Mineral

Em geologia e mineralogia, um mineral ou espécie mineral é, em termos gerais, uma substância sólida com uma composição química bastante bem definida e uma composição química específica…

Em geologia e mineralogia, um mineral ou espécie mineral é geralmente definido como uma substância sólida que ocorre naturalmente, caracterizada por uma composição química distinta e uma estrutura cristalina específica.

Em geologia e mineralogia, um mineral ou espécie mineral é, em termos gerais, uma substância sólida com uma composição química bastante bem definida e uma estrutura cristalina específica que ocorre naturalmente em forma pura.

Normalmente, a definição geológica de um mineral exclui compostos encontrados exclusivamente em organismos vivos. No entanto, certos minerais, como a calcita, são frequentemente biogênicos, enquanto outros, como a melita, são compostos quimicamente orgânicos. Além disso, os organismos vivos comumente sintetizam minerais inorgânicos, como a hidroxilapatita, que também são encontrados em formações geológicas.

O conceito de mineral difere fundamentalmente daquele de rocha, que é definido como qualquer material geológico sólido a granel que exibe relativa homogeneidade em uma escala suficientemente grande. Uma rocha pode ser composta por um único tipo mineral ou representar um agregado de dois ou mais tipos minerais distintos, separados espacialmente em fases discretas.

Substâncias sólidas naturais sem uma estrutura cristalina definida, como opala ou obsidiana, são denominadas com mais precisão mineralóides. Quando um composto químico se manifesta naturalmente em múltiplas estruturas cristalinas, cada estrutura distinta é classificada como uma espécie mineral separada. Por exemplo, o quartzo e a estishovita, ambos compostos de dióxido de silício, são reconhecidos como dois minerais distintos devido às suas diferentes estruturas cristalinas.

A Associação Mineralógica Internacional (IMA) serve como órgão autorizado para estabelecer as definições e a nomenclatura das espécies minerais. Em maio de 2025, o IMA reconhece oficialmente 6.145 espécies minerais distintas.

A composição química de uma espécie mineral designada pode apresentar pequenas variações devido à presença de pequenas quantidades de impurezas. Variedades específicas dentro de uma espécie podem possuir designações convencionais ou oficiais próprias; por exemplo, a ametista é reconhecida como uma variedade roxa de quartzo. Além disso, algumas espécies minerais acomodam proporções variáveis de dois ou mais elementos químicos ocupando posições estruturais equivalentes. Por exemplo, a fórmula de mackinawite é representada como (Fe,Ni)
₉S
§1516§, significando Fe
_xNi
_9-xS
§4849§, onde x é um valor variável que varia de 0 a 9. Ocasionalmente, minerais com composições variáveis são divididos de forma um tanto arbitrária em espécies separadas, formando assim um grupo mineral, como exemplificado pelos silicatos do grupo olivina Ca
_xMg
_yFe
_2-x-ySiO
§9697§.

Além de sua composição química fundamental e estrutura cristalina, a caracterização de uma espécie mineral normalmente abrange seus atributos físicos comuns. Essas propriedades incluem hábito, dureza, brilho, diafaneidade, cor, estrias, tenacidade, clivagem, fratura, sistema cristalino, zoneamento, divisão, gravidade específica, magnetismo, fluorescência e radioatividade, juntamente com propriedades sensoriais como sabor ou cheiro, e sua reatividade ao ácido.

A classificação mineral depende de constituintes químicos essenciais, sendo os sistemas Dana e Strunz as duas metodologias predominantes. Os minerais de silicato constituem aproximadamente 90% da crosta terrestre. Outros grupos minerais significativos incluem elementos nativos, que consistem em um único elemento puro, e vários compostos. Esses compostos abrangem sulfetos (por exemplo, Galena PbS), óxidos (por exemplo, quartzo SiO§34§), halogenetos (por exemplo, sal-gema NaCl), carbonatos (por exemplo, calcita CaCO§9_10§), sulfatos (por exemplo, gesso CaSO§1314§·2H§1516§O), silicatos (por exemplo, ortoclásio KAlSi§19_{20§O§2122§), molibdatos (por exemplo, wulfenita PbMoO§25}26§) e fosfatos (por exemplo, piromorfita Pb§2930§(PO§3132§)§33_34§Cl).

Definições

Associação Mineralógica Internacional

A Associação Mineralógica Internacional estipulou os critérios subsequentes para que uma substância seja reconhecida como um mineral distinto:

Uma substância deve ocorrer naturalmente, formada através de processos geológicos na Terra ou em outros corpos extraterrestres. Este critério exclui explicitamente compostos produzidos exclusivamente por atividades humanas (antropogênicas) ou dentro de organismos vivos (biogênicos), exemplificados por carboneto de tungstênio, cálculos urinários, cristais de oxalato de cálcio em tecidos vegetais e conchas marinhas. No entanto, as substâncias provenientes destas fontes podem ser classificadas como minerais se os processos geológicos contribuíram para a sua formação, como se verifica com a evenkite (derivada de material vegetal), a taranakite (a partir de guano de morcego) ou a alpersite (a partir de rejeitos de minas). Além disso, substâncias hipotéticas, mesmo aquelas que teoricamente existem em ambientes naturais inacessíveis, como o núcleo da Terra ou outros planetas, não são consideradas minerais.
Um mineral deve existir como uma substância sólida em seu estado natural. Uma exceção notável a este princípio é o mercúrio nativo, que o IMA continua a classificar como um mineral apesar de cristalizar apenas abaixo de -39 °C, uma classificação anterior ao estabelecimento da regulamentação atual. Embora a água e o dióxido de carbono estejam frequentemente presentes como inclusões noutros minerais, eles próprios não são considerados minerais; no entanto, o gelo de água é reconhecido como um mineral.
Um mineral deve possuir uma estrutura cristalográfica bem definida ou, mais amplamente, um arranjo atômico ordenado. Esta característica sustenta várias propriedades físicas macroscópicas, incluindo forma de cristal, dureza e clivagem. Consequentemente, esta definição exclui materiais geológicos amorfos (não cristalinos), como ozocerita, limonita e obsidiana.
Um mineral deve apresentar uma composição química relativamente bem definida. No entanto, algumas substâncias cristalinas com estrutura consistente, mas composição variável, podem ser classificadas como espécies minerais únicas. Soluções sólidas, como mackinawite, (Fe, Ni)₉S₈, exemplificam isso, sendo principalmente um sulfeto ferroso onde uma proporção notável de átomos de ferro é substituída por átomos de níquel. Exemplos adicionais incluem cristais em camadas com diversos arranjos de empilhamento ou cristais diferenciados apenas pela configuração regular de vagas e substituições. Por outro lado, as substâncias que apresentam uma gama contínua de composições podem ser arbitrariamente divididas em múltiplos minerais. Uma excelente ilustração é o grupo da olivina (Mg, Fe)§6_{7§SiO§8_{9§, onde seus membros finais ricos em magnésio e ferro, forsterita e faialita, são reconhecidos como minerais distintos.}}

Os critérios específicos para estas regras permanecem sujeitos a algum debate. Por exemplo, várias propostas recentes que defendem a classificação de substâncias amorfas como minerais não foram aceites pelo IMA.

O IMA também demonstra relutância em reconhecer minerais que existem naturalmente exclusivamente como nanopartículas, normalmente com algumas centenas de átomos de diâmetro, mas não estabeleceu um tamanho mínimo definitivo de cristal.

Embora alguns pesquisadores estipulem que um material deve ser um sólido estável ou metaestável à temperatura ambiente (25 °C), o requisito do IMA é apenas que a substância possua estabilidade suficiente para que sua estrutura e composição sejam caracterizadas com precisão. Por exemplo, a meridianita, um hidrato de sulfato de magnésio que ocorre naturalmente, é reconhecida como um mineral apesar de se formar e permanecer estável exclusivamente abaixo de 2 °C.

Em maio de 2025, o IMA aprovou oficialmente 6.145 espécies minerais distintas. Os nomes dos minerais são predominantemente derivados de indivíduos, seguidos dos locais de sua descoberta. A composição química ou propriedades físicas constituem as outras duas categorias primárias para etimologias de nomes minerais. A maioria desses nomes termina com “-ite”; as exceções normalmente incluem nomes, como galena e diamante, que foram firmemente estabelecidos antes da organização formal da mineralogia como uma disciplina acadêmica.

Minerais Biogênicos

A exclusão de substâncias cristalinas biogênicas pelo IMA gerou um debate considerável entre geólogos e mineralogistas. Por exemplo, Lowenstam (1981) observou que "os organismos são capazes de formar uma gama diversificada de minerais, alguns dos quais não podem ser formados inorganicamente na biosfera." Skinner (2005) postula que todos os sólidos são minerais potenciais, incorporando biominerais - aqueles produzidos pelas atividades metabólicas dos organismos - no reino mineral. Skinner ampliou a definição convencional de mineral para abranger qualquer "elemento ou composto, amorfo ou cristalino, formado através de processos biogeoquímicos".

Avanços recentes em genética de alta resolução e espectroscopia de absorção de raios X estão oferecendo insights sobre as interações biogeoquímicas entre microrganismos e minerais, o que pode elucidar esse fenômeno. Por exemplo, o "Grupo de Trabalho sobre Mineralogia e Geoquímica Ambiental" encomendado pelo IMA examina minerais na hidrosfera, atmosfera e biosfera. O mandato deste grupo abrange microrganismos formadores de minerais, que são onipresentes em rochas, solos e superfícies particuladas em todo o mundo, estendendo-se a profundidades de pelo menos 1.600 metros abaixo do fundo do mar e subindo 70 quilômetros na estratosfera, atingindo potencialmente a mesosfera.

Os ciclos biogeoquímicos têm desempenhado um papel na gênese mineral ao longo de bilhões de anos. Os microrganismos são capazes de precipitar metais a partir de soluções aquosas, facilitando assim a gênese de jazidas de minério. Além disso, possuem a capacidade de catalisar a dissolução mineral.

Antes da enumeração oficial pela Associação Mineralógica Internacional, mais de 60 biominerais foram identificados, formalmente nomeados e documentados. Estas substâncias, cujo subconjunto é catalogado por Lowenstam (1981), alinham-se com a definição de minerais adequados de Skinner (2005). Embora esses biominerais estejam ausentes da nomenclatura mineral oficial da Associação Mineralógica Internacional, vários representantes são categorizados dentro das 78 classes de minerais descritas no esquema de classificação de Dana.

A definição de mineral de Skinner (2005) incorpora essa consideração ao postular que os minerais podem exibir estruturas cristalinas ou amorfas. Apesar de não ser a forma mineral predominante, os biominerais contribuem para delinear os limites do que constitui um mineral adequado. Por outro lado, a definição formal de Nickel (1995) identificou explicitamente a cristalinidade como um critério crucial para a classificação mineral. Em 2011, um artigo classificou a icosaedrita, uma liga de alumínio-ferro-cobre, como mineral. Esta substância, assim chamada devido à sua simetria icosaédrica natural distinta, é um quasicristal, caracterizado por um arranjo atômico ordenado, mas não periódico, que a distingue dos cristais verdadeiros.

Assembléia Mineral

Uma assembléia mineral é caracterizada por Mindat.org como "Qualquer conjunto de minerais em uma rocha, esteja em equilíbrio [químico] ou não." Em contraste, a Enciclopédia Britânica afirma que embora o termo seja frequentemente aplicado de forma ampla a todos os minerais dentro de uma rocha, é mais precisamente reservado para aqueles minerais que existem em equilíbrio, especificamente denominados "conjunto de equilíbrio".

O termo é frequentemente precedido por modificadores descritivos que indicam sua gênese.

Rochas, minérios e gemas

Uma rocha constitui um agregado composto por um ou mais minerais ou mineralóides. Certas rochas, como calcário ou quartzito, são predominantemente monominerálicas; o calcário, por exemplo, consiste principalmente de calcita ou aragonita, enquanto o quartzito é composto principalmente de quartzo. Por outro lado, outros tipos de rochas são caracterizados pelas proporções relativas dos seus minerais essenciais; o granito, por exemplo, é definido pelas proporções específicas de quartzo, feldspato alcalino e feldspato plagioclásio. Os minerais adicionais presentes são designados como minerais acessórios, que normalmente exercem influência mínima na composição geral da rocha. Além disso, as rochas podem consistir inteiramente em constituintes não minerais; o carvão, por exemplo, é uma rocha sedimentar formada predominantemente a partir de carbono derivado organicamente.

Nas rochas, certas espécies e grupos minerais exibem abundância significativamente maior do que outros, conhecidos coletivamente como minerais formadores de rocha. Exemplos proeminentes incluem quartzo, feldspatos, micas, anfibólios, piroxênios, olivinas e calcita; com exceção da calcita, todos são silicatos. Aproximadamente 150 minerais são geralmente considerados significativos, seja devido à sua prevalência ou ao seu apelo estético para os colecionadores.

Minerais e rochas que possuem valor comercial, excluindo pedras preciosas, minérios metálicos ou combustíveis minerais, são categorizados como minerais industriais. Por exemplo, a muscovita, uma mica branca, encontra aplicações como material para janelas (historicamente conhecido como isinglass), enchimento ou isolante elétrico.

Minérios são definidos como minerais que exibem uma alta concentração de um elemento específico, geralmente um metal. Exemplos ilustrativos incluem cinábrio (HgS), um minério de mercúrio; esfalerita (ZnS), um minério de zinco; cassiterita (SnO₂), um minério de estanho; e colemanita, um minério de boro.

Gemas são definidas como minerais que possuem valor ornamental, diferenciados principalmente de outros minerais por sua beleza inerente, durabilidade e, muitas vezes, raridade. Aproximadamente 20 espécies minerais distintas são classificadas como minerais gemológicos, formando coletivamente cerca de 35 das gemas mais prevalentes. Uma única espécie mineral frequentemente se manifesta em múltiplas variedades, produzindo assim diversas gemas distintas; por exemplo, tanto o rubi quanto a safira são formas de corindo (Al₂O§45§).

Etimologia

O termo "mineral" apareceu pela primeira vez na língua inglesa durante o século XV, especificamente no inglês médio. Suas raízes etimológicas remontam ao termo latino medieval minerale, que se originou de minera, significando "meu" ou "minério".

A palavra "espécie" é derivada do termo latino espécie, que denota "um tipo particular, tipo ou tipo caracterizado por uma aparência distinta ou aparência."

Química

A prevalência e a variedade dos minerais são diretamente governadas pelas suas composições químicas, que, por sua vez, dependem da abundância elementar da Terra. A maioria dos minerais observados origina-se da crosta terrestre. Oito elementos específicos constituem os componentes primários da maioria dos minerais, devido à sua abundância significativa na crosta. Esses oito elementos, que compreendem coletivamente mais de 98% do peso da crosta, são, em ordem decrescente de abundância: oxigênio, silício, alumínio, ferro, magnésio, cálcio, sódio e potássio. O oxigênio e o silício representam os dois elementos mais críticos, com o oxigênio constituindo 47% e o silício 28% do peso da crosta, respectivamente.

Os minerais cristalizam com base na sua estabilidade sob condições específicas de temperatura e pressão, limitadas pela composição química do material original. Por exemplo, na maioria das rochas ígneas, o alumínio e os metais alcalinos disponíveis (sódio e potássio) ocorrem predominantemente em associação com oxigênio, silício e cálcio, formando minerais de feldspato. Por outro lado, se uma rocha exibe uma concentração invulgarmente elevada de metais alcalinos, o alumínio estará presente insuficiente para se combinar com todo o sódio como feldspato, levando o excesso de sódio a precipitar como anfibólios sódicos como a riebeckite. Caso a abundância de alumínio seja excepcionalmente elevada, o excesso de alumínio cristalizará em muscovita ou outros minerais ricos em alumínio. Além disso, uma deficiência de silício resulta na substituição parcial do feldspato por minerais feldspatóides. Prever com precisão os minerais específicos presentes em uma rocha de uma determinada composição, formada sob determinadas temperaturas e pressões, exige cálculos termodinâmicos complexos. No entanto, estimativas aproximadas podem ser derivadas de diretrizes empíricas relativamente simples, como a norma CIPW, que fornece previsões razoáveis para rochas vulcânicas originadas de magma seco.

A composição química pode exibir variação entre as espécies de membros finais dentro de uma série de soluções sólidas. Por exemplo, os feldspatos plagioclásio formam uma série contínua de soluções sólidas que vão desde o membro final rico em sódio albita (NaAlSi₃O₈) até a anortita rica em cálcio (CaAl§4_{5§Si§6_{7§O₈), abrangendo quatro variedades intermediárias reconhecidas listadas sequencialmente de ricas em sódio a ricas em cálcio: oligoclásio, andesina, labradorita e bytownita. Exemplos adicionais de tais séries abrangem a série da olivina, compreendendo forsterita rica em magnésio e faialita rica em ferro, e a série volframita, que inclui hübnerita rica em manganês e ferberita rica em ferro.}}

Esta característica comum dos minerais é elucidada pelos princípios da substituição química e poliedros de coordenação. Os minerais que ocorrem naturalmente raramente são compostos puros; em vez disso, frequentemente incorporam outros elementos presentes em seu ambiente químico específico. Conseqüentemente, a substituição elementar é um fenômeno comum. Este processo normalmente envolve íons que possuem tamanho e carga comparáveis. Por exemplo, K⁺ não pode substituir Si⁴⁺ devido a disparidades significativas em tamanho e carga, levando a incompatibilidades químicas e estruturais. Um exemplo predominante de substituição química envolve a substituição do Si⁴⁺ por Al³⁺, dada a sua carga, tamanho e abundância crustal semelhantes. O feldspato plagioclásio exemplifica três mecanismos de substituição distintos. Todos os feldspatos são silicatos estruturais caracterizados por uma proporção silício-oxigênio de 2:1. A incorporação de elementos adicionais é facilitada pela substituição de Si⁴⁺ por Al³⁺, formando uma unidade fundamental de [AlSi§1213§O§14^{15§]⁻. Sem esta substituição, a fórmula seria balanceada como SiO§18^{19§, correspondendo ao quartzo. As implicações desta característica estrutural serão mais elaboradas através do conceito de poliedros de coordenação. Uma segunda substituição envolve Na⁺ e Ca²⁺; no entanto, o desequilíbrio de carga resultante desta troca necessita de uma substituição compensatória de Si⁴⁺ por Al³⁺.}}

Os poliedros de coordenação fornecem uma representação geométrica do arranjo dos ânions em torno de um cátion central. Dentro da mineralogia, o oxigênio é normalmente o ânion de foco para os poliedros de coordenação devido à sua presença generalizada na crosta terrestre. A unidade estrutural fundamental dos minerais de silicato é o tetraedro de sílica, compreendendo um único íon Si⁴⁺ coordenado por quatro íons O²⁻. Alternativamente, a coordenação do silicato pode ser quantificada por um número de coordenação; para um tetraedro de sílica, o silício exibe um número de coordenação 4. Diferentes cátions possuem faixas distintas de números de coordenação potenciais. O silício, por exemplo, quase sempre exibe um número de coordenação 4, exceto em minerais de extrema alta pressão, onde a compressão força o silício a uma coordenação sêxtupla (octaédrica) com o oxigênio. Cátions maiores tendem a exibir números de coordenação mais elevados devido ao seu tamanho relativo aumentado em comparação com o oxigênio, um fator também influenciado pela última subcamada orbital distinta de átomos mais pesados. Variações nos números de coordenação induzem alterações físicas e mineralógicas significativas. Por exemplo, sob condições de alta pressão, como as encontradas no manto terrestre, numerosos minerais, particularmente silicatos como a olivina e a granada, transformam-se numa estrutura perovskita, em que o silício adota uma coordenação octaédrica. Outras ilustrações incluem os aluminossilicatos cianita, andaluzita e silimanita, que são polimorfos que compartilham a fórmula química Al§4^{5§SiO§67§. Esses minerais são diferenciados pelo número de coordenação de Al³⁺ e interconvertem em resposta a mudanças de pressão e temperatura. Para compostos de silicato, a substituição de Si⁴⁺ por Al³⁺ facilita a formação de uma gama diversificada de minerais, impulsionada principalmente pelo imperativo de manter a neutralidade de carga.}

Dado que os oito elementos mais abundantes constituem mais de 98% da crosta terrestre, pequenas quantidades de outros elementos são normalmente incorporadas como substituições em minerais formadores de rochas comuns. Os minerais únicos associados à maioria dos elementos são consideravelmente escassos, ocorrendo exclusivamente em locais onde processos geológicos, como a circulação hidrotérmica, concentraram suficientemente estes elementos, impedindo a sua integração em estruturas minerais mais comuns.

Variações de temperatura, pressão e composição química modificam significativamente as características mineralógicas de uma amostra de rocha. Alterações na composição química podem surgir de processos como intemperismo ou metassomatismo, que inclui alteração hidrotérmica. Mudanças na temperatura e na pressão são induzidas quando a rocha mãe é submetida a deslocamentos tectônicos ou magmáticos para ambientes físicos distintos. Alterações nas condições termodinâmicas promovem reações entre as assembleias minerais existentes, levando à formação de novos minerais. Conseqüentemente, duas rochas podem possuir composições químicas idênticas ou altamente semelhantes, mas exibir mineralogias díspares. Este fenômeno de transformação mineralógica está intrinsecamente ligado ao ciclo das rochas. Uma sequência de reações minerais é exemplificada abaixo.

O feldspato ortoclásio (KAlSi₃O₈) é um constituinte mineral predominante do granito, um tipo de rocha ígnea plutônica. Após a exposição ao intemperismo, o feldspato ortoclásio sofre uma reação, produzindo caulinita (Al§4_{5§Si§6_7§O§89§(OH)§10_{11§), um mineral sedimentar, ao lado do ácido silícico.}}

2 KAlSi₃O₈ + 5 H§4_{5§O + 2 H⁺ → Al§8_{9§Si§10_11§O§1213§(OH)§14_{15§ + 4 H§16_17§SiO§1819§ + 2 K⁺}}}

Em ambientes metamórficos de baixo grau, a caulinita sofre uma reação com o quartzo, resultando na formação de pirofilita (Al₂Si₄O₁₀(OH)§6_7§):

Al₂Si₂O₅(OH)§6_{7§ + SiO§8_{9§ → Al§10_{11§Si§12_{13§O§14_{15§(OH)§16_{17§ + H§18_19§O}}}}}}

Com uma escalada no grau metamórfico, a pirofilita sofre uma transformação, produzindo cianita e quartzo:

Al₂Si₄O₁₀(OH)§6_{7§ → Al§8_9§SiO§1011§ + 3 SiO§12_{13§ + H§14_15§O}}

Por outro lado, a estrutura cristalina de um mineral pode sofrer alterações devido a variações de temperatura e pressão, independentemente de reações químicas. Por exemplo, o quartzo se transforma em vários polimorfos de SiO₂, incluindo tridimita e cristobalita sob temperaturas elevadas, e coesita quando submetido a altas pressões.

Propriedades Físicas

A classificação de minerais apresenta um espectro de complexidade, desde simples até desafiadora. Os minerais podem ser identificados através de várias propriedades físicas, sendo algumas adequadas para uma identificação inequívoca. No entanto, em outros casos, a classificação mineral necessita de análises ópticas, químicas ou de difração de raios X mais complexas; no entanto, estas técnicas avançadas implicam frequentemente custos significativos e compromissos de tempo. Os principais atributos físicos utilizados para classificação abrangem estrutura e hábito cristalino, dureza, brilho, diafanidade, cor, listras, clivagem e fratura e gravidade específica. Testes adicionais, menos aplicados universalmente, incluem fluorescência, fosforescência, magnetismo, radioatividade, tenacidade (definida como a resposta do material a alterações induzidas mecanicamente na forma ou forma), piezoeletricidade e reatividade a ácidos diluídos.

Estrutura Cristalina e Hábito

A estrutura cristalina de um mineral surge do arranjo espacial geométrico preciso e ordenado dos átomos dentro de sua estrutura interna. Esta estrutura baseia-se numa configuração atómica ou iónica interna regular, frequentemente manifestada na forma geométrica macroscópica do cristal. Mesmo quando os grãos minerais individuais são imperceptíveis ou apresentam formas irregulares, a estrutura cristalina fundamental permanece ordenada periodicamente e pode ser elucidada através da difração de raios X. Os minerais são convencionalmente caracterizados pela sua simetria inerente. Os cristais são restritos a grupos de 32 pontos, cada um distinguido por sua simetria única. Esses grupos de pontos são posteriormente categorizados em classificações mais amplas, com as seis famílias de cristais representando a mais abrangente dessas divisões.

Essas famílias de cristais são caracterizadas pelos comprimentos relativos de seus três eixos cristalográficos e pelos ângulos subtendidos entre eles; essas relações se correlacionam diretamente com as operações de simetria que delineiam os grupos de pontos mais específicos. Um resumo é fornecido abaixo, onde a, b e c denotam os eixos, e α, β, γ significam os ângulos opostos aos seus respectivos eixos cristalográficos (por exemplo, α é o ângulo oposto ao eixo a, especificamente o ângulo formado entre os eixos b e c):

A família de cristais hexagonais é subdividida em dois sistemas cristalinos distintos: o sistema trigonal, caracterizado por um eixo de simetria triplo, e o sistema hexagonal, que possui um eixo de simetria sêxtuplo.

A identidade de um mineral é determinada conjuntamente por sua química e estrutura cristalina. Dada a restrição de grupos de 32 pontos, é possível que minerais com composições químicas diferentes exibam estruturas cristalinas idênticas. Por exemplo, halita (NaCl), galena (PbS) e periclásio (MgO) são todos membros do grupo de pontos hexaoctaédricos (dentro da família isométrica), devido à sua estequiometria comparável entre seus elementos constituintes distintos. Por outro lado, os polimorfos representam agrupamentos minerais que compartilham uma fórmula química comum, mas possuem arranjos estruturais divergentes. Por exemplo, pirita e marcassita, ambos sulfetos de ferro, compartilham a fórmula FeS₂; entretanto, a pirita é isométrica, enquanto a marcassita é ortorrômbica. Este fenômeno de polimorfismo também é observado em outros sulfetos em conformidade com a fórmula genérica AX₂, com essas duas categorias designadas coletivamente como grupos pirita e marcassita.

O polimorfismo abrange mais do que apenas simetria cristalográfica. Os aluminossilicatos, compreendendo cianita, andaluzita e silimanita, constituem um grupo mineral caracterizado pela fórmula química compartilhada Al₂SiO₅. A cianita exibe um sistema cristalino triclínico, enquanto tanto a andaluzita quanto a silimanita são ortorrômbicas e classificadas no grupo de pontos dipiramidais. Estas distinções estruturais são atribuíveis a variações no ambiente de coordenação do alumínio dentro de suas respectivas redes cristalinas. Em todos esses minerais, um íon de alumínio mantém consistentemente uma coordenação seis vezes maior com o oxigênio. O silício normalmente exibe coordenação quádrupla em todos os minerais, com a stishovita (SiO§4_{5§), um polimorfo de quartzo de ultra-alta pressão que adota uma estrutura rutílica, servindo como uma exceção notável. Para a cianita, o segundo átomo de alumínio também ocupa um sítio de coordenação sêxtuplo; sua fórmula química é assim representada como Al^[6]Al^[6]SiO§10}11§, indicando explicitamente sua estrutura cristalina. Na andaluzita, o segundo átomo de alumínio é encontrado em coordenação quíntupla (Al^[6]Al^[5]SiO§1617§), enquanto na silimanita, está em coordenação quádrupla (Al^[6]Al^[4]SiO§2223§).

Variações na estrutura cristalina e composição química impactar profundamente as propriedades físicas de um mineral. Por exemplo, os alótropos de carbono, diamante e grafite, apresentam características marcadamente divergentes: o diamante, a substância natural mais dura, possui um brilho adamantino e cristaliza no sistema isométrico, enquanto a grafite é excepcionalmente macia, apresenta um brilho oleoso e forma cristais hexagonais. Essas disparidades são atribuídas a diferenças fundamentais em suas ligações atômicas. No diamante, os átomos de carbono ocupam orbitais híbridos sp³, formando uma estrutura tridimensional robusta onde cada carbono está ligado tetraedricamente a quatro átomos adjacentes. Por outro lado, a grafite consiste em folhas planas de átomos de carbono em orbitais híbridos sp², com cada carbono ligado covalentemente a apenas três vizinhos dentro do seu plano. Essas folhas individuais são interconectadas por forças de van der Waals significativamente mais fracas, uma distinção estrutural que explica suas variações substanciais de propriedades macroscópicas.

Geminação refere-se ao fenômeno de intercrescimento envolvendo dois ou mais cristais pertencentes à mesma espécie mineral. A geometria específica da geminação é ditada pela simetria inerente do mineral. Consequentemente, existem vários tipos de gêmeos, como gêmeos de contato, gêmeos reticulados, gêmeos geniculados, gêmeos de penetração, gêmeos cíclicos e gêmeos polissintéticos. Gêmeos de contato, também conhecidos como gêmeos simples, envolvem dois cristais unidos ao longo de um plano específico, configuração frequentemente observada no espinélio. Gêmeos reticulados, característicos do rutilo, apresentam-se como cristais entrelaçados que formam um padrão semelhante a uma rede. Os gêmeos geniculados são diferenciados por uma curvatura central, que se origina no ponto de iniciação do gêmeo. Os gêmeos de penetração compreendem dois cristais individuais que se fundiram mutuamente; exemplos notáveis incluem os gêmeos estaurolíticos cruciformes e a geminação Carlsbad em ortoclásio. Os gêmeos cíclicos resultam de operações repetitivas de geminação que ocorrem em torno de um eixo rotacional. Este mecanismo de geminação se manifesta em torno de eixos triplos, quádruplos, quíntuplos, sêxtuplos ou óctuplos, produzindo padrões respectivamente chamados de três, quatro, cinco, seis e oito. Sixlings são freqüentemente observados em aragonita. Os gêmeos polissintéticos compartilham uma semelhança com os gêmeos cíclicos devido à sua natureza repetitiva de geminação; no entanto, ao contrário da geminação cíclica em torno de um eixo rotacional, a geminação polissintética desenvolve-se ao longo de planos paralelos, normalmente numa resolução microscópica.

O hábito cristalino denota a morfologia macroscópica característica do cristal agregado de um mineral. Vários termos especializados são empregados para caracterizar esta propriedade. Os hábitos predominantes abrangem cristais aciculares, descrevendo cristais em forma de agulha, exemplificados pela natrolita; dendrítico, caracterizado por um padrão semelhante a uma árvore, frequentemente observado em cobre nativo ou ouro nativo dentro de uma massa fundamental; equant, típico da granada; prismático, indicando alongamento em uma direção, como visto na kunzita ou estibnita; botryoidal, semelhante a um cacho de uvas, encontrado na calcedônia; fibroso, apresentando cristais semelhantes a fibras, como na volastonita; tabular, que é prateado e distinto do hábito laminado que apresenta alongamento definido, exemplificado pela muscovita; e maciço, sem forma externa definitiva, como observado na carnalita. A qualidade das faces cristalinas, intrinsecamente ligada à forma do cristal, serve como característica diagnóstica para certos minerais, principalmente quando examinados ao microscópio petrográfico. Os cristais euédricos possuem facetas externas bem definidas, enquanto os cristais anédricos não possuem essas formas distintas; morfologias intermediárias são designadas como subédricas.

Dureza

A dureza de um mineral quantifica sua resistência a arranhões ou indentações. Esta propriedade física intrínseca é governada pela composição química do mineral e pela sua estrutura cristalina interna.

A escala de medição predominante para dureza mineral é a escala ordinal de dureza Mohs, que quantifica a resistência a arranhões. Composto por dez indicadores distintos, os minerais com índice superior desgastam aqueles posicionados mais abaixo na escala. Essa escala abrange desde o talco, um filossilicato, até o diamante, um polimorfo de carbono reconhecido como a substância natural mais dura.

A dureza mineral está intrinsecamente ligada à sua composição estrutural. Contudo, a dureza não é uniformemente consistente em todas as orientações cristalográficas; fraquezas cristalográficas inerentes podem resultar em certas direções exibindo resistência reduzida. Essa variabilidade na dureza é exemplificada pela cianita, que registra uma dureza Mohs de 51⁄§34§ quando medida paralelamente a [001], mas exibe uma dureza de 7 paralelamente a [100].

Escalas adicionais para medir a dureza incluem:

O teste de dureza Shore, que avalia a durabilidade de um mineral medindo a indentação produzida por um dispositivo com mola.
A escala Rockwell.
O teste de dureza Vickers.
A escala Brinell.

As características de brilho e diafanidade são fundamentais na identificação mineral.

Lustre descreve a maneira pela qual a luz interage e reflete na superfície de um mineral, abrangendo tanto sua qualidade quanto sua intensidade. Esta propriedade é caracterizada por uma variedade de termos qualitativos, amplamente categorizados em classificações metálicas e não metálicas. Minerais que exibem brilhos metálicos e submetálicos apresentam alta refletividade, semelhante aos metais polidos; exemplos notáveis incluem galena e pirita. Os brilhos não metálicos abrangem vários tipos: adamantinos, exemplificados pelo diamante; vítreo, aspecto vítreo frequentemente observado em minerais de silicato; perolado, visto em talco e apofilita; resinoso, característico do grupo granada; e sedoso, predominante em minerais fibrosos como o crisotila amianto.

Diafaneidade refere-se à capacidade de um mineral de transmitir luz. Minerais transparentes permitem a passagem da luz sem atenuação significativa de sua intensidade. A moscovita (mica potássica) serve como ilustração de um mineral transparente; certas variedades possuem clareza suficiente para terem sido historicamente utilizadas como vidraças. Os minerais translúcidos permitem a transmissão parcial da luz, embora em menor grau do que os transparentes. Jadeíta e nefrita, que são formas mineralógicas de jade, exemplificam minerais que exibem translucidez. Por outro lado, os minerais que obstruem completamente a passagem da luz são classificados como opacos.

A diafanidade de um mineral depende da espessura da amostra. Por exemplo, um mineral preparado como uma seção suficientemente fina para análise petrográfica pode apresentar transparência, mesmo que esta característica não seja aparente em uma amostra macroscópica manual. Por outro lado, certos minerais, incluindo hematita e pirita, mantêm sua natureza opaca mesmo quando observados em seções finas.

Cor e listras

Embora a cor represente a característica mais imediatamente aparente de um mineral, sua utilidade diagnóstica é frequentemente limitada. A coloração mineral surge da interação da radiação eletromagnética com os elétrons, excluindo a incandescência, que não é relevante para os minerais. Os elementos que contribuem para a cor de um mineral são amplamente categorizados em duas classes: idiocromáticos e alocromáticos. Os elementos idiocromáticos constituem parte integrante da composição química de um mineral e a sua influência na cor é, portanto, diagnóstica. Exemplos ilustrativos incluem malaquita, que é verde, e azurita, que é azul. Por outro lado, os elementos alocromáticos estão presentes nos minerais como vestígios de impurezas. As variedades de corindo rubi e safira servem como excelentes exemplos de minerais coloridos por elementos alocromáticos. A coloração observada nos minerais pseudocromáticos tem origem na interferência das ondas de luz. Labradorita e bornita são exemplos notáveis.

Além da cor fundamental do corpo, os minerais podem exibir uma série de outros fenômenos ópticos distintos, incluindo jogo de cores, asterismo, chatoyancy, iridescência, manchas e pleocroísmo. Muitas dessas características envolvem variações na cor percebida. O jogo de cores, exemplificado pela opala, manifesta-se quando o espécime exibe diversos matizes quando girado, enquanto o pleocroísmo denota uma mudança de cor à medida que a luz atravessa um mineral ao longo de diferentes eixos cristalográficos. A iridescência, uma forma de jogo de cores, ocorre quando a luz se espalha dos revestimentos superficiais dos cristais, dos planos de clivagem ou de camadas que exibem variações químicas sutis. Por outro lado, o jogo de cores observado na opala resulta da refração da luz causada por esferas microscópicas ordenadas de sílica embutidas em sua estrutura interna. Chatoyancy, comumente conhecido como efeito "olho de gato", apresenta-se como uma faixa ondulada de luz que se desloca pela amostra durante a rotação; o asterismo, uma manifestação específica de chatoyancy, produz uma luminescência semelhante a uma estrela na superfície mineral. Esta última característica é notavelmente predominante no corindo com qualidade de gema.

A faixa de um mineral denota a coloração de um mineral quando pulverizado, que pode divergir de sua tonalidade macroscópica. Essa característica normalmente é avaliada por meio de uma placa listrada, composta de porcelana não esmaltada, disponível nas variantes branca ou preta. A faixa de um mineral não é afetada pela presença de oligoelementos ou intemperismo superficial. Exemplos ilustrativos incluem hematita, que parece preta, prateada ou vermelha em sua forma natural, mas produz uma faixa distinta de vermelho cereja a marrom avermelhado, e calcopirita, caracterizada por uma cor dourada acobreada, mas produzindo uma faixa preta. Esta propriedade é geralmente mais diagnóstica para minerais metálicos, ao contrário de minerais não metálicos cuja cor inerente muitas vezes resulta de impurezas alocromáticas. No entanto, o teste de estrias é limitado pela dureza mineral; amostras que excedam a dureza Mohs de 7 desgastarão a placa listrada em vez de deixar pó.

Propriedades mineralógicas: Clivagem, Separação, Fratura e Tenacidade

Os minerais são fundamentalmente caracterizados por um arranjo atômico específico. As fraquezas intrínsecas desta rede cristalina dão origem a planos específicos de vulnerabilidade estrutural. A propensão de um mineral se romper ao longo desses planos é definida como clivagem. A qualidade da clivagem é avaliada pela precisão e facilidade com que um mineral fratura, com classificações padrão, da qualidade mais alta à mais baixa, incluindo "perfeito", "bom", "distinto" e "ruim". Em minerais altamente transparentes ou sob microscopia de seção fina, a clivagem se manifesta como uma série de características lineares paralelas que delineiam as superfícies planas quando observadas lateralmente. A clivagem não é uma característica onipresente em todas as espécies minerais. Por exemplo, o quartzo, composto de tetraedros de sílica extensivamente interligados, carece das fraquezas cristalográficas necessárias para a clivagem. Por outro lado, as micas, exibindo clivagem basal perfeita, são estruturadas a partir de folhas tetraédricas de sílica que são apenas fracamente ligadas.

Dado que a clivagem está intrinsecamente ligada à cristalografia, existem diversos tipos de clivagem. Os planos de clivagem normalmente se manifestam em uma, duas, três, quatro ou seis orientações distintas. A clivagem basal unidirecional é uma característica marcante das micas. A clivagem bidirecional é categorizada como prismática, exemplificada por minerais como anfibólios e piroxênios. Minerais como galena e halita apresentam clivagem cúbica (ou isométrica), caracterizada por três direções que se cruzam em 90°. Por outro lado, quando três direções de clivagem estão presentes, mas não se cruzam em 90°, como observado na calcita ou na rodocrosita, o fenômeno é denominado clivagem romboédrica. A fluorita e o diamante apresentam clivagem octaédrica (quatro direções), enquanto a esfalerita exibe clivagem dodecaédrica em seis direções. Os minerais que possuem múltiplos planos de clivagem podem não exibir uma qualidade de ruptura uniforme em todas as orientações. Por exemplo, a calcita demonstra boa clivagem em três direções, enquanto o gesso apresenta clivagem perfeita em uma direção e fraca clivagem em outras duas. As relações angulares entre os planos de clivagem são específicas do mineral. Por exemplo, devido às suas respectivas estruturas como silicatos de cadeia dupla (anfibólios) e silicatos de cadeia simples (piroxênios), os ângulos entre seus planos de clivagem diferem. Os piroxênios normalmente clivam em duas direções em aproximadamente 90°, enquanto os anfibólios caracteristicamente clivam em duas direções separadas por ângulos de aproximadamente 120° e 60°. Esses ângulos de clivagem podem ser medidos com precisão usando um goniômetro de contato, um instrumento análogo a um transferidor.

A separação, ocasionalmente chamada de "clivagem falsa", se assemelha visualmente à clivagem verdadeira, mas se origina de imperfeições estruturais no mineral, e não de fraquezas sistemáticas inerentes. Ao contrário da clivagem, que é uma propriedade consistente em todos os cristais de um mineral específico (dada uma estrutura atómica apropriada), a divisão apresenta variabilidade entre cristais individuais. Geralmente, a separação resulta da tensão aplicada a um cristal. Tais tensões podem surgir de deformação (por exemplo, pressão elevada), exsolução ou geminação. Os minerais que exibem frequentemente separação incluem piroxênios, hematita, magnetita e corindo.

Quando um mineral se quebra ao longo de uma direção que não se alinha com um plano de clivagem, o fenômeno é denominado fratura. Existem várias categorias de fratura irregular. Uma ilustração por excelência é a fratura concoidal, característica do quartzo; este tipo produz superfícies arredondadas delineadas por estrias curvas e suaves. Tal fratura é observada exclusivamente em minerais altamente homogêneos. Tipos de fratura adicionais incluem fibrosa, lascada e hackly. A fratura hackly, especificamente, denota uma fratura caracterizada por uma superfície áspera e irregular. Esta propriedade é exemplificada pelo cobre nativo.

A tenacidade está intrinsecamente ligada à clivagem e à fratura. Embora a fratura e a clivagem caracterizem as superfícies formadas após a quebra do mineral, a tenacidade quantifica a resistência de um mineral a tal ruptura mecânica. Os minerais são categorizados por sua tenacidade como frágeis, dúcteis, maleáveis, secteis, flexíveis ou elásticos.

Gravidade específica

A gravidade específica fornece uma representação numérica da densidade de um mineral. A densidade é expressa dimensionalmente como massa por unidade de volume, com unidades padrão como kg/m³ ou g/cm³. A gravidade específica é definida com precisão como a razão entre a densidade de um mineral e a densidade da água a 4 °C, tornando-a uma quantidade adimensional consistente em todos os sistemas de unidades. Sua medição envolve o cálculo do quociente da massa da amostra e da diferença entre seu peso no ar e seu peso quando submerso em água. Para a maioria dos minerais, esta característica não é suficientemente distintiva para identificação. No entanto, minerais formadores de rochas comuns, predominantemente silicatos e ocasionalmente carbonatos, normalmente exibem gravidades específicas variando de 2,5 a 3,5.

Por outro lado, uma gravidade específica elevada geralmente serve como uma propriedade de diagnóstico para certos minerais. Mudanças na composição química de um mineral e, portanto, em sua classe mineral, correlacionam-se diretamente com variações em sua gravidade específica. Entre os minerais predominantes, os óxidos e sulfetos geralmente possuem gravidades específicas elevadas devido à inclusão de elementos com maiores massas atômicas. Uma observação geral é que os minerais que exibem brilho metálico ou adamantino normalmente apresentam gravidades específicas mais altas em comparação com aqueles com brilho não metálico ou opaco. Por exemplo, a hematita (Fe₂O₃) tem gravidade específica de 5,26, enquanto a galena (PbS) varia de 7,2 a 7,6, uma diferença atribuível ao seu respectivo alto teor de ferro e chumbo. Gravidades específicas excepcionalmente altas são características de metais nativos; por exemplo, a kamacita, uma liga de ferro-níquel frequentemente encontrada em meteoritos de ferro, tem uma gravidade específica de 7,9, e o ouro exibe uma gravidade específica observada entre 15 e 19,3.

Outras propriedades

Propriedades adicionais, embora menos aplicáveis universalmente, podem ser empregadas para o diagnóstico de minerais específicos.

A aplicação de ácido diluído, normalmente ácido clorídrico (HCl) a 10%, facilita a diferenciação de carbonatos de outras classes de minerais. Esse ácido reage com o grupo carbonato ([CO₃]²⁻), induzindo efervescência na região afetada devido à liberação do gás dióxido de carbono. Este procedimento de diagnóstico pode ser realizado no mineral em seu estado cristalino original ou em pó. Uma aplicação comum envolve distinguir calcita de dolomita, particularmente em suas respectivas rochas hospedeiras, calcário e dolomito. A calcita exibe efervescência imediata após a aplicação de ácido, enquanto a dolomita requer que o ácido seja aplicado em sua forma de pó, muitas vezes conseguido arranhando a superfície da rocha, para provocar uma reação semelhante. Os minerais zeólitos, por outro lado, não efervescem em ácido; em vez disso, eles desenvolvem uma aparência fosca dentro de 5 a 10 minutos e, se expostos ao ácido por um período prolongado (aproximadamente um dia), irão se dissolver ou se transformar em sílica gel.

O magnetismo representa uma característica altamente discernível em um número limitado de minerais. Entre os minerais frequentemente encontrados, a magnetita apresenta propriedades magnéticas pronunciadas, enquanto a pirrotita e a ilmenita também exibem magnetismo, embora em menor grau. Certos minerais possuem propriedades elétricas; por exemplo, o quartzo é piezoelétrico. No entanto, as características elétricas são raramente empregadas como critérios de diagnóstico para minerais devido a dados insuficientes e à variabilidade natural inerente.

Os minerais também podem ser submetidos à avaliação sensorial para sabor ou cheiro. A halita (NaCl) é quimicamente idêntica ao sal de cozinha comum, enquanto seu análogo de potássio, a silvita, possui um sabor nitidamente amargo. Os minerais sulfetados normalmente emitem um odor característico, especialmente quando fraturados, reagindo ou pulverizados.

A radioatividade constitui uma propriedade incomum observada em minerais que incorporam elementos radioativos. Esses elementos podem ser constituintes primários, como exemplificado pelo urânio na uraninita, autunita e carnotita, ou ocorrer como vestígios de impurezas, como no zircão. O processo de decaimento radioativo induz danos à estrutura cristalina do mineral, levando à amorfização localizada, conhecida como estado metamítico. O fenômeno óptico resultante, denominado halo radioativo ou halo pleocroico, pode ser detectado através de vários métodos analíticos, incluindo petrografia de seção delgada.

Classificação

Classificações mais antigas

Em 315 a.C., Teofrasto introduziu seu sistema de classificação mineral em seu tratado seminal, Sobre as Pedras. Esta estrutura de classificação foi significativamente moldada pelos princípios filosóficos dos seus mentores, Platão e Aristóteles. Teofrasto categorizou os minerais em três grupos principais: pedras, terras e metais.

Em 1546, Georgius Agricola apresentou uma classificação mineral em sua publicação, De Natura Fossilium. Este sistema categorizou os minerais em três tipos de substâncias fundamentais: simples (compreendendo pedras, terras, metais e sucos congelados), compostos (caracterizados por misturas íntimas) e compostos (definidos pela separabilidade).

Linnaeus

Carl Linnaeus introduziu uma classificação mineral antiga em seu influente trabalho de 1735, Systema Naturae. Ele estruturou o mundo natural em três reinos – plantas, animais e minerais – aplicando um sistema hierárquico consistente a cada um. Essa hierarquia, em sequência decrescente, incluía Filo, Classe, Ordem, Família, Tribo, Gênero e Espécie. Embora a teoria da formação de espécies de Charles Darwin tenha posteriormente validado o sistema de Linnaeus, levando à sua ampla adoção e expansão pelos biólogos ao longo dos séculos subsequentes (que continuam a empregar sua nomenclatura binomial derivada do grego e do latim), ela obteve aceitação mínima entre os mineralogistas, não obstante a designação formal de cada mineral distinto como uma espécie mineral.

Classificação Moderna

Os minerais são sistematicamente categorizados em variedades, espécies, séries e grupos, progredindo de classificações específicas para classificações mais gerais. A unidade fundamental de definição são as espécies minerais, cada uma diferenciada de forma única por seus atributos químicos e físicos distintos. Por exemplo, o quartzo é caracterizado pela sua fórmula química, SiO₂, e por uma estrutura cristalina particular, que o distingue de outros minerais que possuem composição química idêntica (conhecidos como polimorfos). Uma série mineral é estabelecida quando existe um continuum composicional entre duas espécies minerais; a série da biotita, por exemplo, ilustra isso através de proporções variadas de seus membros finais: flogopita, siderofilita, anita e eastonita. Por outro lado, um grupo mineral abrange uma coleção de espécies minerais que compartilham propriedades químicas específicas e uma estrutura cristalina comum. O grupo piroxênio, por exemplo, adere a uma fórmula geral de XY(Si,Al)₂O₆, onde X e Y representam cátions, com X normalmente maior que Y; esses piroxênios são silicatos de cadeia única que cristalizam em sistemas ortorrômbicos ou monoclínicos. Por último, uma variedade mineral denota um tipo particular de espécie mineral que se distingue por certas características físicas, como cor ou hábito cristalino. A ametista, uma variante roxa do quartzo, serve como um excelente exemplo.

Os sistemas Dana e Strunz representam duas metodologias de classificação mineral predominantes, ambas baseadas fundamentalmente em atributos de composição, grupos químicos particularmente significativos e características estruturais. James Dwight Dana, um geólogo proeminente de sua época, publicou inicialmente seu trabalho seminal, System of Mineralogy, em 1837; em 1997, esse sistema atingiu sua oitava edição. A classificação Dana atribui um identificador numérico de quatro componentes para cada espécie mineral. O número da classe é derivado dos principais grupos de composição, o tipo especifica a proporção cátion-ânion dentro do mineral e os dois números finais categorizam os minerais com base nas semelhanças estruturais dentro de um tipo ou classe designada. Em contraste, a classificação de Strunz, em homenagem ao mineralogista alemão Karl Hugo Strunz e menos frequentemente utilizada, baseia-se no sistema Dana, mas integra critérios químicos e estruturais, com ênfase particular na distribuição de ligações químicas.

Dada a composição predominante de silício e oxigênio na crosta terrestre, os silicatos representam a classe mineral mais significativa no que diz respeito à formação e diversidade rochosa. No entanto, os minerais não silicatados possuem um valor económico substancial, particularmente como fontes de minério. Os minerais não silicatados são categorizados em várias classes com base em sua composição química primária, abrangendo elementos nativos, sulfetos, halogenetos, óxidos e hidróxidos, carbonatos e nitratos, boratos, sulfatos, fosfatos e compostos orgânicos. Embora a maioria das espécies minerais não silicatadas sejam incomuns, formando coletivamente 8% da crosta terrestre, certos exemplos como calcita, pirita, magnetita e hematita são relativamente prevalentes. Os não-silicatos exibem dois arranjos estruturais primários: empacotamento fechado e tetraedros ligados, análogos aos silicatos. Estruturas compactas facilitam o arranjo denso dos átomos, minimizando assim os vazios intersticiais. O empacotamento fechado hexagonal envolve uma sequência de empilhamento de camadas "ababab", enquanto o empacotamento fechado cúbico utiliza uma sequência "abcabcabc" de grupos de três camadas. Análogos estruturais de tetraedros de sílica ligados incluem SO⁴⁻
§67§ (sulfato), PO⁴⁻
§1718§ (fosfato), AsO⁴⁻
§2829§ (arsenato) e VO⁴⁻
§3940§ estruturas (vanadato). A importância económica considerável dos não-silicatos decorre da sua capacidade de concentrar elementos de forma mais eficaz do que os minerais de silicato.

Os silicatos constituem o grupo mineral mais extenso; a maioria das rochas compreende mais de 95% de minerais de silicato, e esses minerais representam mais de 90% da crosta terrestre. O silício e o oxigênio, os dois elementos mais abundantes na crosta terrestre, são os principais componentes dos silicatos. Elementos adicionais frequentemente encontrados em minerais de silicato, como alumínio, magnésio, ferro, cálcio, sódio e potássio, correlacionam-se com outros elementos predominantes da crosta terrestre. Silicatos formadores de rocha notáveis incluem feldspatos, quartzo, olivinas, piroxênios, anfibólios, granadas e micas.

Silicatos

A unidade estrutural fundamental de um mineral de silicato é o tetraedro [SiO₄]⁴⁻. Normalmente, o silício exibe coordenação quádrupla ou tetraédrica com o oxigênio. No entanto, sob condições de pressão extremamente alta, o silício pode adotar coordenação sêxtupla ou octaédrica, como observado na estrutura perovskita ou no polimorfo de quartzo stishovita (SiO§4^{5§). Nesses casos, o mineral se desvia de uma estrutura de silicato, adotando em vez disso a estrutura rutílica (TiO§6^{7§) e seu grupo relacionado, que são classificados como óxidos simples. Esses tetraedros de sílica sofrem vários graus de polimerização, formando diversas estruturas, como cadeias unidimensionais, folhas bidimensionais e estruturas tridimensionais. Um mineral de silicato básico sem polimerização tetraédrica necessita de outros elementos para neutralizar sua carga 4 inerente. Para outras estruturas de silicato, são necessárias combinações elementares distintas para equilibrar a carga negativa resultante. A substituição de Si⁴⁺ por Al³⁺ é uma ocorrência comum devido aos seus raios e cargas iônicas comparáveis; nesses casos, os [AlO§12_{13§]⁵⁻ tetraedros formam estruturas idênticas às suas contrapartes não substituídas, embora suas demandas de equilíbrio de carga sejam diferentes.}}}

A extensão da polimerização pode ser caracterizada tanto pelo arranjo estrutural resultante quanto pelo número de cantos tetraédricos compartilhados (ou átomos de oxigênio coordenados) envolvendo alumínio e silício em locais tetraédricos.

Ortossilicatos (Nesossilicatos): Esses minerais não apresentam ligação entre poliedros, o que significa que seus tetraedros não compartilham nenhum vértice.
Dissilicatos (Sorosilicatos): Estes compreendem dois tetraedros que compartilham um único átomo de oxigênio.
Inossilicatos (silicatos de cadeia): Os silicatos de cadeia simples são caracterizados por dois cantos compartilhados, enquanto os silicatos de cadeia dupla possuem dois ou três cantos compartilhados.
Filosilicatos: Esses minerais formam uma estrutura em folha, que necessita de três átomos de oxigênio compartilhados. Contudo, em silicatos de cadeia dupla, certos tetraedros devem partilhar dois vértices em vez de três; caso contrário, uma estrutura de folha seria formada.
Silicatos de Estrutura (Tectosilicatos): Esses silicatos apresentam tetraedros que compartilham todos os quatro vértices.
Silicatos de Anel (Ciclossilicatos): Para estabelecer sua estrutura cíclica, esses silicatos exigem que os tetraedros compartilhem apenas dois vértices.

As seções subsequentes detalham as subclasses de silicatos, apresentadas em ordem decrescente de polimerização.

Tectosilicatos

Tectosilicatos, também conhecidos como silicatos de estrutura, apresentam o mais alto grau de polimerização. Este arranjo estrutural, onde todos os cantos de um tetraedro são compartilhados, resulta em uma proporção de silício para oxigênio de 1:2. Exemplos proeminentes incluem quartzo, feldspatos, feldspatóides e zeólitas. As ligações covalentes robustas dentro dos silicatos estruturais contribuem para sua estabilidade química excepcional.

Compreendendo 12% da crosta terrestre, o quartzo (SiO₂) permanece como a espécie mineral mais prevalente, caracterizada por sua notável resistência química e física. O quartzo exibe múltiplos polimorfos, como tridimita e cristobalita, que se formam sob altas temperaturas; coesita, que se forma sob alta pressão; e stishovite, que se forma sob pressão ultra-alta. A estishovita, este último mineral, origina-se exclusivamente na Terra através de impactos de meteoritos, sofrendo uma compressão tão extrema que sua estrutura se transforma de um arranjo típico de silicato em um semelhante ao rutilo (TiO₂). Alfa-quartzo (α-quartzo) representa o polimorfo de sílica mais estável nas condições da superfície da Terra. Por outro lado, o quartzo beta (quartzo β) existe apenas em temperaturas e pressões elevadas, convertendo-se em quartzo α abaixo de 573 °C a 1 bar. A distinção entre esses dois polimorfos reside na "torção" de suas ligações atômicas; esta alteração estrutural confere maior simetria ao quartzo β em comparação ao quartzo α, levando às suas respectivas designações como quartzo alto (β) e quartzo baixo (α).

Os feldspatos constituem o grupo mineral mais prevalente na crosta terrestre, representando aproximadamente 50% de sua composição. Dentro da estrutura do feldspato, a substituição de Al³⁺ por Si⁴⁺ induz um desequilíbrio de carga, que é posteriormente neutralizado pela incorporação de cátions adicionais. Este processo resulta em unidades estruturais fundamentais como [AlSi§45§O₈]⁻ ou [Al§10^{11§Si§12^{13§O§14^{15§]²⁻. O grupo feldspato abrange 22 espécies minerais distintas, categorizadas em dois subgrupos primários - álcali e plagioclásio - e dois grupos menos comuns: celsiano e banalsita. Os feldspatos alcalinos normalmente formam uma série de soluções sólidas que vão desde ortoclásio rico em potássio até albita rica em sódio. Por outro lado, a série plagioclásio comumente se estende da albita à anortita rica em cálcio. A geminação de cristais é um fenômeno frequente em feldspatos, notadamente gêmeos polissintéticos em plagioclásio e gêmeos Carlsbad em feldspatos alcalinos. Quando os feldspatos alcalinos sofrem resfriamento lento a partir do estado fundido, eles desenvolvem lamelas de exsolução devido à instabilidade do ortoclásio e da albita em solução sólida. Esta exsolução pode se manifestar em escalas que variam de microscópicas a macroscópicas, observáveis em amostras manuais. A textura pertítica surge quando o feldspato rico em sódio se exsolve dentro de um hospedeiro rico em potássio. A textura inversa, conhecida como antipertítica, onde o feldspato rico em potássio se exsolve dentro de um hospedeiro rico em sódio, é extremamente incomum.}}}

Os feldspatóides compartilham semelhanças estruturais com os feldspatos, mas se distinguem por sua formação sob condições de deficiência de silício, o que facilita a substituição adicional por Al³⁺. Consequentemente, os feldspatóides raramente são observados na paragênese com quartzo. A nefelina ((Na, K)AlSiO₄) serve como um feldspatóide representativo; notavelmente, sua proporção Al§4_5§O§67§:SiO§8_{9§ é de 1:2, contrastando com a proporção de 1:6 encontrada no feldspato alcalino. Os zeólitos freqüentemente exibem hábitos cristalinos característicos, aparecendo como agulhas, placas ou agregados em blocos. Sua formação ocorre em ambientes aquosos a baixas temperaturas e pressões, resultando em estruturas caracterizadas por canais internos e vazios. Os zeólitos possuem diversas utilidades industriais, particularmente no domínio do tratamento de águas residuais.}

Filosilicatos

Os filossilicatos são caracterizados pela sua composição de folhas tetraédricas polimerizadas. Esses tetraedros estão interligados em três locais de oxigênio, resultando em uma proporção distinta de silício para oxigênio de 2:5. Os principais exemplos abrangem os grupos minerais de mica, clorita e caulinita-serpentina. Além das folhas tetraédricas, os filossilicatos também incorporam folhas octaédricas, onde os elementos são coordenados por seis átomos de oxigênio, servindo para neutralizar a carga negativa das unidades tetraédricas fundamentais (por exemplo, [Si₄O₁₀]⁴⁻). Estas folhas tetraédricas (T) e octaédricas (O) estão dispostas em várias sequências de empilhamento para formar as camadas de filossilicato características. Dentro de uma folha octaédrica, uma estrutura unitária contém três sítios octaédricos; no entanto, nem todos estes locais estão necessariamente ocupados. Minerais com sítios desocupados são classificados como dioctaédricos, enquanto aqueles com sítios totalmente ocupados são denominados trioctaédricos. As camadas são mantidas unidas por forças relativamente fracas, incluindo forças de van der Waals, ligações de hidrogênio ou ligações iônicas pouco frequentes. Esta fraqueza cristalográfica inerente é responsável pela clivagem basal proeminente observada nos filossilicatos.

O grupo caulinita-serpentina, caracterizado por argilominerais 1:1, compreende pilhas T-O, exibindo uma faixa de dureza de 2 a 4 devido à ligação de hidrogênio entre as folhas. Em contraste, os minerais argilosos 2:1, como a pirofilita-talco, apresentam pilhas TOT, mas são consideravelmente mais macios, com uma dureza de 1 a 2, já que sua coesão depende de forças de van der Waals mais fracas. Esses dois grupos minerais são ainda categorizados com base em sua ocupação octaédrica: caulinita e pirofilita são dioctaédricas, enquanto a serpentina e o talco são trioctaédricos. Al³⁺ em sítios octaédricos. Exemplos proeminentes de micas incluem a muscovita e a série da biotita. As camadas T-O-T nas micas são interligadas por íons metálicos, o que confere maior dureza em comparação com outros minerais filossilicatos, apesar de sua característica clivagem basal perfeita. O grupo clorito compartilha uma relação estrutural com o grupo mica, mas apresenta uma camada adicional semelhante à brucita (Mg(OH)₂) posicionada entre suas pilhas TOT.

A estrutura química distinta dos filossilicatos normalmente resulta em camadas flexíveis, elásticas e transparentes que funcionam como isolantes elétricos e podem ser facilmente clivadas em flocos excepcionalmente finos. As micas encontram aplicações na eletrônica como isolantes, na construção, como enchimentos ópticos e até mesmo em cosméticos. O crisotila, uma espécie de serpentina, representa o mineral predominante utilizado no amianto industrial, principalmente porque apresenta menos riscos à saúde em comparação ao amianto anfibólio.

Inossilicatos

Os inossilicatos são caracterizados por tetraedros que se ligam repetidamente para formar cadeias. Essas cadeias podem ser simples, onde cada tetraedro se conecta a dois outros, formando uma estrutura linear contínua, ou duplas, resultantes da fusão de duas dessas cadeias. Os silicatos de cadeia única exibem uma proporção de silício para oxigênio de 1:3, exemplificada por [Si₂O₆]⁴⁻, enquanto variedades de cadeia dupla possuem uma proporção de 4:11, como visto em [Si₈O₂₂]¹²⁻. Dentro da classe dos inosilicatos, dois grupos significativos de minerais formadores de rocha são identificados: os silicatos de cadeia simples são predominantemente piroxênios, enquanto os silicatos de cadeia dupla são frequentemente anfibólios. Embora cadeias de ordem superior, como configurações de três, quatro ou cinco membros, tenham sido descritas, sua ocorrência é incomum.

O grupo piroxênio abrange 21 espécies minerais distintas. Os piroxênios aderem a uma fórmula estrutural geral de XY(Si₂O₆), onde X ocupa um sítio octaédrico e Y pode exibir um número de coordenação que varia de seis a oito. A maioria das variedades de piroxênios incorporam várias combinações de Ca²⁺, Fe²⁺ e Mg²⁺ para neutralizar a carga negativa inerente à sua estrutura estrutural. Os piroxênios são componentes predominantes da crosta terrestre, constituindo aproximadamente 10%, e servem como constituintes essenciais das rochas ígneas máficas. Os anfibólios exibem variabilidade química substancial, muitas vezes descrita metaforicamente como uma "lata de lixo mineralógica" ou um "tubarão mineralógico nadando em um mar de elementos". A unidade estrutural fundamental dos anfibólios é o [Si₈O₂₂]¹²⁻, que tem carga balanceada por cátions que ocupam até três posições distintas; entretanto, a terceira posição não é invariavelmente utilizada e um único elemento pode ocupar ambos os locais restantes. Além disso, os anfibólios são tipicamente hidratados, contendo um grupo hidroxila ([OH]⁻), que pode ser substituído por íons fluoreto, cloreto ou óxido. Esta extensa diversidade química é responsável por mais de 80 espécies de anfibólios reconhecidas, com variações comuns, semelhantes aos piroxênios, envolvendo principalmente combinações de Ca²⁺, Fe²⁺ e Mg²⁺. Certas espécies minerais de anfibólio podem desenvolver o hábito cristalino asbestiforme, formando fibras longas, finas, flexíveis e robustas. Esses minerais de amianto possuem propriedades como isolamento elétrico, inércia química e resistência ao calor, tornando-os adequados para diversas aplicações, principalmente em materiais de construção. No entanto, o amianto é um agente cancerígeno reconhecido e está implicado em inúmeras outras doenças, incluindo a asbestose; variedades de amianto anfibólio (antofilita, tremolita, actinolita, grunerita e riebeckita) são geralmente consideradas mais perigosas do que o amianto serpentina crisotila.

Ciclossilicatos

Os ciclossilicatos, também conhecidos como silicatos de anel, são caracterizados por uma proporção de silício para oxigênio de 1:3. A configuração mais prevalente envolve anéis de seis membros, apresentando uma estrutura fundamental de [Si₆O₁₈]¹²⁻; exemplos notáveis incluem o grupo turmalina e o berilo. Embora outras estruturas em anel, como aquelas com 3, 4, 8, 9 ou 12 membros, tenham sido documentadas, elas são menos comuns. Os ciclossilicatos normalmente exibem propriedades robustas e formam cristais estriados e alongados.

A intrincada composição química das turmalinas é representada pela fórmula geral XY₃Z₆(BO§45§)§67§T§8_{9§O₁₈V§12}13§W. A estrutura do anel fundamental, T§14_{15§O₁₈, normalmente apresenta silício (Si⁴⁺) no local T, embora alumínio (Al₃₊) ou boro (B³⁺) possam substituir. A classificação das turmalinas envolve o subgrupo inicial com base na ocupação do sítio X, seguido de subdivisão adicional de acordo com as características químicas do sítio W. Os sítios Y e Z são capazes de hospedar diversos cátions, particularmente vários metais de transição, e esta variabilidade estrutural no conteúdo de metais de transição é responsável pela ampla gama de cores observadas dentro do grupo turmalina. Ciclossilicatos adicionais incluem berilo (Al§24_25§Be§2627§Si§28_{29§O§30^{31§), que inclui as variedades de pedras preciosas esmeralda (verde) e água-marinha (azulada). Cordierita, um mineral metamórfico predominante, exibe semelhanças estruturais com o berilo.}}}

Sorosilicatos

Sorosilicatos, alternativamente conhecidos como dissilicatos, são caracterizados pela ligação tetraedro-tetraedro através de um único átomo de oxigênio, produzindo uma proporção de silício para oxigênio de 2:7. Esta configuração de ligação forma a unidade estrutural característica [Si₂O₇]⁶⁻. O grupo epidoto constitui os dissilicatos predominantes. Os epídotos ocorrem em diversos ambientes geológicos, incluindo dorsais meso-oceânicas, intrusões graníticas e rochas metapelíticas. A estrutura estrutural fundamental dos epidotos é a unidade [(SiO§6^{7§)(Si§8_9§O§1011§)]¹⁰⁻; por exemplo, a espécie mineral epídoto atinge o equilíbrio de carga através da incorporação de cálcio, alumínio e ferro férrico, conforme representado pela fórmula Ca§16_{17§Al§18_{19§(Fe³⁺, Al)(SiO§22^{23§)(Si§24_25§O§2627§)O(OH). A coexistência do ferro nos estados de oxidação Fe³⁺ e Fe²⁺ contribui para amortecer a fugacidade do oxigênio, um determinante crítico nos processos petrogenéticos.}}}}

Outros exemplos de sorosilicatos incluem a lawsonita, um mineral metamórfico característico da fácies xisto azul (um ambiente de zona de subducção marcado por baixa temperatura e alta pressão), e vesuvianita, notável por incorporar cálcio substancial em sua estrutura química.

Ortossilicatos

Os ortossilicatos são caracterizados por tetraedros isolados, cuja carga é balanceada por vários cátions. Também chamados de nesossilicatos, esta classe de silicatos exibe uma proporção de silício para oxigênio de 1:4 (por exemplo, SiO4). Os ortossilicatos normalmente cristalizam em formas equantas e em blocos e possuem uma dureza considerável. Esta subclasse abrange vários minerais formadores de rocha significativos, incluindo os aluminossilicatos, o grupo das olivinas e o grupo das granadas.

Os aluminossilicatos - cianita, andaluzita e silimanita, todos compartilhando a fórmula Al₂SiO₅ - são estruturalmente caracterizados por um único tetraedro [SiO₄]⁴⁻ e um cátion Al³⁺ em coordenação octaédrica. O cátion Al³⁺ restante pode ocupar sítios de coordenação seis vezes (cianita), cinco vezes (andalusita) ou quatro vezes (silimanita); o mineral específico que se forma em um determinado ambiente depende das condições prevalecentes de pressão e temperatura. Dentro da estrutura da olivina, a série primária de olivinas, representada por (Mg, Fe)§12_{13§SiO§14_{15§, compreende forsterita rica em magnésio e faialita rica em ferro. Tanto o ferro quanto o magnésio são coordenados octaedricamente pelo oxigênio. Outras espécies minerais que exibem esta estrutura incluem a tefroíta (Mn§16_{17§SiO§18_{19§). O grupo granada é definido por uma fórmula geral de X§20}21§Y§22_{23§(SiO§24_25§)§2627§, onde X denota um cátion grande em coordenação óctupla e Y representa um cátion menor em coordenação sêxtupla. São reconhecidos seis membros finais ideais da granada, categorizados em dois grupos distintos. As granadas de piralspite apresentam Al³⁺ na posição Y, abrangendo piropo (Mg§30}31§Al§32_{33§(SiO§34_35§)§3637§), almandina (Fe§38}39§Al§40_{41§(SiO§42_43§)§4445§) e espessartina (Mn§46}47§Al§48_{49§(SiO§50_51§)§5253§). Por outro lado, as granadas ugrandita incorporam Ca²⁺ na posição X, incluindo uvarovita (Ca§56}57§Cr§58_{59§(SiO§60_61§)§6263§), grossular (Ca§64}65§Al§66_{67§(SiO§68_69§)§7071§), e andradita (Ca§72}73§Fe§74_{75§(SiO§76_77§)§7879§). Apesar da existência de dois subgrupos distintos de granadas, soluções sólidas são observadas entre todos os seis membros finais.}}}}

Ortossilicatos adicionais incluem zircão, estaurolita e topázio. O zircão (ZrSiO₄) é particularmente valioso em geocronologia devido à potencial substituição de U⁶⁺ por Zr⁴⁺; além disso, sua estrutura excepcionalmente resiliente torna difícil recalibrá-lo como cronômetro. A estaurolita funciona como um mineral de índice de grau intermediário comum em ambientes metamórficos. Sua estrutura cristalina notavelmente complexa não foi totalmente caracterizada até 1986. Topázio (Al§6^{7§SiO§8^{9§(F, OH)§10^{11§), frequentemente identificado em pegmatitos graníticos em associação com turmalina, é um mineral precioso amplamente reconhecido.}}}

Não-silicatos

Elementos nativos

Elementos nativos são definidos como substâncias que não estão quimicamente ligadas a outros elementos. Este grupo mineral abrange metais nativos, semimetais, não metais e diversas ligas e soluções sólidas. A ligação metálica dentro desses elementos confere propriedades físicas distintas, incluindo brilho metálico característico, ductilidade, maleabilidade e condutividade elétrica. Os elementos nativos são ainda classificados em subgrupos com base em seus atributos estruturais ou químicos.

O grupo do ouro, caracterizado por uma estrutura cúbica compacta, compreende metais como ouro, prata e cobre. O grupo da platina apresenta uma semelhança estrutural com o grupo do ouro. O grupo ferro-níquel é definido por diversas espécies de ligas de ferro-níquel. Kamacita e taenita, dois exemplos identificados em meteoritos de ferro, são diferenciados pelo teor de níquel; a kamacita contém menos de 5–7% de níquel e é uma variedade de ferro nativo, enquanto o teor de níquel da taenita varia de 7–37%. Os minerais do grupo arsênico consistem em semimetais, que possuem apenas características metálicas parciais, faltando notavelmente a maleabilidade encontrada nos metais verdadeiros. O carbono nativo se manifesta em dois alótropos: grafite e diamante; este último forma-se sob as pressões extremamente elevadas prevalecentes no manto terrestre, dotando-o de uma estrutura significativamente mais robusta do que a grafite.

Sulfetos

Os minerais sulfetados constituem compostos químicos formados por um ou mais metais ou semimetais com um calcogênio ou pnictogênio, mais comumente enxofre. Telúrio, arsênico ou selênio podem substituir o enxofre nessas estruturas. Os sulfetos geralmente se apresentam como minerais macios e quebradiços, possuindo uma alta gravidade específica. Muitos sulfetos em pó, como a pirita, emitem um odor sulfuroso distinto. Os sulfetos são suscetíveis ao intemperismo, muitos deles se dissolvendo facilmente na água; esses constituintes dissolvidos podem posteriormente redepositar, levando à formação de depósitos de minério secundário enriquecidos. A classificação do sulfeto é baseada na proporção do metal ou semimetal para o enxofre, exemplificada pelas proporções M:S de 2:1 ou 1:1. Numerosos minerais de sulfetos são economicamente significativos como minérios metálicos; exemplos notáveis incluem esfalerita (ZnS), um minério de zinco; galena (PbS), um minério de chumbo; cinábrio (HgS), um minério de mercúrio; e molibdenita (MoS₂), um minério de molibdênio. A pirita (FeS₂) é o sulfeto mais prevalente, ocorrendo em uma ampla variedade de ambientes geológicos. Apesar de sua abundância, não é um minério de ferro, mas pode sofrer oxidação para produzir ácido sulfúrico. Relacionados aos sulfetos estão os raros sulfossais, nos quais um elemento metálico está ligado ao enxofre e a um semimetal, como antimônio, arsênico ou bismuto. Análogo aos sulfetos, os sulfossais são tipicamente minerais macios, densos e quebradiços.

Óxidos

Os minerais óxidos são categorizados em três grupos distintos: óxidos simples, hidróxidos e óxidos múltiplos. Óxidos simples são definidos pela presença de O2− como seu ânion primário e exibem ligações predominantemente iônicas. Outras subdivisões dentro dos óxidos simples são baseadas na proporção oxigênio-cátion. Os minerais pertencentes ao grupo periclásio possuem uma proporção de oxigênio para cátion de 1:1. Exemplos de óxidos com proporção de 2:1 incluem cuprita (Cu₂O) e gelo de água. O grupo do corindo é composto por minerais com proporção de 2:3, como o corindo (Al§4_5§O§67§) e a hematita (Fe§8_9§O§1011§). Os minerais do grupo rutilo apresentam uma proporção de 1:2; a espécie homônima, rutilo (TiO§12_{13§), serve como minério primário para titânio, enquanto outros casos incluem cassiterita (SnO§14_{15§), um minério de estanho, e pirolusita (MnO§16_{17§), um minério de manganês. Para hidróxidos, o íon hidroxila, OH⁻, funciona como o ânion predominante. As bauxitas, que representam o principal minério de alumínio, constituem uma mistura heterogênea dos minerais hidróxidos diásporo, gibbsita e boemita; estes normalmente se originam em regiões que sofrem intenso intemperismo químico, predominantemente sob condições climáticas tropicais. Por último, óxidos múltiplos são definidos como compostos contendo dois metais distintos combinados com oxigênio. Os espinélios formam um grupo significativo dentro desta classificação, caracterizado pela fórmula geral X²⁺Y³⁺§24_{25§O§26_{27§. Exemplos ilustrativos de espécies incluem espinélio (MgAl§28_{29§O§30_{31§), cromita (FeCr§32_{33§O§34_{35§) e magnetita (Fe§36}37§O§38_{39§). A magnetita é facilmente identificável por seu magnetismo pronunciado, característica decorrente da presença de ferro em dois estados de oxidação distintos (Fe²⁺Fe³⁺§44_{45§O§46_{47§), classificando-a assim como um óxido múltiplo e não como um simples óxido.}}}}}}}}}}}

Minerais Haleto

Os minerais haleto são definidos como compostos onde um elemento halogênio (flúor, cloro, iodo ou bromo) serve como ânion primário. Esses minerais normalmente exibem características como maciez, fraqueza, fragilidade e solubilidade em água. Exemplos predominantes de haletos incluem halita (NaCl, comumente conhecido como sal de cozinha), silvita (KCl) e fluorita (CaF2). A halita e a silvita freqüentemente se originam como evaporitos e podem constituir componentes minerais dominantes nas rochas sedimentares químicas. A criolita (Na₃AlF₆) desempenha um papel crucial na extração industrial de alumínio da bauxita; no entanto, devido ao esgotamento do seu único depósito natural significativo em Ivittuut, Gronelândia, encontrado dentro de um pegmatito granítico, a criolita sintética é agora produzida a partir de fluorita.

Minerais Carbonatados

Os minerais carbonatos são caracterizados pelo grupo carbonato, [CO₃]²⁻, servindo como seu principal ânion. Os carbonatos geralmente exibem fragilidade, frequentemente apresentam clivagem romboédrica e reagem universalmente com ácidos. Conseqüentemente, os geólogos de campo geralmente utilizam ácido clorídrico diluído para diferenciar carbonatos de minerais não carbonatados. A reação ácida com carbonatos, observada principalmente nos polimorfos calcita e aragonita (CaCO§45§), é fundamental para os processos de dissolução e precipitação do mineral, que são críticos para a gênese de cavernas calcárias, suas formações internas como estalactites e estalagmites, e formas cársticas mais amplas. Os carbonatos originam-se predominantemente como sedimentos biogênicos ou químicos em ambientes marinhos. Estruturalmente, o grupo carbonato forma uma configuração triangular, com um cátion C⁴⁺ central circundado por três ânions O²⁻; variações no arranjo desses triângulos dão origem a grupos minerais distintos. A calcita, o mineral carbonático mais prevalente, constitui o componente principal tanto do calcário sedimentar quanto do mármore metamórfico. A calcita (CaCO§1011§) pode incorporar uma proporção substancial de magnésio em substituição ao cálcio. Em condições caracterizadas por altas concentrações de magnésio, seu polimorfo, aragonita, se formará preferencialmente; a geoquímica marinha em tais contextos é frequentemente categorizada como um mar de aragonita ou calcita, dependendo de qual mineral exibe formação favorável. A dolomita é classificada como um carbonato duplo, possuindo a fórmula química CaMg(CO§1213§)§14^{15§. A dolomitização secundária do calcário é um processo geológico frequente, envolvendo a conversão de calcita ou aragonita em dolomita; esta reação aumenta o espaço poroso (já que o volume da célula unitária da dolomita é 88% do da calcita), formando potencialmente reservatórios para petróleo e gás natural. Essas duas espécies minerais pertencem a grupos minerais de mesmo nome: o grupo calcita engloba carbonatos com a fórmula geral XCO§16}17§, enquanto o grupo dolomita compreende minerais que aderem à fórmula geral XY(CO§1819§)§20^21§.

Minerais Sulfatados

Os minerais sulfato são caracterizados pela presença do ânion sulfato, [SO₄]²⁻. Esses minerais normalmente exibem transparência a translucidez, possuem uma textura macia e são frequentemente frágeis. Sua formação geralmente ocorre como evaporitos, precipitando em águas salinas durante a evaporação. Além disso, os sulfatos podem ser identificados em sistemas de veios hidrotérmicos, muitas vezes em conjunto com sulfetos, ou como produtos resultantes da oxidação de sulfetos. Uma classificação divide os sulfatos em categorias anidras e hidratadas. O gesso (CaSO₄⋅2H§6^{7§O) representa o sulfato hidratado mais prevalente, formando-se como um evaporito ao lado de minerais como calcita e halita. Quando o gesso cristaliza e incorpora grãos de areia, ele pode se transformar em “rosas do deserto”. Sua condutividade térmica excepcionalmente baixa e capacidade de manter uma temperatura reduzida por desidratação quando aquecido tornam o gesso valioso como material isolante em produtos como gesso e drywall. A anidrita, a contraparte anidra do gesso, pode precipitar diretamente da água do mar em condições extremamente áridas. O grupo barita segue a fórmula geral XSO§8_{9§, onde X denota um cátion grande com coordenação 12 vezes. Exemplos notáveis incluem barita (BaSO§10_{11§), celestina (SrSO§12_{13§) e anglesita (PbSO§14_{15§). A anidrita é excluída do grupo da barita porque o íon Ca²⁺ menor exibe apenas uma coordenação óctupla.}}}}}

Fosfatos

Os minerais de fosfato são definidos pela presença da unidade tetraédrica [PO₄]³⁻, embora este motivo estrutural possa ser generalizado para incluir substituições onde o fósforo é substituído por antimônio, arsênico ou vanádio. O grupo da apatita constitui os minerais de fosfato mais prevalentes, abrangendo espécies como fluorapatita (Ca₅(PO§6_{7§)§89§F), clorapatita (Ca§10}11§(PO§12_{13§)§1415§Cl) e hidroxilapatita (Ca§16}17§(PO§18_{19§)§2021§(OH)). Esses minerais formam os componentes cristalinos primários dos dentes e ossos dos vertebrados. O grupo monazita, que é comparativamente abundante, exibe uma estrutura geral de ATO§22_{23§, onde T representa fósforo ou arsênico, e A é frequentemente um elemento de terras raras (REE). A monazita é significativa por duas razões principais: em primeiro lugar, a sua capacidade de actuar como um "sumidouro" de REE permite-lhe concentrar suficientemente estes elementos para formar minérios economicamente viáveis; em segundo lugar, os minerais do grupo monazita podem incorporar quantidades substanciais de urânio e tório, permitindo a sua aplicação na geocronologia monazita para datação de rochas com base na decadência radioativa do urânio e do tório em chumbo.}}

Minerais Orgânicos

O sistema de classificação Strunz incorpora uma categoria para minerais orgânicos. Esses compostos incomuns, apesar de conterem carbono orgânico, podem se originar através de processos geológicos. Por exemplo, whewellita (CaC₂O₄⋅H§4_{5§O), um oxalato, pode ser depositado em veios de minério hidrotérmico. Embora o oxalato de cálcio hidratado esteja presente em camadas de carvão e outras formações sedimentares associadas à matéria orgânica, sua ocorrência em ambientes hidrotermais não é atribuída à atividade biológica.}

Avanços recentes

As estruturas de classificação mineral e suas definições associadas estão em constante evolução para integrar o progresso contemporâneo na ciência mineralógica. Modificações recentes abrangem a introdução de uma classe orgânica nos sistemas de classificação Dana e Strunz atualizados. Esta classe orgânica compreende uma categoria altamente incomum de minerais contendo hidrocarbonetos. Em 2009, a Comissão do IMA sobre Novos Minerais e Nomes de Minerais adotou formalmente um sistema hierárquico para a nomenclatura e categorização de grupos minerais e seus respectivos nomes. Esta iniciativa envolveu a criação de sete comissões e quatro grupos de trabalho encarregados de rever e classificar os minerais para uma compilação oficial das suas designações publicadas. De acordo com esses regulamentos revisados, "as espécies minerais podem ser agrupadas de diversas maneiras, com base na química, estrutura cristalina, ocorrência, associação, história genética ou recurso, por exemplo, dependendo do propósito a ser atendido pela classificação."

Astrobiologia

Os biominerais têm sido propostos como indicadores significativos de vida extraterrestre, sugerindo uma função crucial na busca pela vida existente ou extinta em Marte. Além disso, os constituintes orgânicos, muitas vezes denominados bioassinaturas, frequentemente ligados a biominerais, são considerados instrumentais nos processos químicos prebióticos e bióticos.

Em janeiro de 2014, a NASA anunciou que as investigações conduzidas pelos rovers Curiosity e Opportunity em Marte tinham como objetivo identificar indicadores de vida antiga, abrangendo uma biosfera potencial sustentada por microrganismos autotróficos, quimiotróficos ou quimiolitoautotróficos. Estes estudos também procuraram evidências de água histórica, particularmente em ambientes fluvio-lacustres (planícies associadas a antigos rios ou lagos) que poderiam ter sustentado vida. Consequentemente, a exploração de sinais de habitabilidade, tafonomia (o estudo da fossilização) e carbono orgânico em Marte foi estabelecida como um objetivo central da NASA.

Referências

Referências Gerais

Busbey, A.B.; Coenraads, RE; Raízes, D.; Willis, P. (2007). Rochas e Fósseis. São Francisco: Fog City Press. ISBN 978-1-74089-632-0.
Chesterman, C.W.; Lowe, K.E. (2008). Field Guide to North American Rocks and Minerals. Toronto: Random House of Canada. ISBN 978-0-394-50269-4.
Dyar, MD; Gunter, ME (2008). Mineralogia e Mineralogia Óptica. Chantilly, VA: Sociedade Mineralógica da América. ISBN 978-0-939950-81-2.
Nesse, William D. (2000). Introdução à Mineralogia. Nova York: Oxford University Press. ISBN 978-0-19-510691-6.
Hazen, RM; Cresceu, Edward S.; Origlieri, Marcus J.; Downs, Robert T. (março de 2017). "Sobre a mineralogia da 'Época do Antropoceno'" (PDF). Mineralogista americano. 102 (3): 595. Bibcode:2017AmMin.102..595H. doi:10.2138/am-2017-5875. S2CID 111388809. Recuperado em 14 de agosto de 2017. Este artigo discute a formação de novos minerais resultantes de atividades humanas.
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Banco de dados mineralógico Mindat, o maior banco de dados minerais da Internet

"Chave de Identificação Mineral II" Sociedade Mineralógica da América

Minerais e as Origens da Vida (Robert Hazen, NASA) (vídeo, 60m, abril de 2014).
A vida privada dos minerais: insights da mineralogia de big data (Robert Hazen, 15 de fevereiro de 2017)

Mineral

Mineral

Definições

Associação Mineralógica Internacional

Minerais Biogênicos

Assembléia Mineral

Rochas, minérios e gemas

Etimologia

Química

Propriedades Físicas

Estrutura Cristalina e Hábito

Dureza

As características de brilho e diafanidade são fundamentais na identificação mineral.

Cor e listras

Propriedades mineralógicas: Clivagem, Separação, Fratura e Tenacidade

Gravidade específica

Outras propriedades

Classificação

Classificações mais antigas

Linnaeus

Classificação Moderna

Silicatos

Tectosilicatos

Filosilicatos

Inossilicatos

Ciclossilicatos

Sorosilicatos

Ortossilicatos

Não-silicatos

Elementos nativos

Sulfetos

Óxidos

Minerais Haleto

Minerais Carbonatados

Minerais Sulfatados

Fosfatos

Minerais Orgânicos

Avanços recentes

Astrobiologia

Referências

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Referências Gerais

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