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CURSO DE QUMICA - BACHARELADO

Cristal de Diopsdio, Val dAla, Piemonte Itlia.

ROTEIRO DE PRTICAS DE MINERALOGIARONALDO LUIZ MINCATO

2008IDENTIFICAO DOS MINERAIS

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. A identificao dos minerais est baseada no estudo de suas propriedades fsicas mais elementares como densidade, dureza, cor, brilho e clivagem, at propriedades mais complexas como as propriedades ticas, eltricas e magnticas. Sero apresentadas a seguir apenas as propriedades fsicas particularmente mais teis na rpida identificao dos minerais. DEFINIES Mineral: Pode ser definido como um slido homogneo de ocorrncia natural, formado por processos inorgnicos, com composio qumica definida (mas no fixa) e arranjo atmico ordenado (Berry & Mason, 1959). Nesta definio esto envolvidos vrios aspectos que caracterizam as substncias cristalinas naturais. Slido homogneo: formado por uma nica fase slida. No podendo ser separado em compostos mais simples por nenhum processo fsico. Ocorrncia natural: somente substncias no formadas pela ao direta ou indireta do homem. Formado por processos inorgnicos: exclui os slidos homogneos formados por sistemas biolgicos, animais ou plantas. Composio qumica definida: cuja composio qumica pode ser expressa por uma frmula qumica. No fixa, pois a composio pode variar dentro de determinados limites. Arranjo atmico ordenado: caracterstico do estado cristalino. Todavia alguns minerais so amorfos. Mas o estado amorfo no estvel e tendem a cristalizar com o tempo geolgico. Cristal: a palavra cristal deriva do grego e significa gelo e foi empregada originalmente para designar cristal de rocha ou quartzo, o qual acreditavam ser gelo petrificado. Ainda hoje se emprega o termo cristal para qualquer quartzo transparente e incolor e para o vidro com chumbo empregado para fabricao de copos, vasos, etc. H vrias definies para cristal, tais como: Cristal um poliedro convexo limitado por faces planas e arestas retilneas. Cristal um slido homogneo com ordem interna regular dos tomos ou ons constituintes. Cristal uma substncia anisotrpica em relao s propriedades fsicas vetoriais, das quais alguma descontnua. Quanto primeira definio, ela considerada incompleta na atualidade. Isto devido s superfcies planas que limitam alguns cristais serem apenas conseqncia do arranjo interno tridimensional ordenado das unidades atmicas. Somente quando o cristal tem espao para crescer em todas as direes que se desenvolvem as suas faces. A maioria apesar do contorno irregular no deixa de ser cristalino. Mesmo um cristal de faces bem formadas no deixar de ser cristalino, se por algum acidente qualquer, ele se quebrar em vrios fragmentos irregulares. Portanto, as faces planas no so o pr-requisito indispensvel para que um slido seja cristalino. Como ocorre nos gases, lquidos e vidros, tambm nas substncias amorfas ocorre uma distribuio desordenada e aleatria das partculas qumicas constituintes. Estes so, assim, istropos em relao s propriedades fsicas. Isto , as propriedades fsicas apresentam estatisticamente o mesmo valor em qualquer direo considerada. Nos cristais ocorre uma anisotropia em relao s propriedades fsicas vetoriais e geomtricas, isto , o valor destas propriedades varia com a direo nas quais elas so medidas como conseqncia do arranjo tridimensional ordenado das unidades constituintes. Porm, isto no significa que os cristais so anisotrpicos em relao a todas as propriedades fsicas vetoriais. Por exemplo, cristais do sistema cbico so istropos em relao velocidade de propagao da luz, mas so anisotrpicos em relao a outras propriedades fsicas vetoriais como a dureza. Na terceira definio considerada apenas a anisotropia e no os caracteres morfolgicos para a caracterizao de um cristal. De acordo com esta definio os cristais so anisotrpicos em relao s propriedades fsicas vetoriais, das quais alguma descontnua. Entende-se por propriedade fsica vetorial descontnua a propriedade que sofre uma brusca e grande variao ao se passar de uma direo de propagao para outra vizinha. Exemplo, a velocidade de crescimento do cristal. Se um cristal fosse istropo para a velocidade de crescimento ele seria esfrico. Se a velocidade de crescimento fosse uma propriedade fsica vetorial contnua o cristal seria, por exemplo, um elipside de rotao. Mas os cristais, quando as condies de crescimento forem adequadas, so poliedros de faces planas, que reflete a descontinuidade desta propriedade. UNIFAL MG RLM 2

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Rocha: Apresenta vrias definies e a mais aceita : um agregado natural formado por um ou mais minerais (podendo, eventualmente, tratar-se de vidro vulcnico ou matria orgnica), que constitui parte essencial da crosta terrestre, podendo na maioria das vezes ser representada em mapas geolgicos. So elas (as rochas) nitidamente individualizadas, porque os minerais se agregam obedecendo a leis fsicas, qumicas ou fsico-qumicas dependendo das condies em que se forma esta ou aquela rocha. Esta agregao, portanto, no se d ao acaso. No necessrio que a rocha seja consolidada. As areias, as argilas, etc., desde que representem corpos independentes, individualizados e extensos, so consideradas rochas (sedimentos). De acordo com sua origem (gnese) as rochas podem ser divididas em 3 tipos fundamentais: Rochas gneas ou magmticas, sedimentares ou metamrficas. Mineral-minrio: qualquer mineral que pode ser aproveitado economicamente para a extrao de um ou mais metais. Ex.: Hematita [Fe2O3] o mineral-minrio de Ferro. Ganga: Mineral ou minerais desprovido(s) ou de valor secundrio que acompanha (m) o mineral-minrio. Minrio: uma associao de minerais da qual se pode extrair, com aproveito econmico, uma ou mais substncias teis, sejam metais, sejam elementos ou compostos qumicos. Em geral uma associao de mineral-minrio e ganga. Mineral-industrial: Mineral que matria-prima para a indstria e no para a extrao de um elemento. Ex.: Asbesto (amianto) = isolante trmico; argilas = cermicas; quartzo = eletrnica, tica. PROPRIEDADES FSICAS DOS MINERAIS As propriedades fsicas dos minerais so o resultado direto de sua composio qumica e de suas caractersticas estruturais. Existe um conjunto de propriedades fsicas que podem ser examinadas ou testadas rapidamente, com auxlio de instrumentos simples como um im, uma lupa de mo, um canivete e uma placa de porcelana. Com, freqncia estas propriedades so suficientes para a identificao de um mineral desconhecido e, pela facilidade de seu estudo, so de emprego corriqueiro por mineralogistas, tanto no campo como em laboratrio. As propriedades a serem estudadas nesta aula e aplicadas nas prximas aulas do curso so as seguintes: hbito, clivagem, partio, fratura, dureza, tenacidade, densidade relativa, magnetismo, cor, trao e brilho. A determinao das propriedades fsicas dos minerais, portanto, constitui importante auxlio na sua identificao. Portanto, o estudo dessas propriedades possibilita dedues relativas sobre a sua estrutura cristalina e sobre sua composio qumica. Alm disso, alguns minerais devem sua utilizao tcnica exclusivamente a suas propriedades fsicas. Por exemplo, a alta dureza do diamante responsvel pela sua eficincia como abrasivo. Ao fenmeno de piezoeletricidade do quartzo (capacidade de induo das cargas eltricas positivas e negativas por deformao mecnica) se deve o seu emprego na indstria eletrnica. Logo, as propriedades fsicas dos minerais devem, portanto, ser consideradas sob trs aspectos: cientfico, tcnico e determinativo. HBITO Por hbito de um mineral se entende a(s) forma(s) com a qual ele aparece freqentemente na natureza, por exemplo: como prismas alongados; como cristais tabulares (achatados); como agregados cristalinos com arranjos geomtricos caractersticos; ou mesmo como gros sem uma forma definida. Muitas espcies minerais ocorrem preferencialmente com um determinado hbito. Por exemplo, cristais de magnetita Fe3O4 so freqentemente octadricos, pirita FeS2 comumente ocorre como cristais em forma de cubos, e as micas ocorrem como lamelas. Embora nem sempre um determinado mineral tenha que apresentar seu hbito caracterstico, o fato de que isto ocorra com freqncia de grande auxlio na sua identificao. A lista a seguir inclui os termos mais comumente usados na descrio do hbito dos minerais. Prismtico: os cristais do mineral so freqentemente constitudos por prismas (ou combinaes de mais de um prisma). Usualmente so empregados adjetivos para qualificar os cristais prismticos, como colunares (prismas alongados, com uma direo, geralmente coincidente com o eixo c mais desenvolvida que as demais); aciculares (muito alongados e finos, com forma que lembra uma agulha); fibrosos, capilares ou filiformes (ainda mais finos, lembrando fios de cabelo); tabulares (achatados, com duas direes mais bem desenvolvidas do que a terceira); laminares (alongados e achatados, como a lmina de uma faca). UNIFAL MG RLM 3

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Cbico, octadrico, dodecadrico, rombodrico, etc: mineral caracterizado pela ocorrncia freqente de cristais com as formas citadas. Micceo: cristais tabulares ou lamelares formados por placas finas (como as micas). Eudrico, subdrico, andrico . mineral ocorre comumente como cristais bem formados (eudricos), ou com apenas algumas faces bem desenvolvidas (subdricos), ou ainda como gros sem faces cristalinas presentes (andricos embora deva ser ressaltado que a ausncia de formas cristalinas visveis externamente no signifique que o mineral no possua uma estrutura cristalina ordenada). Muitos dos termos acima, especialmente os relativos a prismas, podem ser igualmente aplicados a agregados de cristais (por exemplo, agregados colunares, agregados aciculares, etc.). Os seguintes termos so especficos da descrio de agregados cristalinos: Dendrtico: arborescente, em ramos divergentes, como os de uma planta. Divergente ou radiado: agregado de cristais (geralmente prismas colunares, aciculares ou tabulares) divergentes a partir de um ponto central. Tipos especficos de agregados radiais podem ser: a) Globular: agregados de cristais radiais, formando pequenas superfcies esfricas ou semiesfricas. b) Botrioidal: formas globulares assemelhando-se (em tamanho dos glbulos) a um cacho de uvas. c) Mamelonar: grandes superfcies arredondadas, semelhantes a mamas, formadas por indivduos radiais ou divergentes. d) Reniforme: agregados radiados terminando em formas arredondadas com forma de rins. e) Colomorfe: termo genrico aplicado a formas arredondadas compostas de agregados radiados, sem levar em conta o tamanho.

Granular: agregado simplesmente composto por gros (sem nenhuma conotao especfica de forma ou tamanho). Concntrico: camadas mais ou menos esfricas, superpostas umas s outras. Pisoltico: massas arredondadas, mais ou menos do tamanho de ervilhas. Ooltico: massa arredondadas, mais ou menos do tamanho de ovas de peixe. Bandado: mineral formado por camadas de diferentes cores ou texturas. Macio: material compacto, sem formas ou feies especiais. Outros termos especficos, relacionados ao modo de ocorrncia do agregado: Drusa: superfcie coberta de pequenos cristais. Geodo: cavidade (em uma rocha) cuja superfcie coberta de pequenos cristais. Concreo: massas formadas por deposio de material em torno de um ncleo. Algumas concrees so esfricas, mas outras podem ter forma varivel. Estalactite: agregados em cilindros ou cones pendentes (como por exemplo, em cavernas calcrias). Estalagmite: agregados em cilindros ou cones que ascendentes (como por exemplo, em cavernas calcrias). CLIVAGEM, PARTIO e FRATURA: Um mineral pode apresentar (ou no) tendncia a se romper segundo planos preferenciais, quando submetido a um esforo externo. Este comportamento est diretamente relacionado ao tipo de ligao qumica envolvida e eventual presena de defeitos ou descontinuidades na estrutura cristalina. Em presena de um esforo externo um cristal poder apresentar tendncia a se romper ao longo de direes em que: A fora de ligao menor; Existem menos ligaes por unidade de volume; Existem defeitos estruturais; UNIFAL MG RLM 4

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Existe um maior espaamento interplanar, embora as ligaes qumicas sejam do mesmo tipo.

Clivagem, partio e fraturas so propriedades fsicas diferentes. A distino entre elas extremamente importante do ponto de vista da identificao de minerais: CLIVAGEM: tendncia de o mineral partir-se paralelamente a planos atmicos identificados por ndices de Miller, tais como faces do cristal. Os planos de clivagem so, portanto, repetitivos desde a escala mesoscpica (do cristal) a escala microscpica e at a escala da prpria estrutura cristalina. A clivagem sempre consistente com a simetria do cristal. Para estudar a clivagem de um mineral no suficiente apenas reconhec-la, mas necessrio caracteriz-la em termos de sua orientao e sua qualidade. Em termos de orientao (geometria) a clivagem pode ser descrita por adjetivos que a relacionam com formas cristalinas. Assim, pode-se caracterizar a clivagem como cbica (como na galena, PbS), octadrica (como no diamante, C), dodecadrica (como na esfalerita, ZnS), rombodrica (como na calcita, CaCO3), prismtica (como nos piroxnios e anfiblios), pinacoidal (como a clivagem basal das micas), etc. Uma outra maneira de expressar esse conceito utilizando os ndices de Miller para a forma cristalina em questo, como {111} para a clivagem octadrica. Vimos que a clivagem est intrinsecamente relacionada estrutura cristalina. Portanto, se um mineral possui uma determinada direo de clivagem, existe o potencial para ocorrerem inmeros planos de clivagem ao longo daquela direo. Entretanto, nem sempre a clivagem perfeitamente desenvolvida nos cristais. Assim, deve-se utilizar adjetivos para caracterizar a qualidade da clivagem. Isto feito de acordo com uma escala comparativa e emprica. Assim, pode-se dizer que uma clivagem excelente (como a clivagem basal das micas e da grafita), boa, pobre ou ruim. Finalmente, alguns minerais se caracterizam pela ausncia de clivagem. O quartzo, um dos minerais mais comuns no apresenta clivagem. Importncia da Clivagem: Do ponto de vista de aplicao tcnica, a clivagem de grande importncia, pois o emprego industrial de vrios minerais depende dela. Por exemplo, a facilidade de se clivar a muscovita (uma mica) em placas muito delgadas e as suas propriedades dieltricas, constituem a base de seu uso em equipamentos eltricos. As qualidades lubrificantes do talco e da grafita resultam de sua baixa dureza e da facilidade com que se partem ao longo de superfcies de clivagem. A clivagem uma propriedade diagnstica muito importante. A observao cuidadosa da clivagem pode auxiliar na determinao do sistema cristalino do mineral em pequenos fragmentos. Por exemplo, um mineral com uma nica direo de clivagem no pode pertencer ao sistema cbico, pois nesse sistema qualquer tipo de clivagem tem mais de duas direes. De modo anlogo, um mineral com trs direes de clivagem, todas de qualidade diferente, provavelmente pertencem ao sistema ortorrmbico, monoclnico ou triclnico; se as trs de clivagem fizerem entre si ngulos retos, o sistema tem de ser ortorrmbico. PARTIO: Assim como a clivagem, a partio tambm est associada a planos cristalogrficos, mas no to bem desenvolvida. A partio pode ter outras causas, como a presena de planos de geminao no cristal ou ocorrer como resposta aplicao de presso. Assim, ao contrrio do que ocorre com a clivagem, alguns indivduos de uma espcie mineral podem apresentar partio enquanto outros no a possuem. Por exemplo, em uma populao de cristais de um determinado mineral, pode ocorrer que apenas os cristais geminados ou submetidos a presso apresentem planos de partio visveis. Outro critrio til para distinguir clivagem de partio o carter menos penetrativo da ltima. Por exemplo, um cristal pode se partir ao longo de planos de geminao relativamente espaados entre si, e ao mesmo tempo fraturar-se de maneira irregular na regio entre dois planos de partio. Exemplos comuns de partio incluem a partio octadrica da magnetita, a partio basal dos piroxnios e a partio rombodrica do corndon.

FRATURA: Refere-se maneira pela qual o mineral se rompe, exceto aquelas controladas pelas propriedades de clivagem e partio. Ocorre quando a fora das ligaes qumicas mais ou menos a mesma em todas as direes e, portanto, o rompimento no ocorre ao longo de nenhuma direo cristalogrfica em particular. Assim, ao estudar as fraturas de um mineral, o estilo de fraturamento a observao importante a ser feita. Alguns minerais apresentam estilos de fratura caractersticos, o que pode auxiliar na sua identificao. Os termos mais comuns usados para descrever fraturas em um mineral so: conchoidal (superfcies lisas e curvas, semelhantes parte interna de uma concha, comum vidro e no mineral quartzo), fibrosa (quando o mineral se rompe formando estilhaos ou fibras), serrilhada (superfcie denteada, irregular, com bordas cortantes), irregular (superfcies rugosas e irregulares).UNIFAL MG RLM 5

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. DUREZA: Esta uma das mais importantes propriedades para a identificao de muitos minerais. Define-se como dureza de um mineral a resistncia que uma superfcie lisa do mineral apresenta a ser arranhada (sulcada) por outro material (outro mineral, a ponta de uma faca, etc.). Em ltima instncia, a dureza de um mineral est relacionada reao da estrutura cristalina aplicao de esforo sem ruptura. Em cristais formados essencialmente por ligaes metlicas, os quais podem fluir plasticamente, o atrito de um material de dureza mais alta contra a superfcie do cristal tende a produzir um sulco. Minerais formados por ligaes inicas ou covalentes tendem a apresentar um comportamento mais rptil. Ao ser submetidos ao mesmo teste, a produo do sulco poder ser acompanhada da produo de p do mineral mais mole. Em compostos inicos o tamanho e a carga dos ons envolvidos afetam a dureza do mineral. Assim, para um grupo de substncias diferentes com o mesmo tipo de estrutura cristalina, quanto maior a distncia interinica e quanto menores as cargas dos ons, mais fraca ser a ligao e, conseqentemente, menor ser a dureza do mineral. importante ressaltar que a fora global de uma estrutura cristalina dada por uma combinao dos diferentes tipos de ligao qumica presentes, mas a dureza desta mesma estrutura uma expresso da sua ligao mais fraca. A dureza uma caracterstica de cada mineral, e pode ser avaliada quantitativamente atravs do uso de equipamentos adequados. Entretanto, sua principal utilidade na identificao mineralgica consiste em estimar qualitativamente a dureza do mineral que se deseja identificar, comparando-o com outros minerais e/ou materiais de dureza conhecida. O teste de dureza baseia-se no fato de que um mineral de dureza mais alta capaz de provocar um sulco em um mineral de dureza mais baixa, mas o segundo no capaz de sulcar o primeiro. O mineralogista austraco F. Mohs em 1822 idealizou uma escala de dureza com base em dez minerais relativamente comuns, aos quais atribuiu graus de dureza relativa de um a dez. Esta escala ficou conhecida como Escala de Dureza de Mohs e de uso corrente entre mineralogistas e outras pessoas interessadas na identificao de minerais. ESCALA DE MOHS 1. TALCO 2. GIPSITA 3. CALCITA 4. FLUORITA 5. APATITA 6. ORTOCLSIO 7. QUARTZO 8. TOPZIO 9. CORNDON 10. DIAMANTE O fato da escala permanecer inalterada at hoje se deve perspiccia de Mohs que adotou minerais comuns de maneira que os intervalos da escala fossem o mais constantes possveis. Portanto, se um mineral que se deseja identificar capaz de sulcar a fluorita, mas no sulca a apatita, pode-se dizer que este mineral tem uma dureza entre 4 e 5. Um grupo de materiais de fcil acesso pode ser usado para testar dureza, em complemento aos minerais da escala. Assim, a unha humana possui dureza pouco acima de 2 (sulca o talco e a gipsita, mas no sulca a calcita); o cobre tem dureza pouco abaixo de 3; o ao comum tem dureza pouco acima de cinco; o vidro comum tem dureza 5 , o ao temperado tem dureza 6 ; etc. Ao avaliar a dureza de qualquer mineral imprescindvel realizar o teste nos dois sentidos (ou seja tentar sulcar o mineral A com o mineral B e vice-versa), porque um mineral excessivamente frivel (pulverulento) ou quebradio pode ser fisicamente desagregado por outro, mesmo que este possua dureza mais baixa. Em termos de dureza absoluta, a progresso de talco (dureza 1) at diamante (dureza 10) no linear, mas segue uma curva exponencial, de tal maneira que a diferena de dureza entre o diamante (10) e o corndon (9) muito maior do que a diferena de dureza entre a gipsita (2) e o talco (1). Como a dureza uma propriedade direcional, alguns minerais possuem dureza diferente segundo direes cristalogrficas distintas. Quando ocorre, este fato freqentemente auxilia na identificao do mineral. Por exemplo, os cristais de cianita possuem dureza igual a 5 na direo do comprimento e dureza igual a 7 na direo perpendicular ao comprimento. A dureza dos minerais est diretamente ligada estrutura do cristal e pode ser considerada como sendo a resistncia da estrutura deformao mecnica, que depende, essencialmente: Do tamanho de tomos e ons: A dureza tanto maior quanto menores forem os tomos e ons. Exemplo o grupo isomorfo (de mesma estrutura cristalina) dos carbonatos do Sistema Trigonal ou Rombodrico, conforme abaixo: Mineral Frmula Qumica Ction Raio Inico Dureza Calcita CaCO3 Ca+2 0,99 A 3,0 Magnesita MgCO3 Mg+2 0,66 A 4,5 Da valncia ou carga dos ons: A dureza avana com a valncia ou carga dos ons, ilustrados a seguir: Mineral Frmula Qumica Ction Raio Inico Dureza UNIFAL MG RLM 6

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Nitrato de Sdio Calcita NaNO3 CaCO3 Na+ Ca+2 0,97 A 0,99 A 2,0 3,0

Esses dois cristais pertencem ao sistema trigonal (isto , possuem mesma estrutura interna) e os raios inicos dos ctions so aproximadamente iguais, variando apenas a valncia. A dureza aumenta com a densidade de empacotamento dos tomos: Exemplos so os polimorfos do carbono (de mesma composio qumica e arranjos atmicos diferentes) e os polimorfos do carbonato de clcio, ilustrados abaixo: Mineral Frmula Qumica Dureza Sistema Cristalino Diamante C 10 Cbico Grafita C 1 Hexagonal Mineral Frmula Qumica Dureza Sistema Cristalino Calcita CaCO3 3 Rombodrico Aragonita CaCO3 3,5 Ortorrmbico Sugestes prticas para a determinao da dureza relativa 1- A dureza deve ser medida sobre uma superfcie no alterada, no intemperizada; 2- A superfcie deve ser relativamente lisa. Agregados granulares de um mesmo mineral tero dureza mais baixa do que o real pelo fato dos gros se desagregarem; 3- No confundir risco (sulco que o mineral mais duro deixa no mais mole) com trao (linha de p que o mineral mais mole deixa no mais duro); 4- Minerais de mesma dureza podem riscar-se mutuamente. importante inverter o ensaio (tente riscar o mineral A com o B e a superfcie do B com o A). TENACIDADE: tenacidade uma medida da coeso de um mineral, ou seja, a sua resistncia a ser quebrado, esmagado, dobrado ou rasgado. A tenacidade no guarda necessariamente relao com a dureza. O exemplo clssico desta diferena o diamante, que possui dureza muito elevada mas tenacidade relativamente baixa, quando submetido a um impacto. Os seguintes termos qualitativos so usados para expressar tenacidade de um mineral: Quebradio: o mineral se rompe ou pulverizado com facilidade; Malevel: o mineral pode ser transformado em lminas, por aplicao de impacto; Sctil: o mineral pode ser cortado por uma lmina de ao; Dctil: o mineral pode ser estirado para formar fios; Flexvel: o mineral pode ser curvado, mas no retorna a sua forma original, depois de cessado o esforo; Elstico: o mineral pode ser curvado, mas volta sua forma original, depois de cessado o esforo. Propriedades como ductilidade, sectilidade e maleabilidade so tpicas de materiais constitudos por ligaes metlicas. Neste tipo de ligao o material considerado como ctions imersos em uma nuvem de eltrons de alta mobilidade. Quando aplicado um esforo externo, os ctions podem mover-se relativamente uns aos outros sem necessariamente originar foras eletrostticas repulsivas (e, conseqentemente, sem perder coeso). O comportamento flexvel tpico de minerais com estruturas em folha, como talco e clorita, onde as folhas so unidas entre si por foras de van der Waals ou pontes de hidrognio (quando submetida a um esforo externo, a estrutura desliza ao longo dessas ligaes mais fracas). Um outro grupo de minerais com estrutura em folha, as micas, apresenta propriedades elsticas, porque nestes minerais as camadas da estrutura so mantidas unidas entre si por ligaes inicas envolvendo lcalis como K+ (consideravelmente mais fortes do que as foras de van der Waals). DENSIDADE RELATIVA: definida como a relao entre o peso do mineral e o peso de um volume igual de gua pura, um nmero adimensional, e no tem o mesmo significado que peso especfico (medido em unidades de peso por unidade de volume). A densidade relativa caracterstica para cada mineral, e depende basicamente de dois fatores: os elementos qumicos que constituem o mineral e a maneira como estes elementos esto arranjados dentro da estrutura cristalina. Os efeitos destes fatores podem ser facilmente avaliados comparando-se: a) minerais com estrutura semelhante mas composio distinta, como os carbonatos ortorrmbicos de Ca, Sr, Ba e Pb, onde a densidade relativa aumenta com o aumento do peso atmico do ction, de 2,95 na aragonita (CaCO3) at 6,55 na cerussita (PbCO3). Por outro lado, a diferena de densidade relativa entre o carbono puro na forma de grafite (2,2) e de diamante (3,5) ilustra o UNIFAL MG RLM 7

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. efeito da estrutura cristalina sobre esta propriedade. Existem vrios mtodos de determinao quantitativa de densidade em minerais, com o uso de equipamentos adequados (balana de Jolly, balana de Berman, picnmetro), lquidos pesados (bromofrmio, iodeto de metileno, etc.), ou clculos com base na cela unitria do mineral, os quais no sero discutidos aqui. Para um reconhecimento expedito, entretanto, pode-se estimar a densidade relativa por comparao entre amostras de diferentes minerais. Associada ao estudo de outras propriedades fsicas, esta anlise comparativa de densidade muitas vezes uma ferramenta fundamental na identificao de minerais. Assim, a densidade depende essencialmente: Do peso atmico dos tomos que constituem o mineral: nos compostos isoestruturais (mesmo arranjo tridimensional regular dos tomos constituintes), como o grupo dos Carbonatos Ortorrmbicos, tero densidade maior os minerais constitudos de tomos mais pesados. Conforme ilustrado a seguir: Mineral Peso Atmico do Ction Densidade Relativa Aragonita (CaCO3) Ca = 40,08 2,95 Estroncianita (SrCO3) Sr = 87,63 3,70 Witherita Ba = 137,36 4,25 (BaCO3) Cerussita (PbCO3) Pb = 207,21 6,55 Muitos pares de minerais isoestruturais formam sries de solues slidas em que a composio qumica varia continuamente. Nestas sries h uma mudana contnua da densidade relativa. Por exemplo, a olivina uma srie de soluo slida entre a Forsterita (Fo) [Mg 2SiO4; d = 3,22] e Fayalita (Fa) [Fe2SiO4; d = 4,41]. A determinao da densidade permite determinar com uma boa aproximao a composio qumica da espcie de olivina. Do arranjo estrutural dos tomos (empacotamento dos tomos): A influncia da estrutura cristalina do mineral na sua densidade relativa outro aspecto diagnstico, que pode ser observada nos polimorfos (compostos minerais, cuja composio qumica invarivel e o arranjo estrutural dos tomos varia), conforme exemplificado a seguir: Mineral Diamante Grafita Composio Qumica C C Densidade Relativa 3,5 2,2 Sistema Cristalino Cbico Hexagonal

Do raio dos elementos constituintes: Que, s vezes, compensa o aumento do peso atmico. Em geral, quanto maior o raio menor a densidade. Vide exemplo a seguir: Mineral Composio Qumica RI (ction) Densidade Relativa Peso Atmico Silvita KCl l K = 1,33 A 1,98 K = 39 Halita NaC Na = 0,98 A 2,17 Na = 23 No caso dos dois minerais acima, ambos pertencem ao sistema cbico. MAGNETISMO: Quando colocados num campo magntico, os minerais podem ou no adquirir propriedades magnticas. Em outras palavras, eles concentram ou no, no seu interior, as linhas de fora do campo magntico em que se situam. Quanto ao seu carter magntico, os minerais classificam-se em: - Diamagnticos: minerais que parcialmente repelem do seu interior as linhas de fora do campo magntico no qual so colocados. Esses minerais no se magnetizam quando colocados num campo magntico. Ex.: Quartzo (SiO2); Fluorita (CaF2); Halita (NaCl); Calcita (CaCO3), Bi; Au; Ag; etc. - Paramagnticos: Minerais que so atrados por um im. Ficam magnetizados quando colocados num campo magntico. Ex.: Rutilo (TiO 2); Berilo (Be3Al2Si6O18) e todos minerais que contm ferro (olivina, granada, piroxnios, anfiblios, etc.). O carter paramagntico varia de mineral para mineral, isto , cada mineral atrado pelo im com intensidade diferente. - Ferromagnticos: Constituem um subgrupo de minerais que so intensamente atrados por um im qualquer. Eles podem ficar magnetizados permanentemente. Ex.: Magnetita (FeOFe2O3) e Pirrotita (Fe1-xS; x = 0 a 0,2). A magnetita pode apresentar, ocasionalmente, um magnetismo remanescente, ou melhor, uma polaridade magntica. O plo magntico norte da amostra orientase sempre para o plo magntico terrestre sul, isto , a amostra uma agulha magntica. Estas UNIFAL MG RLM 8

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. amostras de magnetita so, a muito, conhecidas, pois Marco Plo j encontrou com os chineses, bssolas primitivas onde se empregavam agulhas de magnetita. Exemplos de emprego prtico das propriedades magnticas dos minerais so: 1) Separao dos minerais dia e paramagnticos e dos paramagnticos entre si, atravs de um eletrom de campo magntico varivel. 2) Prospeco de jazidas atravs de magnetmetros, que so aparelhos destinados a medir variaes no campo magntico terrestre. COR: Esta provavelmente a primeira propriedade fsica a chamar a ateno quando algum examina um mineral. O que o nosso crebro interpreta como cor , na verdade, o resultado da absoro seletiva de determinados comprimentos de onda da luz que atravessa o mineral. Os comprimentos de onda que no so absorvidos tornam-se dominantes no espectro que emerge do mineral, e a combinao destes comprimentos de onda o que percebido como cor. A maior parte dos mecanismos que produzem cor so produtos da interao de ondas luminosas com eltrons. A origem da cor em minerais est ligada a uma variedade de razes, tais como a presena de ons metlicos (em especial metais de transio como Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni e Cu), fenmenos de transferncia de carga, efeitos de radiao ionizante, entre outros. Para muitos minerais a cor uma caracterstica diagnstica fundamental, enquanto para outros ela to varivel que no pode ser usada como um critrio de identificao. Devido possibilidade de alterao de muitos minerais por contato com o ar, gua, etc., a cor deve ser sempre observada preferencialmente em uma fratura recente do mineral. Metais de transio: podem estar presentes em minerais em quantidades importantes (como os constituintes principais) ou em quantidades muito pequenas (como impurezas). Em ambos os casos, estes elementos podem provocar o aparecimento de cor. Em estruturas cristalinas que admitem substituies de grandes quantidades de um ction por outro, as variaes qumicas podem implicar em um amplo espectro de variao de cor. Este o caso da esfalerita (ZnS), que admite a substituio do Zn por quantidades variveis de Fe e cuja cor varia em tons de branco, amarelo, castanho e preto, dependendo da quantidade de Fe presente. Em outros casos, onde um determinado metal ocorre em pequenas quantidades na estrutura, variedades coloridas podem ocorrer em um mineral cuja composio qumica global essencialmente constante. No caso do mineral berilo, por exemplo, a presena de pequenas quantidades de Fe2+ produz cor azul enquanto a presena de Cr 3+ como impureza produz colorao verde. As variedades azul e verde do mineral berilo possuem importncia econmica como gemas preciosas (gua-marinha e esmeralda, respectivamente). Com exceo da cor, as demais propriedades fsicas da gua-marinha e da esmeralda so idnticas s do berilo comum. O mesmo ocorre com o mineral corndon: a presena de Cr 3+ como impureza no corndon gera a variedade vermelha conhecida como rubi. Transferncia de carga: este processo s ocorre em compostos que tenham pelo menos dois elementos com estados de oxidao diferentes e variveis. O processo pode produzir cores intensas em minerais e gemas, e envolve a transferncia de eltrons entre elementos diferentes. Alguns exemplos de elementos que participam no processo de transferncia de carga so: Fe 2+ e Fe3+; Ti3+ e Ti4+; Mn2+, Mn3+ e Mn4+, ou combinaes entre eles (por exemplo, minerais contendo ferro e mangans). A transferncia de um eltron de um tomo a outro envolve a absoro de energia, a qual pode ocorrer segundo um comprimento de onda definido. Por exemplo, a transferncia de um eltron entre Fe2+ e Ti4+ envolve a absoro de energia luminosa no comprimento do vermelho, e, portanto, produz a cor azul da Safira. O mesmo processo pode ocorre entre nions (por exemplo, a cor azul do mineral lazurita decorre da transferncia de carga entre um tringulo de tomos de enxofre) ou entre ction e nion.

Centros de cor: so imperfeies na estrutura cristalina que causam absoro de energia luminosa e, conseqentemente, o aparecimento de cor. Na maioria dos casos este fenmeno est associado exposio radiao ionizante. A fonte da radiao pode ser natural (elementos radioativos, como U, Th, K presentes em minerais ) ou artificial e, em raros casos, radiao ultravioleta pode produzir centros de cor. Quando um mineral exposto a radiao, eltrons podem ser removidos de suas posies normais e, depois de perder energia, ficar aprisionados em uma posio vaga na estrutura cristalina. Estes eltrons aprisionados absorvem seletivamente determinados comprimentos de onda, produzindo cor. Um exemplo deste fenmeno a variedade violeta (ametista) de quartzo (SiO2). A presena de pequenas quantidades de Fe3+ como impureza no quartzo produz cores amarelas (variedade citrino). Quando submetido a radiao, o Fe3+ pode perder um eltron (efetivamente tornando-se Fe4+), o qual aprisionado em um centro de cor na estrutura do quartzo, produzindo a cor violeta tpica da ametista. Como os centros de cor so um tipo de defeito causado por radiao, este defeito pode ser eliminado pela adio de energia. Por exemplo, ao submeter a ametista a um UNIFAL MG RLM 9

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. tratamento trmico, o processo revertido, e a cor passa de violeta a amarelo. Na verdade, alguns tipos de ametista tendem a perder a cor com a simples exposio prolongada luz (radiao ultravioleta). Tratamento trmico um recurso freqentemente usado na indstria de pedras preciosas, para modificar, melhorar ou controlar a colorao de uma determinada gema. Ametrino uma variedade natural de quartzo que apresenta setores com cor de ametista e setores com cor de citrino. TRAO: definido como a cor do p fino de um mineral. A observao do trao de um mineral geralmente feita atritando-se o mineral contra uma superfcie de porcelana no polida (dureza ~ 6). Embora a cor de um mineral seja freqentemente varivel, o seu trao tende a ser relativamente constante, e, portanto, uma propriedade extremamente til na identificao do mineral. Os xidos de ferro magnetita (Fe 3O4) e hematita (Fe2O3), por exemplo, podem ser distinguidos por seu trao preto e avermelhado, respectivamente. Alguns minerais possuem dureza to baixa que so capazes de deixar trao em materiais como papel, como o caso do grafite e da molibdenita (MoS2). Minerais de dureza superior da placa no deixaro trao na porcelana. Eles teriam de ser triturados ou modos para a obteno do trao. Exemplos do trao de alguns minerais, bastante teis na sua identificao. Hematita Trao: castanho avermelhado a vermelho Cor: cinza-escuro. Limonita Trao: castanho amarelado Cor: castanha Pirita Trao: negro Cor: amarelo Calcopirita Trao: negro esverdeado Cor: amarela Cromita Trao: castanho Cor: negra Fluorita Trao: incolor Cor: incolor, azul, verde, violeta, amarelo, etc. BRILHO: refere-se aparncia do mineral luz refletida. Em uma classificao ampla, o brilho dos minerais pode ser dividido em metlico e no metlico, com uma categoria transicional (submetlico) entre eles. Os termos geralmente utilizados para descrever o brilho dos minerais so: Metlico: brilho semelhante ao dos metais. Caracterstico de minerais dominados por ligaes metlicas ou parcialmente metlicas. Minerais de brilho metlico geralmente (mas nem sempre) apresentam trao escuro. Este tipo de brilho comum em minerais do grupo dos metais nativos, sulfetos e xidos. No metlico: sem aparncia de metal. Tpico de minerais dominados por ligaes inicas ou covalentes. Geralmente possuem trao claro. Uma srie de termos so usados para descrever os tipos de brilho no-metlico:

Vtreo: brilho como o do vidro. O exemplo tpico o mineral quartzo. Resinoso: brilho semelhante ao de resina. Nacarado: brilho semelhante ao brilho da prola. Normalmente melhor observado nos planos de clivagem. Gorduroso ou graxo: brilho que lembra uma superfcie coberta de leo. O mineral nefelina um exemplo tpico. Sedoso: brilho que lembra a seda. Comum em agregados fibrosos, como o asbesto e a gipsita fibrosa. Adamantino: brilho que lembra o brilho do diamante. Alm do diamante, ocorre tipicamente em minerais transparentes de chumbo, como a cerussita (PbCO3) e a anglesita (PbSO4).OUTRAS PROPRIEDADES DEPENDENTES DA LUZ Jogo de cores: a cor muda em sucesso rpida, quando o mineral girado (diamante, opala); Mudana de cores: idem, mas a variao lenta (labradorita); Iridescncia: espectro de cores no interior (fraturas, clivagens) ou na superfcie (revestimento superficial) do mineral (bornita, calcopirita); Opalescncia: reflexo leitosa ou nacarada no interior do mineral (opala); Embaamento: a cor da superfcie diferente da cor do interior do mineral (calcocita, bornita, calcopirita); Asterismo: formao de raios de luz como uma estrela, quando o mineral observado ao longo do eixo vertical. Ocorre principalmente em minerais hexagonais; UNIFAL MG RLM 10

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Luminescncia: emisso de luz, exceto as provocadas por incandescncia. Normalmente tnue, melhor observvel no escuro; Triboluminescencia: emisso de luz provocada por atrito. Ocorre em minerais no metlicos e anidros (fluorita, esfalerita); Termoluminescncia: emisso de luz provocada por aquecimento (fluorita); Fluorescncia e fosforescncia: emisso de luz provocada por exposio a determinados tipos de radiao, como luz ultravioleta, raios X, raios catdicos. (fluorita, scheelita); Transparncia: capacidade do mineral de ser atravessado pela luz; Transparente: possvel ver contornos de objetos atravs do mineral; Translcido: h passagem de luz, mas no possvel distinguir contornos de objetos; Opaco: no permite a passagem de luz, mesmo em sees delgadas; Refrao: mudana na direo da luz, quando passa de um meio para outro de densidade diferente (por exemplo do ar para o mineral). Depende do ndice de refrao (n) do mineral. Para minerais com n = 2, a velocidade da luz no mineral a metade da velocidade no ar. Esta propriedade de vital importncia para os minerais utilizados como gemas, pois influencia o tipo de brilho dos minerais transparente. Assim, um mineral com n = 1;5 tender a apresentar brilho vtreo, enquanto um mineral com n = 2;4 tender a apresentar brilho adamantino. Dupla refrao: Quando um raio de luz penetra em um mineral ele se desdobra em dois raios, cada um viajando com velocidade e direo diferentes. A dupla refrao ocorre na maioria dos minerais no isomtricos, mas geralmente muito fraca para poder ser observada. Uma exceo notvel a calcita de qualidade tica (espato de Islndia), que possui dupla refrao forte. PROPRIEDADES ELTRICAS: A conduo de eletricidade em minerais fortemente controlada pelo tipo de ligao existente. Assim, minerais formados exclusivamente por ligaes metlicas (p.ex. os metais nativos) so condutores, minerais formados por ligaes parcialmente metlicas (p.ex. alguns sulfetos) so semi condutores, e minerais formados por ligaes inicas e/ou covalentes so maus condutores de eletricidade. Piezoeletricidade: produo de eletricidade por aplicao de presso ao longo de um eixo polar (eixo com formas cristalinas distintas em cada uma das pontas). Este efeito s pode ocorrer em cristais que no possuem centro de simetria. Piroeletricidade: produo de eletricidade por variao de temperatura. Ocorre apenas em minerais que no possuem centro de simetria e tm pelo menos um eixo polar (piroeletricidade verdadeira). A piroeletricidade secundria ocorre em minerais que sofre expanso desigual ao longo de direes distintas, ao ser aquecidos. A deformao do retculo resulta em presso localizada, gerando piezoeletricidade. RADIOATIVIDADE: Ocorre em minerais formados por elementos radioativos, tais como U, Th e K, e pode ser um importante critrio de identificao nestes casos. ROCHAS Conforme j citado, previamente, de acordo com a gnese ou origem as rochas podem ser separadas em trs grupos distintos: gneas ou magmticas, sedimentares e metamrficas. De forma sinttica: Rochas gneas ou Magmticas: so aquelas formadas a partir da consolidao, resfriamento e cristalizao, de silicatos fundidos, ou seja, do magma. Portanto, so consideradas rochas primrias. Elas so classificadas, de acordo com o local de resfriamento (consolidao) em Plutnicas (intrusivas ou abissais), Hipabissais (sub-vulcnicas) e Vulcnicas (efusivas ou extrusivas). As Plutnicas se resfriam internamente, em grande profundidade na crosta terrestre. O resfriamento lento e resultam, portanto, numa granulao grossa (possibilita a identificao dos grnulos minerais individuais a olho nu). Ex.: Granitos. As Hipabissais resfriam internamente, em pequenas profundidades na crosta e resultam numa textura granular fina ou porfirtica. Ex.: Diabsio ou Dolerito. J, as Vulcnicas se resfriam rapidamente na superfcie da crosta, adquirindo granulao fina e/ou vtrea. Ex.: Basaltos. UNIFAL MG RLM 11

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Rochas Sedimentares: Resultam da acumulao de produtos da quebra fsica e qumica de rochas preexistentes pelos agentes do intemperismo, da eroso, do transporte, da deposio e da litificao. Rochas expostas na superfcie so decompostas e os produtos, transportados pela gua, vento ou gelo, para serem depositados em outro lugar. No transcorrer do tempo geolgico essas acumulaes so enterradas por outros sedimentos e pode vir a ficar consolidadas ou compactadas em leitos aproximadamente horizontais (camadas ou estratos). Incluem tambm as rochas provenientes da atividade biolgica, como os carves e coquinas. As rochas sedimentares so normalmente separadas em Clsticas ou Detritais, Qumicas, Biolgicas ou Orgnicas e Mistas. As rochas sedimentares clsticas ou Detritais so aquelas cujo material que as constitui transportado fsica ou mecanicamente (em suspenso ou arraste). As Qumicas aquelas cujo transporte do material ocorre em soluo, na forma de ons. As biolgicas ou orgnicas so constitudas de restos animais e/ou vegetais. As mistas so formadas pela combinao de dois ou trs dos tipos citados (Clsticas, Qumicas e Detritais). Rochas Metamrficas: So rochas formadas por reaes entre os minerais originais (transformaes) em rochas preexistentes (gneas, sedimentares e metamrficas) sob a influncia de calor (temperatura) e presso, adaptando-se a essas novas condies. A principal caracterstica dessas a reorganizao espacial dos seus constituintes minerais, que podem se apresentar orientados, definindo uma foliao, como resultado do rearranjo dos minerais devido presso dirigida ou orientada. Podem ser: 1) Ortometamrficas ou ortoderivadas, quando se originaram a partir de rochas gneas; 2) Parametamrficas ou paraderivadas, formadas a partir de rochas sedimentares ou sedimentos. Ciclo das Rochas: Da mesma forma que o ciclo hidrolgico e os ciclos biogeoqumicos, as rochas na dinmica da crosta terrestre tambm so submetidas a ciclos naturais. No ciclo ideal, as rochas gneas (primrias) sendo expostas aos fenmenos atmosfricos da superfcie terrestre como o intemperismo, a eroso, o transporte e a deposio formam os sedimentos, que compactados formam as rochas sedimentares. A modificao (aumento) das condies de presso (P) e temperatura (T) geraria as rochas metamrficas, que em condies extremas de P e T provocaria a fuso (magma), retornando ao incio do ciclo. Todavia, o ciclo pode ser interrompido de vrias maneiras, ou seja, por exemplo, a partir das rochas metamrficas expostas na superfcie podem ser formadas rochas sedimentares e a partir de rochas gneas diretamente as metamrficas. Em volume, as rochas gneas so amplamente predominantes e perfazem 95% da crosta terrestre (includas as rochas ortometamrficas, ortoderivadas) e as rochas sedimentares constituem 5% do volume da crosta (includas as rochas parametamrficas, paraderivadas). Em termos de rea de exposio, as rochas gneas (+ ortometamrficas) cobrem 25% da superfcie do globo, enquanto as sedimentares (+ parametamrficas) cobrem 75% da superfcie do globo. ROCHAS GNEAS ou MAGMTICAS As rochas gneas ou magmticas so as formadas a partir da consolidao do magma (material em fuso) e so por isso consideradas como de origem primria. Delas se originam por processos vrios as rochas sedimentares e as metamrficas. Uma rocha gnea ou magmtica expressa as condies geolgicas em que se formou graas a sua textura. A textura diz principalmente do tamanho, da forma e da disposio (arranjo) dos minerais que constituem a rocha, enquanto que a natureza mineralgica dos cristais e do vidro, se for o caso, diz da composio qumica aproximada. Esta composio dita aproximada, pois os magmas geralmente possuem elementos volteis que escapam durante o processo de consolidao e acabam formando minerais em locais mais afastados da rocha que se consolidou. Condies Geolgicas: A condio geolgica que interfere na textura das rochas gneas obedece ao seguinte: o magma pode consolidar dentro da crosta terrestre, a vrios km de profundidade formando as chamadas rochas intrusivas ou plutnicas ou abissais. O resfriamento ocorre de forma lenta dando possibilidade dos cristais desenvolverem-se sucessivamente formando uma textura equigranular fanertica (do grego phaneros visvel, aparente), pelo fato dos minerais serem bem formados e de tamanho grande milimtricos a centimtricos. Ex.: as rochas granticas. Por outro lado, em outras condies geolgicas, o magma pode extravasar na superfcie da crosta, formando rochas extrusivas, ou vulcnicas, ou efusivas, das quais vrias modalidades podem ocorrer. Assim, se o magma passa bruscamente do estado lquido para o slido, forma-se a textura vtrea, pelo fato de no haver tempo suficiente para dar-se a cristalizao dos minerais. Comumente ocorrem pequenssimos cristais esparsos pela massa UNIFAL MG RLM 12

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. vtrea, que representam o incio da cristalizao de alguns minerais que no tiveram tempo para se desenvolverem, devido consolidao rpida da lava. Se j houver um incio de cristalizao no interior das cmaras onde se acha o magma, estes cristais em vias de formao sero arrastados para a superfcie pelo magma em estado de fuso. Quando atinge a superfcie, a lava consolida-se rapidamente, graas queda brusca da temperatura, e, como resultado, teremos uma textura porfirtica, que se caracteriza pelos cristais bem formados chamados de fenocristais, que so os cristais intratelricos, imersos numa massa vtrea ou de granulao fina, denominada de massa fundamental (matriz) que foi consolidada rapidamente nas condies de superfcie. Esta massa fundamental pode ser de carter vtreo (vidro) ou afantico (no se distinguem seus constituintes minerais vista desarmada). Em determinados casos d-se o desprendimento de gases contidos na lava sob a forma de bolhas, que podem ser retidas com a consolidao da lava, resultando na chamada textura vesicular ou esponjosa . Entre os dois tipos de rochas, as abissais ou plutnicas e as efusivas ou vulcnicas, ocorre um grupo intermedirio de rochas gneas, denominadas de rochas hipabissais ou subvulcnica. Forma-se em condies geolgicas quase superficiais e sua textura geralmente microcristalina ou afantica, podendo possuir fenocristais bem desenvolvidos no seio da massa fundamental (matriz). A granulao das rochas magmticas muito varivel, podendo os minerais ter desde decmetros de tamanho at frao de milmetro. Mas, o tamanho dos cristais depende normalmente da velocidade de resfriamento e da viscosidade do magma. Esta, por sua vez, depende do contedo de gases ou outros elementos volteis e tambm da composio qumica do magma. Se o magma for de tal forma rico em gases e elementos volteis, tornando-se por isso muito fluido, possuir grande mobilidade, o que permitir o desenvolvimento de cristais de grande porte, s vezes, at atingindo vrios metros de tamanho. Estas rochas recebem o nome de Pegmatitos. Em termos de composio mineralgica, poucos so os minerais que tomam parte na constituio essencial de uma rocha. So chamados de minerais essenciais, pois servem para caracterizar uma determinada rocha magmtica. Na maioria das vezes, os minerais essenciais so 2 ou 3. Os demais, em quantidades muito pequenas, so chamados de minerais acessrios, que em geral, no interferem na classificao da rocha, conforme a tabela 1, abaixo. A composio qumica aproximada de uma rocha magmtica pode ser expressa pelo seu teor em SiO2, no somente sob a forma de quartzo (que pode no ocorrer na rocha), mas tambm combinado, formando os minerais silicticos e alumino-silicticos, que tomam parte na composio de praticamente todas as rochas magmticas. O teor de SiO2 pode ser determinado diretamente por mtodos qumicos ou indiretamente em funo da presena ou ausncia de minerais contendo SiO2 como, por exemplo, o quartzo. Assim: Rochas cidas quando os teores de SiO2 forem superiores a 65%, neste caso se formam os silicatos e ainda sobra slica para cristalizar na forma de quartzo; Rochas Neutras ou Intermedirias quando o teor de SiO2 de 65 a 52% (nenhum quartzo); Rochas Bsicas quando a SiO2 ocorre entre 52 e 45% e Rochas Ultrabsicas quando o teor de SiO2 menor que 45% (com minerais com deficincia em SiO2, como os feldspatides). [deve-se frisar que os termos cido, neutro, bsico e ultrabsico no tem nada a ver com os respectivos caracteres qumicos, ou seja, com a concentrao hidrogeninica, so termos quimicamente incorretos, mas de uso clssico em petrologia]. Os principais minerais essenciais so: feldspatos (Feldspato Potssicos = KAlSi3O8 e a srie dos Feldspatos Plagioclsios, que variam da Albita = NaAlSi 3O8 a Anortita CaAl 2Si2O8), quartzo, anfiblios, piroxnios, olivinas, micas, e feldspatides. A fim de designar as propores aproximadas dos minerais que entram na constituio de uma rocha, aplicam-se os termos: Leucocrtica (do grego leukos, branco e kratein, dominar), quando rica em minerais claros como feldspato, quartzo e muscovita; Melanocrtica (do grego melanos, preto), se predominarem (+ de 60% de minerais escuros, como biotita, anfiblios, piroxnios ou olivinas; e Mesocrtica a rocha intermediria, que possui entre 30 e 60% de minerais escuros). Lanando mo de todos esses critrios podemos usar a tabela 1 abaixo para classificar, de forma simplificada e genrica, os principais e mais comuns tipos rochas magmticas. Tabela 1: Classificao Rochas gneas ou Magmticas, de acordo com o teor de SiO2, composio mineralgica, ndice de colorao e textura. CIDAS NEUTRAS BSICAS ULTRABSICAS (COM (SEM QUARTZO) SIO2 ENTRE 52% SIO2 < 45% UNIFAL MG RLM 13

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. QUARTZO) SIO2 > 65% FK (ortoclsio, microclnio) quartzo, Plagioclsios sdicos, biotita (anfiblios) Leucocrtica Granito (granulao grosseira) SIO2 ENTRE 65% E 52% FK (ortoclsio, microclnio), Plagioclsios sdicos, biotita (anfiblios ou piroxnios) Leucocrtica a Mesocrtica Sienito (leucocrtico) Diorito (mesocrtico) E 45% Plagioclsios clcicos, piroxnios (magnetita, ilmenita) Melanocrtica Gabro Olivinas, piroxnios

Minerais Essenciais

ndice de cor ou de Colorao Plutnica (textura granular ou equigranul ar fanertica) Textura granular muito grosseira Hipabissal ou subvulcnic a (textura porfirtica ou granular fina) Vulcnica Textura granular muito fina ou porfirtica ou vtrea Na, K, Al Mg, Fe

Melanocrtica Peridotito

Pegmatito

Granito-prfiro

Sienito-prfiro (lecocrtico) Diorito-prfiro (mesocrtico)

Diabsio ou Dolerito

________________ __

Riolito

Traquito (leucocrtico) Andesito (mesocrtico)

Quartzo-prfiro Obsidiana

Basalto (incluindo os basaltos esponjosos ou vesiculares) Vidro basltico

Komatito

Ca,

Caractersticas do Magma: O magma constitudo de solues complexas que ocorrem no interior da crosta terrestre, podendo ocupar espaos definidos e individualizados denominados de cmaras magmticas. O magma contm diversas substncias geralmente pouco volteis e, na maioria das vezes, com elevados pontos de fuso. Predominam largamente os silicatos, seguidos dos xidos e dos compostos volteis. Dentre os constituintes volteis, a gua o mais importante. Estas substncias consolidam-se pelo resfriamento dando as rochas magmaticas. O magma contm ainda gases de diversas naturezas e substncias volteis que escapam em grande parte sob a forma de vapores, no sendo por isso incorporados s rochas. Os magmas constituem, assim, sistemas multiplos do ponto de vista fsico-qumico. Lembremos que um sistema em equilbrio pode ser binrio, ternrio, ou quaternrio, etc., dependendo do nmero de substmcias que se encontram em solues mtuas. A combinao qumica entre dois ou mais compostos gera um problema altamente complexo para anlise do comportamento do sistema sob diferentes condies: com a ausncia ou presena de gua, presso, temperatura, etc., e tambm para interpretar o resultado final, aps a consolidao total da massa fundida. Os conhecimentos empiricos das condies fsicas e fsico-qumica, assim como o comportamento com as mudanas da temperatura e presso em sistemas artifciais que procuram imitar os naturais, fornecem-nos idias sobre o mecanismo dos fenmenos plutnicos e vulcnicos. As observaes geolgicas normalmente nos fornecem apenas os estgios finais da evoluo magmtica. Assim, as consideraes fsico-qumicas e uma infinidade de pesquisas UNIFAL MG RLM 14

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. experimentais complementam as observaes geolgicas, na procura do esclarecimento do complexo problema da gnese das rochas magmticas. As percentagens dos compostos pouco volteis variam dentro de limites bastante estreitos e no ilimitadamente, como ilustra a tabela 2 abaixo. No somente a flutuao das porcentagens restrita como tambm as combinaes entre diversos componentes. Estas no se do ao acaso e por este motivo o nmero de minerais que formam as rochas magmticas bastante restrito. As combinaes efetuadas entre os compostos que formam o magma obedecem a diversas leis ligadas s afinidades qumicas dos elementos. Dessa maneira, o sdio (Na) e o potssio (K) encontram-se, em geral, associados, o mesmo ocorrendo com o clcio (Ca), o ferro (Fe) e o magnsio (Mg). Os componentes volteis do magma so constitudos predominantemente de gua no estado dissociado e de quantidades menores de CO2, CO, H2, N2, SO2, SO3, HCl, H2S e outros mais. Assim, possvel imaginar os magmas como sendo constitudos de uma mistura de silicatos com gases dissolvidos. Predominam nos magmas os tetraedros, constitudos de um tomo de Silcio (Si) rodeado por 4 tomos de oxignio (O) ou por tomos de elementos metlicos ou ainda por hidroxilas (OH). Quanto menor o teor de slica (SiO2), maior a quantidade de tetraedros isolados, o que confere ao magma o carter de alta fluidez (ou pequena viscosidade). So os chamados magmas bsicos, muito fludos. Ao contrrio, quanto maior o teor de slica (SiO 2), maior tambm a polimerizao dos tetraedros de (SiO4)-4, fato que aumenta a viscosidade do magma, que caracteriza os magmas cidos, muito viscosos. Tabela 2: Compostos no volteis em 60% e em 99% das rochas magmticas XIDOS 60 % R.GNEAS 99 % R. GNEAS SiO2....................... 45-70 % 30-80 % Al2O3..................... 13-19 % 3-25 % FeO-Fe2O3............ 0-4 % 0-13 % MgO ...................... 0-4% 0-25 % CaO........................ 0-7 % 0-16 % Na2O ..................... 2-5% 0-11 % K2O........................ 0-4 % 0-10 % de grande importncia geolgica o fato de ocorrerem no magma substncias com diferentes pontos de ebulio. O ponto de fuso do sistema em conjunto sempre muito inferior ao dos componentes no-volteis isolados, graas ao ponto euttico resultante da mistura de compostos em fuso. O quartzo funde-se ao redor de 1700 o C e a maioria dos silicatos entre 1100 o e 1600 o C. As suas misturas, contudo, fundem-se ao redor de 1000 o C e na presena de gua a temperaturas ainda mais baixas. Por este motivo, a temperatura de solidificao do magma, em geral, muito inferior temperatura de solidificao dos respectivos minerais que entram na sua composio. Assim, no podemos usar como termometros geolgicos do magma os pontos de fuso dos minerais. Os elementos volteis so os que mais diminuem o ponto de fuso e a viscosidade do magma.

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MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Ordem de Cristalizao Magmtica: Na classificao sistemtica dos minerais silicticos, os principais constituintes das rochas gneas e, conseqentemente, da crosta terrestre, baseada na maneira como os tetraedros de SiO4 e AlO4 se unem no espao tridimensional. Vimos, tambm, que em condies ideais, de uma forma geral, o grau de polimerizao aumenta com a diminuio da temperatura, mostrando que as estruturas cristalinas sero mais simples quanto maior for a temperatura. Como decorrncia disso, podemos prever que nas rochas gneas formadas a temperaturas maiores os minerais silicticos sero aqueles de estrutura cristalina mais simples, os quais so os mais ricos em ctions do tipo Mg, Fe e Ca (Olivina e Piroxnios e Anfiblios), que so caracteristicamente minerais escuros (coloridos). J, nas rochas gneas de temperaturas mais baixas estaro presentes as estruturas mais complexas, os alumino-silicatos, que incorporaro principalmente os ctions do tipo K, Na, e Ba (Feldspatos Alcalinos - ortoclsio e microclnio, Plagioclsios ricos no componente albita, e Quartzo (slica pura)), tipicamente minerais claros ou incolores.

Figura 1: Sries de cristalizao magmtica, contnua e descontnua. As caractersticas estruturais dos minerais silicticos e os fatores que governam o seu desenvolvimento na natureza determinam a formao das paragneses minerais (grupo ou associao de minerais coexistentes em determinadas condies de P e T). Vrios fatores , todavia, controlam o desenvolvimento dessas associaes minerais. Nas rochas gneas, tidas como primrias, a partir das quais se formaram as sedimentares e metamrficas, direta ou indiretamente, dentre os fatores que controlam o desenvolvimento das espcies minerais nos magmas, podemos destacar como mais importantes: a composio original do magma; a temperatura de cristalizao e a presso. A influncia da composio obvia, pois uma determinada espcie mineral no poder ser formada se o magma no contiver os elementos que compem aquela espcie mineral. A temperatura e a presso so tambm determinantes da possibilidade de uma espcie mineral se formar. Por exemplo, um magma que esteja numa temperatura ou presso inferior daquela em que determinado mineral se cristaliza (mesmo o magma dispondo da composio necessria) este mineral no se formar, pelo fato da diminuio da temperatura aumentar o grau de polimerizao dos silicatos. Estas consideraes acrescidas do conhecimento obtido pelas relaes texturais dos minerais nas rochas gneas permitiram elaborar o diagrama da ordem de cristalizao magmtica. Estas relaes texturais entre os gros minerais constituintes das rochas permitem estabelecer, por exemplo, a ordem na qual os minerais se formaram, como por exemplo. (1) Um mineral incluso num outro ter se formado antes daquele que o envolve. (2) Um mineral eudrico (forma cristalina perfeita) envolto por minerais andricos (sem forma definida) forma-se antes dos que o cercam, pois durante seu crescimento teve espao disponvel para crescer sem anteparos fsicos. Estes UNIFAL MG RLM 16

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. estudos foram realizados pelo petrologista americano N. Bowen, que caracterizou as duas sries de cristalizao magmtica, ilustradas na figura 1, abaixo, uma descontnua (esquerda) e uma contnua (direita). A srie de cristalizao descontnua dada principalmente pelos minerais escuros ou mficos (olivinas, piroxnios, anfiblios e micas) e a contnua pelos plagioclsios (claros ou flsicos). Na srie descontnua temos tambm sries isomrficas como por exemplo a das olivinas, que apresenta variao composicional desde o termo forstertico (rico em magnsio) at o termo fayaltico (rico em ferro). Portanto, mesmo dentro da srie descontinua, temos a cristalizao de sries contnuas. No caso das olivinas, os termos mais forsterticos se cristalizam primeiro e pelo abaixamento da temperatura vo reagindo continuamente com o magma, se tornando composicionalmente cada vez mais fayalticos. Durante a cristalizao fracionada pode ocorrer o fenmeno denominado de diferenciao, que consiste na mudana da composio do magma devido cristalizao, resultando em tipos de rocha de composio distinta do magma original. Este fenmeno pode ocorrer pela precipitao, afundamento, dos cristais formados precocemente devido densidade maior do que o lquido magmtico. Como regra em geral os minerais ferromagnesianos (mficos) como a olivina, se separam primeiro do magma. Se o mineral formado primeiro permanecer em suspenso no lquido magmtico, ele reagir com a fuso promovendo um reequilibrio com as novas condies de temperatura e presso. Mas pode ainda ocorrer do mineral formado ser mais leve (menos denso) que o lquido, e neste caso o mineral ter a tendncia de ascender e se acumular nas partes superiores da cmara magmtica. A partir do exposto acima se torna claro que nos processos de cristalizao ocorre uma redistribuiro dos diversos componentes do magma (afundamento para as pores inferiores da cmara ou flutuao para as pores superiores). Portanto, se os cristais que esto sendo formados so removidos do magma, a composio do lquido se modificar gradualmente e vrios tipos de rocha podero se formar a partir de um magma originalmente homogneo. Durante a cristalizao a modificao da composio do magma poder ocorrer ainda pela assimilao de rochas vizinhas da cmara magmtica (rochas enxaixantes), como por exemplo, estratos de rochas situados imediatamente acima da cmara, os quais podem ser fundidos, totais ou parcialmente, pelo magma, que em qualquer dos casos, ocasionar a modificao da composio do magma. Esses processos de diferenciao representam uma das maneiras que podem levar formao jazidas minerais magmticas importantes economicamente. Por exemplo, um magma silictico que esteja cristalizando a fase mineral Cromita (Cr 2O3FeO). Neste caso, a cromita por ser mais pesada, densa, do que o lquido silictico, afundar na cmara magmtica formando um horizonte ou nvel enriquecido neste mineral. O mesmo pode ocorrer, s que com acumulao na poro superior da cmara, se estivesse cristalizando um mineral menos denso que o magma, como a apatita (fosfato de clcio). Uma outra forma comum de formao de jazidas magmticas pela diviso do magma em dois lquidos imiscveis. Por exemplo, durante a cristalizao de um magma basltico (silictico) em profundidade (resfriamento lento), pode ocorrer devido diferenciao, j abordada acima, o aumento da concentrao de enxofre nesse magma, este aumento pode chegar ao limite de saturao do magma em enxofre, determinando a formao de um lquido sulfetado imiscvel. Os metais de caractersticas geoqumicas calcfilas (Pt, Pd, Ir, Rh, Os, Ru, Au, Ni, Co, Cu e Fe) iro se concentrar preferencialmente no lquido sulfetado, e este por ser mais denso (> 4) do que o lquido silictico (~ 3) precipitar e se acumular na poro inferior do local onde estiver cristalizando o magma silictico. Jazidas magmticas so formadas ainda nos estgios finais de cristalizao do magma. Estas jazidas se formam pois os elementos de raios inicos grandes no entram nos cristais formados durante as fases principais de cristalizao magmtica. Estes elementos de raios inicos grandes (Sn, W, F, Th, Be, Li, U, B, e etc.), durante a cristalizao aumentam sua concentrao relativa no magma, pois no conseguem entrar na estrutura cristalina dos minerais das sries normais de cristalizao. Este aumento da concentrao permite ento que eles formem minerais prprios nas fases finais, tardias, de cristalizao dos magmas, ou seja nas fases pegmatticas. Por exemplo, as mineralizaes de Cassiterita (SnO2) e de gemas como berilos (Esmeraldas, guas Marinhas) e turmalinas. Assim caracterizamos os trs principais tipos de processos de formao de jazidas minerais magmticas. (1) nas fases iniciais de cristalizao; (2) formao de lquidos imiscveis; e (3) nos estgios finais de cristalizao. UNIFAL MG RLM 17

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Os minerais das rochas gneas em condies de superfcie, expostos ao intemperismo promovido pelos agentes atmosfricos e biolgicos, apresentam uma facilidade de se desintegrarem que segue a mesma ordem de cristalizao magmtica. Portanto, as olivinas so mais facilmente desintegrveis do que os piroxnios, devido sua menor complexidade estrutural. Assim, os piroxnios se intemperizam mais facilmente que os anfiblios e assim por diante. Isto explica e justifica a maior abundncia de minerais como quartzo e feldspatos (mais complexos) nas rochas sedimentares. Por isso, esses minerais (ex.: quartzo e muscovita) so denominados de resistatos, ou seja so resistentes alterao intemprica. ROCHAS SEDIMENTARES As rochas sedimentares, strictu sensu, so aquelas formadas a partir do material originado da destruio erosiva de qualquer tipo de rocha. Material este que dever ser transportado e posteriormente depositado ou precipitado em um dos muitos ambientes de sedimentao da superfcie do globo terrestre (rochas sedimentares clsticas e qumicas). Em geral, as rochas sedimentares apresentam-se estratificadas, ou seja, formando estratos, camadas. No lato sensu incluem tambm qualquer material proveniente das atividades biolgicas (rochas sedimentares orgnicas). Intemperismo: a) fsico ou mecnico, que facilita o intemperismo qumico reduzindo o tamanho das partculas, aumentando a rea de exposio para o ataque qumico; b) qumico, que leva decomposio, transformao do material original em algo diferente, modificando a suas caractersticas mineralgicas e qumicas e c) biolgico que atua tanto mecnica como quimicamente na desintegrao dos materiais originais. No devemos esquecer que os minerais das rochas gneas ou magmticas em condies de superfcie, expostos ao intemperismo promovido pelos agentes atmosfricos e biolgicos, apresentam uma facilidade de se desintegrarem que segue a mesma ordem de cristalizao magmtica. Portanto, nos processos intempricos dos ciclos das rochas (Figura 2) as olivinas so mais facilmente desintegrveis que os piroxnios devido a menor complexidade estrutural. Assim, os piroxnios se intemperizam mais facilmente que os anfiblios e etc.

Figura 2: O ciclo das rochas e os processos envolvidos Transporte: Os materiais oriundos do intemperismo mecnico e/ou qumico pode ser transportado pela gua dos rios; gelo de geleiras; correntes martimas; ondas do mar; vento e deslizamentos, escorregamentos de massas por gravidade. Na gua o material pode ser transportado mecanicamente, ou seja, em suspeno, por arraste e rolamento (clsticas ou detritais) ou, ainda, em soluo (na forma de ons, complexos, colides, gel). no transporte que ocorre a seleo do material em funo da granulometria e o arredondamento das partculas detritais ou clsticas (quanto maior o transporte maior o arredondamento). UNIFAL MG RLM 18

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Deposio (Sedimentao): Ocorre a deposio dos detritos ou clastos quando o agente de transporte perde a energia (capacidade) de transporte daquele determinado tamanho de partcula. Para cada energia de transporte so transportados determinados dimetros de partculas, exceto no caso das geleiras e deslizamentos (gravidade) que carreiam todos os dimetros de partculas. Os materiais transportados em soluo so precipitados, ou seja, depositado quando a soluo fica saturada e os ons so separados do solvente. Ex.: CaCO 3, pelo aumento da temperatura, e NaCl (salgema) pela saturao do solvente nos ons Na+ e Cl-. Litificao (compactao): Consiste na converso do sedimento inconsolidado em rocha dura pela sua litificao. O processo pode ser de: Cimentao: preenchimento dos vazios, poros, entre as partculas do sedimento por algum material ligante, que cimenta as partculas. Materiais cimentantes mais comuns nas rochas sedimentares so: Calcita (CaCO3), Dolomita ((Ca, Mg)CO3); Slica (SiO2) e Hematita (Fe2O3); Compactao: Os poros e espaos vazios do sedimento so diminudos pela presso confinante, do pacote de rochas sobrejacente, situado acima, ou por movimentos, esforos tectnicos. Classificao das Rochas Sedimentares: As rochas sedimentares so classificadas em trs grandes grupos de acordo com processo dominante de formao: Clsticas ou Detritais, Qumicas e Biolgicas ou Orgnicas (Bilitos). Incluem ainda os tipos Mistos (mistura de dois ou trs dos tipos anteriores). Rochas sedimentares clsticas ou detritais: so classificadas genericamente em funo do tamanho de suas partculas detritais que as constituem. Assim, em funo do tamanho das partculas, de acordo com a tabela 3, as sedimentares clsticas so classificadas em: Conglomerado ou Brecha: Quando mais de 35% das partculas apresentam dimetro mdio maior que 2 mm. A denominao de Brecha para o caso das partculas serem angulosas (sem arredondamento pelo transporte, ou seja o transporte delas foi muito curto. No caso do conglomerado ser de origem glacial (geleiras) recebe o nome de Tilito. - Arenitos: Dimetro entre 1/16 e 2 mm. - Siltito: Mais de 50% de partculas com dimetro entre 1/256 e 1/16 mm - Argilito: Mais de 50% de partculas com dimetro menor que 1/256 mm. Alguns nomes particulares so: Quartzoarenito: + 90% dos constituintes so gros de quartzo; Arcsio: Formado de quartzo e mais de 25% de feldspatos e Lamito: quando nenhuma das faixas granulomtricas atinge 50% (areia / silte / argila). Tabela 3: Classificao das partculas detritais de Wentworth. Dimetro (mm) wentworth Sedimento no consolidado. > 256 Mataces 64 -256 Blocos 4 64 Cascalho 2- 4 Grnulos -2 areia grossa 1/16 - areia fina 1/256 - 1/16 Silte < 1/256 Argila As principais feies comumente verificadas nas rochas sedimentares so: Estratificao ou acamadamento (acamamento) formao de estratos, camadas. Estratificao gradacional devido variao do tamanho das partculas.

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MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Rochas Sedimentares Qumicas: So aquelas originadas da precipitao de solutos, graas diminuio da solubilidade ou graas evaporao da gua. Quando se resulta deste fenmeno (evaporao) a rocha sedimentar recebe o nome de particular de Evaporito (salgemas: NaCl, CaF2, KCl). As rochas sedimentares qumicas formados graas diminuio da solubilidade mais comuns so as carbonticas, que se precipitam graas ao aumento de temperatura e conseqente desprendimento do gs carbnico, responsvel pela solubilizao dos carbonatos. Ex.: os calcrios, os dolomitos. As Margas so um caso particular e envolve a mistura de sedimentos qumicos e clsticos e/ou de origem biolgica. Rochas Sedimentares Orgnicas: So aquelas formadas pelo acmulo de restos de organismos. Exemplo so os carves minerais, formados pela decomposio parcial de restos vegetais, com enriquecimento em carbono e litificado (endurecido). Betume: nome genrico a toda substncia natural combustvel formada basicamente por hidrocarbonetos. Os betumes ocorrem primariamente associados s rochas sedimentares. Os betumes slidos recebem o nome de asfalto natural, querognio ou ozocerita, enquanto os lquidos recebem o nome de petrleo e os gasosos de gs natural. Outras rochas sedimentares orgnicas so os recifes de coral e as coquinas (concheiros). ROCHAS METAMRFICAS As rochas metamrficas, como o prprio nome est indicando, so formadas a partir da transformao de rochas preexistentes, que podem ser gneas, sedimentares ou, at mesmo, metamrficas, em condies geolgicas diferentes daquelas nas quais se formaram previamente. Essas novas condies podem determinar a instabilidade de minerais preexistentes, que eram estveis nas antigas condies em que foram formados. Essas transformaes ocorrem sob novas condies geolgicas de presso (P), de temperatura (T), sob ao de fluidos e/ou de fortes atritos, adaptando-se, assim, a essas novas condies. Est adaptao que d origem formao das diferentes rochas, denominadas de rochas metamrficas. Deve-se atentar para o fato de existir um limite de T na qual o metamorfismo ocorre, que a T de fuso da rocha, quando estaramos novamente no magmatismo. Dependendo do caso, poder ou no mudar a composio mineralgica, mas a textura (tamanho, forma e arranjo dos constituintes minerais) muda obrigatoriamente. Podem ocorrer tanto as recristalizaes dos minerais preexistentes, como tambm a formao de novos minerais, graas mudana da estrutura cristalina sob as novas condies de P, T ou ainda graas combinao qumica entre dois ou mais minerais formando um novo mineral, agora compatvel e estvel sob as novas condies reinantes. Exemplo da formao de novo mineral no metamorfismo : CaCO3 + Calcita SiO2 + Quartzo CaSiO3 + CO2 Fluido Wollastonita +

Por vezes, so formados minerais que ocorrem exclusivamente nas rochas metamrficas pela reao entre constituintes preexistentes. Exemplo clssico desses minerais tpicos do metamorfismo a famlia dos alumino-silicatos (Sillimanita (Al 2SiO5); Andaluzita (Al 2SiO5); e a Cianita ou Distnio (Al 2SiO5)) e a Estaurolita (FeAl4Si2O10). Vide ilustrao na figura 3, a seguir. Graas s condies de presso dirigida numa determinada direo, a textura resultante mais comum a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns dos minerais segundo planos paralelos. As lminas de micas ou os prismas de anfiblios seguem a mesma direo. O quartzo e os plagioclsios crescem com orientao direcional dos maiores eixos. Esta estrutura xistosa to caracterstica das rochas metamrficas que elas so, s vezes, denominadas de xistos ou rochas xistosas. Uma divisibilidade preferencial (tendncia da rocha se quebrar segundo planos paralelos orientao) conseqncia caracterstica das rochas foliadas. Exemplo o dado pelas ardsias. Na recristalizao pode dar-se apenas um crescimento, graas a coalescncia dos minerais existentes como, por exemplo, um calcrio passando para mrmore, ou um arenito para quartzito. No caso de rochas argilosas formam-se novos minerais a partir das argilas caulnicas (caulim) originando micas e cloritas. A constituio mineralgica varia tambm conforme o grau (intensidade) do metamorfismo. Sob condies mais severas poder passar para mica xisto at atingir o grau mximo de metamorfismo no qual se formam os gnaisses. Pode ainda ocorrer da rocha original receber elementos estranhos que se adicionam durante o seu processo de transformao, como por exemplo gases contendo boro, que podero formar turmalinas, ou flor, que ser responsvel pela fluorita em calcrios ou topzio em xistos. A gua geralmente dissociada, o fludo mais UNIFAL MG RLM 20

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. comum e de enorme importncia para as transformaes mineralgicas no metamorfismo pelo fato de tornar o meio mais fluido. 5000 3000 2000 1000 0 atm 20

Cianita15 10 05

Sillimanita ita

Andaluzita0 km

200 400 600 800 T (C) Figura 3: Reaes de estabilidade entre minerais aluminossilicticos de Berry & Mason (1959), de acordo com a profundidade e equivalente presso, em atmosferas, versus temperatura, em graus centgrados. Quais as principais dificuldades no estudo das rochas metamrficas? As principais dificuldades so duas: 1) a grande variedade de rochas metamrficas que podem ser formadas. Elas se formando a partir de quaisquer rochas preexistentes (gneas, sedimentares ou, mesmo, metamrficas). Mais ainda, se considerarmos que a partir de um determinado tipo particular de rocha podem ser formados vrios tipos diferentes de rochas metamrficas, em funo dos diferentes graus (intensidade) do metamorfismo; 2) a impossibilidade de observao direta dos fenmenos metamrficos. O metamorfismo (ao contrrio dos processos geolgicos formadores das rochas sedimentares, no ambiente supergeno, e das atividades vulcnicas que expelem lavas na superfcie do planeta) um fenmeno que ocorre em sub-superfcie, associado a condies de aumento de P e T em relao s condies superficiais. Em funo dessas dificuldades, como podemos ento estudar e entender as condies de formao das rochas metamrficas? Essas condies so deduzidas a partir da caracterizao e interpretao da composio mineralgica, das estruturas e texturas e do local de ocorrncia dessas rochas. Podemos ainda buscar reproduzir as condies naturais em experimentos de laboratrio. A caracterizao e interpretao da composio mineralgica so de fato fundamentais para compreenso da gnese das rochas metamrficas. Os minerais podem fornecer informaes importantes a partir das suas condies fsico-qumicas de formao (vide figura 2, acima), ou seja, em que condies de P e T eles se formaram. A composio mineralgica e qumica tambm ajuda a elucidar qual era a provvel rocha previamente ao metamorfismo. A estrutura e a textura, alm de serem um critrio importante para a classificao das rochas metamrficas, ajudam a identificar e interpretar a ocorrncia e a natureza dos esforos (tectnicos ou presso confinante) que atuaram na formao da rocha. Na classificao no importa muito o tamanho ou a forma dos constituintes minerais, mas sim o seu arranjo. Em funo do arranjo orientado dos minerais, as rochas metamrficas comumente apresentam: - orientao preferencial dos gros individuais de minerais que lhes confere um aspecto planar denominado de foliao e as rochas so descritas como foliadas. Conseqentemente, a foliao define planos preferenciais de fraturamento. - a orientao preferencial dos minerais pode configurar nveis de composio diferentes, em geral de cores diferentes. Esses nveis desde submilimtricos at centimtricos so denominados de bandas, definindo o bandamento das rochas, que so descritas como bandadas.

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MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Principais texturas das rochas metamrficas Ardosiana: Planos de foliao incipientemente desenvolvidos, suaves e regulares. Distncia entre os planos de foliao microscpica. Filtica: Planos de foliao facilmente visveis a olho nu. Melhor definida que a foliao ardosiana. Xistosa: Planos de foliao claramente definidos e visveis, formando escamas. Gnissica: Foliao bastante grosseira definindo bandas de composio e, em geral, cores diferentes. Bandas desde sub-mm at cm. Um outro grupo de rochas metamrficas definidas em funo do arranjo dos minerais o pequeno grupo das rochas no foliadas. Em termos de composio as rochas metamrficas so classificadas em Monominerlicas (ex.: mrmores e quartizitos) e Multiminerlicas (ex.: xistos e gnaisses). Condies de Formao das Rochas Metamrficas Por que o metamorfismo um fenmeno que afeta as rochas apenas no estado slido? Pois, se ocorrer a fuso estaremos no campo do magmatismo. Os principais fatores condicionantes do metamorfismo so: - Calor (Temperatura): No intervalo aproximado entre 100 e 800 C. - Presso: Diminui os espaos vazios entre os gros minerais e pode levar recristalizao, formao de novos minerais e ao rearranjo (reordenao/ reorientao) dos minerais. A presso pode ser de dois tipos: Confinante e Diferencial. A Presso Confinante resultante da carga de materiais sobrejacentes, at uma profundidade de ~ 20 km e presses da ordem de ~ 6000 atmosferas. A Presso Diferencial a que resulta de movimentos tectnicos entre placas (continental X continental; continental X ocenica e ocenica X ocenica). Provoca feies de fluxo e movimento de material rochoso, reorientando os gros resultando na foliao das rochas metamrficas. Tipos de Metamorfismo Cataclstico: e resultado principalmente da deformao mecnica. Em geral ocorre associado a dobramentos e falhamentos. Produz texturas com minerais quebrados, pulverizados. rara a recristalizao e variaes composicionais. Em geral formam-se: a) Brechas Tectnicas (ou de frico) constitudas de fragmentos angulosos de vrios tamanhos; b) Milonitos que resultam da frico, pulverizao, extrema, gros de no mximo 0,1 mm de dimetro. De Contato: Em geral restrito s proximidades de intruses gneas (ou na base de derrames). Ocorre a transferncia de calor da rocha gnea para a rocha encaixante. Em geral ocorre tambm a transferncia de fludos que interagem e podem modificar a composio das encaixantes. Ocorre apenas a recristalizao dos minerais sem modificar sua orientao. Portanto no define foliao. Rocha tpica: Hornfels. Regional: Ocorre distribudo por grandes reas, nas razes das cadeias de montanhas e apresenta em geral os minerais tpicos do metamorfismo (grupo dos alumino-silicatos). Em funo das condies de P e T temos os principais tipos de rochas metamrficas produzidas pelo metamorfismo regional. a) ARDSIA: Baixo grau de P e T. Foliao incipiente Formam-se a partir de argilitos e siltitos Mica branca: muscovita e sericita Clorita - mica / argilomineral verde. b) FILITO: Grau algo mais elevado que a ardsia Foliao fraca (mas visvel) Mesma composio da ardsia c) XISTO: Grau mdio de metamorfismo Rocha mais abundante do metamorfismo regional Foliao bem definida, formando escamas UNIFAL MG RLM 22

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. Composio variada (Diferentes fontes: rochas gneas, sedimentares e metamrficas). Alto grau de metamorfismo Bandamento metamrfico A partir de R. gneas (Granitos) e Sedimentares)

d) GNAISSE:

Outros tipos de rochas metamrficas comuns so: ANFIBOLITOS: Formados a partir de rochas gneas bsicas (basaltos, diabsios, gabros e etc.) Constitudas por plagioclsio e hornblenda (anfiblio). MRMORES: a partir de calcrios e dolomitos (se caracterizam pelos constituinte minerais mais grosseiros que as rochas fontes). QUARTZITOS: Formam-se a partir de arenitos ortoquartzticos (quatzosos). Sntese da Classificao das Rochas Metamrficas - Cataclsticas: a) Brechas Tectnicas e b) Milonitos - De Contato: Hornfels - Regionais: Ardsia, filito, xisto e gnaisse. Citam-se ainda: Anfibolitos, Quartzitos e Mrmores. Tabela: Tabela de classificao simplificada das rochas metamrficas. TEXTURA / COMPOSIO MONOMINERLICAS MULTIMINERLICAS NO FOLIADA Quartzito Hornfels Mrmore FOLIADA Talco xisto (ocre) Ardsia Clorita xisto (verde Filito escuro) Xisto Fucsita xisto (verde Gnaisse claro) Grafita xisto (cinza) BIBLIOGRAFIA DANA, J. D. Manual de Mineralogia revisado por C.S. Hurlbut Jr. Trad. R. R. FRANCO; Rio de Janeiro, Livros Tcnicos e Cientficos, 1976. 667p. DEER, W.A.; HOWIE, R.A.; ZUSSMAN, J. Minerais Constituintes das Rochas - Uma Introduo. Trad. L.E.N. CONDE. Lisboa, Calouste Gulbenkian, 1981. 558p. LEINZ, V.; AMARAL, S. E. Geologia Geral. So Paulo, Nacional, 1989. 384p. LEINZ, V.; CAMPOS, J.E.S. Guia para Determinao de Minerais. 7a ed. So Paulo, Nacional, 1977. 151p. MILOVSKY, A.V.; KONONOV, O.V. Mineralogy. Trad. para o Ingls: G.G. EGOROV, Moscou: Mir Publishers, 1985. 320p. PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T.H. Para Entender a Terra. 4a Edio. Trad. MENEGAT, R.; FERNANDES, P.C.D.; FERNANDES, L.A.D.; PORCHER, C.C. Porto Alegre, Bookman. 2006. 656p. SUGUIO, K. Rochas Sedimentares: Propriedades - Gnese - Importncia Econmica. So Paulo, Edgard Blcher, 1980. 500p. TARBUCK, E.J.; LUTGENS, F.K. Earth Science. 8a Ed. New Jersey, Prentice Hall. 1997. 638p. TEIXEIRA, W.; DE TOLEDO, M.C.M.; FAIRCHILD, T.R.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. So Paulo, Oficina de Textos. 2000. 557p. THE OPEN UNIVERSITY. Os Recursos Fsicos da Terra - Bloco 1 Recursos, economia e geologia: uma introduo /Geoff Brown (et al.). Trad. e Adapt. L.A.M. MARTINS, Campinas: Editora da UNICAMP. 1994. 108p. THE OPEN UNIVERSITY. Os Recursos Fsicos da Terra - Bloco 2 Materiais de construo e outras matrias brutas. /Geoff Brown (et al.). Trad. e Adapt. L.A.M. MARTINS, Campinas SP, Editora da UNICAMP. 1995. 89p. UNIFAL MG RLM 23

MINERALOGIA: QUMICA BACHARELADO 2008. YARDLEY, B.W.D. Introduo Petrologia Metamrfica. Trad. R. A. FUCK. Braslia, Editora da UnB, 1994. 340p.

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