5-MineraisRochas

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5 A Terra sólida: minerais e rochas
 Fábio Ramos Dias de Andrade
 Ian McReath
 José Barbosa Madureira Filho
 Daniel Atencio 
 6 Magma e seus produtos
 Gergely Andres Julio Szabó
 Wilson Teixeira
 Marly Babinski 
 7 Água: ciclo e ação geológica
 Ivo Karmann 
 8 Da rocha ao solo: 
 intemperismo e pedogênese
 M. Cristina Motta de Toledo
 Sonia Maria Barros de Oliveira
 Adolpho José Melfi 
 9 Do grão à rocha sedimentar: erosão, 
 deposição e diagênese
 Paulo César Fonseca Giannini 
 Mário Sérgio de Melo
2unidade
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130
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
A Terra sólida: 
minerais e rochas
130
Ca
pí
tu
lo
 2
 Sumário
5.1 Breve história da mineralogia
5.2 O que é um mineral?
5.3 Composição e simetria 
5.4 Classificação de minerais
5.5 Como identificar minerais
5.6 Minerais formadores de rochas
5.7 Os minerais e sua utilidade
5.8 Origem e distribuição dos minerais
5.9 O ciclo das rochas 
O conhecimento sobre o reino mineral vem se acumulando desde a origem da civilização, período não por acaso co-nhecido como Paleolítico ou Idade da Pedra. Por muito tem-
po, os minerais e as rochas foram identificados e selecionados de 
modo empírico para a confecção de ferramentas (Figuras 5.1a, b, c), 
amuletos, pigmentos para pinturas rupestres, como matérias-primas 
para cerâmicas, como fontes de metais e até como medicamentos. 
Toda a matéria sólida da natureza é composta por minerais, com 
algumas exceções, como veremos ao longo deste capítulo. Os mi-
nerais são formados por átomos organizados em um arranjo perió-
dico tridimensional denominado estrutura cristalina. Apesar de este 
empacotamento de átomos ocorrer em escala nanométrica, ou seja, 
com grandeza da ordem bilionésimos de metro, ele produz feições si-
métricas visíveis a olho nu. As rochas, por sua vez, são agregados con-
solidados de minerais, formadas por diversos processos da dinâmica 
terrestre. Já os materais inconsolidados, como as dunas de areia e o 
cascalho dos leitos de rio, não são rochas, mas sim sedimentos. Nes-
te capítulo serão abordados principalmente os minerais. As rochas são 
tratadas brevemente aqui e detalhadas nos capítulos subsequentes.
Fábio Ramos Dias de Andrade, Ian McReath, 
José Barbosa Madureira Filho, Daniel Atencio
Ca
pí
tu
lo
 5
131131
Figura 5.1c – Artefato lítico encontrado no sul 
da Inglaterra. Fonte: <http://encarta.msn.com/
media_43958_761555928_-1_1/Late_Acheulean
_Handaxe.html>. 
Detalhe de granito
CuriosidadeOs minerais e as rochas contêm o registro de nossa história mais remota, desde 
a origem da Terra até o surgimento e a diversifi cação da vida. O reino mineral é o 
substrato da vida e é também a nossa principal fonte de matérias-primas em pratica-
mente todos os setores produtivos. 
A ciência que estuda os minerais é a mineralogia e a ciência que estuda as rochas 
é a petrologia (não, petrologia não é a ciência que estuda o petróleo!). As regras de 
nomenclatura e classifi cação da mineralogia e da petrologia seguem convenções in-
ternacionais, que padronizam os nomes de minerais e rochas para permitir o estudo 
comparativo destes materiais em diferentes regiões do mundo. A organização dos 
átomos em estruturas cristalinas segue algumas regras que são descritas e estudadas 
pela cristalografi a, que aplica conceitos de geometria espacial e regras de simetria 
para classifi car os minerais conforme sua morfologia externa e interna.
Figura 5.1a – Lajedo do Pai Mateus, Cabaceiras, Paraíba. Fonte: R. Chaves. Pulsar Imagens.
Por volta do ano 400 a.C., o fi lósofo pré-socrá-
tico grego Demócrito escreveu que “o sabor 
doce e o amargo são convenções, como 
são também o calor e o frio; na realidade há 
apenas átomos e vazio”.
Após esta percepção visionária, foram ne-
cessários cerca de dois mil anos para que o 
arranjo ordenado dos átomos em estruturas 
cristalinas, como nos minerais formadores 
de rochas, fosse inferido por Nicolau Steno 
no século XVII.
E mais três séculos foram necessários para 
que as estruturas cristalinas fi nalmente 
fossem desvendadas pela difratometria de 
raios X, no início do século XX.
Figura 5.1b – Detalhe de rocha granítica. Fon-
te: <http://www.monanneeaucollege.com/mine-
rauxphoto/granite.a.1.net2.jpg>.
2 cm
132
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
Breve história da mineralogia
lançou os fundamentos da estratigra-
fia e da paleon tologia e foi um grande 
anatomista, descobrindo, inclusive, as 
glândulas lacrimais. Reafirmando a hi-
pótese de organização interna da ma-
téria proposta por Steno, René Haüy 
(1743-1822) sugeriu, em 1784, que 
o empacotamento de minúsculos 
blocos idênticos seria a explicação 
da regularidade da forma externa 
dos minerais. 
Carl von Linné (1707-1778) chegou 
a propor uma classificação com base na 
forma externa dos cristais, mas a classi-
ficação que se consagrou foi a propos-
ta pelo químico Jöns Jakob Berzelius 
(1779-1848), que percebeu que mi-
nerais com o mesmo tipo de ânion ti-
nham propriedades físicas semelhantes. 
Berzelius também descobriu as proteí-
nas em 1838 e ajudou a criar a notação 
química moderna. Outra classificação 
proposta nesta época e usada ainda hoje 
é a escala relativa de dureza de Friedrich 
Mohs (1773-1839).
A invenção, em 1828, do filtro 
polarizador de luz por William Nicol 
(1770-1851) marcou o início da análise 
microscópica de minerais. A partir de 
então, os microscópios com luz polari-
zada permitiram correlacionar fenôme-
nos ópticos, com simetria e composição 
química, e se tornaram imprescindíveis 
à mineralogia moderna. 
O conhecimento mineralógico acu-
mulado até o início do século XIX era 
vasto e de difícil consulta, o que levou 
James D. Dana (1813-1895) a publi-
car uma série de obras de referência, 
entre elas o System of Mineralogy 
(1837) e o Manual of Mineralogy 
(1848). Atualmente, alguns dos prin-
cipais compêndios de mineralogia se-
guem o sistema proposto por Dana.
A descoberta dos raios X por 
Gustav Roentgen (1845-1923) em 
1895 revolucionou a Física, a Me-
dicina e também a Mineralogia. A 
cristalografia de raios X tornou-se 
uma das áreas mais efervescentes 
da ciência no início do século XX. O 
experimento de difração de raios X 
por cristais realizado em 1912 por 
Max von Laue (1879-1959) revelou a 
ordem interna da matéria cristalina 
(Figura 5.3). Recebido com entusias-
mo pela comunidade científica, inclu-
sive por Albert Einstein e pelo próprio 
Roentgen, este feito levou Laue a re-
ceber o Prêmio Nobel de Física em 
1914. William H. Bragg (1862-1942) e 
seu filho, William L. Bragg (1890-1971), 
fizeram em 1914 a primeira determi-
nação de uma estrutura cristalina por 
difração de raios X e dividiram o Prê-
mio Nobel de Física em 1915. A difra-
tometria de raios X continua sendo um 
dos métodos mais precisos, rápidos e 
difundidos de se estudar minerais.
Os microscópios eletrônicos de 
varredura permitiram um novo salto 
no estudo dos minerais. Estes equipa-
mentos produzem imagens não com 
a luz visível, mas pela incidência de 
um feixe de elétrons sobre a amostra; 
o feixe de elétrons percorre a amos-
tra em linhas contíguas, daí o nome 
varredura. O primeiro microscópio 
Plínio, o velho (23-79 d.C.), filósofo, historiador e político do Império Romano, publicou Naturalis Histo-
5.1
O grego Teofrasto (372-287 a.C) é considerado o fundador da mineralogia. Discípulo de 
Aristóteles, escreveu De Lapidibus, com descrições de 16 minerais que levaram 
à descoberta de diversos elementos químicos.
riae em 77 d.C., em que discutiu a na-
tureza dos minerais e das rochas, sem 
considerar os aspectos metafísicos a 
eles atribuídos na época. Plínio fale-
ceu na ocasião da erupção do Vesúvio 
(ver capítulo 6).
Muito tempo transcorreu até que 
Georgius Agricola (Georg Bauer, 1494-
1555) escrevesse De Re Metallica, obra 
publicada postumamenteem 1556 e 
que por mais de 200 anos foi a princi-
pal referência sobre minerais e rochas, 
mineração e metalurgia, entre outros 
assuntos (Figura 5.2).
O médico, naturalista e teólogo 
Nicolau Steno (Niels Stensen, 1638-
1686), ao perceber a constância dos 
ângulos entre as faces de cristais, infe-
riu a existência de uma ordem interna 
na matéria cristalina. Steno também 
Figura 5.2 – Beneficiamento de minério 
na Idade Média. Fonte: De Re Metallica 
(Paperback) by Georgius Agricola, Dover 
Publications (1950).
133
eletrônico de varredura foi conce-
bido por Ernst Ruska e Max Knoll, 
em 1932, e tinha uma capacidade 
de aumento de cerca de 400 vezes, 
enquanto os atuais atingem até 
2 milhões vezes, permitindo o estu-
do de aspectos morfológicos e com-
posicionais invisíveis ao microscópio 
óptico. Ernst Ruska recebeu o Prêmio 
Nobel em 1986 por este feito. Uma 
observação ainda mais detalhada é 
possível com a microscopia eletrô-
nica de transmissão, cujas imagens 
são formadas por difração de elé-
trons. O primeiro equipamento deste 
tipo foi construído em 1938 por 
Albert Prebus e James Hillier. Hillier 
também participou do desenvolvi-
mento da microssonda eletrônica 
em 1944, combinando recursos de 
microscopia eletrônica e fluorescên-
cia de raios X, que permitiram a re-
alização de microanálises químicas 
de alta precisão.
Figura 5.3 – a) O primeiro registro da simetria interna da estrutura cristalina, em uma imagem obtida por difração de raios X autografada por Max 
von Laue. b) Nas imagens de Laue, a disposição dos pontos tem a mesma simetria do retículo cristalino visto ao longo da direção de incidência 
do feixe de raios X, como na imagem da vesuvianita, onde se vê o eixo de simetria de ordem 4. Fonte: Klein & Hurlbut. Manual of Mineralogy. John 
Wiley & Sons, 21. ed.p. 281; <http://userpage.chemie.fu-berlin.de/~weber/roentgen2.jpg>.
O que é um mineral?5.2
Os minerais são sólidos homo-gêneos, portanto têm forma própria e não fl uem espontanea-
mente, em oposição aos líquidos e gases. 
Eles são formados por processos natu-
rais, o que exclui as substâncias sintéticas 
ou artifi ciais, mesmo quando estas apre-
sentam as mesmas características de seus 
equivalentes naturais (Figura 5.4). O gelo 
das geleiras, por exemplo, é um mineral, 
Um mineral é um sólido homogêneo, com composição química defi nida, mas que pode variar 
dentro de intervalos restritos, formado por processos naturais inorgânicos, cujos átomos se 
encontram organizados em um arranjo periódico tridimensional.
já o gelo produzido em refrigeradores é 
um equivalente sintético do gelo natural. 
Na fala cotidiana, entretanto, os compos-
tos sintéticos recebem em geral os mes-
mos nomes de seus equivalentes naturais. 
Os minerais são inorgânicos, o que 
exclui as substâncias cristalinas biogêni-
cas. Por exemplo, as conchas carbonáti-
cas que encontramos nas praias podem 
ter a mesma composição química e a 
mesma estrutura cristalina dos minerais, 
calcita ou aragonita (CaCO
3
), mas não são 
consideradas minerais, pois são formadas 
pelo metabolismo de organismos. 
Estrutura cristalina é o nome dado 
ao arranjo tridimensional periódico de 
átomos, que gera sólidos simétricos. Se a 
cristalização for lenta e se houver espaço 
livre, os minerais desenvolvem faces pla-
nas com ângulos defi nidos entre si, em 
a b
134
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
decorrência de sua estrutura cristali-
na. Mas mesmo grãos irregulares ou 
fragmentos de minerais que não apre-
sentem faces regulares têm estrutura 
cristalina. A composição química dos 
minerais varia dentro de limites defi-
nidos. Em outras palavras, a composi-
ção química dos minerais não varia de 
modo aleatório, porque ela é contro-
lada pelos espaços disponíveis na es-
trutura cristalina e pelas valências dos 
íons presentes. A estrutura cristalina é 
o principal fator limitante da variação 
química de um mineral, pois os íons 
ocupam espaços determinados na es-
trutura e o tamanho destes espaços é 
condicionado pelos próprios raios dos 
íons predominantes. 
A grande maioria dos minerais é 
formada pela combinação de dife-
rentes elementos químicos, em pro-
porções fixas ou variáveis. Há minerais 
com composição fixa, que praticamen-
te não aceitam elementos estranhos 
em sua estrutura, como o quartzo 
(SiO
2
). Os minerais podem apresentar 
variações composicionais, onde um 
ou mais sítios da estrutura cristalina 
são ocupados por diferentes íons. A 
substituição de um elemento químico 
por outro numa estrutura cristalina é 
possível se eles tiverem raios iônicos 
semelhantes. Este fenômeno é de-
nominado de solução sólida, como 
demonstrado mais adiante. Alguns 
minerais são compostos por um único 
elemento químico, como o diamante 
(C), o enxofre (S) e o ouro (Au). 
A linguagem cotidiana usa alguns 
destes termos de modo ambíguo. Em 
geral, são termos antigos e consagra-
dos pelo uso, mas que às vezes podem 
causar confusão. Por exemplo, alguns 
elementos e compostos químicos são 
conhecidos popularmente como “sais 
minerais”, entretanto, nem todos os 
sais minerais são sais e nem todos têm 
origem mineral. As embalagens de ali-
mentos e cosméticos comumente se 
referem a “minerais” como ferro, potás-
sio, lítio, entre outros, que não são mi-
nerais, e sim elementos químicos. 
Caso semelhante ocorre com cáli-
ces e vasos de cristal. O termo “cristal” 
implicaria, à primeira vista, um material 
cristalino, isto é, com arranjo organizado 
de seus átomos. Entretanto, vasos 
de cristal são feitos de vidro e não de 
cristal, eles apenas têm um brilho que 
lembra o brilho dos cristais, por serem 
vidros com alto índice de refração. 
Os vidros são sólidos sem estrutura 
cristalina, denominados sólidos amor-
fos. Os sólidos amorfos são raros na 
natureza, pois seu arranjo atômico não 
ordenado lhes confere grande instabi-
lidade e reatividade – em termodinâ-
mica se diz que os sólidos amorfos têm 
alta de energia livre. Os vidros naturais 
são principalmente encontrados em 
rochas vulcânicas, onde o resfriamento 
instantâneo da lava dificulta o processo 
de cristalização (ver capítulo 6). 
A fala popular também não faz dis-
tinção clara entre os termos mineral e 
minério. Minério é um conceito econô-
mico e se refere a minerais ou rochas 
que possam ser extraídos da natureza 
com lucro. Os minérios, portanto, cor-
respondem a um grupo especial de 
minerais ou rochas.
Há materiais que são semelhantes a 
minerais, mas que não satisfazem ple-
namente as condições do conceito for-
mal. Estes materiais são denominados 
mineraloides, que incluem materiais 
cristalinos naturais biogênicos como 
pérolas, âmbar e recifes de coral, e ma-
teriais naturais inorgânicos sem estru-
tura cristalina, como opala e obsidiana.
A água mineral e o carvão mineral não 
são minerais, pois o primeiro é líquido 
à temperatura ambiente e o segundo é 
formado por material biogênico. Apesar 
de não serem minerais no senso estrito, 
estes materiais são incluídos na catego-
ria dos recursos minerais, pois são extraí-
dos da Terra para nosso uso. 
Figura 5.4 – Rubi natural e seu análogo sintético. O rubi é a variedade vermelha do mineral co-
ríndon (Al2O3). Um rubi sintético não é um mineral, apesar de ambos terem a mesma composi-
ção química e estrutura cristalina. Fonte: <http://en.wikipedia.org/wiki/Image:Ruby_cristal.jpg>, 
<http://www.dkimages.com/discover/Home/Science/Earth-Sciences/Geology/Gemstones/ 
Synthetic-Gems/Ruby/Ruby-2.html>.
SintéticoNatural
135
Para o estudo da simetria e da composição química de um mi-neral se estabeleceu o conceito nico mais externo, para fi car com uma confi guração eletrônica semelhante à dos gases nobres, que são átomos 
estáveis, praticamente não reativos. 
Na busca por esta confi guração, os 
átomos doam ou recebem elétrons, 
tornando-se eletricamente carrega-
dos, quando entãosão denominados 
íons, sendo cátions os íons positivos 
e ânions os negativos. As cargas dos 
íons recebem o nome de valência. 
Os elementos são organizados 
na tabela periódica, em função da 
variação sistemática de suas proprie-
dades (ver apêndice). Os elementos 
das colunas da direita (VIa, VIIa) têm 
tendência a ganhar elétrons e formar 
ânions, ou seja, eles têm alta eletro-
negatividade. Já os elementos das 
colunas da esquerda (Ia, IIa) tendem 
a perder elétrons e formar cátions. Os 
elementos das colunas centrais (IIIa, 
IVa, Va) são denominados elementos 
de transição e podem perder, ganhar 
ou compartilhar elétrons, e, por isto, 
apresentam íons de diversas valências 
(por exemplo Fe2+, Fe3+). Os elementos 
de transição são os principais formadores 
de cores em minerais, devido a oscila-
ções eletrônicas em seus orbitais internos 
incompletos. Quando a luz branca atinge 
um elemento de transição, parte dela é 
absorvida pelas oscilações no nível 3d, e 
as cores são geradas por esta absorção 
seletiva da energia luminosa.
As ligações químicas determinam 
grande parte das propriedades físicas 
dos minerais (Figura 5.6). Os minerais 
podem apresentar em sua estrutura 
todos os tipos de ligações, que são re-
sumidas a seguir:
ligações iônicas ocorrem quando •	
átomos doam e recebem elétrons, e 
passam a ter cargas opostas. Estas liga-
ções são fortes e os materiais iônicos 
têm baixa maleabilidade e alto ponto 
de fusão; 
ligações covalentes se dão pelo com-•	
partilhamento de elétrons dos orbitais 
de valência. Materiais covalentes têm 
Composição e simetria5.3
Composição química e estrutura cristalina são os dois parâmetros fundamentais e interdepen-
dentes que caracterizam um mineral. A simetria resulta do empacotamento ordenado 
dos átomos.
Figura 5.5 – Estrutura da halita (NaCl), mineral do sistema cúbico. A cela unitária contém a 
fórmula química completa e todos os elementos de simetria do retículo completo. 
de cela unitária, um referencial geo-
métrico arbitrário que contém todos 
os elementos de simetria da estrutura 
cristalina e refl ete a composição quími-
ca do mineral (Figura 5.5).
O átomo é a menor parte de um 
elemento químico que conserva todas 
suas propriedades físicas e químicas. Ele 
tem um núcleo formado por prótons 
e nêutrons, circundado por uma nu-
vem de elétrons que ocupam orbitais 
correspondentes a níveis energéticos. 
A concepção atual diverge dos mode-
los que consideravam o átomo como 
um pequeno sistema solar, com um 
núcleo correspondente ao Sol, circulado 
por átomos que percorrem órbitas bem 
defi nidas. Os modelos atuais de átomo, 
fundamentados na física quântica, con-
sideram as probabilidades de uma dada 
confi guração eletrônica existir. 
As grandezas que defi nem os ele-
mentos químicos são o número atô-
mico (Z), que é o número de prótons 
de um átomo, e a massa atômica, que 
é a soma dos prótons e nêutrons. Em-
bora o número atômico seja constan-
te para um dado elemento, átomos de 
um mesmo elemento químico podem 
ter diferentes números de nêutrons e, 
portanto, diferentes massas atômicas, 
que são denominados isótopos. 
Os átomos são eletricamente neu-
tros, pois têm o mesmo número de 
elétrons e prótons. Mas os átomos 
tendem a completar seu orbital eletrô-
Na+
Cl –
cela unitária do NaCl
cela unitária do NaCl
Na+
Cl –
136
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
baixa maleabilidade, alto ponto de fusão 
e alta dureza; 
ligações metálicas apresentam cá-•	
tions neutralizados por uma nuvem ele-
trônica comum que os envolve, na qual 
os elétrons se movimentam livremente, 
permitindo a condução de calor e ele-
tricidade e conferindo maleabilidade e 
ductibilidade aos materiais metálicos;
ligações de Van der Waals e as pontes •	
de hidrogênio são as ligações mais fra-
cas, formadas por cargas eletrostáticas 
residuais; minerais com este tipo de li-
gação têm baixa dureza.
Os minerais comumente apresentam 
em sua estrutura mais de um tipo de liga-
ção atômica, ou ainda ligações de caráter 
misto iônico-covalente, dependendo da 
eletronegatividade dos íons envolvidos, 
onde eletronegatividade é uma medida 
da afinidade dos íons por elétrons. 
A estreita relação que existe entre 
composição química e estrutura crista-
lina leva à definição de três conceitos 
decorrentes: solução sólida, polimorfis-
mo e isomorfismo.
Soluções sólidas são estruturas 
cristalinas em que um ou mais sítios 
iônicos são ocupados por diferentes 
elementos químicos (Figura 5.7); isto 
é possível para íons que tenham raios 
iônicos semelhantes. Quando os íons 
envolvidos em uma solução sólida 
têm valências diferentes, o “desbalan-
ço” de cargas é equilibrado por subs-
tituições acopladas em outros sítios 
da estrutura. Por exemplo, na série dos 
plagiclásios, a substituição acoplada 
entre (Na+Si4+) e (Ca2+Al3+) mantém a 
neutralidade elétrica da estrutura. As 
soluções sólidas podem ser completas, 
quando a diferença de raios iônicos 
dos íons que se substituem for menor 
que 15%, como no caso da série das 
olivinas [(Fe,Mg)
2
SiO
4
], onde Fe2+ (raio 
iônico ~ 0,78Å) e Mg2+ (raio iônico ~ 
Halita
NaCl
Na
Na+
Cl
Cl-
Transferência de elétron
Átomos sem carga 
Íons com carga
a
0
a
0a
0 
= 0,357 nm
Compartilhamento dos elétrons da
camada mais externa
Diamante
C
Núcleo catiônico
+
2 elétrons de valência
Elemento 
nativo 
metálico
Núcleos 
catiônicos
Nuvem de 
elétrons
de valênciapode ser 
visto como
Metal isolado +
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
a
b
c
Figura 5.6 – As ligações químicas. a) Ligação iônica = transferência de elétrons gerando cargas e 
atração eletrostática entre íons (Na+ e Cl– na halita (NaCl). b) Ligação covalente = compartilhamento 
de elétrons de valência entre átomos vizinhos. c) Ligação metálica = elétrons com movimentação 
livre entre núcleos catiônicos (metais nativos como ouro, prata e platina). d) Ligação de Van der 
Waals e pontes de hidrogênio = ligações fracas que se dão por assimetria na distribuição de car-
gas em moléculas (ligações nos planos de clivagem de caolinita ou grafita). Fonte (d): John Willey 
and Sons, Inc, 1988.
d
137
Polimorfos de Al2SiO5
A+
(A+, B+) X–
B+
0,72Å) são intercambiáveis na estrutu-
ra, ou seja, as olivinas podem apresen-
tar qualquer proporção Fe:Mg, desde 
o extremo puro em Fe até o extremo 
puro em Mg. Quando as diferenças de 
raio iônico são maiores, as possibilida-
des de substituição se tornam mais 
limitadas, formando soluções sólidas 
parciais, como no caso dos feldspatos 
alcalinos [KAlSi
3
O
8
 - NaAlSi
3
O
8
], em que 
as diferenças de raio iônico entre K+ 
(raio iônico ~ 1,38Å) e Na+ (raio iônico 
~ 1,02Å) permitem apenas uma limita-
da substituição de um pelo outro. 
relativamente pequena no interior da 
crosta e tem estrutura menos densa. 
O isomorfi smo ocorre em minerais 
de diferentes composições químicas 
que apresentam o mesmo tipo de estru-
tura cristalina (ver fi gura 5.9), como no 
caso da halita (NaCl) e sylita (KCl), ou da 
fl uorita (CaF
2
) e uraninita (UO
2
).
Além da simetria, outra propriedade 
decorrente da presença de uma estrutu-
ra cristalina é a anisotropia, que se refere 
às variações das propriedades físicas em 
função da direção dentro de um cristal 
(ver fi gura 5.10). Seu oposto, a isotropia, 
é um conceito mais intuitivo, usado para 
materiais cujas propriedades físicas são 
as mesmas em todas as direções. Por 
exemplo, a velocidade e o comprimen-
to de onda da luz são os mesmos em 
qualquer direção de propagação dentro 
de materiais isotrópicos como gases, 
líquidos e sólidos amorfos (vidros). Nos 
materiais anisotrópicos, uma ou mais 
propriedades físicas como índices de 
refração ou dureza, são distintos em di-
ferentes direções na estrutura cristalina. 
O principal fator que controla o ar-
ranjo dos átomos numa estrutura cris-
Figura5.8 – Polimorfos são minerais que têm a mesma composição química e diferentes estrutu-
ras. Dependendo das condições de temperatura e pressão, o composto Al2SiO5 pode se cristali-
zar em três polimorfos: cianita (triclínico), andalusita (ortorrômbico) ou sillimanita (ortorrômbico). 
Fonte: <http://www.mineralminers.com/images/kyanite/mins/kyam101.jpg>, <http://www.dkimages.com/
discover/previews/867/65019351.jpg>, <http://www.dkimages.com/discover/Home/Science/Earth-Scien-
ces/Geology/Minerals-and-Crystals/Classifi cation/Silicates/Sillimanite/Sillimanite-1.html>. 
Figura 5.7 – Soluções sólidas são varia-
ções composicionais causadas pela subs-
tituição de um elemento por outro, em um 
dado sítio em uma estrutura cristalina. 
Além do raio iônico, a estabilidade 
das soluções sólidas é controlada pela 
temperatura, pois quanto maior for a 
temperatura, maior é a oscilação vibra-
cional dos átomos no retículo, fazendo 
com que a estrutura cristalina fi que 
mais dilatada e aberta. Isto permite 
uma maior fl exibilidade para acomodar 
diferenças de raios iônicos. Soluções 
sólidas estáveis a alta temperatura po-
dem se desestabilizar com a redução da 
temperatura, gerando duas fases mais 
puras por um processo de desmistura 
denominado exsolução.
Como o próprio nome indica, poli-
morfi smo é a propriedade de uma subs-
tância química se cristalizar em diferentes
formas, ou seja, com diferentes tipos de ar-
ranjos atômicos (fi gura 5.8). Os principais
fatores que possibilitam o polimorfi smo 
em minerais são pressão e temperatura. 
Os minerais com estruturas mais com-
pactas são mais estáveis a pressões 
elevadas, como é o caso do diamante, 
formado no manto a profundidade de 
centenas de quilômetros. A grafi ta, que 
tem a mesma composição química do 
diamante (C), forma-se a profundidade 
cianita
andalusita
Temperatura
P
re
ss
ão sillimanita
138
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
talina é o raio dos íons presentes na sua 
estrutura. O empacotamento ordena-
do dos átomos gera uma simetria, que 
pode ser defi nida como sendo uma 
repetição ordenada das partes de um 
todo. Um dos conceitos relacionados 
à simetria de estruturas cristalinas é o 
de número de coordenação, que cor-
responde ao número de átomos que 
estão em proximidade imediata com 
um átomo de referência (Figura 5.11). 
Por exemplo, imagine um arranjo de 
esferas de mesmo raio em um plano: 
cada esfera tem seis vizinhos, portan-
to o número de coordenação de cada 
esfera é 6. Este princípio é aplicado em 
estruturas cristalinas que são tridimen-
sionais e que podem ter íons de raios 
iônicos diferentes, ocupando diferentes 
sítios estruturais. O número de coorde-
nação é controlado pela relação entre 
os raios iônicos dos íons que partici-
pam de uma dada estrutura. Uma regra 
indica que, quanto maior for um íon em 
relação aos seus vizinhos, mais vizinhos 
poderão se acomodar ao seu redor, e 
vice-versa. Outro modo de se referir à 
coordenação de íons em uma estrutu-
ra é usando poliedros, que são fi guras 
geométricas tridimensionais que ideal-
mente reproduzem o empacotamento 
de íons ao redor de um íon de refe-
rência. Deste modo, representa-se por 
exemplo um sítio tetraédrico, onde um 
cátion é cercado por quatro ânions, ou 
um sítio octaédrico, onde um cátion é 
cercado por seis ânions. 
A simetria das estruturas cristalinas 
e das formas externa dos cristais pode 
ser descrita por elementos de simetria, 
que são os planos, eixos e centros de 
simetria (Figura 5.12).
Os planos de simetria são planos ima-
ginários que passam pelo centro geomé-
trico de um cristal dividindo-o em duas 
metades iguais, mas especulares entre si. 
Eixo de simetria é uma reta ima-
ginária que passa pelo centro de um 
cristal e em torno da qual o cristal é 
girado para mostrar feições idênticas 
à feição inicial (Figura 5.13). São as 
chamadas posições de recobrimento. 
Os eixos de simetria são representa-
dos pelas letras E ou A de axis (eixo 
em inglês). Dependendo do ângulo 
de giro podemos ter eixos monários 
(E
1
 ou 1) para um giro de 360o; eixos 
binários (E
2
 ou 2) para giros de 180o; 
eixos ternários (E
3
 ou 3) para giros de 
1200; eixos quaternários (E
4
 ou 4) para 
giros de 900 e eixos senários (E
6
 ou 6) 
para giros de 600. 
Centro de Simetria é um ponto no 
centro geométrico do cristal, que une 
motivos geométricos semelhantes e 
equidistantes do centro (Figura 5.14). 
Número de coordenação = 8 (cubo)
Número de coordenação = 4 (tetraedro)
Número de coordenação = 6 (octaedro)
Figura 5.10 – Anisotropia de dureza da 
cianita (Al2SiO5), que tem dureza me-
nor longitudinalmente (dureza 5) e maior 
transversalmente (dureza 7).
Figura 5.11 – O número de coordenação 
de um íon corresponde ao número de seus 
vizinhos diretos em uma estrutura cristali-
na. A fi gura mostra arranjos com números 
de coordenação 4 (a), 6 (b) e 8 (c).
Figura 5.9 – Isomorfos são minerais que 
têm o mesmo tipo de estrutura cristalina, 
mas composição química diferente, como 
por exemplo, halita (NaCl) e sylvita (KCl).
a
b
c
5
7
139
O reconhecimento da simetria em re-
lação ao centro se faz unindo-se cada 
detalhe de um motivo geométrico de 
referência, como a face de um cristal, 
ao centro de simetria e prolongando-
-se a uma igual distância, para se obter 
uma feição equivalente do lado oposto 
do centro. 
Há casos em que a simetria pode 
ser descrita pela combinação de ele-
mentos simples. Exemplos de opera-
ções combinadas de simetria são (a) 
um giro + uma refl exão e (b) um giro 
Figura 5.14 – Centro de simetria (seta) em 
uma molécula genérica. 
+ uma inversão por um centro de si-
metria. Existem ao todo dez operações 
de simetria simples e combinadas que 
permitem descrever todas as formas 
externas dos cristais.
Apesar de haver uma aparente infi -
nidade de possibilidades de se agrupar 
regularmente átomos em uma estru-
tura cristalina, estas muitas confi gura-
ções convergem para um número bas-
tante restrito de possibilidades, como 
será visto a seguir. Para isto serão apre-
sentados brevemente os conceitos de 
grupos pontuais, classes cristalinas, sis-
temas cristalinos, retículos de Bravais e 
grupos espaciais. 
Os grupos pontuais são as 32 com-
binações possíveis de elementos de 
simetria externa (próprios: eixos; e 
impróprios: centro, plano e eixos de 
roto-inversão) através de um ponto. 
Como consequência disto, as substân-
cias cristalinas são agrupadas em 32 
classes cristalinas de acordo com a sua 
simetria externa em referência aos 32 
grupos pontuais. 
a b
a
b
c
d
fe
Figura 5.12 – Elementos de simetria, representados por fi guras humanas. a) Plano de simetria (linha pontilhada). b) Eixo de simetria de ordem 
2, atravessando perpendicularmente as mãos dadas das duas fi guras. c) Combinação de eixo de ordem 2 com plano de simetria. d) Eixo de 
simetria de ordem 3. e) Centro de simetria. f) Eixo de simetria de ordem 4 com inversão. Fonte: Glasser, L. S. D. The Chemistry of Cements. 
Academic Press, 1964. Capítulo 19.
Figura 5.13 – a) Eixo de simetria de ordem 6 em um fl oco de neve. b) Seção transversal de 
um cristal de turmalina com eixo de ordem 3. Fonte: <http://www.mineralium.com/Media/Shop/
extralapis-english-no3-tourmaline.jpg>. 
140
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
As classes cristalinas podem ser 
agrupadas em sete sistemas cristalinos 
(cúbico, hexagonal, trigonal, tetrago-
nal, ortorrômbico, monoclínico, triclí-
nico) segundo a simetria característi-
ca dos respectivos grupos pontuais. 
A definição dos sistemas cristalinos é 
feita com base nos parâmetros de cela 
(Figura 5.15). Os sistemas cristalinos 
definem os conjuntos de eixos mais 
convenientes para o posicionamento 
espacial dos elementos de simetria e 
elementos morfológicos dos cristais 
(Figura 5.16). 
As celas ou retículos de Bravais são 
as 14 combinações possíveis paraa dis-
posição ordenada de pontos (nós) no 
espaço por meio de translações suces-
sivas em três eixos. 
Finalmente, os grupos espaciais são 
as 230 combinações possíveis entre as 
14 celas de Bravais e os 32 grupos pon-
tuais, onde a simetria do grupo espacial 
se refere ao objeto representado pelos 
nós dos retículos de Bravais. Assim, sur-
gem elementos de simetria que com-
binam os elementos da morfologia 
externa com operações de translação 
(planos deslizantes e eixos helicoidais). 
Os grupo espaciais descrevem a sime-
tria interna das substâncias cristalinas. 
Figura 5.15 – Os parâmetros de cela são 
dados pelos tamanhos relativos dos eixos 
cristalográficos (a, b, c) e pelos ângulos 
entre estes eixos (α, β, γ).
Figura 5.16 – A partir dos sete sistemas cristalinos (cúbico, tetragonal, ortorrômbico, hexagonal, trigonal, monoclínico, triclínico) podem ser 
gerados quatorze retículos de Bravais.
β
α
γ
a
c
b
CÚBICO
a = b = c
α = β = γ = 90º
TETRAGONAL
a = b ≠ c
α = β = γ = 90º
HEXAGONAL
a = b ≠ c
α = β = 90º
γ = 120º
MONOCLÍNICO
a ≠ b ≠ c
α = γ = 90º
β ≠ 120º
TRICLÍNICO
a ≠ b ≠ c
α ≠ β ≠ γ ≠ 90º
P F
F
I
I
I
P
P
P
P
P
P
C
C
TRIGONAL
a = b = c
α = β = γ ≠ 90o
4 tipos de cela unitária
P = Primitiva
I = Corpo centrado
F = Face centrada
C = Face C centrada
+
7 classes cristalinas → 14 retículos de Bravais
141
A siderita (FeCO3), por exemplo, tem mais semelhanças com a calcita (CaCO
3
) ou com a 
magnesita (MgCO
3
) do que com a pi-
rita (FeS
2
) ou a hematita (Fe
2
O
3
). Além 
disto, minerais com o mesmo radical 
aniônico tendem a se formar por pro-
cessos físico-químicos semelhantes e 
a ocorrer juntos na natureza.
As doze principais classes de mi-
nerais são: 1) silicatos; 2) sulfetos; 
3) sulfossais; 4) óxidos simples, 
múltiplos e hidróxidos; 5) haletos; 
6) carbonatos; 7) nitratos; 8) boratos; 
9) fosfatos; 10) sulfatos; 11) tungstatos; 
e 12) elementos nativos. Os silicatos 
são a classe mais abundante na crosta 
e no manto terrestres. Além de serem 
os principais minerais formadores de 
rochas, os silicatos apresentam di-
versos tipos de estruturas cristalinas, 
decorrentes de diferentes modos de 
polimerização da sílica. A classe dos 
silicatos é, portanto, dividida em sub-
classes por critérios estruturais, como 
será visto mais adiante.
As classes são divididas em grupos 
por critérios químicos e os grupos, por 
sua vez, são constituídos de espécies 
minerais. Algumas espécies se relacio-
nam entre si por soluções sólidas, for-
mando assim séries, cujos membros 
têm a mesma estrutura cristalina e 
diferentes composições químicas, 
como a série dos feldspatos plagio-
clásios, que são minerais de mesma 
estrutura e que podem apresentar 
qualquer composição entre uma 
composição extrema sódica (albita, 
NaAlSi
3
O
8
) e outra cálcica (anortita, 
CaAl
2
Si
2
O
8
). Quando as variações 
químicas na composição de um mi-
neral são pouco expressivas, podem 
ser designadas variedades de espé-
cies minerais. 
Em português, os nomes de novos 
minerais têm o sufixo “ita” [dolomita 
CaMg(CO
3
)
2
] – enquanto que o sufi-
xo “ito” se refere a rochas (dolomito, 
rocha composta predominantemen-
te pelo mineral dolomita). Os nomes 
de minerais podem indicar a locali-
zação de sua descoberta [brasiliani-
ta, NaAl
3 
(PO
4
)
2
(OH)
4
, (Figura 5.17)], 
suas proprie dades físicas (magnetita, 
Fe
3
O
4
), ele mento químico predomi-
nante (mo libdenita, MoS
2
) ou ho-
menagear uma pessoa proeminente 
(andradita, Ca
3
Fe
2
(SiO
4
)
3
, em home-
nagem a José Bonifácio de Andrada e 
Silva (1763-1838), geólogo e patriarca 
da Independência do Brasil). Os mi-
nerais conhecidos há muito tempo 
podem ter nomes consagrados, que 
não seguem as regras atuais, como 
quartzo (SiO
2
), galena (PbS) e ruti-
lo (TiO
2
).
A nomenclatura dos minerais é 
controlada por uma comissão da As-
sociação Mineralógica Internacional 
(IMA - International Mineralogical Asso-
ciation), criada em 1959. 
Figura 5.17 – Cristal de brasilianita encrustado em quartzo, proveniente dos pegmatitos 
de Galileia, Minas Gerais. Foto: A. Liccardo, <www.geoturismobrasil.com.br>.
Classifi cação de minerais5.4
Os minerais são divididos em classes de acordo com seu ânion ou grupo aniônico, pois em geral 
minerais com o mesmo ânion possuem semelhanças físicas e morfológicas entre si, o que não 
acontece com minerais que têm apenas um cátion em comum.
142
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
5.5.1 Propriedades físicas 
macroscópicas
Hábito cristalino – forma habitual exibi-
da pelos minerais, em decorrência de sua 
estrutura cristalina (Figura 5.18). Alguns 
minerais têm forma característica que 
auxiliam em sua identificação, tais como 
o hábito laminar das micas (muscovi-
ta, KAl
2
(AlSi
3
O
10
)(OH)
2
), o prismático da 
apatita (Ca
5
(PO
4
)
3
(OH,F,Cl)), o fibroso 
da serpentina (crisotila, Mg
3
Si
2
O
5
(OH)
4
), o 
tabular da barita (BaSO
4
) e o equidimensio-
nal da granada (almandina, Fe
3
Al
2
(SiO
4
)
3
). 
Entretanto, nem todos os minerais têm 
um hábito característico que possa ser 
usado em sua identificação.
Transparência – capacidade de permitir 
a passagem da luz, que divide os minerais 
em translúcidos ou opacos. Alguns mine-
rais são aparentemente opacos em amos-
tras macroscópicas, mas são transparentes 
em lâminas delgadas vistas ao microscó-
pio. Os elementos nativos metálicos, óxi-
dos e sulfetos são em sua maioria opacos.
Brilho – refere-se ao modo como o mi-
neral reflete a luz e é geralmente dividi-
do em brilho metálico e não metálico 
(Figura 5.19). Os minerais que refletem 
mais de 75% da luz incidente exibem 
brilho metálico. É o caso da maioria dos 
minerais opacos. Os que não atingem 
esta reflexão têm brilho não metálico, 
com inúmeras subdivisões propostas 
de modo subjetivo por diversos autores. 
Entre os tipos de brilho não metálico, é 
usual distinguir alguns característicos, 
como o vítreo, o gorduroso e o sedoso. 
Cor – a cor de um mineral resulta da 
absorção seletiva de comprimentos de 
onda da luz visível, principalmente em 
virtude da presença de elementos quími-
cos de transição (como Fe, Cu, Ni, Cr,V) ou 
de defeitos cristalinos. Os minerais que 
têm cores características são chamados 
de idiocromáticos, como a malaquita, 
que é verde, enquanto os alocromáticos 
apresentam cores variadas, como a fluori-
ta, o quartzo e o coríndon (Figura 5.20). 
Como identificar minerais5.5
Figura 5.20 – A malaquita (a) é idiocromá-
tica verde e o coríndon (b) é alocromático, 
em cores diversas. Fonte: <http://www.
gc.maricopa.edu/earthsci/imagearchive/
Malachite%20slab%20755.jpg>,<http://
dave.ucsc.edu/myrtreia/photos/corun-
dum_colors.jpg>.
a
b
a
b
c
a
b
Figura 5.18 – Alguns exemplos de hábitos cristalinos. a) Acicular (rutilo em quartzo). b) Lami-
nar (mica). c) Prismático (turmalina). Fonte: <http://en.wikipedia.org/wiki/Crystal_habit>. 
Figura 5.19 – a) Brilho metálico (hemati-
ta, Fe2O3). b) Brilho vítreo (quartzo, SiO2). 
Fonte: <http://csm.jmu.edu/minerals/mine-
rals% 5C+Galena.jpg>.
Os minerais podem ser identificados pelas suas propriedades macroscópicas determinadas 
através de ensaios físicos simples. Uma identificação precisa, entretanto, requer o uso de equi-
pamentos sofisticados.
143
Traço – a cor do pó obtido ao se riscar 
o mineral contra uma placa de porce-
lana é denominada traço. Esta proprie-
dade é útil para se identifi car minerais 
opacos, que em geral apresentam tra-
ço colorido (Figura 5.21). A maioria dos 
minerais translúcidos ou transparentes 
tem traço incolor. 
Figura 5.21 – Traço castanho avermelha-
do da hematita em placa de porcelana. 
Fonte: <http://earth.geol.ksu.edu/sgao/
g100/ plots/1001_hematite_streak.jpg>.
Figura 5.22 – Escala de dureza de Mohs, 
dureza relativa versus dureza absoluta.
Figura 5.23 – Planos de clivagem em minerais. Fonte: <http://academic.brooklyn.cuny.edu/geology/grocha/mineral/images/cleavage.jpg>.
Figura 5.24 – Fraturas conchoidal em 
um fragmento de quartzo (linhas curvas 
aproximadamente concêntricas). Fonte: 
<http://www.iun.edu/~geos/Zoran%20
IUN/G%20101/Photos/Conchoidal%20
fracture.jpg>.
Clivagem – planos de fratura de no-
tável regularidade, que refletem a 
presença de planos de fraqueza em 
determinadas direções na estrutura 
cristalina (Figura 5.23). As superfí-
cies de clivagem são nomeadas de 
acordo com sua orientação crista-
lográfica ou em referência aos sóli-
dos geométricos por elas formados, 
tais como clivagem laminar, cúbica 
ou romboédrica.
Fratura – assim como a clivagem, as 
superfícies de fratura são controladas 
pela estrutura atômica interna do mi-
neral, podem ser irregulares ou con-
choidais (em forma de concha), quan-
do apresentam ranhuras concêntricas, 
como no quartzo (Figura 5.24). 
Densidade – a densidade absoluta ou 
massa específi ca é um valor escalar 
(g/cm3), enquanto que a densidade 
relativa é um número adimensional 
Dureza – é a resistência do mineral ao 
ser riscado. Para classifi cá-la, utiliza-se 
a escala relativa de dureza de Mohs, 
basea da na dureza relativa de dez mi-
nerais utilizados como padrões (Figura 
5.22). A sequência dos minerais na es-
cala de dureza não se refere à magnitu-
de escalar (absoluta) desta propriedade 
física, mas apenas indica que os mine-
rais de dureza maior riscam os minerais 
de dureza menor.
Figura 5.25 – A geminação em cruz da 
estaurolita é uma característica marcante 
deste mineral. Fonte: <http://www.geol.lsu.
edu/dutrow/mingy/Staurolite_002.jpg>.
que indica quantas vezes certo volu-
me do mineral é mais pesado que o 
mesmo volume de água a 4 °C. Como 
a densidade da água é muito próxima 
a 1 g/cm3, ambas as notações têm 
valores numéricos muito próximos. 
A densidade relativa da maioria dos 
minerais formadores de rocha oscila 
entre 2,5 e 3,3. 
Geminação – é a propriedade de 
certos cristais de se apresentarem 
intercrescidos de maneira regular. 
A geminação pode ser simples, quan-
do envolve dois indivíduos intercres-
cidos, ou múltipla, quando une um 
número maior de indivíduos. O tipo 
de geminação pode ser uma proprie-
dade diagnóstica do mineral, como 
no caso da geminação em cruz da es-
taurolita ((Fe,Mg)
2
Al
9
(Si,Al)
4
O
20
(O,OH)
4
) 
(Figura 5.25) ou da geminação múlti-
pla do plagioclásio ((Na,Ca)(Si,Al)
4
O
8
).
400
300
200
d
ur
ez
a 
ab
so
lu
ta
Diamante
Coríndon
Topázio
Quartzo
Or
to
clá
sio
Ap
at
ita
Flu
or
ita
Ca
lci
ta
Gi
ps
ita
Ta
lco
escala de Mohs 
100
75
50
25
10 9 8 7 6 5 4 3 2 1
2 cm
Clivagem em uma direção: exemplo muscovita Clivagem em três direções: exemplo halita
Clivagem em duas direções: exemplo feldspato Clivagem em três direções: exemplo calcita
144
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
Propriedades magnéticas – Entre 
os minerais mais comuns, a magne-
tita (Fe
3
O
4
) e a pirrotita (Fe
1-x
S) são 
os únicos atraídos pelo campo mag-
nético de um ímã de mão. Outros 
minerais podem apresentar magne-
tismo sutil, perceptível apenas por 
equipamentos mais potentes, como 
os eletroímãs.
5.5.2 Microscopia óptica 
com luz polarizada
A microscopia óptica é a base dos 
estudos mineralógicos e petrológicos, 
pois orienta estudos subsequentes 
feitos por outros métodos. Os proce-
dimentos de identificação de minerais 
ao microscópio óptico necessitam de 
um longo tempo para o seu aprendi-
zado, havendo livros específicos que 
apresentam uma abordagem comple-
ta do tema.
A maioria dos minerais formado-
res de rocha pode ser identificada 
por suas características morfológicas 
e ópticas, observadas ao microscópio 
em lâminas delgadas ou em grãos, 
sob luz transmitida ou refletida. 
As propriedades ópticas variam de 
acordo com a simetria e com a com-
posição química e, portanto, a iden-
tificação de espécies minerais ao 
microscópio óptico é possível com 
boa precisão. Outras informações po-
dem ser obtidas, tais como estimativas 
das proporções relativas entre os mi-
nerais presentes, reconhecimento de 
sequên cias de cristalização, de reações 
minerais e de eventos de deformação. 
A análise petrográfica é o primeiro 
passo na reconstrução da história de 
uma rocha.
Como já dito anteriormente, os mi-
nerais são anisotrópicos e esta aniso-
tropia também se aplica à propagação 
da luz em seu interior. Ou seja, de acor-
do com sua direção, a luz encontra di-
ferentes tipos de ligações químicas e 
densidades de ocupação atômica e 
isto faz com que ela tenha caracterís-
ticas diferentes dependendo da sua 
direção de propagação. 
A luz, ao atravessar a matéria cris-
talina, sofre diversos fenômenos ópti-
cos, cuja observação é feita com luz 
polarizada, que vibra em apenas um 
plano ortogonal à direção da propa-
gação. Os microscópios petrográficos 
são equipados com dois filtros polari-
zadores com direções de polarização 
ortogonais entre si, sendo um locali-
zado sob e o outro sobre a amostra. 
Entre as características ópticas 
medidas ao microscópio, o índice 
de refração e a birrefringência estão 
entre as mais importantes para a 
identificação de minerais. O índice de 
refração (n) é a razão entre a velocida-
de da luz no vácuo (c) e a velocidade 
da luz no mineral (v), ou seja, n = c/v. 
O índice de refração é, portanto, um 
número adimensional inversamente 
proporcional à velocidade da luz no 
material de estudo.
A luz, ao atravessar um cristal, é 
decomposta em dois raios que vi-
bram perpendicularmente entre si, 
cada um com índice de refração pró-
prio. A diferença entre estes índices 
de refração é denominada birrefrin-
gência (δ). As tabelas de identifica-
ção de minerais listam para cada 
espécie mineral valores de birrefrin-
gência máxima, ou seja, a diferença 
entre os índices de refração máximo 
e mínimo (δ = n
max
-n
min
). A diferença 
de índices de refração gera uma de-
fasagem entre os raios, que anula al-
guns comprimentos de onda e leva 
à formação de cores de interferência 
(Figura 5.26). 
Vários acessórios acoplados ao 
microscópio óptico podem ser con-
jugados para a realização de me-
dições das propriedades ópticas e 
morfológicas necessárias à identifi-
cação de minerais.
5.5.3 Difratometria 
de raios X 
Os raios X são ondas com maior 
frequência e maior poder de penetra-
ção que a luz visível. A difratometria de 
raios X é uma das principais técnicas 
de identificação de sólidos cristalinos, 
incluindo minerais, ligas metálicas, 
proteínas, fármacos, entre outros. Seu 
princípio baseia-se na incidência so-
bre a amostra de um feixe de raios X 
com comprimento de onda definido. 
Figura 5.26 – Muscovita cercada por 
grãos menores de quartzo e feldspato em 
secção delgada. Na imagem superior a) 
vemos os minerais com luz polarizada pla-
no paralela, com sua cor natural (incolor) 
e abaixo b) vemos a mesma amostra com 
polarizadores cruzados, onde se pode ver 
a cor de interferência, gerada pela birre-
fringência. A muscovita, ao centro, apresen-
ta cores mais intensas que o quartzo e os 
feldspatos ao seu redor, que aparecem em 
tons de cinza, isto porque a birrefringência 
da muscovita é maior que a do quartzo 
e dos feldspatos. Fonte: <http://www.
union.edu/PUBLIC/GEODEPT/COURSES/ 
petrology/ig_minerals.htm#Micas>.
a
b
145
Os elétrons dos átomos do retículo 
cristalino passam a vibrar na mesma 
frequência dos raios X incidentes, e 
cada átomo passa a ser um novo cen-
tro de emissão de ondas esféricas. 
As ondas emitidas pelos átomos de 
uma mesma estrutura cristalina in-
teragem entre si e em algumas dire-
ções privilegiadas ocorrem interações 
plenamente construtivas, produzindo 
assim feixes de raios X em posições an-
gulares bem definidas. Este fenômeno 
é conhecido como difração e permite 
medir as distâncias entre planos de 
átomos em uma estrutura cristalina 
e a densidadeatômica nestes planos. 
Denomina-se de padrão difratomé-
trico a correlação entre os ângulos 
onde ocorre a difração, proporcionais 
às distâncias entre os diversos planos 
atômicos da estrutura cristalina, e a 
intensidade de cada feixe difratado, 
proporcional à densidade da ocupa-
ção atômica nos respectivos planos 
(Figura 5.27). Cada substância sólida 
cristalina tem um padrão caracterís-
tico de difração de raios X. A identifi-
cação de um material desconhecido 
é feita comparando-se o padrão da 
amostra com padrões disponíveis em 
bancos de dados. 
5.5.4 Microscopia 
eletrônica de varredura 
No microscópio eletrônico de 
varredura, as imagens são geradas 
por um feixe de elétrons que percor-
re a superfície da amostra em linhas 
contíguas paralelas. Um filamento 
aquecido libera elétrons que são 
acelerados em direção à amostra por 
uma diferença de potencial elétrico 
entre a amostra e o filamento. O flu-
xo de elétrons é focalizado em um 
feixe por um conjunto de lentes ele-
tromagnéticas. As interações do feixe 
eletrônico com a amostra são capta-
das por diversos tipos de detectores 
e transformadas em imagens (Figura 
5.28). Informações morfológicas e 
composicionais a respeito são obti-
das pelo uso de diferentes detecto-
res, tais como: 
detectores de elétrons secundários – 
os elétrons secundários têm baixa 
energia e são emitidos pela superfície 
da amostra por causa do impacto do 
feixe eletrônico (elétrons primários). 
A intensidade da emissão de elétrons 
secundários é proporcional ao ângulo 
de incidência do feixe sobre a amos-
tra, revelando portanto detalhes mor-
fológicos da amostra;
detectores de elétrons retroespalhados 
– retroespalhamento de elétrons 
depende principalmente do número 
atômico médio da amostra. Portanto, 
variações na composição química da 
amostra se apresentam como variações 
de tonalidade na imagem; 
detectores de espectros de energia 
dispersiva – os elementos químicos 
da amostra emitem espectros ca-
racterísticos de raios X quando ex-
citados pelo feixe de elétrons. Este 
espectro é um conjunto de emis-
sões com comprimentos de ondas 
(ou energia) definidos, geradas por 
saltos quânticos dos elétrons entre 
diferentes orbitais. Este tipo de de-
tector permite identificar os elemen-
tos químicos presentes na amostra, 
gerando análises químicas qualitati-
vas ou semiquantitativas.
Figura 5.27 – Difratograma de raios X indicando as posições angulares em graus (2 teta) em 
que ocorre o efeito da difração e a intensidade relativa da difração em cada posição.
20
20 (°)
In
te
ns
id
ad
e 
(c
on
ta
do
s/
se
g.
)
30 40 50
a
b
Figura 5.28 – Imagens produzidas por 
microscópio eletrônico de varredura. 
a) Imagem de elétrons retroespalhados, 
que realça variações composicionais da 
amostra, em particular o peso atômico 
médio dos materiais presentes. b) Imagem 
de elétrons secundários, que apresenta in-
formações morfológicas. 
146
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
Minerais formadores de rochas
Figura 5.29 – Os oito elementos químicos mais abundantes na crosta terrestre.
(Figura 5.30). Assim sendo, cada ânion 
de oxigênio pode usar metade de sua 
carga para se ligar a outros cátions ou a 
outros tetraedros de [SiO
4
]-4. Há sete tipos 
geométricos fundamentais de cadeias 
polimerizadas e a classe dos silicatos é 
dividida em subclasses de acordo com o 
tipo de polimerização (Figura 5.31), que 
condicionam aspectos estruturais, com-
posicionais e morfológicos. Os principais 
minerais formadores de rochas são silica-
tos, tais como feldspatos, quartzo, olivinas, 
piroxênios, anfibólios, granadas e micas. 
Figura 5.30 – O tetraedro de sílica e a dis-
tribuição de suas cargas.
Mais de 70% da crosta é forma-da por oxigênio e silício (Fi-gura 5.29), e em decorrência 
disto os silicatos são a classe amplamen-
te predominante de minerais, consti-
tuindo mais de 90% de seu volume. Por 
razões práticas, os minerais serão dividi-
dos em silicatos e não silicatos.
5.6.1 Silicatos 
Os silicatos são os mais abundantes 
minerais da crosta e do manto terrestres. 
Seu radical aniônico, a sílica [SiO
4
]-4, forma 
tetraedros que se unem entre si ou com 
cátions pelo compartilhamento dos áto-
mos apicais de oxigênio. 
A polimerização da sílica é possível 
em virtude da distribuição interna de car-
gas nos tetraedros, em que cada um dos 
quatro ânions oxigênio (O2-) fornece me-
tade de sua carga negativa para neutrali-
zar o cátion silício (Si4+) que se encontra 
no centro do tetraedro de coordenação 
Figura 5.31 – As subclasses dos silicatos, 
de acordo com o grau de polimerização 
da sílica.
5.6
Dos milhares de minerais conhecidos, apenas pouco mais de uma dezena são considerados minerais 
formadores de rochas, ou seja, são constituintes essenciais das rochas mais abundantes da crosta 
terrestre. Isto porque a crosta é composta quase que em sua totalidade por apenas oito elementos 
químicos: oxigênio, silício, alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio e magnésio. 
Oxigênio
Silício
Al
Fe
Ca
Na
K
Mg
Porcentagem
 em peso
O 46,60
Si 27,72
Al 8,13
Fe 5,00
Ca 3,63
Na 2,83
K 2,59
Mg 2,09
98,59
62,55
21,22
6,47
1,92
1,94
2,64
1,42
1,84
Porcentagem 
atômica
100,00
-1
-1
-1
-1
-1
-1
–1
–1
+4
O–2
Si +4
Nesossilicatos
Sorossilicatos
Ciclossilicatos
Inossilicatos
de cadeia
simples
Inossilicatos
de cadeia
dupla
Filossilicatos
Tectossilicatos
147
5.6.2 Principais não silicatos
Os não silicatos, apesar de represen-
tarem menos de 10% em volume da 
crosta, têm grande importância cientí-
fica e econômica. A seguir, serão apre-
sentadas resumidamente as principais 
classes de não silicatos.
Carbonatos – são minerais com radical 
aniônico (CO
3
)2-, cujos principais exem-
plos são calcita e aragonita (polimorfos de 
CaCO
3
) e dolomita (CaMg(CO
3
)
2
). Os car-
bonatos são importantes insumos mine-
rais da indústria, usados na fabricação de 
cimento portland e como corretivos 
de solos, entre um grande número de 
outras aplicações. Eles se formam comu-
mente por precipitação química a partir 
de soluções aquosas saturadas em am-
bientes marinhos ou lacustres. 
Sulfatos – apresentam o radical ani-
ônico (SO
4
)2-; e alguns exemplos de 
sulfatos são anidrita (CaSO
4
), barita 
(BaSO
4
) e gipsita (CaSO
4
.2H
2
O). De 
modo análogo aos carbonatos, os 
sulfatos se formam em geral por pre-
cipitação química. 
Sulfetos – são compostos por metais 
combinados com o ânion S- ou S2-. 
Os sulfetos são importantes minerais 
de minérios, incluindo pirita (FeS
2
), 
calcopirita (CuFeS
2
), galena (PbS) e 
pentlandita [(Fe,Ni)
9
S
8
]. 
Haletos – são a classe de minerais 
que apresentam ânions da coluna VII 
da tabela periódica (halogênios), que 
são F-, Cl-, Br- e I-. Os haletos mais co-
muns são fluorita (CaF
2
), halita (NaCl) 
e silvita (KCl).
Quadro 5.1 – Minerais e mineralogia no Brasil
Óxidos – são os minerais com ânion O2- 
e constituem importante fonte de bens 
minerais metálicos, tais como hematita 
(Fe
2
O
3
), magnetita (Fe
3
O
4
), cromita (Cr
2
O
4
), 
espinélio (MgAl
2
O
4
) e rutilo (TiO
2
).
Fosfatos – têm como ânion (PO
4
)3-; 
o fosfato mais comum e impor-
tante economicamente é a apatita 
(Ca
5
(PO
4
)
3
(F,Cl,OH)), de onde se extrai 
o fosfato utilizado como fertilizante 
na agricultura. 
Elementos nativos – incluem todos 
aqueles elementos que ocorrem cristali-
zados em substâncias puras, não combi-
nados com ânions, tais como ouro (Au), 
prata (Ag), cobre (Cu), enxofre (S), grafi-
ta (C) e diamante (C) (Quadro 5.1). Este 
grupo também inclui algumas raras ligas 
naturais, como o electrum (liga Au-Ag).
Desde 1789 quando foi descoberto nos arredores de Ara-
çuaí o mineral crisoberilo (Al
2
BeO
4
), surgiram muitos no-
mes para os minerais descritos pela primeira vez no Brasil, 
mas apenascerca de 50 destes nomes permanecem vá-
lidos até hoje. Um dos mais recentes é o mineral ruifran- 
coíta [Ca
2 2
Fe3+
4
Be
4
(PO
4
)
6
(OH)
6
•4H
2
O)], que homenageia 
o grande mineralogista brasileiro Rui Ribeiro Franco.
O precursor das pesquisas mineralógicas e geológicas 
no Brasil foi Gabriel Soares de Sousa, que residiu na 
Bahia de 1567 a 1584. Ele publicou o Tratado Descritivo 
do Brasil (1587), no qual mencionou as pedras de cons-
trução dos arredores da cidade de Salvador, descreveu 
as rochas calcárias do rio Jaguaribe e de Alcântara, es-
creveu sobre a obtenção de cal a partir de conchas e 
corais da região de Taparica e sobre a existência de mi-
nérios de ferro, cobre, ouro (Figura 5.32) e prata, entre 
diversos assuntos relacionados à mineralogia. 
Nos séculos XVIII e XIX, houve a fase das expedições 
científicas pelo Brasil, com equipes lideradas por re-
nomados naturalistas europeus como André Antonil, 
John Mawe, Spix e von Martius, Saint-Hilaire, entre ou-
tros, que deram grande contribuição ao conhecimento 
de nossa geologia. Antonil, em 1711, foi o primeiro a 
usar o termo ouro preto em referência a pepitas escuras encontradas em Vila Rica, em Minas Gerais, na atual cidade de Ouro Preto. Ape-
nas em 1998 foram feitos estudos mineralógicos que revelaram que a cor escura das pepitas se deve ao recobrimento por uma película 
composta por platina, paládio, ouro, cobre, ferro, manganês e oxigênio. 
Figura 5.32 – Pepita de ouro (32,71 g). Amapá. Coleção Araújo Ferraz. 
Foto: F. Colombini.
148
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
Os minerais e sua utilidade
Figura 5.34 – Casas são feitas de minerais. Fonte: Conexão Editorial.
Figura 5.33 – Geodo de ametista, Rio 
Grande do Sul. Foto: A. Liccardo, 
<www.geoturismobrasil.com.br>.
Os insumos minerais estão na base das cadeias produtivas e podemos encontrá-los em 
maior ou menor proporção em prati-
camente todos os materiais industriali-
zados. Assim como esta folha de papel, 
que contém partículas minerais entre 
as fi bras de celulose. 
Nos períodos Paleolítico e Neo-
lítico, conhecidos como a Idade da 
Pedra, os artefatos líticos marcaram 
o nascimento e o desenvolvimento 
da cultura humana. Desde então, o 
acúmulo de conhecimento empírico 
levou à descoberta dos metais e de 
outros materiais geológicos que pas-
saram a ser parte indissociável de nos-
sa vida cotidiana. 
Nossas casas e cidades estão re-
pletas de minerais e seus derivados 
(Figura 5.34). É muito provável que 
você neste momento esteja em uma 
Os minerais são o substrato da vida, a matéria da qual nosso planeta é feito. Seria um 
desafio enumerar os materiais ao nosso redor que não contenham insumos minerais em si 
mesmos ou em sua cadeia de produção.
construção feita de concreto e que ao 
seu redor haja metais, vidros, peças 
cerâmicas e talvez rochas ornamentais 
(Quadro 5.2). O setor da construção ci-
vil é um dos maiores consumidores de 
insumos minerais em escala mundial.
Gemas do Brasil
Uma parte importante das gemas brasileiras provém de pegmatitos, que são rochas com minerais 
de grandes dimensões, desde alguns centímetros até vários metros. O crescimento cristalino nos 
pegmatitos é favorecido pela abundância de compostos voláteis, como vapor de água e fl úor. 
Os pegmatitos produtores de gemas são quimicamente complexos e formados a pequenas pro-
fundidades na crosta. Situados próximos à superfície terrestre e sendo ricos em gases, os pegma-
titos contêm cavidades onde se cristalizam minerais grandes, límpidos e bem formados. 
A principal propriedade de uma gema é a sua beleza, que pode se traduzir por cor, brilho, trans-
parência ou efeitos luminosos. Além da beleza, as gemas também devem ser resistentes e, de pre-
ferência, raras. Algumas das gemas mais apreciadas são o diamante, o rubi, a safi ra, a esmeralda, a 
água-marinha e a turmalina. A raridade desses materiais está confi rmada por suas poucas ocorrên-
cias mundiais. As rochas pegmatíticas estão distribuídas em duas regiões brasileiras, chamadas de 
província pegmatítica oriental ou do sudeste, abrangendo os estados do Rio de Janeiro, Minas Ge-
rais, Espírito Santo e sul da Bahia, e a província do nordeste, com os estados de Ceará, Rio Grande do 
Norte, Paraíba, Pernambuco, Alagoas, Sergipe e norte da Bahia. Corpos pegmatíticos também ocor-
rem nos Estados de Goiás, Mato Grosso, Mato Grosso do Sul, Tocantins, Rondônia, Amapá e Pará. 
O Brasil possui numerosas ocorrências de geodos de ametista e ágata em rochas basálticas 
(Figura 5.33). O principal centro produtor de ametistas é o Rio Grande do Sul. 
5.7
Concreto
(cimento =
calcário + argila, 
brita, areia, água)Vidro
(areia, calcário, 
feldspato)
Telha cerâmica 
(argila)
Fiação (cobre)
Tubulações (derivados 
de petróleo, cerâmica)
Piso
(cerâmica, 
rochas ornamentais,
derivados de petróleo)
esquadrias 
(aço, alumínio)
tinta
s 
(de
riva
dos
 de
 pe
tróle
o, 
pig
men
tos 
e ca
rga
s m
iner
ais)
149
Nem sempre os limites entre os processos formadores de mine-rais é nítido, havendo diversos não é homogênea; minerais estáveis a temperaturas mais elevadas se cristalizam primeiro e à medida que a temperatura 
cai, outros minerais se cristalizam. Esta 
sequência de cristalização é conhecida 
como série de Bowen (ver capítulo 6). 
Precipitação a partir de soluções sa-
turadas – a cristalização de minerais 
a partir de soluções aquosas a baixas 
temperaturas (< 100 oC) é um processo 
importante na formação das rochas se-
dimentares químicas, um processo que 
ocorre em ambientes evaporíticos em 
desertos e nas plataformas carbonáti-
cas marinhas (ver capítulo 9). Este tipo 
de cristalização também ocorre a tem-
peraturas mais elevadas, até poucas 
Origem e distribuição dos minerais 5.8
Os minerais são formados por diferentes tipos de processos naturais, que envolvem principalmente 
a cristalização a partir de magmas, de soluções aquosas saturadas, de reações em estado sólido 
entre minerais e da degradação de minerais preexistentes pela reação com fluidos.
centenas de graus centígrados, quando 
soluções aquosas quentes, denomina-
das soluções hidrotermais, interagem 
com as rochas causando dissolução e 
reprecipitação de minerais. 
Reação entre fluidos e minerais – 
este caso está intimamente relacio-
nado com a precipitação a partir de 
soluções saturadas, sendo em geral 
processos concomitantes e interde-
pendentes. As soluções aquosas, tanto 
a baixas temperaturas (intemperismo) 
como a altas temperaturas (hidroter-
malismo) são importantes agentes de 
transformação da crosta terrestre, em 
particular no que diz respeito à forma-
ção de jazidas (ver capítulo 19).
casos transicionais. Vários dos conceitos 
apresentados a seguir são discutidos em 
detalhe em capítulos subsequentes. 
A seguir são apresentados aspectos 
de cada tipo de processo de formação 
de minerais:
Cristalização magmática – produto do 
resfriamento de magmas, que são líqui-
dos de composição em geral silicática e, 
mais raramente, carbonática. Os magmas 
são gerados pela fusão parcial de rochas 
do manto ou da crosta e seu resfriamento 
leva à formação de um grande número 
de minerais. A cristalização dos magmas 
O Brasil é um dos grandes produtores e exportadores de rochas ornamentais. Sua participação 
no mercado mundial tem crescido em ritmo acelerado e, nos últimos anos, o país tem saído da 
condição de exportador de matéria-prima bruta, passando a exportador placas beneficiadas, 
cujo valor agregado é muito maior. O Brasil produz principalmente rochas silicáticas, como gra-
nitos e ardósias. O Espírito Santo é o maior produtor e exportador nacional, com volumes muito 
superiores aos de outros Estados produtores, como Bahia, Minas Gerais, Paraná e Rio de Janeiro. 
A terminologia usada para rochas ornamentais difere da terminologia científica, adotando 
nomes consagrados comercialmente. Por exemplo, o termo granito se refere a pratica-
mente qualquer rocha quartzo-feldspática,tanto ígnea como metamórfica. A denomina-
ção mármore abrange rochas carbonáticas de qualquer origem, desde mármores strictu 
sensu até calcários. 
Outras rochas populares no mercado são os quartzitos (pedra mineira ou pedra São Tomé) e 
as ardósias, das quais o Brasil está entre os maiores produtores mundiais. Os nomes comerciais 
também podem se referir ao tipo de corte ou beneficiamento, como no caso das pedras por-
tuguesas, cortadas em tamanhos pequenos e formas aproximadamente cúbicas, e usadas para pavimentação em calçadas e pátios. 
O mercado de rochas ornamentais é fortemente influenciado pela moda. Os preços são, em geral, mais controlados pelo gosto do 
momento do que pela qualidade técnica do material. Nos últimos anos, as cores intensas têm sido muito valorizadas. Talvez a rocha bra-
sileira mais apreciada e uma das mais caras do mundo seja o granito azul Bahia, que contém o mineral sodalita [Na
8
(AlSiO
4
)
6
Cl
2
], de cor 
azul forte (Figura 5.35). Seu altíssimo valor de mercado se deve à sua raridade e à sua cor intensa. De acordo com a classificação formal, 
este “granito azul” não é um granito, e sim um sienito, por não conter quartzo entre seus constituintes minerais (ver capítulo 6).
Figura 5.35 – Sodalita sienito, popularmente 
conhecido como granito azul Bahia. Fonte: 
Catálogo de Rochas Ornamentais do Brasil 
<www.abirochas.com.br>.
Quadro 5.2 – Rochas ornamentais no Brasil
150
Capítulo 5 - A Terra sólida: minerais e rochas
Reação entre minerais em estado sólido 
– variações nas condições de pressão e 
temperatura podem levar a reações entre 
minerais no estado sólido, sem que haja 
fusão ou dissolução do mineral original. 
As reações minerais em estado sólido são 
parte importante dos processos meta-
mórficos (ver capítulo 15). 
A diversidade de processos formado-
res de minerais está, de certo modo, re-
lacionada ao modo como os minerais e 
as rochas estão distribuídos na Terra. Os 
grandes compartimentos em que nosso 
planeta é dividido (ver capítulo 2) têm 
características mineralógicas próprias, 
decorrentes das condições físicas e da 
composição química de seus materiais. 
Os minerais que constituem a cros-
ta e o manto são principalmente os 
silicatos, como já mencionado. O estudo 
da composição e das relações texturais 
dos minerais nas rochas é a base da pe-
trologia, ramo da Geologia que estuda a 
origem e a evolução das rochas. 
O ciclo das rochas
As rochas estão em constante transformação, passando de um tipo a outro, em virtude das dinâ-
micas interna e externa da Terra (Figura 
5.36). Abordagens detalhadas de cada 
um dos grupos de rochas são apresenta-
das nos capítulos subsequentes.
A distribuição dos tipos de rochas 
na crosta continental indica que 95% do 
seu volume total correspondem a rochas 
ígneas e metamórficas e apenas 5% a 
rochas sedimentares. Entretanto, consi-
derando a distribuição destas rochas em 
área de exposição rochosa superficial 
5.9
As rochas são divididas em três grandes grupos: ígneas, sedimentares e metamórficas. Estes três 
grupos de rochas são caracterizados com base nos processos envolvidos em sua formação.
nos continentes e assoalhos oceânicos, 
os números se modificam para 75% de 
rochas sedimentares e apenas 25% de 
rochas cristalinas. Isto indica que as ro-
chas sedimentares formam uma delga-
da lâmina que recobre as rochas ígneas 
e metamórficas.
As rochas ígneas ou magmáti-
cas são formadas pela cristalização 
de magmas, que são líquidos na sua 
maioria silicáticos e de alta tempera-
tura, provenientes do interior da Terra. 
As rochas ígneas podem conter jazidas 
de vários metais como ouro, platina, 
cobre ou estanho, e trazem à super-
fície do planeta importantes informa-
ções sobre as regiões profundas da 
crosta e do manto terrestre. 
As rochas sedimentares são o pro-
duto da consolidação de sedimentos 
na superfície terrestre. Elas fornecem in-
formações sobre as variações ambien-
tais ao longo do tempo geológico. Os 
fósseis, que são vestígios de seres vivos 
antigos preservados nestas rochas, são 
a chave para a compreensão da origem 
e evolução da vida. A importância eco-
nômica das rochas sedimentares está 
A camada inferior da atmosfera (ver 
capítulo 4), a troposfera, tem espessura 
entre 10 e 15 km e nela estão as maiores 
concentrações de partículas sólidas, for-
mando um aerossol, isto é, uma solução 
coloidal de partículas sólidas ou líquidas 
dispersa em um gás. A maior fração em 
massa dos aerossóis da troposfera cor-
responde à poeira mineral, oriunda de 
erupções vulcânicas e da erosão eólica 
em regiões áridas, semiáridas e em solos 
expostos. A ação humana tem aumen-
tado a emissão de poeira mineral para 
a atmosfera, em virtude principalmente 
do desmatamento, da agricultura me-
canizada, da mineração a céu aberto e 
da desertificação. A fuligem gerada pela 
combustão incompleta de compostos 
orgânicos é outro componente impor-
tante da fração sólida na troposfera. 
A maior fonte de minerais extrater-
restres são os meteoritos (ver capítulo 1). 
De modo geral, a maioria dos minerais 
presentes nos meteoritos também exis-
te na Terra. Os meteoritos metálicos ou 
sideritos, que são compostos por ligas de 
ferro e níquel e que não existem de for-
ma natural na superfície terrestre, muito 
provavelmente têm a mesma compo-
sição do núcleo de nosso planeta. Os 
meteoritos condríticos são os principais 
portadores de minerais exóticos, os quais 
ocorrem como inclusões microcristalinas, 
que mal podem ser vistas mesmo com 
microscópios eletrônicos. Alguns mine-
rais de meteoritos são muito raros, como 
a moissanita (SiC) e nierita (Si
3
N
4
). É pro-
vável que esses minerais raros tenham 
formado parte da poeira da nebulosa an-
terior à formação do Sistema Solar. A hi-
bonita [(Ca,Ce)(Al,Ti,Mg)
12
O
19
] é possivel-
mente testemunha das fases iniciais da 
formação da Terra e de outros planetas 
internos, a partir da nebulosa solar. Esses 
compostos ficam entre os primeiros mi-
nerais formados durante a condensação 
da nebulosa quando ainda estava quen-
te na região mais próxima ao Sol.
151
principalmente em suas reservas de 
petróleo, gás natural e carvão mineral.
As rochas metamórfi cas são o pro-
duto da transformação de qualquer 
tipo de rocha quando exposta a um 
ambiente cujas condições físicas (pres-
são, temperatura) ou composição quí-
mica são muito distintas daquelas onde 
a rocha se formou originalmente. O es-
tudo das rochas metamórfi cas permi-
te a identifi cação de grandes eventos 
geotectônicos ocorridos no passado, 
fundamentais para o entendimento da 
atual confi guração dos continentes. 
O ciclo das rochas representa as va-
riadas possibilidades de transformação 
de um tipo de rocha em outro. Esta ca-
deia de processos foi inicialmente per-
cebida por James Hutton, por volta do 
ano 1790. Os processos ígneos são em 
geral colocados no início do ciclo das 
rochas, pois se considera que nas fases 
iniciais de acreção e consolidação da 
Terra, a formação de rochas acontecia 
principalmente pela cristalização a par-
tir de magmas. 
As rochas expostas à ação da at-
mosfera, hidrosfera e biosfera sofrem 
intemperismo, um processo natural 
que envolve oxidação, hidratação, so-
lubilização, ataques por substâncias 
orgânicas, variações diárias e sazonais 
de temperatura, entre outras. O intem-
perismo faz com que as rochas percam 
sua coesão, sendo erodidas, transporta-
das e depositadas em depressões onde, 
após a diagênese, passam a constituir 
as rochas sedimentares. 
A dinâmica interna da Terra faz com 
que rochas formadas em um certo tipo de 
ambiente geológico sejam levadas a am-
bientes muito diferentes, principalmen-
te em termos de pressão, temperatura 
e composição química. Neste caso, as 
rochas sofrem transformações minera-
lógicas e texturais, tornando-se rochas 
metamórfi cas. Quando as condições 
demetamorfi smo são particularmen-
te intensas, as rochas podem se fundir, 
gerando magmas que, ao se solidifi car, 
darão origem a novas rochas ígneas. 
O ciclo das rochas existe desde os 
primórdios da história geológica da Terra
e, através dele, a crosta está em cons-
tante transformação e evolução.
Leitura recomendada
BRANCO, P. M. Dicionário de mineralogia. 3. ed. 
Porto Alegre: Sagra Editora, 1987. p. 362. 
CASTAÑEDA, C.; ADDAD, J. E.; LICCARDO, A. (Orgs.). 
Gemas de Minas Gerais: esmeralda, turmalina, 
safi ra, topázio, quartzo, água-marinha, alexan-
drita. Belo Horizonte: SBG-MG, 2001. 280 p.
CHVÁTAL, M. Mineralogia para principiantes: crista-
lografi a. Rio de Janeiro: Sociedade Brasileira 
de Geologia, 2007. 232 p.
ERNST, W. G. Minerais e rochas. São Paulo: Editora 
Edgard Blücher, 1971. 162 p.
GUINIER, A. A estrutura da matéria. São Paulo: 
EDUSP, 1980. 324 p.
KLEIN, C.; DUTROW, B. Manual of mineral science. 
2nd ed. New York: Wiley, 2007. 704 p.
M
et
am
or
fis
m
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Sedimentos
Biosfera
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Diagênese
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Depósitos biogênicos
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Material “primário”
Rochas 
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Rochas
ígneas
Rochas
metamórfi cas
Rochas
sedimentares
O ciclo das rochas
Erosão, transporte e deposição
Compressão e aquecimento
Ascensão
Figura 5.36 – Representações do ciclo das rochas, ilustrando as diversas possibilidades de transformação de um tipo de rocha em outro (ver 
capítulos 6, 8, 9,15). Os continentes se originam pela transferência de materiais do manto para a superfície terrestre por processos magmáticos, 
cuja cristalização gera rochas magmáticas e gases que contribuem para a formação da atmosfera, hidrosfera e, consequentemente, da biosfera. 
As rochas expostas ao intemperismo perdem sua coesão, sendo erodidas, transportadas e depositadas em depressões topográfi cas, onde 
constituem rochas sedimentares. Os processos de formação de rochas sedimentares atuam sobre todos os tipos de rocha (ígnea, metamórfi ca, 
sedimentar). De modo análogo, qualquer rocha que sofra ação de altas pressões e temperaturas passa por transformações mineralógicas e 
texturais, tornando-se uma rocha metamórfi ca. Se as condições de metamorfi smo forem muito intensas, as rochas metamórfi cas podem se 
fundir parcialmente gerando magmas, cuja cristalização dará origem a novas rochas ígneas. O ciclo das rochas existe desde os primórdios da 
história geológica da Terra e, através dele, a crosta está em constante transformação e evolução devido ao deslocamento das placas. Fonte do 
esquema: modifi cado de Manson, B. Principles of Geochemistry. John Wiley & Sons, 2. ed. Nova York: 1952. p. 310.