Mineral fisica

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4- MINERALOGIA FÍSICA
Prof. Dr. Marcio D. Santos, IG/UFPA, mds@ufpa.br
4.1- INTRODUÇÃO: Mineralogia Física
A Mineralogia Física compreende a parte da mineralogia que trata das características e
propriedades físicas dos minerais. Neste capítulo serão consideradas apenas as propriedades
físicas observadas macroscopicamente ou através de testes relativamente simples, não
incluindo, portanto, aquelas propriedades que requerem preparação especial das amostras e
equipamentos mais sofisticados para sua observação, tais como as propriedades determinadas
pelos raios-x e as propriedades óticas que necessitam de microscópio. As propriedades físicas
dos minerais são conseqüências diretas de suas características químicas e de sua estrutura
cristalina e, como tal, vários tópicos deste capítulo terão conexão com conceitos e assuntos
tratados nos capítulos 2 e 3. A morfologia, simetria e a estrutura cristalina dos minerais, bem
como a difração dos raios-x pelos cristais (que também são propriedades físicas) são tratadas
no capítulo 2 (Cristalografia), enquanto que as propriedades óticas são tratadas no capítulo 6.
4.2- HÁBITO DOS MINERAIS
Uma das características mais expressivas dos minerais é o fato deles ocorrerem
freqüentemente com formas geométricas regulares, sendo denominados genericamente de
cristais. A regularidade das formas dos minerais é variável, ocorrendo desde cristais com
formas bem definidas (cristais euédricos), até aqueles nos quais não se consegue identificar
alguma forma geométrica (cristais anédricos). Os minerais com formas geométricas mal
definidas, situados entre os dois extremos, são denominados de cristais subédricos. As formas
dos cristais são variadas, mas são características diagnósticas importantes dos minerais, ou seja
muitos minerais, quando bem cristalizados, ocorrem sempre com suas formas características,
com ângulos interfaciais constantes, independente de sua procedência. Por ex. cristais cúbicos
(galena, pirita, fluorita), cristais octaédricos (magnetita), cristais dodecaédricos (granada),
cristais prismáticos bipiramidais (zircão, rutilo, cassiterita), cristais prismáticos hexagonais
(turmalina e berilo). A regularidade destas formas nos minerais bem cristalizados é
evidenciada pela simetria dos cristais, observada em todas as escalas, da macro a microescala,
chegando até à escala das dimensões da estrutura interna, observada através dos Raios-X.
O hábito é a maneira como os minerais ocorrem. Primeiramente deve-se distinguir se os
minerais ocorrem em cristais isolados ou em agregados cristalinos. Em ambos os casos os
indivíduos cristalinos podem ocorrer bem cristalizados ou não. Para os cristais bem
cristalizados (isolados ou em agregados) deve-se definir as formas presentes e para os
agregados procura-se definir a maneira de ocorrência do conjunto, de acordo com a “forma”
dos indivíduos cristalinos e a relação espacial entre eles. Diversas terminologias existem na
literatura referindo-se ao modo de ocorrência dos cristais mal cristalizados e agregados
cristalinos.
1- Cristais alongados mal cristalizados:
• Acicular (cristais na forma de agulhas, Fig. 4.1a). Ex. rutilo, turmalina.
• fibroso ou capilar (cristais na forma de fibras ou cabelos, Fig. 4.1b).
Ex. crisotila (asbesto), gipsita.
• cristais alongados não paralelos: radial ou estrelar (ex. malaquita, milerita)
reticulado (na forma de retículo, ex. rutilo)
• colunar (cristais na forma de colunas). Ex. aragonita, turmalina.
• laminar (cristais na forma de lâminas, Fig. 4.1c), ex. estibinita, talco.

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2- Agregados de cristais achatados e planares:
• foliado ou micáceo (agregados de placas finas, Fig. 4.2). Ex. micas, clorita.
• Tabular ou lamelar (agregado coeso de placas finas). Ex. talco, lepidolita, gipso
3- Agregado de cristais esféricos:
• Agregado de esferas radiadas: botrioidal (cacho de uvas, Fig. 4.3a).
(coloforme) Ex. malaquita.
reniforme (forma de rim). Ex. pirolusita
mamilar (forma de mamas). Ex. hematita
• Agregado de esferas distintas: oolítico (forma de ovas de peixe, Fig. 4.3b).
Ex. hematita
pisolítico (forma de ervilhas). Ex. calcita
4- Agregado de cristais tridimensionais mal formados:
• granular (agregado de grãos, Fig. 4.4). Ex. calcita, quartzo
• terroso (granular fino friável). Ex. hematita
• maciço (massa mineral compacta individual
ou agregado granular fino, sem forma definida).
Aa
Oólito
Cimento
Ab
Ac
Figura 4.1- Hábito acicular (a), fibroso (b) e laminar (c).
Figura 4.2- Hábito micáceo ou foliado.
Aa
Figura 4.3- Hábito botrioidal (a) e oolítico (b).
Ab
Figura 4.4- Hábito granular.

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5- Hábitos especiais:
• geodo: cavidade rochosa preenchida parcialmente por material normalmente bandado na
borda, frequentemente recoberto por cristais que se projetam para o centro vazio
da cavidade (Fig. 4.5). Ex. calcedônia
• druza: superfície recoberta por uma camada de pequenos cristais. Ex. ametista.
• concreção ou concêntrico: massa mineral formada por deposição de material em torno de
um núcleo. Ex. calcita, hematita
• dendrítico ou arborecente: massa mineral na forma de ramos de plantas (Fig. 4.6a). Ex.
pirolusita.
• bandado: deposição de material fino em camadas. ex. ágata
• Estalactítico: deposição de material fino na forma de cilindros ou cones, a partir de águas
que gotejam do teto de cavernas (Fig. 4.6b).
Ex. calcita
4.3- PROPRIEDADES RELACIONADAS AOS ESFORÇOS MECÂNICOS
Nesta categoria estão incluídas as propriedades relacionadas à deformação dos minerais
submetidos a algum tipo de esforço mecânico. As propriedades podem ser incluídas em três
tipos seguintes: 1- Comportamento dos minerais em relação aos esforços mecânicos
(tenacidade); 2- Rompimento dos minerais (clivagem, partição e fratura); 3- Resistência dos
minerais ao risco (dureza).
4.3.1- TENACIDADE
Denomina-se tenacidade a resistência e a resposta dos minerais aos esforços mecânicos,
tais como rompimento, esmagamento, encurvamento e rasgamento. A tenacidade expressa,
Bandas concêntricas de calcedônia
Cavidade
Macrocristais apontando para o centro
Figura 4.5- Geodo.
Figura 4.6- Hábito dendrítico (a) e estalactítico (b).
Aa Ab

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portanto, a coesão dos minerais. Com base na tenacidade os minerais podem ser enquadrados
em três grupos seguintes:
1- Minerais que se deformam de maneira rúptil (quebradiços): são minerais que se rompem
ou quebram sob a ação de esforços mecânicos, comportamento característico de materiais
com ligação iônica e/ou covalente. Exemplos: quartzo, feldspato, calcita, fluorita, córindon
2- Minerais que se deformam de maneira plástica: são minerais não quebradiços que sob a
ação de esforços adequados podem ser transformados em lâminas (maleáveis), cortados
(sécteis) e estirados para formar fios (dúcteis), comportamento característico de materiais
com ligação metálica. Exemplos: ouro, prata e cobre.
3- Minerais flexíveis e elásticos: são minerais que podem ser encurvados e podem retornar ou
não à sua forma original, quando cessa o esforço que os deformou, comportamento
característico de materiais que apresentam unidades com ligação relativamente forte
interligadas por ligação mais fraca. Minerais com ligação iônica fraca interligando
unidades mais coesas comportam-se de maneira elástica, ou seja retornam a sua forma
original quando cessa o esforço (como por ex. as micas), ao passo que minerais cujas
ligações mais fraca são do tipo van der Waals comportam-se de maneira flexível, ou seja
não retornam a sua forma original quando cessa o esforço (como por ex. o talco e as
cloritas).
4.3.2- CLIVAGEM, PARTIÇÃO E FRATURA
Quando um mineral quebradiço, flexível ou elástico é submetido a esforços mecânicos
suficientes para rompê-lo, o rompimento pode ocorrer de duas maneiras, dependendo da
intensidade das forças de ligação entre as partículas componentes do mineral e da presença (ou
ausência) de defeitos em sua estrutura cristalina. Muitos minerais se rompem preferentemente
ao longo de direções cristalográficas que representam planos atômicos de fraqueza em suas
estruturas cristalinas, onde ocorrem ligações químicas mais fracas ou defeitos estruturais.
Existem dois tipos de rompimento ao longo de direções cristalográficas definidas,
denominados de clivagem e partição. Por outro lado, em muitos minerais com apenas um tipo
de ligação química, a intensidade dessa ligação é aproximadamente igual em todas as direções.
O padrão irregular de rompimento de tais minerais, denominado fratura, não ocorre ao longo
de direções cristalográficas específicas.
Civagem:
É a propriedade segundo a qual, aplicando-se uma força adequada, o mineral se rompe
em superfícies planas ao longo de direções cristalográficas definidas. A clivagem ocorre
paralelamente a planos atômicos de fraqueza que possuem ligações químicas mais fracas e/ou
espaçamento reticular maior na estrutura cristalina dos minerais. Uma ligação mais fraca
resulta normalmente em um espaçamento reticular maior, pois a força de ligação mais fraca
tende a manter os planos atômicos mais afastados, como, por exemplo, no caso da clivagem
em placas da grafita. Dentro das placas os átomos de carbono estão ligados fortemente por uma
ligação covalente, mas entre as placas a ligação muito mais fraca de van der Waals resulta na
clivagem e no espaçamento reticular maior entre as placas. Por outro lado, o diamante possui
somente a ligação covalente entre os átomos de carbono e sua clivagem ocorre ao longo dos
planos atômicos com espaçamento máximo.
A clivagem é uma propriedade vetorial descontínua, pois os planos de rompimento
ocorrem ao longo de direções cristalográficas específicas. Além disso, os planos de clivagem
são sempre paralelos às faces, ou possíveis faces, do cristal, normalmente aquelas com índices
mais simples.
A caracterização adequada da clivagem envolve dois parâmetros, a sua qualidade e suas
direções cristalográficas. A qualidade da clivagem pode ser perfeita ou excelente, como nas
micas e na calcita, boa como na maioria dos piroxênios, regular ou imperfeita como na

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escapolita e aragonita, e má como na apatita e no berilo. Em muitos minerais a clivagem é
completamente ausente ou indistinta, como no quartzo, pirita, turmalina e olivina. As direções
das clivagens são expressas pelo nome ou índices da forma cujas faces são paralelas com as
clivagens. De acordo com as direções, existem cincos tipos de clivagens seguintes:
• 1 direção de clivagem: Clivagem basal ou pinacoidal 001 , Fig. 4.7
Ex. Micas, topázio, molibdenita, wolframita
• 2 direções de clivagens: Clivagem prismática 110 , Fig. 4.8
Ex. Piroxênios, anfibólios, enargita
• 3 direções de clivagens: Clivagem cúbica 001 , Fig. 4.9a . Ex. galena, halita, silvita
Clivagem romboédrica 1011 , Fig. 4.9b . Ex. Calcita, pirargirita.
• 4 direções de clivagens: Clivagem octaédrica 111 , Fig. 4.10. Ex. fluorita, diamante
• 6 direções de clivagens: Clivagem dodecaédrica 011 , Fig. 4.11. Ex. esfalerita, sodalita.
Alguns minerais apresentam mais de um tipo de clivagem. Por exemplo, a barita e
anidrita exibem três direções de clivagem, sendo que a barita possui uma clivagem prismática
(2 direções) e outra basal (1 direção) perpendicular à primeira, e a anidrita possui 3 planos de
clivagens pinacoidais diferentes 001 , 010 , 100 . Os feldspatos apresentam normalmente 4
direções de clivagens, sendo duas clivagens pinacoidais diferentes 001 e 010 , e uma
clivagem prismática 110 imperfeita (2 direções). A clivagem é sempre coerente com a
simetria do cristal. Por exemplo, se uma direção de clivagem octaédrica está presente, deve
haver 3 outras direções simétricas. Do mesmo modo, se uma direção de clivagem dodecaédrica
está presente, deve haver 5 outras direções simétricas. Por outro lado, nem todos os minerais
apresentam clivagem e somente poucos a exibem em grau notável, mas quando ela ocorre
representa um importante critério diagnóstico na identificação dos minerais.
Figura 4.7- Clivagem basal (1direção).
Figura 4.8- Clivagem
prismática (2direções).
Aa Ab
Figura 4.9- Clivagem em 3 direçõe: cúbica (a) e romboédrica (b).
Aa
Figura 4.10- Clivagem octaédrica (4 direções).
Ab
Figura 4.11- Clivagem
dodecaédrica (6 direções).

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Partição
A partição é o rompimento dos minerais ao longo de planos de fraqueza na estrutura
cristalina. Esses planos de partição se desenvolvem em alguns minerais submetidos à pressão,
em planos de composição de cristais geminados e em decorrência do processo de exsolução
que ocorre ao longo de determinadas direções cristalográficas. Como a partição é sempre
controlada pela estrutura cristalina dos minerais, ela assemelha-se à clivagem. Entretanto, ao
contrário da clivagem, a partição não ocorre em todas os espécimes de um determinado
mineral, mas somente naquelas que foram submetidas à pressão adequada ou que são
geminadas. Além disso, os planos de partição não se desenvolvem de maneira contínua em
uma determinada direção, como as clivagens. Somente um certo número de planos de partição
ocorre em uma determinada direção, entre os quais o mineral pode se fraturar irregularmente.
Exemplos notáveis de partição são a partição octaédrica da magnetita, a partição romboédrica
do coríndon e da hematita (Fig. 4.12a) e a partição basal dos piroxênios (Fig. 4.12b).
Fratura
Quando o rompimento dos minerais ocorre ao longo de superfícies irregulares, não
controladas pela estrutura cristalina, ele denomina-se fratura. Os principais padrões de fratura
reconhecidos nos minerais são designados pelos seguintes termos:
1- Conchoidal: quando a fratura ocorre em
superfícies curvas e lisas, semelhantes a
superfície interna de uma concha (Fig. 4.13)
Ex. quartzo, vidro.
2- Fibrosa ou estilhaçada: quando o mineral se rompe em estilhaços ou fibras.
Ex. gipso
3- Serrilhada: quando o mineral se rompe segundo uma superfície irregular denteada, com
bordas cortantes. Ex. metais nativos (ouro, prata e cobre).
4- Irregular ou desigual: quando o mineral se rompe em superfícies rugosas e irregulares.
4.3.3- DUREZA
Dureza (representada por D) é a resistência que uma superfície lisa e fresca de um
mineral oferece ao ser riscada. A dureza reflete, portanto, a resposta dos minerais aos esforços
mecânicos sem rompimento. Minerais de características plásticas, como os minerais metálicos,
resultam em ranhuras ao serem riscados por materiais mais duros, enquanto que minerais
rúpteis, como aqueles com ligação iônica ou covalente, reagem na forma de micro-fraturas ao
serem riscados.
Figura 4.12- Partição romboédrica (a) e basal (b).
Aa Ab
Figura 4.13- Fratura conchoidal.

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A dureza está diretamente relacionada com a intensidade das forças de ligação que
mantém as partículas componentes dos minerais unidas em suas estruturas cristalinas.
Portanto, em minerais duros como o diamante e o coríndon, todas as ligações químicas são
fortes (como a ligação covalente), ao passo que em minerais moles, como o talco e a grafita, a
presença de ligações fracas na estrutura cristalina (como a ligação de Van der waals) é
responsável pela baixa dureza. A firmeza e estabilidade de uma estrutura cristalina, como um
todo, dependem conjuntamente dos tipos e intensidades de todas as ligações químicas
presentes na estrutura, enquanto que a dureza desta mesma estrutura é a expressão de suas
ligações químicas mais fracas. Como a intensidade das forças de ligação pode variar com a
direção, a dureza é uma propriedade vetorial. Portanto, os minerais podem apresentar variações
na dureza dependendo das direções em que são riscados. Entretanto, as variações direcionais
na dureza da maioria dos minerais comuns são tão pequenas que, quando mensuráveis, só
podem ser determinadas por instrumentos sofisticados. Dois casos excepcionais notáveis são a
cianita que apresenta D = 5 (paralelamente ao comprimento dos cristais) e D = 7
(perpendicularmente ao comprimento dos cristais), e a calcita que possui D = 3 em todas as
superfícies, exceto naquela que corta o eixo C 0001 onde a dureza é 2 (pode ser riscada pela
unha do dedo).
A dureza de um mineral é determinada observando-se a facilidade ou dificuldade com
que o mineral risca ou é riscado por outro mineral ou material de dureza conhecida. O mineral
mais duro risca (faz um sulco) no mais mole, enquanto que o mais mole deixa um rastro (traço)
no mais duro. Dez minerais comuns foram escolhidos pelo mineralogista australiano F. Mohs,
em 1824, para compor uma escala de dureza, com a finalidade prática de determinar a dureza
relativa de qualquer mineral. Os 10 minerais, em ordem crescente de dureza relativa, que
compõem a escala de Mohs, são os seguintes:
Escala de Dureza de Mohs Padrão auxiliar
1- Talco
2- Gipso Unha (2 – 2,5)
3- Calcita Moeda de cobre (~ 3)
4- Fluorita
5- Apatita Lâmina de aço (5 – 5,5), Vidro (5,5)
6- Feldspato Aço da lima (6,5)
7- Quartzo Porcelana (~ 7)
8- Topázio
9- Córindon
10- Diamante
Para determinar a dureza relativa de qualquer mineral, deve-se definir quais minerais da
escala de Mohs riscam e quais os que são riscados pelo mineral. Neste teste é importante
observar que o rastro (traço) de um mineral mais mole deixado na superfície de um mineral
mais duro, pode ser confundido como um risco. Entretanto, ao contrário do risco, o traço é
facilmente removido. Outro detalhe importante é que o teste de dureza deve ser feito em
superfícies frescas dos minerais, pois crostas de alteração exibem dureza diferente
(normalmente mais baixa) que aquela do mineral original. A natureza física de um mineral
pode também dificultar a determinação de sua dureza. Por exemplo, minerais pulverulentos,
granulares ou estilhaçados podem ser rompidos e aparentemente riscados por outro mineral
mais mole. Desse modo, é sempre aconselhável confirmar o teste da dureza, invertendo-se a
ordem do processo, ou seja, deve-se tentar riscar o mineral A com o mineral B e, vice-versa,
riscar o mineral B com o mineral A. A dureza relativa dos seguintes materiais é útil como

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referências auxiliares na determinação da dureza dos minerais: unha do dedo (pouco acima de
2), moeda de cobre (aproximadamente 3), aço do canivete (pouco acima de 5), vidro (5,5), aço
da lima (6,5).
A dureza absoluta dos minerais é
determinada por técnicas quantitativas mais
sofisticadas que o teste do risco. As diferenças na
dureza absoluta entre os minerais da escala de Mohs
são muito variadas, embora a ordem relativa entre
eles é mantida (Fig. 4. 14). Por exemplo, o coríndon
(D = 9) é duas vezes mais duro que o topázio (D =
8) e quatro vezes mais duro que o quartzo (D = 7).
O número 1 da escala de Mohs (talco) é tão mole
que pode ser riscado pela unha, enquanto que o
número 10 (diamante) é muitas vezes mais duro que
o coríndon (D = 9) e nenhum outro mineral
consegue risca-lo.
4.3.4- DENSIDADE RELATIVA
Densidade relativa ou simplesmente densidade de uma substância (representada por d) é
a relação entre seu peso e o peso de um volume igual de água à 4o
C(1)
. Como uma relação entre
grandezas da mesma espécie (peso), a densidade é um número adimensional que expressa
quantas vezes a substância pesa mais (ou menos) que o mesmo volume de água. A densidade é
diferente do peso específico que corresponde ao peso (massa) da substância por unidade de
volume e que, portanto, é uma grandeza dimensional. Numericamente a densidade é
aproximadamente igual ao peso específico medido em gramas por centímetro cúbico (g/cm3
)
pelo fato de ser o peso específico da água aproximadamente igual a 1 g/cm3
. Por exemplo,
considerando um mineral com peso específico igual a 2 g/cm3
, a densidade de uma amostra
desse mineral com 10 cm3
de volume será d = 20 g/10 g ⇒ d = 2 (numericamente igual ao seu
peso específico em g/cm3
).
Esta equivalência numérica entre densidade e peso específico e a inversão do sentido
desses termos em inglês (specific gravity = densidade e density = peso específico) têm
favorecido a utilização imprecisa dos 2 termos pelos autores na língua portuguesa
(freqüentemente density é traduzido como densidade e utilizada no sentido de peso específico,
ou seja como uma grandeza dimensional).
A densidade de uma substância cristalina depende de dois fatores: (1) Composição
química (átomos componentes) e (2) Estrutura cristalina (arranjo estrutural dos átomos
componentes). Nos minerais isoestruturais, o arranjo dos átomos componentes não influencia
na densidade dos minerais, uma vez que todos eles possuem o mesmo arranjo. Nestes minerais
a densidade depende somente das espécies de átomos componentes e a densidade será maior
naqueles minerais constituídos por átomos com pesos atômicos mais elevados. Nos minerais
isoestruturais que formam séries isomórficas, a densidade varia continuamente de um termo
extremo para outro (aumentando do termo com o elemento mais leve para o termo com o
elemento mais pesado). Por exemplo, nas olivinas a densidade varia de 3,3 (na fosterita
1
Temperatura que correspondente ao peso específico máximo da água
Figura 4. 14- Dureza absoluta dos minerais
da escala de Mohs.

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Mg2SiO4) a 4,4 (na faialita Fe2SiO4). Nos minerais polimorfos ocorre o inverso, ou seja, a
densidade depende somente do arranjo estrutural dos átomos componentes, pois os minerais
apresentam a mesma composição química. Por exemplo, o diamante com sua estrutura mais
compacta, possui densidade mais elevada (3,5) em relação ao seu polimorfo grafita (2,2) que
possui um arranjo estrutural com menos átomos de carbono por unidade de volume.
A densidade dos minerais varia dentro de um amplo espectro, sendo que, em geral, os
minerais metálicos são mais densos que os não metálicos. No grupo dos minerais não
metálicos a ulexita (borato de sódio) parece leve (d = 1,96), enquanto que a barita (sulfato de
bário) parece pesada (d = 4,5). A densidade média dos minerais não metálicos situa-se entre
2,65 e 2,75 , pois a densidade do quartzo (d = 2,65), dos feldspatos (d = 2,60 – 2,75) e da
calcita (d = 2,71), que são os minerais não metálicos mais abundantes, estão dentro desta faixa.
No grupo dos minerais metálicos, a grafita (d = 2,2) parece leve, ao passo que o ouro (d =
19,3) parece pesado. A densidade média dos minerais metálicos situa-se em torno de 5,0 que é
a densidade da pirita (o mineral metálico mais abundante).
Determinação da densidade relativa
A determinação adequada da densidade dos minerais, através de métodos rápidos e
simples, exige as seguintes condições:
1- O mineral deve ser homogêneo e puro (condições freqüentemente difíceis de serem
obtidas).
2- O espécime deve ser compacto, sem fendas e cavidades que possam aprisionar bolhas ou
películas de ar.
3- A amostra deve ser pequena (em torno de 2 cm3
).
Qualquer objeto imerso em água pesa menos que no ar,
pois nesta condição o objeto é impelido para cima por uma
força chamada empuxo, equivalente ao peso da água
deslocada (PH2Od). O peso do objeto na água será igual à
diferença entre o peso do objeto no ar e o empuxo, e a
diferença entre o peso do objeto no ar e o peso do objeto na
água será igual, portanto ao empuxo (PH2Od). Como o volume
de água deslocada pelo objeto é igual ao volume do objeto, a
relação entre o peso do objeto no ar e o empuxo será igual à
densidade. Para a determinação da densidade dos minerais é
necessário obter-se, portanto, o peso do mineral no ar (Pmar)
e o peso do mineral na água (PmH2O) e a densidade poderá
ser obtida pela seguinte fórmula:
d = , sendo Pmar − PmH2O = PH2Od (empuxo)
Balança de Jolly:
Como a densidade é simplesmente uma relação de
pesos, não é necessário determinar o peso absoluto do
mineral no ar e na água, somente valores proporcionais a
esses pesos. Esses valores podem ser obtidos com facilidade
e precisão, através da balança de jolly, na qual os dados para
o cálculo da densidade são medidos através do alongamento
de uma mola espiral (Fig. 4.15). Duas pequenas cestas metálicas estão suspensas pela mola,
uma acima da outra, de tal modo que, ao ajustar a balança para fazer medidas, devem estar
zeradas as duas escalas graduadas e o indicador da mola espiral. Para zerar a mola espiral, o
Figura 4.15- Balança de Jolly.
Pmar
Pmar − PmH2O

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seu indicador (pequeno disco) dever ser ajustado ao nível, com o auxílio de um pequeno
espelho circular, estando a cesta inferior imersa em um recipiente com água. Uma amostra
adequada de um mineral é primeiramente introduzida na cesta superior e o alongamento da
mola, necessário para nivelar novamente o indicador, é determinado por meio de uma escala
fixada na balança. Esta medida é proporcional ao peso do mineral no ar (Pmar). O fragmento é
transferido em seguida para a cesta inferior imersa em água e como o mineral pesa menos na
água que no ar, o indicador da mola fica agora acima do nível. Após prender a escala onde foi
feita a primeira leitura, por meio de um parafuso situado na parte inferior da balança, mede-se
a diferença do alongamento da mola necessário para nivelar novamente o seu indicador,
através de uma outra escala fixada na balança. Esta medida corresponde à diferença Pmar −
PmH2O. A densidade é calculada dividindo-se a primeira medida (Pmar), obtida na cesta
superior, pela segunda medida (Pmar − PmH2O), obtida na cesta inferior imersa em água. A
balança de Jolly mostrada na figuara 4.14 é um tipo aperfeiçoado que determina diretamente a
diferença Pmar − PmH2O. Na balança de Jolly original, a segunda medida (na cesta inferior)
correspondia a um valor proporcional ao peso do mineral na água (PmH2O) e a densidade era
calculada dividindo-se a primeira medida (Pmar) pela diferença da primeira pela segunda (Pmar
− PmH2O).
H. Berman adaptou uma delicada
balança de torção (Fig. 4.16) para a
determinação da densidade de pequenas
partículas com peso inferior a 25 miligramas.
Esta balança é particularmente útil para
trabalhos refinados de determinação da
densidade, pois freqüentemente só se
consegue obter um fragmento de mineral
livre de impurezas em dimensões minúsculas.
Por outro lado, a utilização dessa balança
requer correção de temperatura e uso de um
líquido com tensão superficial baixa.
Picnômetro:
Quando não é possível obter um mineral com massa homogênea suficientemente grande
para permitir o emprego de qualquer tipo de balança, pode-se medir com precisão a densidade
de um pó ou de um agregado de fragmentos de um mineral, através do picnômetro. O
picnômetro é um pequeno frasco com uma rolha de vidro perfurada por uma abertura capilar
(Fig. 4.17).
Para a determinação da densidade através do picnômetro é necessário obter as seguintes
medidas:
1- Peso do picnômetro seco e vazio, com sua rolha (Pp).
2- Peso do picnômetro com a amostra do mineral (Pp+m). Pp+m − Pp corresponde ao peso do
mineral no ar.
3- Peso do picnômetro com o mineral e água destilada (Pp+m+a). Após introduzir a amostra do
mineral no picnômetro, adiciona-se água destilada, sem encher o frasco, e ferve-se por
alguns minutos para expulsar qualquer bolha de ar. Após o resfriamento, completa-se o
picnômetro com água destilada até a parte superior da abertura capilar, tomando-se o
cuidado para não haver excesso de água, e pesa-se o conjunto.
Figura 4.16- Balança de Berman.

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4- Peso do picnômetro com água destilada (Pp+a). Após esvaziar o picnômetro e completá-lo
com água destilada, pesa-se o conjunto. A diferença no volume de água nesta última
medida em relação à medida anterior corresponde ao volume da amostra.
Obtidas essas 4 medidas, pode-se calcular a densidade do mineral da
seguinte maneira:
d = , onde:
(Pp+m − Pp) = Peso do mineral no ar (Pm),
Pp+a = Peso do picnômetro + água (Pp + PH2O)
Pp+m+a = Peso do picnômetro + mineral + água não deslocada pelo mineral
(PP + Pm + PH2Ond) , então:
Pp+m − Pp + Pp+a − Pp+m+a = Pm + Pp + PH2O − Pp − Pm − PH2Ond = PH2O − PH2Ond
PH2O − PH2Ond = Peso da água deslocada pela amostra de mineral (PH2Od). Portanto:
= = densidade do mineral
Líquidos pesados:
Diversos líquidos pesados podem ser usados na determinação da densidade de minerais,
sendo que o bromofórmio (d = 2,89) e o iodeto de metilênio (d = 3,33) são os mais utilizados.
Um fragmento de mineral ao ser introduzido em um líquido pesado, poderá afundar (se for
mais pesado que o líquido), boiar (se for mais leve que o líquido) ou nem afundar e nem boiar
(se sua densidade for igual a do líquido). Neste último caso, a densidade do mineral (igual a do
líquido) é determinada diretamente. Se o mineral boiar, adiciona-se ao líquido pesado
quantidades progressivas de um líquido mais leve, como a acetona (d = 0,79) até que o mineral
se estabilize na mistura de líquidos (sem boiar e nem afundar), indicando que a densidade da
mistura de líquidos se equivale a do mineral. A densidade da mistura de líquidos e, portanto a
do mineral, pode ser determinada prontamente através de uma balança de westphal.
Os líquidos pesados não servem para determinar a densidade dos minerais mais pesados
que eles (afundam no líquido). Nestes casos, os líquidos pesados podem ser utilizados para
separar minerais com densidades diferentes em uma mistura com vários componentes minerais
granulares. Por exemplo, a separação dos gãos minerais de uma areia composta de quartzo (d =
2,65), turmalina (d = 3,20) e granada (d = 4,25), pode ser feita inicialmente com o
bromofórmio, no qual o quartzo boiará e a turmalina e a granada afundarão. Após a separação
do quartzo, os outros dois minerais mais pesados podem ser separados utilizando-se o iodeto
de metilênio, onde a turmalina boiará e a granada afundará.
Cálculo da densidade relativa:
Conhecendo-se o número dos diversos átomos na cela unitário e o seu volume, pode-se
calcular o peso específico do mineral. A fórmula química do mineral fornece apenas as
proporções dos diferentes átomos, sem esclarecer o número de fórmulas mínimas contidos na
cela unitária. Esse número, denominado Z, é um número inteiro, normalmente pequeno. Por
exemplo, a fórmula mínima da aragonita (CaCO3) revela que a proporção dos átomos é
Pp+m − Pp
Pp+m − Pp + Pp+a − Pp+m+a
Figura 4.17- Picnômetro
Pp+m − Pp
Pp+m − Pp + Pp+a − Pp+m+a
Peso do mineral
Peso da água deslocada

12
1Ca : 1C : 3O, mas existem 4 fórmulas mínimas por cela unitária, ou seja, em cada cela unitária
da aragonita existem 4Ca, 4C e 12O. O Peso molecular da aragonita é Pm = 40,08 + 12,01 + 3
× 16,00 = 100,09 , porém o peso molecular do conteúdo da cela unitária (Z = 4) é 4 × 100,09 =
400,36.
O volume da cela unitária depende não só das dimensões de seus eixos (arestas), mas
também do sistema cristalino do mineral. Como a aragonita pertence a um sistema ortogonal
(ortorrômbico), cujas dimensões da cela unitária são a = 4,96 A
o
, b = 7,97 A
o
, c = 5,74 A
o
, o
volume da cela unitária (VCU) é VCU = a× b × c = 4,96 × 7,97× 5,74 ⇒ VCU = 226,91 A
o 3
.
Dividindo-se por (108
)
3
para converter angstron ao cubo (A
o
)
3
em centímetro ao cubo (cm3
),
obtem-se VCU = 226,91 × 10-24
cm3
. Conhecendo-se o peso molecular (Pm) e o volume da cela
unitária (VCU), o peso específico do mineral (Pe) pode ser calculado pela seguinte fórmula:
Pe = , onde N é o número de Avogadro (6,02338 × 1023
) que é o número
de átomos em 1 átomo grama (peso atômico expresso em gramas).
O peso específico calculado da aragonita será então:
Pe = = 2,93 g/cm3
A densidade é numericamente igual ao peso específico em g/cm3
. Desse modo, o valor
calculado para a densidade da aragonita (2,93) é perfeitamente compatível com os melhores
valores medidos situados em torno de 2,94.
No estudo de minerais novos normalmente o valor de Z não é conhecido. Pode-se
determinar o valor correto de Z fazendo diversas tentativas dos cálculos da densidade, usando
diferentes números inteiros para Z, até se obter a melhor concordância possível entre as
densidades calculadas e medidas.
4.4- PROPRIEDADES RELACIONADAS COM A LUZ
4.4.1- INTRODUÇÃO:
Serão tratadas neste tópico as propriedades de observação direta, relacionadas com a
luz, ou seja, sem necessidade de equipamentos óticos, tais como diafaneidade, brilho, cor,
traço, jogo de cores, iridescência, acatassolamento e luninescência.
A luz visível corresponde apenas a uma pequena parte do espectro eletromagnético cujo
comprimento de onda (λ) situa-se entre 0,35 e 0,75 µm e a freqüência (f) entre 8,5 × 1014
e 4,0
× 1014
Hz. Todo o resto do espectro eletromagnético não é sensível ao olho humano. De acordo
com o comprimento de onda (ou com a freqüência), a luz visível é caracterizada por uma cor,
variando do violeta ao vermelho, respectivamente do menor para o maior comprimento de
onda (Fig. 4.18).
Z × Pm
N × VCU
4 × 100,09
6,02338 × 1023
× 226,91 × 10-24

13
Figura 4.18- Espectro eletromagnético, mostrando em destaque a faixa denominada de luz
visível.
A mistura de todas as radiações (cores) do espectro visível resulta em uma luz branca.
Quando a luz branca incide na superfície de um mineral ou de um objeto qualquer, ela pode ser
refletida, dispersa, refratada ou absorvida (Fig. 4.19). A reflexão e a dispersão ocorrem quando
a luz não consegue penetrar ou se propagar no interior do mineral. A luz refratada é a luz que
penetra e consegue efetivamente se propagar no interior do mineral, sendo que, para algumas
substâncias parte desta luz pode ainda ser absorvida. A luz que sai do mineral e atinge nossos
olhos, denominada luz transmitida é, portanto, igual a diferença entre a luz refratada e a luz
absorvida (se houver).
4.4.2- DIAFANEIDADE
É a propriedade que expressa a capacidade de transmissão da luz pelos minerais. Na
maioria dos minerais predomina a transmissão da luz, havendo pouca reflexão. Estes minerais
são iônicos ou covalentes e são denominados transparentes ou translúcidos. Denominam-se
transparentes os minerais com alta capacidade de transmissão da luz, permitindo que um objeto
10
-6
10
-5
10
-4
10
-2
1 10
2
10
4
10
6
0,35 0,75
Raios X
InfravermelhoUltravioleta
Micro-ondas
Ondas de
Radio
UV IR
Raios Gama
( m)M
10
-2
10
-1
1 10
2
10
4
10
6
10
8
10
10
( )A
Ff (Hz)
Fe (eV)
3 10× 12
3 10×
14
4 10×
11
7 10×
2
7 10×
6
3 10×
5
3 10×
8
3 10× 16
8,5 10×
14
4,0 10×
14
3 10×
18
3 10×
20
1,24 10×
6
1,24 10×
4
1,24 10×
2
1,24 10×
-2
1,24 10×
-4
1,24 10×
-6
3,5 1,65
3 10×
10
10
9
3 10×
8
( m)M 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0
Ultravioleta
Luz visível
Infravermelho0,35 0,75
Luz
Incidente
Dispersão
Luz
Refletida
Luz
Transmitida
Luz Refratada
Mineral
Luz absorvida reemitida
por fluorescência.
Figura 4.19- Na interação entre a luz e um
mineral, pode-se destacar a luz incidente, a luz
refletida, a luz dispersada, a luz refratada, a luz
absorvida e a luz transmitida.
Luz transmitida = luz refratada − luz absorvida

14
seja observado com nitidez através deles. Exemplos: algumas variedades de quartzo (cristal de
rocha) e de calcita (espato de Islândia) são altamente transparentes. A maioria das gemas é
transparente e a qualidade de sua transparência é um dos principais parâmetros que definem
seu preço.
Denominam-se translúcidos aqueles minerais que são capazes de transmitir a luz, mas o
fazem de maneira difusa, permitindo que um objeto seja observado através dele, porém não
com nitidez. O caráter transparente ou translúcido depende também da espessura da amostra,
de tal modo que a maioria dos minerais translúcidos pode tornar-se transparente em lâminas
delgadas. Exemplos: gipso, feldspatos, fluorita.
Os minerais com baixa capacidade de transmissão da luz são denominados
genericamente de opacos. Nos minerais opacos prevalece a ligação metálica, podendo haver a
participação apenas minoritária das ligações iônica e covalente, e ocorre a predominância da
reflexão da luz. Exemplos: ouro, prata, cobre nativos, pirita, calcopirita, galena.
4.4.3- BRILHO
É a aparência geral da superfície de um mineral sob a ação da luz refletida. De acordo
com o brilho, os minerais são classificados em dois grupos seguintes: metálicos e não
metálicos, mas não há um limite rígido entre os dois tipos de brilho. Embora não seja fácil
descrever as diferenças entre os brilhos metálico e não-metálico, o olho humano o distingue
com certa facilidade.
Brilho metálico: É o brilho das substâncias metálicas que refletem muito a luz (> 75%) e
normalmente são opacos. Exemplos: ouro, prata, cobre nativos, pirita, calcopirita, galena.
Brilho não-metálico: É o brilho das substâncias transparentes e translúcidas que refletem
pouco a luz (< 75%), havendo normalmente predominância da transmissão da luz. De acordo
com a intensidade da luz refletida e algumas características físicas que afetam a reflexão da
luz, o brilho não metálico pode ser classificado em seis tipos seguintes:
1- Vítreo: brilho do vidro. É o brilho não metálico mais comum. Exemplos: quartzo, fluorita,
calcita.
2- Resinoso: brilho da resina. Exemplo: esfalerita, calcita.
3- Nacarado ou perláceo: brilho da pérola. É observado normalmente nas superfícies dos
minerais paralelas aos planos de clivagens. Exempos: talco e apofilita.
4- Gorduroso: brilho de alguns minerais que aparentam estar recoberto por uma delgada
camada de óleo. Exemplo: nefelina e quartzo leitoso.
5- Sedoso: brilho da seda. É normalmente observado em minerais fibrosos. Exempos: gipso
fibroso, serpentina (variedade crisotila).
6- Adamantino: brilho não metálico caracterizado por alta cintilância da luz e apresentado
por minerais com alto índice de refração. Exempos: diamante, cerussita, anglesiata e rutilo.
4.4.4- COR
Se a luz incidente no mineral não sofre nenhuma absorção, a luz transmitida ou refletida
atinge o olho como luz branca e o mineral será também branco ou incolor. Minerais coloridos
são aqueles que absorvem parte da luz incidente. A cor do mineral resultará da combinação dos
comprimentos de onda remanescentes (luz refratada − luz absorvida) que atinge os nossos
olhos e dependerá, portanto, da faixa de comprimento e onda absorvida pelo mineral. Quando
uma radiação eletromagnética interage com um material qualquer, serão absorvidos aqueles
comprimentos de onda cujas energias correspondem exatamente às diferenças de energia entre
os níveis eletrônicos do material, provocando excitação de elétrons de um nível para outro
mais energético. Em minerais coloridos as diferenças de energia entre certos níveis eletrônicos
situam-se na faixa de energia da luz visível. Portanto, quando a luz branca interage com tais
minerais, certos comprimentos de onda são absorvidos e removidos do espectro, causando
excitação dos elétrons entre os referidos níveis e tornando a luz branca incidente colorida.

15
Diferenças de energia entre níveis eletrônicos na faixa da luz visível são mais comuns em
metais de transição com orbitais do subnível 3d incompleto, tais como Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co,
Ni e Cu, denominados elementos cromófiros em alusão ao cromo, cuja presença provoca cores
intensas nos materiais. Como o metal de transição mais abundante na crosta terrestre, o ferro é
principal elemento cromófiro nos minerais.
Os comprimentos de onda absorvidos pelos minerais podem ser medidos
quantitativamente por um espectrômetro. A figura 4.20 mostra o espectro de absorção, na faixa
da luz visível, do berilo (variedade esmeralda) e do córindon (variedade rubi). Nos dois
minerais as absorções são causadas pelo Cr+3
. Na esmeralda as absorções ocorrem entre o
violeta e azul, com transmissão no verde (cor da esmeralda), enquanto que no rubi as
absorções ocorrem no violeta e entre o verde e laranja, com transmissão no azul e vermelho
(cores do rubi).
Dentre as propriedades dos minerais, a cor é normalmente a primeira e mais facilmente
observada. Entretanto, somente em alguns minerais a cor é fixa ou pouco variável, podendo ser
utilizada como propriedade diagnóstica para a identificação destes minerais. A maioria dos
minerais metálicos apresenta coloração constante, como o amarelo-latão da calcopirita, o
cinza-chumbo da galena, o preto da magnetita e o branco da prata da arsenopirita. A cor dos
minerais deve ser observada, contudo, em superfícies frescas, pois as alterações superficiais
podem mudar a cor do mineral, mesmo naqueles em que a cor é constante. Por exemplo, a
bornita que em superfície fresca exibe coloração bronze parda, pode apresentar variações para
azul e lilaz, e o cinza chumbo brilhante da galena pode escurecer e perder o brilho em
superfícies alteradas.
Ao contrário dos minerais metálicos, a maioria dos minerais não-metálicos apresenta
variações em suas colorações. Predominam variações restritas relacionadas com variações
composicionais como, por exemplo, os plagioclásios (branco nos sódicos a cinza escuro nos
cálcicos) as granadas (vermelho a marrom), os piroxênio (branco ou bege nos magnesianos a
verde ou marrom escuro nos ferrosos), os anfibólios (branco ou verde claro nos magnesianos a
verde escuro a preto nos ferrosos). A substituição progressiva do zinco pelo ferro na esfalerita
provoca variações em sua coloração, do branco, passando pelo amarelo e castanho até preto.
Figura 4.20- Espectro de
absorção da Esmeralda e
do Rubi.

16
Em alguns minerais como a fluorita, calcita, quartzo e turmalina, a cor varia tão amplamente
que não pode ser utilizada como propriedade diagnóstica. Por outro lado, alguns minerais não
metálicos apresentam colorações constantes como, por exemplo, a malaquita (verde), azurita
(azul), rodonita (vermelho a róseo) e turquesa (verde azulado).
4.4.5- TRAÇO
É a cor do pó do mineral. O traço é uma importante propriedade diagnóstica dos
minerais, pois embora a cor possa variar, o traço é constante. O traço pode ser determinado
esfregando-se o mineral em uma superfície rugosa de material mais duro, como a placa de
porcelana que possui dureza 7. Se o mineral é mais mole que a placa de porcelana, ele deixará
o traço sobre a placa. O traço é muito útil também na definição do brilho, pois os minerais
metálicos exibem normalmente traço escuro (preto, castanho e cinza), enquanto que os
minerais não metálicos exibem traço claro (branco, castanho claro, amarelo).
4.4.6- JOGO DE CORES
Denomina-se jogo de cores ou iridescência a produção de várias cores espectrais em
rápida sucessão quando o ângulo da luz incidente no mineral muda como, por exemplo, no
diamante e na opala preciosa. O jogo de cores é causado por interferência da luz tanto no
interior (iridescência interna) como na superfície do mineral (iridescência externa).
Uma iridescência interna é causada por interferência da luz quando ela é difratada ou
refletida por planos de clivagens, lamelas de geminação ou exsolução estreitamente espaçadas,
ou ainda pequenas inclusões distribuídas em grupos planares. Algumas espécies de labradorita
(plagioclásio cálcico) exibem iridescência interna, denominada labradorescência, variando do
azul ao verde ou amarelo ou vermelho, causada por lamelas de geminação ou de exsolução
extremamente finas e paralelas nas labradoritas com 47 a 58% de anortita (Fig. 4.21). Estudo
do jogo de cores nas opalas preciosas em microscópio eletrônico tem mostrado que a
interferência da luz é causada pela presença de pequenas esferas milimétricas de sílica amorfa
com pequena quantidade de água, regularmente distribuídas no interior da opala, formando
uma rede tridimensional que difrata a luz branca, produzindo as cores espectrais.
. Uma iridescência externa (superficial) é normalmente causada por interferência da luz
quando ela é refletida a partir de uma película delgada de oxidação ou alteração na superfície
dos minerais. Este tipo de iridescência é particularmente comum em alguns minerais metálicos
como a hematita, bornita, calcopirita e esfalerita.
4.4.7- ACATASSOLAMENTO E ASTERISMO
Figura 4.21- Fotografia em microscópio
eletrônico de transmissão mostrando
microlamelas de exsolução muito finas
em labradorita que difratam a luz branca
e produzem jogo de cores espectrais
denominado labradorescência.

17
Alguns minerais exibem uma aparência sedosa em luz refletida, denominada
acatassolamento como, por exemplo, gipso “pedra de setim” (satin spar), crisoberilo “olho de
gato” e quartzo “olho de tigre”, formado a partir de uma variedade de riebeckita fibrosa
(crocidolita) substituída por quartzo. Este efeito é causado pela presença de pequenas fibras
paralelas ou por um arranjo paralelo de inclusões ou cavidades. Quando um mineral com
acatassolamento é lapidado na forma de cabuchão (forma arredondada cônica), um feixe de luz
cruza o mineral formando ângulos retos com a direção das fibras ou inclusões. Em alguns
cristais do sistema hexagonal, como o quartzo e os córindons gemológicos (rubi e safira), as
fibras ou inclusões podem ser arranjadas em três direções cristalográficas a 120o
uma da outra,
provocando o acatassolamento triplo, denominado asterismo, caracterizado por raios de luz
perpendiculares a cada uma das três direções das fibras ou inclusões. Quando lapidados na
forma de cabuchão e observados na direção do eixo vertical, estes minerais exibem raios de luz
na forma de uma estrela de seis pontas (Fig. 4.22)
4.4.8- LUMINESCÊNCIA
Denomina-se luminescência qualquer emissão de luz por um mineral que não seja o
resultado direto da incandescência. A luminescência é normalmente tênue, podendo ser
observada somente em ambiente escuro. Este fenômeno pode ser produzido de diversas
maneiras e ocorre normalmente em minerais que contêm íons estranhos à sua composição
(impurezas) denominados ativadores.
Fluorescência e Fosforescência
Denominam-se fluorescentes os minerais que se tornam luminescentes durante
exposição à luz ultravioleta, aos raios-X ou raios catódicos. O fenômeno denomina-se
fosforescência se a luminescência perdurar após a interrupção da radiação excitante. Não há
uma nítida distinção entre fluorescência e fosforescência, já que em alguns minerais
aparentemente apenas fluorescentes pode ser constatado, através de métodos refinados de
observação, que a luminescência continua por pequenas frações de segundo após a interrupção
da radiação excitante. Por causa dessa dificuldade em caracterizar alguns minerais como
fluorescente ou fosforescente, para alguns autores existe de apenas um fenômeno e não dois.
A causa da fluorescência é similar à causa da cor, sendo os íons de metais de transição
os elementos ativadores. Quando um mineral fluorescente é exposto à uma radiação invisível
de curto comprimento de onda (ultravioleta por exemplo), o mineral absorve parte desta
radiação que excita seus elétrons os quais saltam para um nível mais energético. Quando cessa
a excitação, os elétrons retornam ao seu nível energético original e emitem radiação com o
Figura 4.22- Asterismo em esfera de quartzo rosa
com 5,5 cm de diâmetro, causado por inclusões
aciculares microscópicas de rutilo orientadas em
três direções a 120o
uma da outra.

18
mesmo comprimento de onda absorvido (ulravioleta). Entretanto estes elétrons excitados
podem retornar para um nível de energia intermediário, mais energético que o nível original,
porém menos energético que o estado excitado. Neste caso, se a radiação excitante é
ultravioleta (UV) os elétrons podem emitir radiação na faixa visível, denominada
fluorescência, menos energética e de maior comprimento de onda que a radiação ultravioleta.
A habilidade dos minerais em absorver radiação UV com um determinado comprimento de
onda é variável. Alguns minerais fluorescem somente sob o efeito de radiação UV de
comprimento de onda curto, enquanto que outros fluorescem sob a ação de radiação UV de
comprimento de onda longo, e outros ainda fluorescem sob a ação de radiação UV tanto de
comprimento de onda curto como longo. A cor da luz fluorescente emitida varia
consideravelmente com o comprimento de onda da radiação ultravioleta excitante.
Fluorescência é uma propriedade imprevisível, pois algumas espécies de um mineral
podem ser fluorescentes, enquanto que outras espécies similares, mesmo procedentes da
mesma localidade, podem não ser fluorescentes. A fluorita é o principal mineral fluorescente e
o mineral cujo nome derivou a denominação da propriedade. Sua fluorescência azul pode estar
relacionada com a presença de material orgânico ou íons de terras raras. Outros minerais
fluorescentes são: scheelita, wilemita, calcita, eucripitita (silicato de Li e Al), escapolita,,
diamante e autunita. A fluorescência azul pálido da schelita é atribuída ao molibdênio que
substitui o tungstênio, enquanto que a fluorescência brilhante da wilemita e da calcita é
atribuída ao manganês.
A fluorescência tem aplicação prática na prospecção mineral e na mineração. Com um
aparelho portátil de radiação UV (mineralight) pode-se detectar scheelita ou wilemita, à noite,
nos afloramentos e, nas minas, os corpos de minério podem ser delimitados, à noite, com
auxílio de um mineralight. Com o desenvolvimento de substâncias fluorescentes sintéticas, a
fluorescência vem se tornando um fenômeno comumente observado, em lâmpadas
fluorescentes, pinturas, roupas etc.
Existem pelo menos mais duas maneiras de produzir luminescência nos minerais.
Minerais não metálicos com íons de metais de transição como impureza, podem tornar-se
luminescentes ao serem aquecidos (termoluninescência). A luz visível inicial surge entre 50 e
100o
C e a emissão de luz normalmente cessa a partir de 475o
C. Há muito tempo é conhecido o
caráter termoluninescência da variedade clorofana da fluorita. Outros minerais
termoluninescentes são calcita, apatita, escapolita, lepidolita e alguns feldspatos. Alguns
minerais não metálicos com clivagem boa podem tornar-se luminescentes ao serem
esmagados, riscados ou esfregados (triboluminescência). Exemplos: fluorita, esfalerita e
lepidolita.
4.5- PROPRIEDADES ELÉTRICAS
4.5.1- INTRODUÇÃO
A condutibilidade elétrica nos minerais está diretamente relacionada ao tipo das
ligações químicas. Minerais com ligação metálica pura são excelentes condutores, tais como os
metais nativos (Au, Ag, Cu, Pt), enquanto que minerais com ligação parcialmente metálica,
como alguns sulfetos e óxidos, são semi-condutores. Minerais iônicos ou covalentes são
normalmente isolantes. Em minerais não-isométricos, a condutibilidade elétrica é uma
propriedade vetorial, variando com a direção cristalográfica. Por exemplo, no mineral grafita a
condutibilidade elétrica é muito mais intensa na direção perpendicular ao eixo C que paralela a
ele. O desenvolvimento de cargas elétricas induzidas nos minerais são propriedades
denominadas Piezoeletricidade e Piroeletricidade.
4.5.2- PIEZOELETRICIDADE

19
É o desenvolvimento de cargas elétricas nas extremidades de um eixo polar do mineral
quando o eixo é pressionado em uma de suas extremidades. A pressão sobre o eixo provoca o
surgimento de um fluxo de elétrons em direção a uma das extremidades do eixo, produzindo
ali uma carga elétrica negativa e uma carga elétrica positiva induzida na outra extremidade.
Um eixo de simetria de um cristal é considerado eixo polar se uma direção do eixo não é
relacionada por simetria com a outra direção ao longo do mesmo eixo. Eixos polares ocorrem
somente em cristais que não apresentam um centro de simetria. Das 21 classes de simetria sem
centro, 20 delas podem desenvolver algum grau de piezoeletricidade, porém não são muitos os
minerais que desenvolvem esta propriedade de maneira notável. O quartzo é o mineral
piezoelétrico mais importante. Além dele, a turmalina também apresenta esta propriedade.
Uma placa de quartzo cortada com orientação adequada, quando submetida a uma corrente
alternada sofre deformação mecânica que pressiona seu eixo polar gerando cargas elétricas
piezoelétricas, as quais provocam vibrações na placa com freqüência constante e inversamente
proporcional à espessura da placa. A principal aplicação das propriedades piezoelétricas do
quartzo é no controle de radio freqüência em circuitos eletrônicos. Colocando uma placa de
quartzo no campo elétrico gerado por um radio circuito, a freqüência da transmissão ou
recepção é controlada quando a freqüência do quartzo coincide com as oscilações do circuito.
4.5.3- PIROELETRICIDADE
É o desenvolvimento de cargas elétricas negativas e positivas nas extremidades e um
eixo polar do mineral quando este sofre mudanças de temperatura. Cristais pertencentes às 10
classes de simetria que possuem um único eixo polar apresentam piroeletricidade primária,
como, por exemplo, a turmalina. O quartzo, com seus três eixos polares, quando aquecido até
em torno de 100o
C e depois resfriado, desenvolverá cargas elétricas positivas nas três
extremidades alternadas prismáticas e cargas negativas nas outras três. Essas cargas elétricas
são denominadas piroelétricas secundárias porque, embora dependente de mudança de
temperatura, as cargas, na verdade, são piezoelétricas causadas pela deformação provocada
pela expansão térmica desigual ao longo dos eixos.
4.5- MAGNETISMO
Alguns minerais são magnéticos, mas a grande maioria não apresenta nenhuma
propriedade magnética. O magnetismo é uma propriedade relacionada com a estrutura
eletrônica de alguns elementos químicos. A força de atração magnética tem a sua origem no
movimento de rotação dos elétrons, denominado “spin”que cria um campo magnético em torno
do elétron. O elétron em rotação pode ser considerado um diminuto ímã ou um dipolo
magnético com um momento magnético definido pelo produto da área abrangida pela rotação
do elétron pela carga do elétron. Como em um orbital só podem existir dois elétrons com
sentido dos movimentos de rotação (spin) contrários, o momento magnético resultante no
orbital é nulo. Como na maioria das substâncias, após a combinação dos elementos, os orbitais
tendem a se completar (com 2 elétrons de “spins” contrários), o momento magnético resultante
será nulo e estas substâncias não são afetadas por um campo magnético, ou seja, não
apresentam propriedades magnéticas. Tais substâncias são denominadas diamagnéticas que
corresponde à situação da grande maioria dos minerais. Exemplos: quartzo, calcita, feldspatos,
apatita, coríndon e esfalerita são minerais diamagnéticos.
Os elementos que produzem momento magnético são os metais de transição que
apresentam orbitais 3d incompletos, tais como Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni e Cu. O momento
magnético destes elementos é proporcional ao número de orbitais incompletos (com apenas um
elétron). Nestes elementos os cinco orbitais 3d são preenchidos da seguinte maneira: cada
orbital é inicialmente preenchido com um elétron e, em seguida, os orbitais vão sendo
preenchidos pelo segundo elétron com “spin” contrário, conforme a tabela da figura 4.23. A

20
tabela mostra que o Fe+3
e Mn+2
são os íons mais magnéticos, cada um com cinco orbitais
incompletos.
Elementos Ions
Direções dos spins nos 5
orbitais 3d
No
de eletrons
nos 5 orbitais
Momento
magnético
Sc Ti
+3
, V
+4
1 1µβ
Ti Ti
+2
, V
+3
2 2µβ
V V
+2
, Cr
+3
, Mn
+4
3 3µβ
Cr Cr
+2
, Mn
+3
4 4µβ
Mn Mn
+2
, Fe
+3
5 5µβ
Fe Fe
+2
, Co
+3
6 4µβ
Co Co
+2
7 3µβ
Ni Ni
+2 8 2µβ
Cu Cu
+2
9 1µβ
Zn Zn
+2
, Cu+ 10 0µβ
Figura 4.23- Íons comuns dos elementos de transição (Z = 21 a Z = 30), mostrando as direções
dos “spins” e o número de elétrons nos 5 orbitais 3d, e o momento magnético dos íons.
Para compreendermos o magnetismo de um mineral, além do magnetismo maior ou
menor dos íons, deve-se compreender também como tais íons interagem na estrutura cristalina
do mineral. Se a estrutura cristalina é constituída por um arranjo caótico de dipolos magnéticos
e, ao ser submetida ao efeito de um campo magnético externo, apenas uma pequena parte dos
dipolos magnéticos se alinha ao campo magnético, o mineral é classificado como
paramagnético, o qual apresenta uma fraca susceptibilidade magnética. A magnetização
imposta, além de fraca, não é permanente, pois quando o campo magnético externo deixa de
atuar na substância paramagnética os dipolos magnéticos retornam ao estado caótico original.
Exemplos: olivina (Mg,Fe)2SiO4 e augita (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)(Al,Si)2Si2O6 são minerais
paramagnéticos. Por outro lado, quando a maior parte dos dipolos magnéticos se alinham ao
campo magnético externo, o mineral é classificado como ferromagnético, como, por exemplo,
o ferro metálico (Fig. 4.24). As substâncias ferromagnéticas apresentam uma susceptibilidade
magnética forte e quando o campo magnético externo deixa de atuar os dipolos magnéticos
continuam alinhados, ou seja, a magnetização permanece no mineral ferromagnético.
Em um outro tipo de magnetismo, denominado ferrimagnetismo, os “spins” não são
paralelos, como nas substâncias ferromagnéticas, e sim antiparalelos (direções opostas) e
desiguais e, como tal, existe sempre um momento magnético resultante permanente, sem
necessidade de interferência de um campo magnético externo (Figura 4.25). Exemplos:
Figura 4.24- Substância ferromagnética antes
do efeito do campo magnético externo (a) e
após o efeito do campo magnético externo (b).
a b

21
minerais da série magnetita Fe3O4 – Ulvoespinélio Fe2TiO4 , da série hematita Fe2O3 – ilmenita
FeTiO3 e a pirrotita Fe1-xS são minerais ferrimagnéticos.
Tanto os minerais ferromagnéticos como os ferrimagnéticos ao serem aquecidos acima
de uma determinada temperatura, denominada temperatura Curie, perdem o ordenamento dos
dipolos magnéticos e, portanto, o seu magnetismo. A temperatura Curie do ferro metálico é
770o
C e da magnetita é 580o
C.
Com base na susceptibilidade magnética os minerais podem ser separados por um
eletroímã. Um equipamento normalmente utilizado em separações magnéticas de minerais é o
Separador Isodinâmico Franz. Este equipamento pode separar os minerais diamagnéticos dos
paramagnéticos e dos ferromgnéticos e ferrimagnéticos.
4.6- RADIOATIVIDADE
Radioatividade é uma reação nuclear que ocorre espontaneamente em isótopos
radioativos de alguns elementos. O núcleo desses elementos é instável e se transforma
espontaneamente em outro elemento com liberação de energia radioativa, processo
denominado decaimento ou desintegração radioativa. O elemento com núcleo instável que está
decaindo é denominado elemento-pai e o elemento formado a partir do decaimento do
elemento-pai é o elemento-filho. Durante o decaimento radioativo, cada elemento-pai leva um
determinado tempo para se transformar em um elemento-filho e a transformação continua até
se formar um elemento-filho estável (isótopo radiogênico). Estudos de laboratório têm
demonstrado que a taxa de decaimento dos elementos radioativos, em um determinado
intervalo de tempo, denominada constante de decaimento ou de desintegração, não é afetada
por mudanças químicas e físicas do ambiente, sendo, portanto, constantes nos diversos
ambientes geológicos. A taxa de decaimento é normalmente expressa através do conceito de
meia-vida que corresponde ao tempo decorrido para que metade da quantidade original de
átomos radioativos se transforme em átomos radiogênicos (estáveis).
Três tipos de decaimento seguintes ocorrem nos processos radioativos:
1- Decaimento alfa (α): o núcleo instável emite uma partícula α (2 prótons + 2 nêutrons) e,
portanto, o elemento-filho terá seu número atômico (Z) reduzido em 2 unidades e seu
número de massa reduzido em 4 unidades.Ex.
238
U
234
Th + α + γ + energia.
2- Decaimento beta (β): um dos nêutrons do núcleo instável transforma-se em próton por
emissão de uma partícula β (semelhante ao elétron), aumentando o número atômico (Z) do
elemento-filho em 1 unidade, sem alterar sua massa. Ex.
87
Rb
87
Sr + β
−
+ energia.
a
b
Figura 4.25- Ilustração do alinhamento dos spins nas substâncias ferromagnéticas e
ferrimagnéticas. Nas substâncias ferromagnéticas os spins são paralelos e iguais, enquanto que
nas ferrimagnéticas os spins são antiparalelos e desiguais (a). Representação esquemática da
direção dos spins nas posições tetraédricas e octaédricas na estrutura da magnetita (b).
92 90
37 38

22
3- Captura de elétrons: um próton do núcleo instável captura um elétron da camada de elétrons
que rodeia o núcleo e se transforma em nêutron, diminuindo o número atômico (Z) do
elemento-filho em 1 unidade, sem alterar seu número de massa.
Ex .
40
K + e
− 40
Ar + γ + energia. Gama (γ) é uma radiação eletromagnética
energética e de pequeno comprimento de onda que surge como sub-produto dos
decaimentos α, β e captura de elétrons. A radiação γ é de extrema importância na
exploração mineral de elementos radioativos, pois ela pode ser detectada por contadores
Geiger e por gamaespectometria (inclusive aérea). Metais básicos (Cu, Pb e Zn) e metais
preciosos (Au, Ag, Pt) que estejam associados à minerais radioativos também podem ser
explorados por gamaespectrometria.
A meia-vida dos principais elementos radioativos geologicamente importantes já é bem
conhecida, conforme ilustrado na tabela abaixo.
Elemento
Isótopo
radioativo
Meia-vida
Elemento-filho
estável
Decaimento
Potássio 40
K 1,28 × 109
anos
40
Ca e
40
Ar 1 captura de elétron
Rubídio 87
Rb 4,88 × 1010
anos
87
Sr Emissão de 1 partícula β
Tório 232
Th 1,41 × 1010
anos
208
Pb e 4
He Emissão de 6 partículas α e 4 β
Urânio
238
U
235
U
4,51 × 109
anos
7,04 × 108
anos
206
Pb e 4
He
207
Pb e 4
He
Emissão de 8 partículas α e 6 β
Emissão de 7 partículas α e 6 β
Alguns isótopos radioativos se transformam em isótopos estáveis através de um único
tipo de decaimento como, por exemplo, 87
Rb para 87
Sr (decaimento β) e 40
K para 40
Ar (captura
de elétron). Entretanto outros isótopos radioativos sofrem decaimentos consecutivos até se
tornarem isótopos estáveis como, por exemplo, 232
Th para 208
Pb com emissão de 6 partículas α
e 4 partículas β, 235
U para 207
Pb com emissão de 7 partículas α e 6 partículas β e 238
U para
206
Pb com emissão de 8 partículas α e 6 partículas β (Fig. 4.26).
A presença de isótopos radioativos na composição dos minerais torna-os radioativos. A
radioatividade é mais intensa em minerais com quantidades expressivas de isótopos radioativos
de U e Th (232
Th, 238
U, 235
U), pois a série de decaimento destes isótopos é longa, envolvendo
vários pulsos de decaimento α e β, com maior liberação de energia, a qual pode ser medida
através de um contador Geiger ou de um cintilômetro. Por exemplo: uraninita UO2 , thorianita
19 18
Figura 4.26- Série de dacaimento
radioativo do urânio 238 para chumbo
206, com meia-vida total de 4,51 bilhões
de anos.

23
ThO2 , coffinita U(SiO4)1-×(OH)4× , autunita (CaUO2)2(PO4)2.10-12H2O, carnotita
K2(UO2)2(VO4)2.nH2O e monazita (Ce,La,Y,Th)PO4 são minerais intensamente radioativos,
nos quais o urânio e tório são componentes principais. Minerais como zircão Zr(SiO4), Titanita
CaTiO(SiO4), allanita (Ca,Na,Ce,La)2(Al,Fe,Mn,Be,Mg)3O(SiO4)(Si2O7)(OH) e xenotímio
YPO4 são normalmente radioativos, pois em suas composições freqüentemente estão presentes
isótopos radioativos de urânio e tório, embora não como elementos principais e sim
substituindo alguns destes elementos. A radioatividade proveniente destes minerais é
extremamente perigosa ao ser humano não só pela sua intensidade normalmente alta, mas
principalmente pela presença de isótopos radioativos de radônio (222
Rn, 220
Rn, 219
Rn) na cadeia
de decaimento dos isótopos 238
U, 235
U e 232
Th. O radônio é um gás nobre extremamente
perigoso, pois não é visível e não tem cheiro. Se for inalado pelo homem, a continuação do
decaimento radioativo do radônio produzirá metais nocivos, como o polônio, chumbo e
bismuto (Fig. 4.26), no interior do pulmão, com sérias possibilidades de danos à saúde.
A estrutura cristalina dos minerais fortemente radioativos, portadores de urânio e tório,
normalmente apresenta-se profundamente afetada pela radioatividade; processo este
denominado metamictização. Nos casos extremos, este processo chega a destruir
completamente a estrutura cristalina dos minerais metamícticos, tornando-os amorfos.
A radioatividade proveniente de minerais portadores de potássio e rubídio é de
intensidade mais fraca e não representa perigo radiológico eminente para o ser humano.
Embora o potássio seja um elemento abundante nas rochas da crosta terrestre e faça parte da
composição de minerais abundantes como as micas muscovita KAl2(AlSi3O10)(OH)2 e biotita
K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 e os K-feldspatos (K,Na)AlSi3O8 , a intensidade da radiação
proveniente do 40
K nestes minerais é fraca e não há emissão de partículas α e β. O rubídio é
um elemento traço nas rochas da crosta terrestre mas ocorre principalmente substituindo o
cálcio em alguns minerais abundantes como os plagioclásio (Ca,Na)Al(Si,Al)3O8. Embora
ocorra emissão de partícula β no dacaimento do 87
Rb para 87
Sr, a intensidade da radiação é
fraca em função do baixo conteúdo do rubídio nas rochas e minerais.

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