Os corpos geológicos são unidades que compõem a crosta terrestre. O tamanho é 
variável, desde centimétrica até quilométrica. Esses são estudados através de trabalhos de 
campo. As unidades observadas no campo, tais como fluxo de lava, dique, sill, batólito e 
stock, são exemplos (Figura 2.1A). O estudo de corpos geológicos é denominado geologia. 
 Rochas são materiais constituintes de corpos geológicos, sendo tratadas em tamanho 
de amostras de mão, em torno de 10 cm. Granito, riolito, basalto, gabro, arenito, calcário, 
gnaisse e mármore são exemplos (Figura 2.1B). As rochas são estudadas em laboratórios e os 
estudos de rochas são chamados de petrologia. Existem corpos geológicos constituídos por 
uma rocha, porém existem também aqueles compostos de mais de uma rocha. 
 Rochas são materiais heterogêneos, sendo compostas de várias fases. Cada fase é 
química e fisicamente homogênea, denominada mineral. Quartzo, ortoclásio, plagioclásio, 
biotita, hornblenda, topázio, rubi, turmalina, diamante, pirita, calcopirita, arsenopirita, 
molibdenita e esfalerita são exemplos (Figura 2.1C). O tamanho de minerais varia de 
micrométrico até centimétrico. O estudo de mineral é denominado mineralogia. Na maioria 
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dos casos, minerais são definidos pela estrutura cristalina. O estudo da forma e estrutura de 
cristais é chamado de cristalografia. 
 Existem minerais com forma externa de cristal. Há os minerais sem forma externa de 
cristal, porém com estrutura cristalina. Existem também os que não possuem estrutura 
cristalina, sendo compostos de vidro ou agregado de colóide. Esses são denominados 
materiais amorfos, chamados de mineralóides. Opala é um exemplo. 
 Minerais são identificados por meios físicos, químicos e cristalográficos. Os meios 
físicos são simples, rápidos e de baixo custo. Os meios químicos são de custo mais elevado, 
porém fornecem informações precisas, especialmente para os minerais com importância 
econômica. As análises cristalográficas por difratômetro de raios-X são mais precisas. Este 
estudo é útil especialmente para argilo-minerais e zeólitas, que são difíceis a ser identificados 
através de observações ao microscópio óptico. 
 Em idioma português, nomes de rochas tendem a ser expressos na forma masculina, 
tais como granito, andesito, basalto, e nomes de minerais na forma feminina, como muscovita, 
magnetita e pirita. Alguns minerais têm nomes masculinos, como quartzo, feldspato alcalino e 
plagioclásio. Certos minerais têm mais de um nome devido às traduções não unificadas, tais 
como, microclínio e microclina, glaucofânio e glaucofana, coríndom, corindom, coríndon, 
corindon, coríndo e corindo, caulim, caulin, caolim, caolin e cauli, etc. 
 
3. Estrutura cristalina 
 Cada mineral tem suas propriedades físicas específicas, tais como forma, cor, brilho, 
fratura, dureza, etc. Essas podem ser examinadas com instrumentos simples de baixo custo, 
como lupa, canivete, agulha para costura, etc. 
 A estrutura cristalina é originada do arranjo tridimensional ordenado e regular dos 
átomos, íons ou moléculas constituintes. Mesmo que sejam constituídos por elementos 
idênticos, quando as estruturas cristalinas são diferentes esses são classificados como minerais 
diferentes. Como por exemplo, diamante e grafita são constituídos por carbono puro, tendo a 
mesma composição química. Porém, suas estruturas cristalinas são diferentes (Figura 3.1, 3.2) 
e possuem propriedades físicas muito diferentes. Grafita tem muito baixa dureza e diamante 
possui muito alta dureza. Junto com a argila, a grafita é utilizada para fabricação de ponta de 
lápis e lapiseira, com nome comercial grafite. 
 
 
 
Figura 3.1. Ilustração esquemática das estruturas cristalinas de: A) Diamante; B) Grafita. As distâncias entre os 
átomos desenhadas nas ilustrações são exageradas em relação ao raio atômico. As ilustrações deste livro são 
originais do autor. 
 
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Figura 3.2. Ginástica montada, um exemplo similar às estruturas de rede cristalina de minerais: A) Pirâmide da 
Catalunha; B) Pilar de Poseidon. As montagens são constituídas pelos mesmos membros componentes, porém as 
estruturas são diferentes. Fotos obtidas em primeiro de dezembro de 2013 no CCRJ da BSGI. 
 
3.1. Sistemas cristalinos 
 O mineral que tem sua forma externa definida pelos planos de cristalização é chamado 
de mineral idiomórfico. Conforme a lei da constância de ângulos interfaciais, pode-se 
especificar a estrutura cristalina do mineral através da medida dos ângulos interfaciais. Nos 
séculos retrasados, os estudos cristalográficos eram baseados nos métodos macroscópicos de 
goniômetro de contato e de reflexão. O goniômetro é o instrumento que mede o ângulo entre 
as faces cristalinas. 
 Cada cristal tem intervalos atômicos ou iônicos específicos. Em 1912, W.H. Bragg e 
W.L. Bragg (pai e filho) descobriram a difração de raios-X. Por outro lado, em 1912 Laue 
descobriu a interferência de raios-X. Os estudos de Bragg se desenvolveram, resultando hoje 
em dia em difratometria de raios-X pelo método de pó e, os de Laue na câmera de Laue pelo 
método monocristal. Estes aparelhos determinam comprimentos das arestas representados por 
a0, b0, c0, e os ângulos entre essas, α, β, γ. O ângulo entre as a0 e b0 é chamado de γ; o ângulo 
entre b0 e c0, de α e, o ângulo entre c0 e a0, de β. Estes parâmetros são chamados de índices 
cristalográficos (Figura 3.3). O difratômetro de raios-X é diferente da fluorescência de raios-
X. O difratômetro analisa a estrutura cristalina e a fluorescência, a composição química. 
 
 
 
Figura 3.3. Ilustração esquemática dos seis sistemas cristalinos: A) Isotrópico; B) Tetragonal; C) Ortorrômbico; 
D) Monoclínico; E) Triclínico; F) Hexagonal. 
 
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 Conforme o grau da simetria da estrutura cristalina, os minerais são classificados em 6 
sistemas cristalográficos: 1) Isotrópico; 2) Tetragonal; 3) Ortorrômbico; 4) Monoclínico; 5) 
Triclínico; 6) Hexagonal (Tabela 3.1). 
 
Tabela 3.1. Diferenças entre os seis sistemas cristalinos. 
Sistema Simetria Forma exemplar Exemplos 
isotrópico A0=b0=c0, α=β=γ=90°, cúbica pirita, diamante, granada 
tetragonal A0=b0≠c0, α=β=γ=90° coluna quadrada zircão, rutilo 
ortorrômbico A0≠b0≠c0, α=β=γ=90° paralelepípedo olivina, ortopiroxênio 
monoclínico A0≠b0≠c0, α=γ=90°≠β paralelepípedo inclinado clinopiroxênio, ortoclásio 
triclínico a≠b≠c, α≠β≠γ paralelepípedo paralelogonal plagioclásio, calcita 
hexagonal a0≠c0, α=β=90°, γ=120°, coluna hexagonal quartzo, coríndon, biotita 
 
 O sistema isotrópico, chamado também de sistema cúbico ou isométrico, possui a 
maior simetria. Os eixos têm comprimentos iguais e se cruzam em 90° (Figura 3.3A, 3.4A). 
Os minerais apresentam forma cúbica ou octaédrica. Diamante e pirita são exemplos. O 
sistema tetragonal tem um eixo com comprimento diferente, denominado eixo C. Os três 
eixos se cruzam em 90°, Os minerais têm forma de coluna tetragonal (Figura 3.3B, 3.4B). 
Zircão e rutilo são exemplos. O sistema ortorrômbico possui três eixos com comprimentos 
diferentes, que se cruzam em 90° (Figura 3.3C, 3.4C). Olivina, ortopiroxênio são exemplos. 
 O sistema monoclínico possui um eixo que não se cruzam com 90°. Os comprimentos 
dos três eixos são diferentes (Figura 3.3D, 3.4D). Clinopiroxênio e ortoclásio são exemplos. O 
sistema triclínico tem comprimentos dos eixos diferentes e não são 90°. Além disso, todos os 
três ângulos também são diferentes. Esse possui a maior assimetria nos seis sistemas 
cristalinos (Figura 3.3E, 3.4E). Plagioclásio e calcita são exemplos. O sistema hexagonal 
possui forma de coluna reta com base hexagonal,sendo de forma diferente dos outros 
sistemas (Figura 3.3F, 3.4F). Quartzo e coríndon são exemplos. 
 
 
 
Figura 3.4. Minerais exemplares dos seis sistemas cristalinos: A) Isotrópico, pirita; B) Tetragonal, zircão; C) 
Ortorrômbico, olivina; D) Monoclínico, augita; E) Triclínico, plagioclásio; F) Hexagonal, berilo. A foto B é uma 
imagem fotomicrografia. Fotos originadas de Wikimedia Commons de licença livre. 
 
3.2. Hábitos cristalinos 
 Hábito cristalino é uma expressão descritiva de forma externa de minerais ou forma 
coletiva de agregado de minerais. As seguintes expressões são freqüentemente utilizadas na 
literatura (Figura 3.5, 3.6). 
 
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A. Amigdaloidal: Forma amendoada, como heulandita, um tipo zeólita. 
B. Equidimensional: Mesmo comprimento em qualquer direção, como pirita. 
C. Colunar: Forma ligeiramente comprida, como calcita. 
D. Prismático: Forma comprida, como augita, um clinopiroxênio. 
E. Acicular: Forma muito comprida, turmalina. 
F. Fibroso: Forma extremamente comprida, como tremolita. 
G. Laminar: Forma delgada e comprida, como cianita. 
H. Tabular: Forma de tabua, como monazita. 
I. Botrioidal: Agregados de forma de uva, como goetita. 
J. Dendrítico: Agregados com ramificação bem desenvolvida, como pirolusita. 
 
 
 
Figura 3.5. Ilustração esquemática de principais hábitos cristalinos de minerais. 
 
 
 
Figura 3.6. Hábitos cristalinos peculiares: A) Heulandita com hábito amigdaloidal; B) Goetita com hábito 
botrioidal; C) Pirolusita com hábito dendrítico. A foto C é pseudofóssil encontrado em Basalto da Serra Gaúcha 
(nome comercial), que é um tipo de tufo soldado de composição de riolito. As fotos A e B são originadas de 
Wikimedia Commons. 
 
4. Forma de rompimento 
 Quando minerais são submetidos a uma força externa destrutiva, como impacto por 
martelo, esses se rompem. Existem várias formas de rompimento, ou seja, desintegração 
mecânica. São conhecidas as seguintes formas: 1) Clivagem; 2) Partição; 3) Fratura. 
 
4.1. Clivagem 
 Certos minerais se rompem sempre ao longo de determinados planos paralelos. Tal 
tipo é denominado clivagem (Figura 4.1). Minerais da família de mica possuem plano 
desenvolvido de clivagem em uma direção, rompendo-se na forma de placas. Piroxênios e 
anfibólios possuem clivagem desenvolvida em duas direções, rompendo-se na forma colunar. 
Halita (NaCl, sal comum) e calcita possuem clivagem destacada em três direções, rompendo-
se na forma cúbica. Berilo e apatita também têm clivagem, porém, são menos desenvolvidas. 
 
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Figura 4.1. Formas de clivagem de clivagem desenvolvida em: A) Uma direção de biotita (mica preta de ferro); 
B) Uma direção de muscovita (mica branca de alumínio); C) Duas direções de anfibólio; D) Três direções de 
calcita. 
 
 De acordo com grau de desenvolvimento, as clivagens são classificadas 
descritivamente em: 1) Perfeita, 2) Muito desenvolvida, 3) Desenvolvida e 4) Pouco 
desenvolvida. Clivagem é originada da estrutura cristalina do mineral, ou seja, configuração 
tridimensional de átomos ou íons. Portanto, ocorre sempre em direções paralelas aos planos 
do arranjo atômico, sendo paralelas aos planos de cristalização. Na direção paralela aos planos 
de clivagem, existe uma forte ligação entre os átomos constituintes. Porém, na direção 
perpendicular, a ligação é fraca. Tal diferença origina a clivagem. Obviamente, os planos de 
clivagem são intimamente relacionados às direções cristalográficas. 
 
4.2. Partição 
 Determinados minerais possuem planos paralelos com menor resistência mecânica, e 
se rompem ao longo desses, o fenômeno denominado partição. Essa é similar à clivagem, mas 
se observa apenas nos minerais de determinadas formas de ocorrência ou hábito. Sendo 
diferente da clivagem, a partição é gerada durante crescimento do cristal e, portanto é 
chamada também de falsa clivagem. A partição é originada geralmente de geminação 
polissintética ou concentração de impurezas ao longo dos planos. Partição octaédrica de 
magnetita, a basal de piroxênio, e a hexagonal de coríndon são exemplos (Figura 4.2). 
 
 
 
Figura 4.2. Partição basal de coríndon vermelho, conhecido como rubi (A), e de magnetita (B). Fotos originadas 
de Wikimedia Commons. 
 
4.3. Fratura 
 Existem minerais que não possuem clivagem nem partição, rompendo-se nas direções 
não paralelas aos planos do cristal. Normalmente, o plano de rompimento não é reto. Tal 
forma é denominada fratura. Quartzo possui planos bem desenvolvidos de cristalização na 
forma de coluna hexagonal mas, mesmo assim, não demonstra plano de clivagem. A 
superfície do rompimento tem aspectos similares aos de fragmentos de vidro. São conhecidas 
descritivamente algumas formas de fratura. 
 
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1) Fratura conchoidal: Fratura com superfícies lisas e curvadas de modo semelhante à 
superfície interna de uma concha. Este tipo é observado comumente em quartzo e vidro. 
Encontra-se, também, no modo de rompimento de uma gelatina. Quartzo e obsidiana 
apresentam relevante fratura conchoidal (Figura 4.3). 
2) Fratura acicular: Rompimento na forma de agulhas ou fibras finas. Certas ocorrências 
conhecidas como fraturas aciculares correspondem, na verdade, às clivagens ultrafinas e 
bem desenvolvidas em duas direções. Amianto e olho de tigre, nomes comerciais de 
determinados tipos de anfibólio e de jaspe, são exemplos. 
3) Fratura serrilhada: Rompimento segundo uma superfície de forma dentada, irregular, com 
bordas angulosas. É encontrada eventualmente em ouro nativo, prata nativa e cobre nativo. 
4) Fratura irregular: Rompimento formado por superfícies rugosas e irregulares. 
 
 
 
Figura 4.3. Fratura conchoidal de quartzo: A) Ilustração; B) Foto. 
 
5. Tenacidade 
 Tenacidade corresponde ao comportamento de deformação de minerais diante de 
forças externas. O exame é feito com o auxilio de uma agulha para costura. Ouro (Au), pirita 
(FeS2) e calcopirita (CuFeS2) possuem cor amarela e brilho metálico. Esses são identificados 
por meio do exame de tenacidade. Ouro se deforma plasticamente devido à tenacidade 
maleável, calcopirita quebra com facilidade por causa da propriedade frágil e, a pirita não se 
deforma nem quebra. São utilizadas as seguintes expressões descritivas (Figura 5.1). Dentre 
esses, as propriedades maleável, dúctil e flexível representam deformação plástica. 
 
1) Frágil: O mineral é rompido ou pulverizado facilmente por pequenos esforços. Calcopirita 
e minerais de argila são exemplos (Figura 5.1A). 
2) Maleável: O mineral é estendido por uma força compressiva, transformando-se em uma 
folha por deformação plástica (Figura 5.1B). Elementos nativos do grupo do cobre, platina, 
ouro, prata, cobre, etc., possuem esta propriedade. 
3) Séctil: O mineral é cortado por faca ou canivete em folhas finas. Os elementos nativos do 
grupo do cobre têm esta propriedade. 
4) Dúctil: O mineral é extraído e alongado por uma força distensional formando fios. 
Elementos nativos do grupo do cobre têm esta propriedade. 
5) Flexível: Diante de um esforço, o mineral se deforma plasticamente. Mesmo após a retirada 
do esforço, não retoma a sua forma original. Clorita e talco são os exemplos (Figura 5.1C). 
6) Elástica: Diante de um esforço, o mineral se deforma, porém após a retirada do esforço, o 
mineral retoma à forma original. Muscovita apresenta notável característica elástica. Quase 
todos os minerais demonstram esta propriedade diante de pequeno esforço (Figura 5.1D). 
 
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Figura 5.1. Ilustração esquemática de tenacidades de minerais: A) Frágil; B) Maleável; C) Flexível; D) Elástico. 
 
6. Dureza 
 Na mineralogia, dureza corresponde a um parâmetro de resistência mecânica da 
superfície de minerais. Quanto maior for a força de interligação,tanto maior será a dureza. A 
dureza é definida através de ensaios de risco entre dois minerais. A determinação de dureza 
relativa de risco deve ser feita alternadamente. Isto é, examina-se em primeiro se o mineral A 
é riscado pelo mineral B, e em seguida, se o B é riscado pelo A (Figura 6.1). O exame da 
dureza deve ser feito utilizando-se minerais não alterados por intemperismo. Um mineral 
alterado é facilmente riscado por outros minerais não alterados de dureza menor. 
 
 
 
Figura 6.1. Exame de dureza relativa de risco: A) Riscando calcita por quartzo, resultado positivo; B) Tentando 
riscar quartzo por gipsita, resultado negativo. 
 
6.1. Dureza relativa de Mohs 
 Em 1832, F. Mohs apresentou uma escala com 10 minerais padrões de dureza, 
denominada escala de dureza relativa de Mohs. Os minerais são talco, gipsita, calcita, fluorita, 
apatita, ortoclásio, quartzo, topázio, coríndon e diamante. Até o presente, esta escala é 
utilizada. A Tabela 6.1. apresenta os minerais padrão. 
 
Tabela 6.1. Minerais padrão da escala de dureza relativa de Mohs. 
Dureza Padrão Composição química Observações 
1 talco Mg3Si4O10(OH)2 Risca-se com unha. 
2 gipsita CaSO4⋅2H2O Risca-se com plástico comum e prego. 
3 calcita CaCO3 Risca-se com prego e canivete de aço. 
4 fluorita CaF2 Risca-se com lima de aço e vidro de quartzo. 
5 apatita Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) Material constituinte de ossos de animais. 
6 ortoclásio KAlSi3O8 Não se risca com prego. Dureza próxima à do vidro comum. 
7 quartzo SiO2 Não se risca com canivete de aço e vidro comum. 
8 topázio Al2SiO4(OH,F) 2 Não se risca com lima de aço. 
9 coríndon Al2O3 Material correspondente a abrasivo Alundum. 
10 diamante C Nenhum material pode riscar o diamante. 
 
 O talco, que é o mineral padrão da dureza 1, é facilmente riscado pela unha. Desta 
forma, a dureza da unha humana é superior a 1. A calcita, o mineral padrão da dureza 3, é 
riscada por prego porém, o ortoclásio, com dureza 6, não é riscado. O quartzo, o mineral 
padrão de dureza 7, não é riscado mesmo por canivete de aço. Calcário e mármore são 
compostos quase totalmente de minerais carbonatos, cuja dureza é 3, sendo mais baixa do que 
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aço. Portanto, essas podem ser cortadas por serras de aço comum. Por outro lado, rochas 
graníticas contêm minerais de alta dureza, como feldspato alcalino e quartzo, cujas durezas 
são respectivamente 6 e 7. Portanto, essas podem ser cortadas somente por serras diamantadas. 
Devido à alta dureza, os granitos possuem alta durabilidade, sendo comercializados como 
materiais de luxo de para usos ornamentais. Rubi e safira são variações coloridas de coríndon. 
Por causa da sua alta dureza 9, o custo de lapidação é alto. O diamante é o mineral com 
dureza 10 e é constituído por firme rede cristalina de carbono. Devido à dureza máxima, este 
mineral não pode ser riscado por nenhum outro mineral. O único material que pode lapidar 
diamante é o próprio diamante. A Figura 6.1 apresenta os minerais do padrão de dureza. 
 
 
 
Figura 6.2. Minerais de padrão da dureza relativa de Mohs. O topázio na foto tem cor amarela, denominado 
topázio imperial e o coríndon possui cor vermelha, chamado de rubi. Com a exceção do diamante de Minas 
Gerais, as fotos são originadas de Wikimedia Commons. 
 
 A dureza de cobre metálico tem dureza em torno de 3, a canivete de aço, pouco acima 
de 5 e o vidro cristalino (nome comercial, o material é amorfo), na faixa de 5 a 6 e, a lima de 
aço, 6 a 7. Através do risco de canivete de aço, podem-se determinar os minerais com dureza 
inferior a 5. Muitos minerais com metais pesados não ferrosos têm sua dureza abaixo de 5. A 
dureza dos minerais geralmente não depende da direção da força externa, porém existem 
certos minerais que demonstram diferença no comportamento mecânico de acordo com a 
direção, denominada anisotropia. Como por exemplo, a cianita tem dureza 5 na direção 
paralela ao comprimento, porém tem 7 na direção perpendicular. 
 
6.2. Outros padrões de dureza 
 A escala de dureza relativa de Woodell adota os mesmos padrões de Mohs para dureza 
1 a 9. Para dureza acima de 9, utiliza-se carbeto de silício (SiC) como de dureza 14, e carbeto 
de boro (BC) como de 19.7. O carbeto de silício de fabricação artificial é utilizado como 
abrasivo com nome comercial de Carborundum. A dureza de diamante situa-se na faixa de 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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36.4 a 42.4. Foram apresentadas até o presente, algumas escalas absolutas de dureza, porém 
existem divergências quantitativas entre as propostas (Tabela 6.2). A escala absoluta de 
dureza mais comumente utilizada no campo da engenharia é a medida de sclerômetro, um 
aparelho feito para este objetivo. 
 
Tabela 6.2. Comparação das escalas de dureza de minerais. 
Minerais Mohs Pfaff Rosiwal Jaggar 
coríndon 9 1000 1000 1000 
topázio 8 459 138 152 
quartzo 7 254 149 49 
ortoclásio 6 191 28.7 25 
apatita 5 53.5 6.20 1.23 
fluorita 4 37.3 4.7 0.75 
calcita 3 15.3 2.68 0.26 
gipsita 2 12.3 0.34 0.04 
 
 Lonsdaleita é um mineral composto de carbono puro e possui sistema cristalino 
hexagonal mais compacto do que de diamante, sendo chamada também de diamante 
hexagonal. Este ocorre como micro cristais encontrados nas crateras de impacto de meteorito. 
Os estudos teóricos sugerem que a lonsdaleita com estrutura cristalina perfeita pode ter dureza 
58% mais alta do que diamante. Entretanto, os mineral coletados do local de impacto têm 
estrutura cristalina imperfeita e, portanto a dureza medida é inferior entre 7 a 8. 
 
7. Peso específico 
 Peso específico, ou seja, densidade relativa de minerais depende da composição 
química e da estrutura cristalina. Elementos nativos metálicos, como ouro nativo (Au) e prata 
nativa (Ag) têm muito alta densidade. O ouro puro e a prata pura têm peso específico 
respectivos de 19.3 e 11.1 (ρ, g/cm3). Porém, os minerais de metais nativos têm densidade 
menor devido às impurezas. Minerais de metais pesados de óxidos e sulfetos, tais como 
hematita (Fe2O3, ρ=5.25), calcopirita (FeCuS2, ρ=4.30), pirita (FeS2, ρ=5.1) e galena (PbS, 
ρ=7.60), apresentam densidade alta, porém, inferiores aos elementos de metais nativos. 
Minerais não metálicos, como quartzo (SiO2, ρ=2.65), possuem peso específico baixo. 
 O diamante e a grafita possuem a mesma composição química porém, sua estrutura 
cristalina é diferente (Figura 3.1). Devido à estrutura cristalina compacta, o peso específico de 
diamante, ρ=3.515, é muito maior da que de grafita, ρ=2.23. De acordo com as densidades, 
minerais são classificados em mineral leve, pouco pesado, pesado e muito pesado (Tabela 7.1). 
 
Tabela 7.1. Relação geral entre peso específico e composição de minerais. 
Grupo Densidade Composição química Exemplos 
leve < 2.9 silicatos félsicos quartzo, ortoclásio, plagioclásio 
pouco pesado 2.9~3.4 silicatos máficos anfibólios, ortopiroxênio, clinopiroxênio 
Pesado 4~ 8 óxidos e sulfetos de metal magnetita, ilmenita, pirita, calcopirita 
muito pesado >8 elementos nativos metálicos ouro nativo, prata nativa, platina nativa 
 
 Minerais de silicato são comuns na crosta terrestre. Esses são subdivididos em duas 
categorias químicas: Minerais félsicos, com baixo teor de ferro e magnésio; Minerais máficos, 
com alto teor desses. Minerais félsicos têm densidade menor, entre 2.65 e 2.75, sendo 
classificados como minerais leves. Minerais máficos possuem densidade maior, entre 2.9 e 
3.4, sendo classificados como minerais pouco pesados (Figura 7.1). Os minerais que possuem 
densidade na faixa de 3.4 a 5.0, como fayalita (Fe2SiO4, ρ=4.39), são poucos. 
 
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Figura 7.1. Minerais leves e pesados que constituem cinza vulcânica do Vulcão Lautaro, Chile: A) Quartzo; B) 
Plagioclásio;C) Hornblenda; D) Hiperstênio. Quartzo e plagioclásio são minerais leves e hornblenda e 
hiperstênio são minerais pesados. 
 
 A maioria dos minerais de óxidos e sulfetos de metais pesados, como magnetita 
(Fe2O3, ρ=5.15), ilmenita (FeTiO3, ρ=4.75), pirita (FeS2, ρ=5.1) e galena (PbS, ρ=7.60), 
possui densidade na faixa de 4.7 a 8.0, sendo classificados como minerais pesados. Esses 
minerais têm uma certa variação em composição química e densidade. Os minerais com 
densidade maior do que 8.0 são geralmente elementos nativos de metais pesados, tais como 
ouro nativo, prata nativa e platina nativa, sendo minerais muito pesados. Os minerais dessas 
categorias possuem brilho metálico. 
 Columbita e tantalita possuem a mesma estrutura cristalina e formam um sistema de 
solução-sólida, (Fe,Mg)(Ta,Nb)2O6. O mineral com alto teor de nióbio é chamado de 
columbita e aquele com alto tântalo, de tantalita. O peso específico varia muito, desde 5.20 
(columbita) até 7.95 (tantalita). No mercado, o preço do tântalo é mais alto do que o de nióbio 
e, portanto o peso específico é um importante parâmetro. 
 Os minerais com alto valor comercial tendem a ser densos. Aproveitando a alta 
densidade, podem-se concentrar minerais economicamente interessantes por seleção 
gravitacional. As concentrações por batéia manual e por líquido pesado são os métodos mais 
utilizados (Figura 7.2). Geralmente, os minerais com densidade inferior a bromofórmio 
(CHBr3, ρ=2.89) são chamados como minerais leves e, os minerais mais densos do que 
bromofórmio são tratados como minerais pesados. Existem outros líquidos pesados com 
densidades maiores, como iodeto de metileno (CH2I2, ρ=3.33), e solução de Clerici, ρ=4.2. 
Entretanto, esses são altamente tóxicos e de preço elevado. Os líquidos pesados podem ser 
diluídos por acetona (ρ=0.79) para regular sua densidade. 
 Batéia manual é o primeiro passo para a concentração de minerais pesados pelo 
método gravitacional. A foto B da Figura 7.2 apresenta areia natural do Rio São Francisco, PE, 
constituída principalmente por quartzo. A foto C mostra os minerais pesados concentrados 
constituídos principalmente por ilmenita. Este método é eficiente nos trabalhos de campo de 
prospecção mineral. 
 
 
 
Figura 7.2. Concentração de minerais pesados por bateia manual. 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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8. Diafaneidade 
 Cada mineral têm aspectos visuais diferentes, ou seja, propriedades específicas que 
dependem da luz. As propriedades ópticas são ferramentas básicas e simples, mas altamente 
eficazes para identificação de minerais de maneira rápida. 
 
8.1. Diafaneidade macroscópica 
 A diafaneidade é o grau de transmissão de luz dentro do mineral, ou seja, o grau de 
transparência. De acordo com a diafaneidade macroscópica, minerais são divididos em três 
categorias: 1) Transparente; 2) Translúcido; 3) Opaco (Tabela 8.1). Os minerais transparentes 
transmitem os raios de luz, como o quartzo. Os objetos colocados atrás de minerais 
transparentes são vistos a olho nu através deles. Os minerais translúcidos também transmitem 
parcialmente a luz, como os feldspatos. Desta forma, os objetos colocados atrás deles não 
podem ser vistos. Os minerais opacos não transmitem a luz, como magnetita. 
 
Tabela 8.1. Diafaneidade macroscópica e microscópica de minerais. 
Diafaneidade macroscópica 
categoria composição química típica exemplos 
transparente silicatos félsicos quartzo 
translúcido silicatos félsicos feldspatos 
opaco silicatos máficos, óxidos e opacos magnetita, ilmenita, pirita 
 
Diafaneidade microscópica 
categoria Composição química típica exemplos 
incolor silicatos félsicos quartzo, ortoclásio, plagioclásio 
colorido silicatos máficos biotita, anfibólios, piroxênios, olivina 
opaco óxidos e sulfetos magnetita, ilmenita, pirita 
 
 
 
Figura 8.1. Diafaneidade macroscópica de minerais: A) Mineral transparente, diamante; B) Mineral translúcida, 
plagioclásio; C) Mineral opaco, pirita. As fotos B e C são originadas de Wikimedia Commons. 
 
8.2. Diafaneidade microscópica 
 No sentido clássico da mineralogia, a diafaneidade corresponde à visão macroscópica. 
Entretanto, a diafaneidade às lâminas delgadas tem importância científica maior, chamada de 
diafaneidade microscópica. A lâmina delgada é um filme fino de rocha ou mineral com 30 
micrômetros de espessura (Figura 8.2). De acordo com a diafaneidade microscópica, minerais 
são classificados em: A) Incolor; B) Colorido; C) Opaco. As propriedades ópticas a lâminas 
delgadas têm relação geral com a composição química e densidade de minerais. 
 Minerais incolores são transparentes às lâminas delgadas. Os minerais transparentes e 
translúcidos da classificação macroscópica se encaixam geralmente nesta categoria. A maioria 
dos minerais silicatos félsicos, tais como quartzo (SiO2) e feldspatos (KAlSi3O8-NaAlSi3O8-
CaAl2Si2O8), é mineral incolor e mineral leve. Minerais coloridos possuem cor nas lâminas 
delgadas. A maioria é silicato máfico e mineral pouco pesado, como olivina ((Mg,Fe)2SiO4) e 
piroxênios (Mg2Si2O6, Ca(Mg, Fe)Si2O6, etc.). Minerais opacos de diafaneidade microscópica 
não transmitem a luz mesmo nas lâminas delgadas (Figura 8.3). Esses são óxidos e sulfetos de 
metais pesados ou elementos metálicos nativos, como magnetita (Fe3O4), ilmenita (FeTiO3) e 
pirita (FeS2) e são minerais pesados ou muito pesados. 
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Figura 8.2. Microscópio petrográfico e estrutura de lâmina delgada. Fotos obtidas em 2002. 
 
 
 
Figura 8.3. Diafaneidade microscópica de minerais a lâminas delgadas: A) Nefelina sienito do Pico de Marapicu, 
Nova Iguaçu, RJ; B) Monzonito do Morro dos Gatos, Silva Jardim, RJ. 
 
9. Brilho 
 Na mineralogia, brilho corresponde à aparência geral na superfície à luz refletida. Esta 
propriedade é fácil de ser observada a olho nu ou à lupa. As expressões mais utilizadas são 
brilho metálico e não metálico (Tabela 9). 
 
Tabela 9. Tipos de brilho e suas características 
Tipo Diafaneidade Reflexão Transmissão Característica Exemplos 
metálico Opaca muito forte não há forte reflexão galena, pirita, calcopirita 
submetálico Opaca forte não há columbita, wolframita 
adamantino Transparente não há Alta jogo de cores diamante, zircão, coríndon
vítreo Transparente não há Alta quartzo, calcita 
resinoso Translúcida fraca relativamente alta esfalerita, opala 
gorduroso Translúcida forte relativamente baixa nefelina 
nacarado quase opaca muito fraca baixa clivagem talco, apofilita, brucita 
sedoso quase opaca muito fraca baixa hábito fibroso malaquita, serpentina 
 
9.1. Brilho metálico 
 O brilho metálico corresponde à aparência brilhante similar a metal na superfície do 
mineral. Os minerais que possuem brilho metálico são opacos e geralmente sulfetos ou óxidos 
ou elementos nativos de metais pesados. Galena (PbS), pirita (FeS), calcopirita (CuFeS2), 
molibdenita (MoS2), hematita (Fe2O3), magnetita (Fe3O4), ouro nativo (Au) e prata nativa (Ag) 
são os exemplos (Figura 9.1A, B). O brilho metálico imperfeito, denominado brilho 
submetálico, é observado em óxidos e hidróxidos. Columbita-tantalina ((Fe,Mn)(Nb,Tn)2O6) 
e wolframita (Ca2Fe4(WO4)7·9H2O) são os exemplos (Figura 9.1C). 
 
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Figura 9.1. Brilhos metálicos e submetálico: A) Brilho metálico de galena; B) Brilho metálico de ouro nativo 
cristalizado; C) Brilho submetálico de tantalita. Gal - galena; Flu - fluorita. Fotos originadas de Wikimedia 
Commons. 
 
9.2. Brilho não metálico 
 Todos os outros brilhos são chamados de brilho não metálico. Esses transmitem a luz, 
pelo menos parcialmente. Muitos minerais com brilho não metálico são silicatos, como 
quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Às lâminas delgadas, os minerais com brilho 
metálico são opacos, porém, aqueles com brilho não metálico são incolores ou coloridos. São 
utilizadas as seguintesexpressões descritivas. 
 
1) Adamantino: Brilho característico de minerais transparentes com alto índice de refração, 
que demonstra relevante jogo de cores, ou seja, cores de arco-íris da luz transmitida, nos 
vértices e arestas. Os exemplos são diamante, coríndon e zircão (Figura 9.2A). Os 
minerais com brilho adamantino possuem excelente efeito de lapidação. 
2) Vítreo: Brilho que se observa em fragmentos de vidro quebrado, sendo característico em 
minerais transparentes com índice de refração relativamente baixo. Quartzo é um exemplo 
(Figura 9.2B). O brilho deste tipo pouco expressivo é denominado brilho subvítreo. 
Calcita é um exemplo com brilho subvítreo. 
3) Resinoso: Aspecto da superfície que se lembra a resina, sobretudo de cor amarelo claro, 
sendo característico de minerais translúcidos ou com reflexão na superfície relativamente 
alta. Esfalerita e opala são exemplos (Figura 9.2B). 
4) Gorduroso: Aspecto da superfície parecido com gordura, sendo característico de minerais 
translúcidos com transmissão de luz relativamente alta ou com reflexão na superfície 
relativamente baixa. Nefelina, que é um feldspatóide, é um exemplo. 
5) Nacarado: Aspecto parecido com a superfície de pérola com reflexão interna, devido à 
presença de planos de clivagem desenvolvidos. Talco e brucita são os exemplos. Olho de 
gato (Figura 9.2C) é um tipo de crisoberilo. 
6) Sedoso: Aspecto similar à seda com reflexão interna que ocorre caracteristicamente em 
minerais de hábito cristalino fibroso, como gipsita, malaquita e serpentina. 
 
 
 
Figura 9.2. Brilhos não metálicos: A) Brilho adamantino de diamante; B) Brilho vítreo de quartzo e brilho 
resinoso de esfalerita; C) Brilho nacarado de olhos de gato. Sph - esfalerita; Q - quartzo; Cat - Olho de Gato. 
Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
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10. Cor de minerais 
 A cor de mineral é um importante meio para identificação. Os minerais com cor 
destacada podem ter alto valor comercial. Como por exemplo, na época da renascença, rubi 
era avaliada como 8 vezes mais valiosa do que o diamante. O valor do diamante surgiu depois 
da invenção tecnológica de lapidação. As rochas naturais para usos ornamentais com o 
feldspato alcalino de cor vermelho, rosa e verde e a sodalita de cor azul são de alta avaliação 
no mercado. 
 
10.1. Cor macroscópica 
 A cor macroscópica de um mineral é relacionada geralmente a sua composição 
química. A definição da cor microscópica por elementos constituintes principais é 
denominada ideocrismo. A esfalerita (ZnS) de zinco puro sem ferro é transparente. De acordo 
com a elevação do teor de ferro, a cor muda de amarela, laranja, vermelha, vermelha escura e 
preta. A cor cinza de galena (PbS), verde de malaquita (Cu2CO3(OH)2), preta de magnetita 
(Fe3O4) e rosa de rodonita (MnSiO3) representam respectivamente as cores de íon de chumbo 
(Pb2+), cobre (Cu2+), ferro (Fe2+) e manganês (Mn2+). 
 Os elementos não metálicos constituintes de minerais, tais como silício, alumínio, 
cálcio, sódio e potássio, não possuem cor. Como por exemplo, coríndon puro (Al2O3) é 
transparente. Entretanto, safira e rubi são diferenciados respectivamente pela cor 
macroscópica azul e vermelha (Figura 10.1A). A cor vermelha de rubi é devida a pequena 
quantidade de cromo (Cr2+) e a cor azul de safira é acreditada como devido à impureza de 
titânio (Ti4+), cobre (Cu2+) ou ferro (Fe2+). Fluorita também apresenta várias cores conforme 
impurezas metálicas (Figura 10.1B). Quartzo puro (SiO2) é transparente, porém ametista é 
roxa e citrino é amarelo, devido respectivamente à impureza de Fe2+ e Fe3+. A definição da 
cor macroscópica originada de impureza metálica de elementos transicionais é chamada de 
alocroismo. 
 
 
Figura 10.1. Variação de cor macroscópica por alocroismo: A) Coríndon; B) Fluorita. Fotos originadas de 
Wikimedia Commons. 
 
 De acordo com substituição progressiva de zinco (Zn2+) por ferro (Fe2+), a esfalerita 
(ZnS) muda de cor variando de branco, amarelo, castanho e preto. Conforme a substituição 
progressiva de Mg2+ por Fe2+, a magnesita (MgCO3) muda de cor de branco, amarelo e 
vermelho escuro. Em vários minerais, ferro (Fe2+ e Fe3+) é um forte corante. Tremolita 
(Ca2Mg5Si8O22) é um anfibólio de cor clara, caracterizada por alto teor de CaO e MgO e 
muito baixo teor de Al2O3 e Na2O. De acordo com a substituição de Mg2+ por Fe2+ e de 
(Mg2+,Fe2+)Si por Al3+Al3+, o anfibólio muda de cor macroscópica para verde de actinolita até 
o preto de hornblenda. A fluorita é um mineral de cores macroscópicas muito diversas, 
variando de branco, rosa, amarelo, verde e violeta. De acordo com as impurezas metálicas, a 
turmalina apresenta várias cores como preto de ferro, chamada de afrezita, e rosa de lítio. A 
jaspe é uma variedade criptocristalina de quartzo e a sua cor vermelha é originada da pequena 
quantidade de hematita incluída. Em muitos casos, os minerais de composição ideal, sem 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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impurezas, são transparentes ou de cor branca e as impurezas, sobretudo de metais pesados, 
originam a cor. 
 Existem certos minerais cuja origem da cor não é bem esclarecida. A imperfeição na 
estrutura cristalina é uma causa da coloração. Radioatividade pode criar imperfeição 
cristalográfica gerando artificialmente a cor, como no caso de certos tipos de safira e 
aguamarinha. Ametista natural tem a cor violeta a púrpura, porém essa muda para amarelo por 
aquecimento em cerca de 500°C e a conseqüente oxidação, através da transformação de Fe2+ 
em Fe3+. A ametista dessa cor é chamada comercialmente de ametista queimada. 
 
10.2. Cor de traço 
 A cor de traço aparece quando o mineral a ser examinado é esfregado sobre a 
superfície bruta de uma placa de porcelana, cuja dureza está entre 6 e 7. Desta forma, é 
aplicável apenas para minerais de baixa dureza, porém é útil para minerais metálicos. A cor de 
traço é a cor do pó do mineral oxidado. 
 Magnetita (Fe3O4), ilmenita (FeTiO3), especularita (Fe2O3) e galena (PbS) têm cor de 
traço similar à cor macroscópica (Figura 10.2A). Entretanto, existem minerais cuja cor de 
traço é diferente da cor macroscópica. Como por exemplo, rodocrosita (MnCO3) tem cor 
macroscópica rosa, porém sua cor de traço é branca (Figura 10.2B). Pirita (FeS2), calcopirita 
(CuFeS2) e ouro nativo (Au,Ag,Cu) possuem cor macroscópica amarela, porém, sua cor de 
traço é, respectivamente, preto, verde escuro e amarelo. Esses minerais freqüentemente 
ocorrem juntos e possuem aparências similares. Entretanto, as cores de traço possibilitam a 
identificação. O exame de tenacidade (Figura 5.1) e o ataque químico por ácido nítrico diluído 
também são métodos práticos e eficientes. Com o ataque químico, a cor de pirita transforma-
se em preta e da calcopirita, em verde. 
 
 
 
Figura 10.2. Cor de traço: A) Galena tem cor de traço igual à macroscópica; B) Pirita e Rodocrosita têm cor de 
traço diferente. Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
10.3 Propriedades multicolores 
 Determinados minerais mostram propriedades multicolores tanto à luz refletida quanto 
à luz transmitida. O jogo de cores é uma manifestação das cores do arco-íris da luz 
transmitida de minerais transparentes de alto índice de refração. Os vértices e as arestas desses 
minerais funcionam como um prisma fotoespectrométrico (Figura 9.1A). Diamante, zircão e 
coríndon são exemplos. Jogo de cores é a principal característica do brilho adamantino. 
 Alguns minerais apresentam reflexão multicolor de acordo com o ângulo de direção da 
luz. Essa propriedade anisotrópica é denominada mudança de cor. No caso do plagioclásio, o 
fenômeno é chamado de labradorescência (Figura 10.3A). As chapas polidas de anortosito 
com plagioclásio labradorescente são utilizadas para usos ornamentais de alto luxo. 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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Molibdenita (MoS2) apresentaforte mudança de cor, com o brilho metálico destacado de 
cores de arco-íris. 
 
 
 
Figura 10.3. Reflexão multicolor: A) Labradorescência de plagioclásio cálcico; B) Brilho metálico com mudança 
de cor de molibdenita. Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
 Iridescência é a reflexão multicolor no interior do mineral, que ocorre em fraturas, 
partições ou clivagens. As cores de arco-íris são originadas da ressonância no princípio do 
anel de Newton (Figura 10.4A). O fenômeno é observado em calcita (CaCO3), bornita 
(Cu5FeS4), barita (BaSO4), etc. Iridescência é observada também em outros materiais tais 
como CDs, DVDs e asas de certas borboletas azuis. Certas rochas com abundantes cristais 
grandes de plagioclásio possuem brilho subsuperficial iridescente. A opalescência é a reflexão 
multicolor leitosa ou nacarada que se observa no interior de minerais (Figura 10.4B, C). 
Algumas variedades de opala, olho de gato e pedra da lua, que é um tipo de feldspato alcalino, 
apresentam opalescência (Figura 9.1C). 
 
 
 
Figura 10.4. Reflexão interna multicolor com cores de arco-íris: A) Iridescência de calcita (seta); B) 
Opalescência de opala; C) Opalescência de opala negra. Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
 Quando a cor de reflexão na superfície de mineral, geralmente aqueles com brilho 
submetálico, é diferente da cor da luz refletida do interior do mineral, o fenômeno é chamado 
de embaçamento. A reflexão interna é originada de pequenas fraturas presentes dentro do 
mineral. Observa-se, comumente, em minérios de cobre, tais como bornita (Cu5FeS4), 
calcopirita (CuFeS2) e calcocita (CuS2). Molibdenita também demonstra essa propriedade 
(Figura 10.3B). Quando a cor da superfície é azul, o fenômeno é chamado de embaçamento 
de aço, que é observado em columbita. 
 Determinados minerais de agregação fibrosa apresentam faixas brilhantes finas na 
direção paralela à agregação dos cristais, o fenômeno denominado de acatassolamento. Os 
aspectos visuais do olho de gato (Figura 9.1C), uma variedade gemológica de crisoberilo 
(BeAl2O4) e o olho de tigre, uma variedade de quartzo (SiO2), são exemplos. Certos tipos de 
ametista, safira e rubi apresentam faixas brilhantes em seis direções, o fenômeno denominado 
asterismo (Figura 10.5). No caso de safira e rubi astéricos, o fenômeno é atribuído à presença 
de pequenas inclusões orientadas de rutilo (TiO2). 
 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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Figura 10.5. Pedras lapidadas de minerais com asterismo: A) Quartzo astérico de cor de rosa; B) Safira astérica 
de cor azul. Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
 Existem os minerais que demonstram propriedade multicolor à luz transmitida. De 
acordo com a direção do raio de luz natural relativa ao eixo óptico do cristal, esses 
denominam cores diferentes, este fenômeno denominado pleocroísmo. Cordierita apresenta 
cor roxa escura ou preta na vista de uma direção porém, torna-se translúcido incolor na vista 
de outra direção. Certas variedades de turmalina e espodumênio apresentam pleocroísmo 
macroscópico. O pleocroísmo macroscópico de duas cores é chamado de dicroísmo. 
 
 
 
Figura 10.6. Pleocroísmo macroscópico de duas cores: A) Cordierita, chamada gemologicamente de iolita; B) 
Turmalina. Fotos originadas de Wikimedia Commons. 
 
11. Refração 
 A velocidade de luz no vácuo é cerca de 300 mil km/seg. Entretanto, dentro de 
minerais, a velocidade é mais baixa. Quando o raio de luz entra a partir de um meio de alta 
velocidade para outro meio de baixa velocidade, como por exemplo, a partir da atmosfera 
para um mineral, a direção da transmissão muda para mais próxima à direção perpendicular 
ao plano de limite. Este fenômeno é denominado refração (Figura 11.1). 
 
 
 
Figura 11.1. Princípio físico de refração. 
 
11.1. Índice de refração 
 O índice de refração é um importante parâmetro para identificação de minerais. Esse 
corresponde à proporção entre a velocidade no vácuo e no mineral, sendo expresso com a 
letra n. Como por exemplo, o índice de refração do quartzo é 1.544 (n=1.544) e, portanto a 
velocidade da luz dentro do quartzo é 1/1.544 do vácuo. A maioria dos minerais transparentes 
e translúcidos apresenta o índice de refração em torno de 1.5. A fluorita é um mineral de 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
- 20 - 
 
baixo índice, n=1.43, topázio tem alto índice, n=1.610 a 1.617 e o diamante é de muito alto 
índice, n=2.417. Existe uma tendência geral de que quanto maior for o peso específico do 
mineral, tanto maior será o índice de refração. Minerais máficos têm uma tendência de elevar 
o índice de refração de acordo com a elevação no grau de substituição de Mg2+ por Fe2+. 
 Os minerais transparentes são visíveis, graças ao índice de refração do mineral maior 
do que da atmosfera. Quando os índices dos dois são próximos, o mineral é pouco visível. Por 
exemplo, dentro da água (n=1.335), os minerais com baixo índice refração, ou seja, aqueles 
com índice próximo da água, como fluorita (n=1.434), se tornam difíceis de serem observados. 
Ao contrário, minerais com alto índice, como diamante (n=2.417), permanecem destacados na 
água. Os minerais com alto índice de refração demonstram relevantes fenômenos ópticos na 
sua superfície (Figura 11.2). Quanto mais alto for o índice de refração, tanto melhor será o 
brilho adamantino e o efeito de lapidação. Este fator é o motivo principal para da alta variação 
comercial de diamante. 
 
 
 
Figura 11.2. Aspectos visuais de minerais transparentes com índice de refração diferente: A) Fluorita, n=1.486 a 
1.658, baixo índice; C) Topázio, n= 1.610 a 1.617, alto índice; D) Diamante, n= 2.417, muito alto índice. As 
imagens são originadas de Wikimedia Commons 
 
 O índice de refração de minerais é medido com o auxílio de líquido de imersão. O 
mineral a ser examinado é pulverizado e o pó do mineral é colocado em uma gota de líquidos 
de imersão sobreposta em uma placa de lâmina para observação microscópica. O líquido de 
imersão é o material cujo índice de refração é ajustado a um valor desejado. Ao microscópio 
petrográfico, observa-se, através do método de Becke, se o índice de refração do mineral é 
superior, inferior ou quase igual ao líquido de imersão. Na observação microscópica, deseja-
se utilizar a iluminação do raio D de lâmpada de sódio. 
 Os minerais de alto índice de refração, tais como topázio, zircão e diamante, 
apresentam o contorno bem marcado. Tal aspecto visual é denominado relevo alto. Ao 
contrário, o aspecto de minerais de baixo índice de refração é chamado de relevo baixo. Esses 
são apenas expressões visuais descritivos, e não indicam real existência da irregularidade na 
superfície do mineral. 
 
11.2. Birrefringência 
 Em muitos minerais, quando um raio de luz entra no mineral ele se separa em dois 
raios, raio normal e raio anormal. O raio normal é mais rápido e o raio anormal é mais lento. 
Isto é, o mineral tem dois índices de refração. Este fenômeno é denominado birrefringência. O 
índice de birrefringência é expresso pela diferença entre os dois índices de refração. O grau de 
birrefringência de minerais é muito variável (Tabela 11.1). 
 Os minerais opticamente isotrópicos, tais como granada, analcima e sodalita, são 
fisiometricamente isométricos. Nesses minerais, os raios normal e anormal possuem a mesma 
velocidade e a birrefringência é zero. Quartzo tem baixa birrefringência, em torno de 0.009, e 
augita possui alta birrefringência, de 0.021 a 0.033. Calcita tem birrefringência extremamente 
alta, com o índice de 0.172. Portanto, os raios normal e anormal são distinguíveis a olho nu. A 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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imagem dupla dos objetos colocados atrás de calcita transparente bem cristalizada, chamada 
gemologicamente de espada de Islândia, é um exemplo (Figura 11.3A). 
 
Tabela 11.1. Grau de birrefringência. 
Grau Birrefringência Cor de interferência Exemplo 
isotrópicoPróxima a 0 Preta vidro, granada, zeólitas, serpentina 
baixo 0 a 0.005 cinza escura clorita, nefelina 
médio 0.006 a 0.010 Branca Quartzo feldspatos 
alto 0.010 a 0.015 cores de primeiro grau cordierita, hiperstênio 
muito alto 0.015 a 0.045 segundo e terceiro graus Hornblenda, augita, epidoto 
extremamente alto 0.045 a 0.060 acima de terceiro grau Olivina muscovita biotita, zircão 
excepcionalmente alto 0.172 grau muito alto Calcita 
 
 
 
 
Figura 11.3. Foto e ilustração da birrefringência de calcita. A foto é originada de Wikimedia Commons 
 
 Em polarizadores cruzados, os minerais na lâmina delgada sem birrefringência, como 
granada e sodalita, apresentam cor preta em qualquer posição. Entretanto, outros minerais 
mostram cor de interferência conforme a birrefringência, espessura da lâmina e o ângulo entre 
a direção dos polarizadores e eixo óptica do mineral. A cor de interferência é mais relevante 
na posição diagonal, em que o mineral apresenta a tonalidade mais clara. Nefelina tem cor de 
interferência cinza escura, quartzo é de cinza clara, hiperstênio é vermelha a amarela e augita 
é verde a azul. Junto com o índice de refração, a birrefringência é útil para identificação de 
minerais incolores e coloridos (Figura 11.4). 
 
 
 
Figura 11.4. Fotomicrografia da lâmina delgada do monzonito de Morro dos Gatos, RJ, em polarizadores 
cruzados, demonstrando as cores de interferência branca e cinza clara dos minerais de baixa birrefringência, 
como feldspato alcalino e plagioclásio, e as cores amarela e verde dos minerais de alta birrefringência, augita e 
biotita. 
 
12. Luminescência 
 Luminescência corresponde a todos os tipos de emissão de luz que não é originada da 
incandescência. A luminescência de minerais é geralmente de baixa intensidade e é observada 
apenas no ambiente escuro. Os minerais luminescentes contêm pequena quantidade de íons 
ativadores, tais como de cobre (Cu), chumbo (Pb), manganês (Mn), európio bivalente (Eu2+), 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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cério (Ce), tálio (Ta) e molibdênio (Mo). Manganês substitui uma parte de cálcio (Ca) e zinco 
(Zn), európio bivalente substitui cálcio, chumbo substitui cálcio e molibdênio substitui 
tungstênio (W). São conhecidos quatro tipos de luminescência, triboluminescência, 
termoluminescência, fluorescência e fosforescência. 
 Triboluminescência corresponde à iluminação do mineral através da fricção ou 
deformação mecânica, sendo uma forma de transformação de energia mecânica em luz. Os 
minerais com triboluminescência são normalmente não metálicos e anidros com clivagens. 
Fluorita (CaF2), esfalerita (ZnS) e lepidolita (K2Li3Al5Si6O22) têm triboluminescência 
expressiva. Pectolita (CaNaH(SiO3)3), ambligonita (LiAl(F,OH)PO4), feldspatos (KAlSi3O8 - 
NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8), quartzo (SiO2), calcita (CaCO3) e diamante (C) possuem 
triboluminescência pouco relevante. 
 Termoluminescência é a emissão de luz através de aquecimento em temperatura de 50 
a 475°C. Certos minerais não metálicos e anidros com elementos alcalinos terrosos, mostram 
esta propriedade. Termoluminescência é observada apenas no primeiro aquecimento. Este fato 
indica que a termoluminescência não é a transformação de calor em luz. A energia para a 
luminescência já está carregada no mineral e é liberada através do aquecimento. A 
termoluminescência extinta pode ser reativada quando o mineral é exposto ao raio excitante 
de alta energia, como radiação nuclear, raios-X e raio ultravioleta. Fluorita (CaF2) é um típico 
mineral com termofluorescência. Calcita (CaCO3), apatita (Ca(PO4)3(OH,F,Cl)), escapolita 
(Na4Al3Si9O24Cl-Ca4Al6Si6O24CO2), lepidolita (K2Li3Al5Si6O22), feldspatos (KAlSi3O8-
NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8) e quartzo (SiO2) apresentam leve termofluorescência. 
 
 
 
Figura 12.1. Termoluminescência de fluorita: A) Luz natural; B) Termoluminescência. As fotografias originadas 
de Wikimedia Commons. 
 
 
 
Figura 12.2. Fluorescência de fluorita por raio ultravioleta: A) Imagem por luz natural; B) Imagem da 
fluorescência por raio ultravioleta. As fotografias originadas de Wikimedia Commons. 
 
 Fluorescência é a emissão de luz a partir do mineral exposto aos raios de alta energia, 
denominados raios excitantes primários, tais como raio ultravioleta, raios-X, feixe eletrônico e 
radiação nuclear (Figura 12.2). O raio excitante primário expulsa um elétron na órbita de nível 
eletrônico inferior e, o espaço liberado é preenchido por um elétron de nível eletrônico 
superior. A queda do elétron faz emissão da luz fluorescente. O fenômeno corresponde à 
transformação da energia dos raios excitantes em luz visível. A fluorescência desaparece junto 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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com a interrupção dos raios excitantes. Lâmpada fluorescente para usos domésticos e lâmpada 
de xenônio para iluminação frontal de automóveis aproveitam este fenômeno. 
 O aparelho emissor de ultravioleta, chamado comercialmente de UV Mineral Light, é 
útil para detectar minerais fluorescentes e observar sua cor. Certos minerais mostram notável 
fluorescência, como fluorita (CaF2), zircão (ZrSiO4), scheelita (CaWO4), e autunita 
(Ca(UO4)2(PO4)2·10H2O). A cor da fluorescência depende do mineral. Diamante, rubi e 
calcita apresentam brilhante fluorescência quando expostos ao feixe eletrônico no alto vácuo, 
o fenômeno denominado luminescência de cátodo. O comprimento da onda eletromagnética 
da fluorescência gerada por raios-X está de acordo com os elementos constituintes do mineral, 
e a intensidade é proporcional ao teor. O aparelho fluorescência de raios-X utiliza esta 
propriedade física para análises químicas de rochas. 
 Fosforescência corresponde à luminescência que continua após a interrupção dos raios 
excitantes. Junto com fluorescência, são chamadas coletivamente de fotoluminescência. A 
permanência da luminescência após a interrupção do raio excitante é devida ao fato de que a 
queda do elétron para a órbita do nível eletrônico inferior ocorre gradativamente. Fluorita se 
torna altamente fosforescente com o aquecimento em cerca de 150 °C. A cor da 
fosforescência é variável de acordo com o mineral. Fluorita (CaF2) com fosforescência verde 
esmeralda é denominada de clorofana. Certos minerais de carbonato demonstram 
fosforescência amarela após aquecimento leve. Willemita (Zn2SiO4), diamante (C) e kunzita, 
que é uma variedade gemológica do espodumênio (LiAlSi2O6), apresentam fosforescência 
através de exposição a raios-X e radiação nuclear. O diamante mostra fosforescência pela 
exposição ao raio solar. A fosforescência do diamante abaixa rapidamente e se torna azul. 
 
13. Propriedades elétrica e magnética 
 As propriedades elétricas e magnéticas de minerais são insensíveis diretamente ao 
corpo humano. Portanto, os estudos precisam de instrumentos adequados. Essas propriedades 
possibilitam classificação e separação de minerais em grão, que é um importante método tanto 
para pesquisas científicas quanto para processos industriais. Determinadas propriedades 
elétricas e magnéticas são fatores fundamentais para a tecnologia de ponta. 
 
13.1. Piezoeletricidade 
 Piezoeletricidade corresponde ao fenômeno da geração de carga elétrica na superfície 
do mineral através do esforço. Em condição normal, os minerais constituídos por íons estão 
em equilíbrio de carga elétrica. Quando o mineral é submetido a um esforço, a deformação 
mecânica desloca a posição dos íons, o que quebra o equilíbrio elétrico e gera carga elétrica 
na sua superfície (Figura 13.1). Este fenômeno corresponde à transformação da energia 
mecânica em energia elétrica. Ocorre também o fenômeno físico do sentido oposto, a 
transformação da energia elétrica em mecânica. 
 
 
 
Figura 13.1. Piezoeletricidade de quartzo utilizada com unidade de oscilador de relógio eletrônico: A) Princípio 
físico de piezoeletricidade; B) Cristal de quartzo para oscilador na placa mãe de computador (seta). A foto B foi 
obtida em 2013.Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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 A propriedade piezoelétrica é amplamente aplicada na indústria eletrônica. Turmalina 
é utilizada como sensor de pressão. Quartzo é mineral piezoelétrico, o mais importante para a 
indústria eletrônica moderna. A placa de quartzo adequadamente orientada é utilizada como o 
padrão de freqüência de oscilações. A ressonância mecânica das placas de quartzo é muito 
estável, inclusive à variação de temperatura, devido à propriedade elástica quase perfeita. O 
produto mais popular é o relógio de quartzo. Para computadores, telefone celular e GPS, o 
componente de quartzo, denominado industrialmente de oscilador de cristal ou clock, é 
fundamental como gerador da unidade de tempo. 
 
13.2. Magnetismo 
 Existem os minerais que são atraídos pela força magnética. Muitos desses contêm 
ferro na sua estrutura cristalina. De acordo com o grau de atração, minerais são classificados 
em seguintes categorias. 
 
1) Minerais fortemente magnéticos, como magnetita (Fe3O4) e pirrotita (Fe(1-X)S). Esses são, 
respectivamente, óxido de ferro e sulfeto de ferro de baixo enxofre e atraídos fortemente 
por ímã comum de ferrite (hematita γ, Fe2O3). 
2) Minerais magnéticos, como ilmenita (FeTiO3), cromita (FeCr2O4), almandina (granada de 
ferro, Fe3Al2(SiO4)3) e estaurolita (Fe2Al9Si4O23(OH)). Esses são óxidos, sulfetos e 
silicatos de ferro e, sua propriedade magnética é menor. Desta forma, são atraídos apenas 
por ímã do tipo ventosa, tal como ímã alnico (Al-Ni-Co). 
3) Minerais ligeiramente magnéticos, como monazita ((Ce,La,Nb)PO4), zircão (ZrSiO4), 
xenotima (YPO4) e minerais silicatos máficos. Esses podem ser separados somente pelo 
separador eletromagnético isodinâmico, chamado comercialmente de Frantz. A maioria 
desses minerais é silicatos e fosfatos com metais pesados, sobretudo ferro. 
4) Minerais amagnéticos, como scheelita (CaWO4), cassiterita (SnO2), rutilo (TiO2), anatásio 
(TiO2), quartzo, minerais félsicos, zircão e diamante. Esses são óxidos, silicatos, fosfatos, 
sulfetos, tungustatos e elementos nativos, que não contêm ferro. 
 
 A separação magnética é um importante instrumento para a prospecção mineral. A 
pesquisa de depósitos minerais por materiais coletados no campo, denominado prospecção 
mineral, é um método direto com alta exatidão. Na prospecção, coleta-se o cascalho a parir do 
leito do rio para análises de minerais pesados. A amostra bruta é peneirada e submetida para 
seleção de minerais em grão e à batéia manual para concentração de minerais pesados. O 
tamanho dos grãos preferível é na faixa na malha de 30 a 60, isto é, de 0.8 mm a 0.4 mm. Os 
minerais concentrados são de alta densidade, sendo compostos principalmente de óxidos de 
metais pesados de cor escura, tais como ilmenita e magnetita. Os minerais leves que 
permanecem ainda na fração pesada são eliminados por separação densimétrica com o auxílio 
de líquido pesado de bromofórmio (Figura 13.2). 
 
 
 
Figura 13.2. Seqüência de prospecção mineral: A) Amostragem do cascalho no rio; B) Peneiramento para 
seleção de grãos de mineral; C) Bateia manual para concentração de minerais pesados; D) Separação 
densimétrica por líquido pesado; E) Separação magnética. 
 
 A magnetita (Fe2O3) e pirrotita (Fe(1-X)S) são facilmente separadas por ímã comum e 
ilmenita (FeTiO3), cromita (FeCr2O4) e almandina são separados por imã ventosa. O material 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
- 25 - 
 
restante contém minerais pesados ligeiramente magnéticos e amagnéticos. Esses são 
separados com o auxílio de separador Frantz. Este aparelho possui um eletroímã forte (Figura 
13.3). Conforme a intensidade das correntes elétricas, os minerais são separados em frações 
de 0.2, 0.3, 0.4, 0.6, 0.8, 1.0, e 1.8A (amperes), e os não atraíveis (Tabela 13.1). 
 
 
 
Figura 13.3. Separador eletromagnético isodinâmico de fabricação de Frantz para classificação magnética de 
minerais em grão. A foto foi obtida em 2005. 
 
Tabela 13.1. Classificação de minerais pesados ligeiramente magnéticos por meio de separador eletromagnético 
isodinâmico de Frantz. 
Corrente elétrico (A) Principais minerais separados Minerais acessórios 
0.1, 0.2 ilmenita hematita, almandina 
0.3 ilmenita, almandina limonita, hematite 
0.4 ilmenita, almandina limonita, hematita, epidoto 
0.6 epidoto almandina, monazita, hematita, ilmenita 
0.8 epidoto, monazita Ilmenita 
1.0 monazita Epidoto 
1.8 monazita rutilo, zircão 
minerais não atraíveis rutilo, zircão 
 
 As amostras de minerais em grão processadas pelo ímã comum e ímã do tipo ventosa 
são submetidas à separação eletromagnética com a corrente de 0.1A. Os minerais atraídos são 
separados, enquanto que os não atraídos são submetidos à outra etapa com corrente de 0.2A. 
Na fração entre 0.1 e 0.2A, chamada convencionalmente como a fração de 0.2A, ilmenita é o 
mineral principal e hematita e almandina são os acessórios. Na fração de 0.3A, ilmenita e 
almandina são os principais e limonita e hematita são os acessórios. Na fração 0.4A, ilmenita 
e almandina são os principais, e limonita, hematita e epidoto são acessórios. Na fração de 
0.6A, epidoto é o principal e almandina, monazita, hematita e ilmenita são os acessórios. Na 
fração de 0.8A, epidoto e monazita são os principais e, a limonita é um acessório desta fração. 
Na fração de 1.0 A, monazita é o principal e epidoto é acessório. O epidoto e a monazita são 
minerais ligeiramente magnéticos. Na fração de 1.8 A, monazita é o principal e rutilo e zircão 
são os acessórios. A ligeira atração magnética de monazita, rutilo e zircão é devida 
possivelmente à presença de pequenas inclusões de minerais magneticamente atraíveis. 
 No século XXI, os ímãs permanentes de elementos terras raras, tais como imã de 
neodímio (NdFeB) e de samário-cobalto (SamCo), para a separação dos minerais amagnéticas. 
Os trabalhos com o auxílio desses imãs são mais rápidos e eficientes do que do separador 
eletromagnética de Frantz. 
 Os minerais pesados não atraíveis são rutilo, zircão e monazita. Sulfetos metálicos, 
tais como pirita (FeS2), calcopirita (CuFeS2) e arsenopirita (FeAsS), que são importantes para 
prospecção mineral, encontram-se nesta fração caso existam. Os minerais separados em cada 
fração eletromagnética são identificados e observados pela lupa binocular. 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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14. Classificações químicas de minerais 
 O primeiro fator importante para classificação de minerais é estrutura cristalina e, o 
segundo fator, é composição química. Sob o ponto de vista de importância econômica de 
minerais, composição química é de grande relevância. 
 A classificação química de minerais é baseada nos ânions constituintes, especialmente 
aqueles com baixa tendência iônica. Existem os seguintes grupos composicionais (Tabela 
14.1): Elemento nativo (ouro nativo, Au; platina nativa, Ag; enxofre nativo, S); Sulfeto (pirita, 
FeS2; calcopirita, FeCuS2; galena, PbS; esfalerita, ZnS); Óxido (magnetita, Fe3O4; hematita, 
Fe2O3; ilmenita, FeTiO3; cromita, CrFe2O4); Hidróxido (goetita, Fe(OH)3; gibbsita, Al(OH)3); 
Halóide (halita, NaCl; silvita, KCl); Carbonato (calcita, CaCO3; dolomita (Ca,Mg)CO3, 
magnesita, MgCO3; especularita, FeCO3); Fosfato (apatita, Ca5(PO4)3(OH,F,Cl)); monazita; 
((Ce,La,Nb)PO4); turquesa (CuAl6(PO4)4(OH)8·2H2O); sulfato (anidrita, CaSO4; gipsita, 
CaSO4⋅2H2O; barita, BaSO4; celestita, SrSO4); Tungustato (wolframita, Ca2Fe4(WO4)7·9H2O; 
scheelita, CaWO4); Nitrato (salitre, KNO3; salitre do Chile, NaNO3); Borato (bórax, Na2B4O7); 
Silicato (quartzo, SiO2; feldspatos, KAlSi3O8-NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8). Deve-se tomar um 
cuidado na diferença química entre sulfeto, com S, e sulfato, com SO4. 
 
Tabela 14.1. Categorias químicas de minerais baseadas em ânions. 
Categoria Íon caracterizaste Exemplos 
elementos nativos sem ânion ouro, prata, arsênio, enxofre 
sulfetos S pirita, calcopirita, galena, esfalerita,molibdenita 
óxidos O magnetita, hematita, ilmenita, cromita 
hidróxidos OH- goetita, gibbsita 
halóides F-, Cl-, etc. halita, silvita 
carbonatos CO32- calcita, dolomita, magnesita, especularita 
fosfatos PO43- apatita, monazita, turquesa, autunita 
sulfatos SO42- anidrita, gipsita, barita, celestita, anglesita, 
tungustatos WO32- wolframita, scheelita 
nitratos NO3- salitre, salitre do Chile 
boratos B2O3- bórax 
silicatos SiO32- quartzo, feldspatos, micas, anfibólios, piroxênios, olivina
 
 Os elementos metálicos da família de ferro, como ferro (Fe), níquel (Ni), cromo (Cr) e 
cobalto (Co), ocorrem como óxidos e hidróxidos. Outros grupos de metais, como cobre (Cu), 
zinco (Zn), chumbo (Pb), arsênio (As), molibdênio (Mo), etc., ocorrem freqüentemente na 
forma de sulfetos. Na crosta terrestre, silicatos têm abundância predominante e óxidos, 
hidróxidos e sulfetos são de quantidade secundária. Desta forma, os minerais com metais 
interessantes para indústrias ocorrem em pequena quantidade na crosta. Os minerais com base 
no mesmo ânion possuem propriedades químicas, cristalográficas e físicas similares. Esses 
tendem a ocorrerem juntos formando soluções-sólidas. Os exemplos são: Magnetita (Fe3O4)-
cromita (CrFeO4); Esfalerita (ZnS) - ferroesfalerita (Fe,Zn)S; Halita (NaCl) - silvita (KCl); 
Calcita (CaCO3) - dolomita ((Ca,Mg)CO3) - magnesita (MgCO3), Ortoclásio (KAlSi3O8) - 
albita (NaAlSi3O8) - anortita (CaAl2Si2O8). 
 Outra classificação química freqüentemente utilizada é minerais metálicos e não 
metálicos, que é baseada em cátions. Minerais de óxidos e sulfetos que contêm elementos de 
metais pesados, tais como hematita (Fe2O3), calcopirita (FeCuS2) e galena (PbS), pertencem 
aos minerais metálicos. Matais nativos, como ouro nativo (Au), também fazem parte de 
minerais metálicos. Entretanto, os minerais com base nos metais leves, tal como gibbsita 
(Al(OH)3), e os silicatos com metais pesados, como forsterita (Mg2SiO4) e enstatita 
(Mg2Al2SiO6), não são considerados como minerais metálicos. Geralmente, minerais 
metálicos são opacos e caracterizados por brilho metálico (Figura 14.1). 
 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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Figura 14.1. Minerais de principais grupos composicionais: A) Elemento nativo, meteorito de ferro (Fe-Ni); B) 
Óxido, hematita de hábito botrioidal (Fe3O4); C) Sulfeto, calcopirita (FeCuS2); D) Fosfato, titanita (CaTiSiO5); 
E) Cloreto, halita, (NaCl); F) Carbonato, dolomita ((Ca,Mg)CO3, seta). As fotografias são originadas de 
Wikimedia Commons. 
 
 Silicatos são subclassificados em minerais félsicos e máficos. Os minerais félsicos 
contêm muito baixo teor de magnésio e ferro, tais como quartzo (SiO2), feldspatos 
(KAlSi3O8-NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8) e muscovita (mica branca, K2Al4Si6Al2O20(OH,F)4). Os 
máficos contêm alto teor de magnésio e ferro, como biotita (mica preta, K2Fe3Al2O20(OH,F)4), 
clinopiroxênio (Ca(Mg,Fe)Si2O6), ortopiroxênio ((Mg,Fe)2Si2O6) e olivina ((Mg,Fe)2SiO4). 
Às lâminas delgadas, os minerais félsicos são incolores, e os máficos são coloridos. 
 
15. Origem de elementos 
 Abundância de elementos é relacionada intimamente à origem do Universo e evolução 
de estrelas. O Universo originou a partir de uma grande explosão que ocorreu há cerca de 13.8 
bilhões de anos, denominada Big-Bang. As sínteses de elementos ocorreram durante o período 
de 3 a 20 minutos após a explosão inicial. Os elementos iniciais eram hidrogênio (1H) em 
75%, hélio (4He) em 25%, hidrogênio pesado (2H) em 0.01% e uma quantidade traço de (7Li) 
e berílio (9Be), 10-10 em proporção de massa. Não existiram outros elementos. Em número de 
átomos, o hidrogênio era 92% e o hélio era 8%. Demais elementos atualmente presentes 
foram sintetizados por reações nucleares que ocorreram nas estrelas. 
 
15.1 Síntese de elementos nas estrelas 
 Os elementos originados da Big-Bang se atraíram pela força gravitacional, formando 
grandes massas, denominadas protoestrelas. Devido à contração gravitacional e a conseqüente 
acumulação dos materiais, o centro das proto-estrelas foi aquecido em alta temperatura. 
Quando a temperatura ultrapassa 10 milhões de °K, ocorreu a fusão nuclear de que quatro 
núcleos de hidrogênio (1H) em plasma formam um núcleo de hélio (4He). A energia gerada 
pela fusão nuclear e a conseqüente dilatação térmica sustentaram o peso da estrela e a 
contração gravitacional foi suspensa. Dessa forma, a proto-estrela entrou em estabilidade 
como um reator nuclear controlado. Esse foi o nascimento de uma estrela. O hidrogênio é o 
combustível e o hélio é a cinza do reator. As primeiras estrelas do Universo surgiram em 
cerca de 3 milhões de anos após à Big-Bang. As estrelas deste estágio são constituídas apenas 
por hidrogênio e hélio, denominadas estrelas da primeira geração. 
Mineralogia Volume 1: Propriedades físicas e químicas de minerais 
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 No estágio inicial de uma estrela, a fusão nuclear ocorre somente no centro (Figura 
15.1A). O hélio sintetizado é acumulado no centro formando o núcleo da estrela. A reação 
nuclear ocorre na superfície do núcleo esférico (Figura 15.1B). Com a passagem do tempo, o 
núcleo de hélio cresce e a reação nuclear se intensifica devido ao aumento da área superficial 
do núcleo. Dessa forma, a estrela aumenta gradativamente sua luminosidade, temperatura e 
diâmetro, mantendo a estabilidade da reação nuclear. Desde a sua formação até o presente, a 
luminosidade do Sol tem sido elevado em cerca de 30%. A maioria das estrelas observadas no 
espaço, inclusive o Sol, está neste estágio, denominado a seqüência principal. Estrelas 
permanecem na seqüência principal durante o período de mais de 90% da vida. 
 
 
 
Figura 15.1. Evolução de estrelas e a síntese de elementos pelas fusões nucleares exotérmicas: A) Estágio inicial 
da seqüência principal; B) Estágio avançado da seqüência principal; C) Estágio inicial de uma gigante vermelha; 
D) Estágio final de uma gigante vermelha. O diâmetro da estrela aumenta significativamente a partir do estágio 
B para D. O diâmetro relativo do núcleo da estrela composto de hélio e de outros elementos está exagerado. 
 
 O núcleo da estrela é feito da cinza e não gera mais a energia e, portanto não ocorre a 
dilatação térmica que sustenta o peso da estrela. Portanto, no final da vida de da estrela o 
núcleo entra em rápida contração gravitacional. O calor gerado pela contração acelera a fusão 
nuclear do hidrogeno que está no manto da estrela, o que expande drasticamente o diâmetro e 
abaixa temperatura de superfície da estrela, a fase denominada gigante vermelha. Uma 
gigante vermelha de massa equivalente ao Sol expande até a órbita do Marte. O manto de 
gigante vermelha tem baixa densidade e é fisicamente instável. A expansão volumétrica 
contínua de forma descontrolada e o material constituinte do manto são dispersos ao espaço, 
terminando a vida da estrela como um reator nuclear. Os materiais dispersos têm composição 
similar aos materiais originados da estrela, sendo ricos em hidrogênio. O núcleo da estrela 
sem combustível de hidrogênio permanece. 
 A evolução de reações nucleares no centro de uma gigante vermelha varia em função 
da massa da estrela. Uma estrela com massa menor do que 0.46 vezes do Sol, denominada anã 
vermelha, terminará sua evolução nuclear no estágio com o núcleo de hélio. Entretanto, o 
período de vida de anãs vermelhas é mais longo do que a idade do Universo e, portanto não há 
ainda um exemplo de caso. 
 No caso de uma estrela de 0.46 a 3 vezes da massa solar, a temperatura do centro da 
estrela ultrapassa 100 milhões de °K e ocorre a fusão nuclear de hélio sintetizando carbono 
(12C) e oxigênio (16O). A energia gerada suspende temporariamente a contração gravitacional 
do núcleo da estrela e, os elementos sintetizados formam uma estrutura concêntrica (Figura 
15.1C). Após a combustão de hélio, o núcleo da estrela sem combustível entra em colapso 
gravitacional até que os materiais constituintes entram no estado de gás degenerado