1. O documento discute a definição de minerais, classificação de minerais com base em sua composição química e abundância relativa dos principais minerais na crosta terrestre. 2. Os minerais são definidos como sólidos naturais com estrutura cristalina e composição química definida. Eles são classificados em não silicatos e silicatos. 3. Os silicatos mais abundantes na crosta terrestre são feldspatos, quartzo e micas.

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Alfonso Schrank
MINERAIS: CONCEITO, CLASSIFICAÇÃO, ABUNDÂNCIA E AMBIENTES DE
FORMAÇÃO.
1. O conceito de mineral
Com base no raio iônico dos elementos mais abundantes, como a crosta terrestre pode ser
visualizada quimicamente?
O O2- compreende mais de 90% do volume total ocupado pelos íons dos elementos na
crosta, pois apresenta um raio iônico maior, comparado com os outros íons dos elementos
mais comuns. Dessa forma, a crosta terrestre pode ser visualizada como um empacotamento
de ânions O2-, com os cátions presentes nos interstícios, formando particularmente
compostos de O2- e Si4+, denominados de silicatos.
Silicatos, juntamente com óxidos, sulfetos, sulfatos, carbonatos, etc., ocorrem sob a forma de
sólidos denominados de minerais.
Minerais são definidos como:
1. Sólidos de ocorrência natural e resultado de processos inorgânicos. Um mineral que se
forma apenas através de síntese artificial não é um mineral por definição. O termo
inorgânico serve apenas para excluir hidrocarbonetos e outras moléculas onde o carbono
é o constituinte principal. Note que apatita [Ca5(PO4)3(OH)], calcita, grafita, e pirita (FeS2)
são minerais que podem ter sido precipitados a partir de processos biogênicos. A flúor-
apatita [Ca5(PO4)3(OH,F)], por exemplo, é o principal constituinte dos dentes e ossos do
corpo humano. Conchas marinhas também são constituídas por minerais embora a
aragonita (CaCO3) seja formada por processos biogênicos, como o nosso esqueleto.
2. Caracterizados por uma fase homogênea, ou seja, não podem ser separadas por meios
mecânicos em duas ou mais substâncias com propriedades físicas ou químicas distintas.
3. Com estrutura interna caracterizada por um arranjo atômico que se repete de forma
organizada tridimensionalmente, ou seja, apresentam estrutura cristalina (Fig. 1). Cristal é

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qualquer substância mineral limitada por faces planas que refletem esse arranjo
atômico ordenado da sua estrutura interna. O conceito de estrutura cristalina foi
consolidado em bases experimentais em 1912, com a técnica da difração de raios-X, que
passou a ser um método clássico de identificação mineral.
Figura 1. Estrutura cristalina da halita mostrando o arranjo ordenado
dos íons de Na+ e Cl-.
4. Sólidos de composição química definida,
significando que o mineral pode ser expresso por uma
fórmula química (e.g. calcita CaCO3; quartzo SiO2). No
entanto, em uma mesma família de minerais esta
composição pode variar dentro de certos limites através de substituições iônicas na estrutura
cristalina: magnésio pode substituir o cálcio na estrutura da calcita e a fórmula do mineral
será expressa por (Ca,Mg)CO3. Minerais do grupo das olivinas podem variar de Fe2SiO4
(faialita) a Mg2SiO4 (forsterita) e a fórmula será (Fe,Mg)2SiO4. O Mg e o Fe substituem-se
livremente na estrutura cristalina deste silicato, mas não podem substituir o Si e o O. Desta
forma, o Fe/Mg, Si e O sempre manterão as razões estequiométricas de 2, 1, 4 exigidas na
estrutura cristalina deste mineral. As razões pelas quais estas substituições são possíveis
serão abordadas mais à frente.
Vidros, líquidos e gases não apresentam estruturas cristalinas e os seus elementos
constituintes ocorrem aleatoriamente distribuídos na estrutura amorfa e em qualquer razão,
logo, estas substâncias não são minerais. Qualquer sólido que ocorra naturalmente e que
não possua arranjo sistemático dos átomos (estrutura cristalina), ou seja, substâncias
amorfas tais como, âmbar e opala, são denominadas de mineralóide. O mercúrio (Hg) é o
único mineral a ocorrer em forma líquida sob temperatura ambiente na Terra.
O petróleo e o carvão, comumente referidos como minerais energéticos, são excluídos da
definição, pois não apresentam composição química definida ou estrutura atômica ordenada.

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No entanto, camadas de carvão podem, sob condições de altas temperaturas durante o
metamorfismo, sofrer intensa devolatilização e formar a grafita, um mineral.
Em resumo, um sólido de ocorrência natural para ser considerado um mineral deve
apresentar composição e estrutura cristalina únicas.
2. Classificação e abundância dos minerais da crosta terrestre
Figura 2. Abundância relativa, em % volumétrica, dos principais minerais na crosta da Terra (Klein &
Hurlbut, 1993).
Argilas
Olivina
5%
3%
Micas
5%
Anfibólios
5%
Óxidos, Sulfetos,
Sulfatos e Carbonatos
8%
Feldspatos
51%
Piroxênios
11%
Quartzo
12%
A Importância dos minerais na nossa sociedade será enfatizada durante o curso,
destacando-se, particularmente, os silicatos que formam 90% da crosta terrestre (Fig. 2).

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Os minerais podem ser divididos em classes com base na composição química,
particularmente no ânion ou grupo aniônico dominante. De forma simplificada dividiremos os
minerais em não silicatos e silicatos.
NÃO SILICATOS
Elementos Nativos Aproximadamente 20 elementos são encontrados no
seu estado nativo. Au, Ag, Cu e Pt; As e Bi (raros);
enxofre, diamante e grafita.
Sulfetos Inclui uma grande parte de minerais de minério. XmSn,
onde X= elemento metálico. Pirita (FeS2); calcopirita
(CuFeS2); bornita (Cu2S); covelita (CuS); galena (PbS);
esfalerita (ZnS); molibdenita (MoS2).
Metais ou semi-metais tomam o lugar do enxofre na
estrutura. Enargita (Cu3AsS4); tetraedrita (Cu12Sb4S13);
sulfo-sais
arsenopirita (FeAsS). Existem cerca de 100 sulfo-sais,
mas apenas alguns são importantes.
Contêm os elementos halogênios F, Cl, Br, and I como
ânions dominantes. Combinam-se geralmente com
Haletos
cátions de elementos alcalinos e alcalinos terrosos (Na,
K, and Ca). Halita (NaCl) (sal de cozinha) and fluorita
(CaF2).
X2O: cuprita – Cu2O.
X2O3: Grupo da hematita → coríndon (Al2O3); hematita
(Fe2O3); ilmenita (FeTiO3).
Óxidos XO2: Grupo do rutilo → rutilo (TiO2); pirolusita (MnO2);
cassiterita (SnO2); uraninita (UO2).
XY2O4: Grupo do espinélio → espinélio (MgAl2O4);
magnetita (Fe3O4); cromita (FeCr2O4).
Estes minerais contêm OH- como o ânion dominante.
Hidróxidos Brucita [Mg(OH)2]; Gibbisita [Al(OH)3]; bauxita (hidróxido
de Al e Fe hidratado).

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Apresentam CO32- como o ânion dominante. Grupo da
Carbonatos calcita → calcita (CaCO3); magnesita (MgCO3); siderita
(FeCO3); rodocrosita (MnCO3); Grupo da aragonita →
aragonita (CaCO3); cerussita (PbCO3); Grupo da
dolomita → dolomita [CaMg(CO3)2]; ankerita
[CaFe(CO3)2]; Carbonatos hidratados → malaquita
[Cu2CO3(OH)2]; azurita [Cu3(CO3)2(OH)2.
Lançar no diagrama FeO MgO CaO T
a análise química 12,06 12,85 29,23 54,14
deste carbonato: Calcita x y z 100
FeO 12,6 % em peso CaCO3 x= (12,06/54,14)x 100=22,29
MnO 0,77 Y= 23,73
MgO 12,85 Z= 53,98
CaO 29,23
CO2 43,95
Tot. 100,07
53,98
Dolomita Ankerita
CaMgCO3 CaFeCO3
MgCO3 22,29 23,73 FeCO3
Siderita
Magnesita
Figura 3. Possibilidades de solução sólida em minerais do grupo dos carbonatos (Klein & Hurlbut, 1993).
Exercício: Lançar no diagrama: Feo: 0,22% MgO 21,12% CaO 31,27% CO2 47,22%.

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Contêm o SO42- como o ânion predominante. Barita
Sulfatos
(BaSO4); gipsita (CaSO4. 2H2O).
Os fosfatos apresentam o grupo aniônico PO43- como o
dominante. A apatita [Ca5(PO4)3(OH)], é o principal
Fosfatos, fosfato. Compostos do tipo arsenatos AsO43-, vanadatos
vanadatos, VO43- e wolframatos WO43- são estruturalmente e
etc ... quimicamente similares. Wolframita ([(Fe,Mn)WO4;
scheelita (CaWO4).
SILICATOS
Os silicatos podem ser sub-divididos de acordo com a estrutura cristalina e composição
química e apenas alguns dos principais silicatos formadores de rocha encontram-se listados
abaixo.
Olivina faialita - FeSiO4; forsterita - MgSiO4
Ca2SiO4
Porcentagem
molecular
CaMgSiO4 CaFeSiO4
Monticelita Kirschenita
Série
completa
MgSiO4 FeSiO4
Forsterita Faialita
Figura 4. Composição da olivina com base no diagrama CaO-MgO-FeO-SiO2 (Klein &
Hurlbut, 1993)

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Granada X3Y2(SiO4)3, X= Ca, Mg, Fe2+ ou Mn2+, Y= Al3+, Fe3+ e
Cr3+
almandina - Fe3Al2Si3O12; espessartita – Mn3Al2Si3O12;
Piropo – Mg3Al2Si3O12; grossulária – Ca3Al2Si3O12;
andradita - Ca3Fe2Si3O12
Mg3Al2Si3O12
Piropo
Porcentagem
molecular
Poucas
Granadas
Naturais
Fe3Al2Si3O12 Mn3Al2Si3O12
Almandina Espessartita
(Mg, Fe, Mn)3Al2Si3O12
Piralspita
Poucas
Granadas
Naturais
Ca3Al2Si3O12 Ca3Fe2Si3O12
Grossulária Andradita
Figura 5. Composição das granadas e as possibilidades de solução sólida. (Klein & Hurlbut,
1993).

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Piroxênios XYZ2O6, onde X= Na+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, Mg2+, e Li; Y=
Mn2+, Fe2+, Mg2+, Fe+3, Al3+, Cr3+ e Ti4+; Z= Si4+ e Al+3
O Quadrilátero dos Piroxênios
CaSiO3
Wollastonita
Clinopiroxênios
CaMgSi2O6 CaFeSi2O6
Diopsídio Augita Hedembergita
Pigeonita
Mg2Si2O6 Fe2Si2O6
Enstatita Ortopiroxênios Ferrosilita
Figura 6. Composição dos piroxênios com base no diagrama CaSiO3 – MgSiO3 – FeSiO3
(Klein & Hurlbut, 1993).

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Anfibólios W0-1X2Y5Z8O22(OH,F)2, onde W= Na+, K+; X=
Ca2+,Na+,Mn2+,Fe2+, Mg2+, e Li; Y= Mn2+, Fe2+, Al3+, Ti4+;
Z= Si4+, Al3+
“Ca7Si8O22(OH)2”
50
Porcentagem
Molecular
60
Ca2Mg5Si8O22(OH)2 70 Ca2Fe5Si8O22
Tremolita Ferroactinolita
8
90
Antofilita Cumingtonita-grunerita Grunerita
Mg7Si8O22(OH)2 Fe7Si8O22(OH)2
Figura 7. Composição dos anfibólios em diagrama ternário (Klein & Hurlbut, 1993).
Micas Muscovita - KAl2(AlSi3O10)(OH)2; biotita –
K(Fe,Mg)3(AlSi3O10)(OH)2
Argilo-minerais Caolinita - Al2Si2O5(OH)4; talco - Mg3Si4O10(OH)2

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Feldspatos Albita – NaAlSi3O8; anortita – CaAl2Si3O8; Ortoclásio -
KAlSi3O8
KAlSi3O8
Or
Sanidina Porcentagem
molecular
Or-Ab-An
Feldspatos
Alcalinos
Anortoclásio
Ab 1 2 3 4 5 6 7 8 9 An
NaAlSi3O8 Albita Oligoclásio Andesina Labradorita Bitownita Anortita CaAl2SiO8
Plágioclásios
Figura 8. Composição dos feldspatos com base no diagrama Ortoclásio – Albita- Anortita
(Klein & Hurlbut, 1993).

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Feldspatóide Nefelina – NaAlSiO4; leucita – KAlSi2O6
SiO2
Porcentagem
Molecular
KAlSi3O8
NaAlSi3O8 K-feldspato
Albita
KAlSi2O6
Leucita
CaAlSi2O8
Anortita
NaAlSiO4
KAlSiO2
Nefelina
Kalsilita
CaAl2O4
Figura 9. Composição dos feldspatóides, comparada com a dos feldspatos, no sistema SiO2
(quartzo) – NaAlSiO4 (nefelina) – KAlSiO4 – (CaAl2O4). (Klein & Hurlbut, 1993).
Quartzo Quartzo – SiO2, tridimita e cristobalita; opala (SiO2.nH2O)
3. Substituição iônica na estrutura cristalina
Grande parte dos minerais que pertencem a uma mesma classe mostram variações na sua
composição química e, raramente, são substâncias puras. Estas variações na composição
ocorrem em função da substituição iônica, ou seja, a possibilidade de um íon ou grupo iônico
substituir outro na estrutura cristalina dos minerais. A substituição iônica na estrutura
cristalina dos minerais é função dos seguintes fatores:

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1. Tamanho dos íons. Se a diferença entre os raios iônicos de um ou mais íons for <
15% pode ocorrer substituição iônica total entre esses íons na estrutura cristalina dos
minerais; se a diferença estiver entre >15% e <30%, a substituição iônica será restrita ou
rara; se a diferença for >30% a substituição iônica será improvável (Tabela 1). A
substituição iônica é do tipo simples: A+X- → B+X-, quando A+ pode ser parcial ou
totalmente substituído por B+; não havendo mudança de valência. Exemplos: (1) Fe2+ =
Mg+2 → Fe e Mg têm raios iônicos similares, 0,72 e 0,78 Å, respectivamente, e a mesma
valência, podendo ocorrer substituição completa de um pelo outro na estrutura dos
minerais i.e. grupo das olivinas - (Fe,Mg)2SiO4; (Mn,Fe)CO3 que forma a série MnCO3
(rodocrosita) e FeCO3 (siderita).
Tabela 1. Substituições iônicas mais comuns (Frey, 1974).
Íon Número de Raio Iônico (Å) Íon Número de Raio Iônico
Coordenação Coordenação
2+
Mg VI 0,80 Fe VI 0,86
Al IV 0,47 Si IV 0,34
F VI 1,25 O VI 1,32
Ba IX 1,55 K IX 1,63
Ge IV 0,48 Si IV 0,34
Ga VI 0,70 Al VI 0,61
Hf VIII 0,91 Zr VIII 0,92
4+ 3+
Mn VI 0,62 Fe VI 0,73
2+ 2+
Mn VI 0,91 Fe VI 0,86
La-Lu VIII 1,26 – 1,05 Ca VIII 1,20
Na VIII 1,24 Ca VIII 1,20
2. A valência (carga) dos íons envolvidos na substituição. Se as cargas são idênticas, a
estrutura cristalina permanecerá eletricamente neutra; se as cargas são diferentes deve
ocorrer substituição iônica adicional na estrutura para que a neutralidade eletrostática
seja mantida. Neste último caso a solução sólida ocorre por substituição acoplada
(coupled substitution): A2+X2-, se B3+ substituir parte de A2+, a neutralidade eletrostática
será mantida se a mesma quantidade de A2+ substituída for compensada por C+ → 2A2+ =
1 B3+ + 1 C+:

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Exemplos incluem:
Coríndon (Al2O3) e safira (Al,Fe,Ti)O3 ⇒ Ti4+ = 2Al3+ → Fe2+ + Ti4+
Plagioclásios da série albita (NaAlSi3O8) – anortita (CaAl2Si2O8) ⇒ Na+Si4+ = Ca2+Al3+
(para cada Ca2+ que substitui Na+ na estrutura do plagioclásio, um Si4+ é substituído por
um Al3+, mantendo assim o balanço de cargas na estrutura cristalina do mineral.
Minerais do grupo dos espinélios (Mg,Fe)(Al,Ti)204 ⇒ Mg2+Al3+ = Fe2+Ti4+
3. Temperatura e pressão: sólidos tendem a expandir-se com o aumento da temperatura
favorecendo a entrada de íons de grande raio iônico. De forma similar, os sólidos se
contraem com o aumento da pressão favorecendo a substituição de íons de pequeno raio
iônico.
Outros tipos de substituição iônica que resultam em solução sólida incluem:
1. Substituição por omissão: A estrutura cristalina pode apresentar sítios atômicos vagos
que podem ser parcial ou totalmente ocupados.
Exemplo: anfibólio tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2, onde está normalmente vago na
estrutura ⇒ + Si4+ ⇔ Na+ + Al3+.
A substituição ocorre somente em uma posição na estrutura, permanecendo as outras vagas
→ K+ + K+ = Pb2+ + (O Pb2+ substitui dois íons K+, mas ocupa apenas uma posição na
estrutura, deixando a outra vaga); o sulfeto de ferro pirrotita, devido à omissão periódica de
Fe2+ na estrutura (imperfeição), tem formula expressa por Fe1-xS (x= 0,0 – 0,2), e não FeS.
2. Substituição intersticial: Entre átomos, íons ou grupos iônicos na estrutura cristalina
existem interstícios que são considerados como vazios estruturais. Quando íons
localizam-se nesses espaços estruturais ocorre a substituição intersticial. Esses vazios
geralmente acomodam íons ou moléculas grandes, tais como K+, Rb+, Cs+, H2O e CO2
que podem acomodar-se, por exemplo, nos interstícios (cavidades tubulares) do berilo
(Be3Al2Si6O18).
4. Referências
Frye, K. (1974) Modern Mineralogy, Prentice-Hall, 325 p.
Gill, R., 1989, Chemicals Fundamentals of Geology. Unwin Hyman, 292p.
Klein Jr., C.; Hurlbut, S., 1993, Manual of Mineralogy. 21st ed., John Wiley & Sons.