Mineral

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Cristais de serandita , natrolita , analcime e aegirine de Mont Saint-Hilaire, Quebec, Canadá

Em geologia e mineralogia , um mineral ou espécie mineral é, de um modo geral, um composto químico sólido com uma composição química bem definida e uma estrutura cristalina específica que ocorre naturalmente na forma pura. [1] [2]

A definição geológica de mineral normalmente exclui compostos que ocorrem apenas em seres vivos. No entanto, alguns minerais são frequentemente biogênicos (como a calcita ) ou são compostos orgânicos no sentido químico (como a mellite ). Além disso, os seres vivos freqüentemente sintetizam minerais inorgânicos (como a hidroxilapatita ) que também ocorrem nas rochas.

O conceito de mineral é distinto de rocha , que é qualquer material geológico sólido relativamente homogêneo em uma escala grande o suficiente. Uma rocha pode consistir em um tipo de mineral ou pode ser um agregado de dois ou mais tipos diferentes de minerais, separados espacialmente em fases distintas . [3]

Algumas substâncias sólidas naturais sem uma estrutura cristalina definida, como opala ou obsidiana , são mais apropriadamente chamadas de mineraloides . [4] Se um composto químico ocorre naturalmente com diferentes estruturas cristalinas, cada estrutura é considerada uma espécie mineral diferente. Assim, por exemplo, quartzo e estishovita são dois minerais diferentes que consistem no mesmo composto, dióxido de silício .

A International Mineralogical Association (IMA) é o organismo padrão geralmente reconhecido para a definição e nomenclatura de espécies minerais. Em julho de 2021 , o IMA reconheceu 5.721 espécies minerais oficiais [5] de 5.930 propostas ou tradicionais. [6]

A composição química de uma espécie mineral nomeada pode variar um pouco pela inclusão de pequenas quantidades de impurezas. Variedades específicas de uma espécie às vezes têm nomes convencionais ou oficiais próprios. [7] Por exemplo, a ametista é uma variedade roxa da espécie mineral quartzo . Algumas espécies minerais podem ter proporções variáveis ​​de dois ou mais elementos químicos que ocupam posições equivalentes na estrutura do mineral; por exemplo, a fórmula de mackinawite é dada como (Fe, Ni)
9
S
8
, significando Fe
x
Ni
9- x
S
8
, onde x é um número variável entre 0 e 9. Às vezes, um mineral com composição variável é dividido em espécies separadas, mais ou menos arbitrariamente, formando um grupo mineral ; esse é o caso dos silicatos Ca
x
Mg
y
Fe
2- x - y
SiO
4
, o grupo olivina .

Além da composição química essencial e da estrutura cristalina, a descrição de uma espécie mineral geralmente inclui suas propriedades físicas comuns, como hábito , dureza , brilho , diafaneidade , cor, faixa , tenacidade , clivagem , fratura , separação, gravidade específica , magnetismo , fluorescência , radioatividade , bem como seu sabor ou cheiro e sua reação ao ácido .

Os minerais são classificados pelos principais constituintes químicos; os dois sistemas dominantes são a classificação de Dana e a classificação de Strunz. Os minerais de silicato constituem aproximadamente 90% da crosta terrestre . [8] [9] Outros grupos minerais importantes incluem os elementos nativos , sulfetos , óxidos , halogenetos , carbonatos , sulfatos e fosfatos .

Definições

International Mineralogical Association

A International Mineralogical Association estabeleceu os seguintes requisitos para que uma substância seja considerada um mineral distinto: [10] [11]

  1. Deve ser uma substância que ocorre naturalmente, formada por processos geológicos naturais , na Terra ou em outros corpos extraterrestres. Isso exclui compostos gerados direta e exclusivamente por atividades humanas ( antropogênicas ) ou em seres vivos ( biogênicos ), como carboneto de tungstênio , cálculos urinários , cristais de oxalato de cálcio em tecidos vegetais e conchas do mar . No entanto, substâncias com tais origens podem ser qualificadas se processos geológicos estiverem envolvidos em sua gênese (como é o caso de evenkite , derivado de material vegetal; ou taranakite , de guano de morcego ; ou alpersita, dos rejeitos da mina). [11] Substâncias hipotéticas também são excluídas, mesmo se for previsto que ocorram em ambientes naturais atualmente inacessíveis, como o núcleo da Terra ou outros planetas.
  2. Deve ser uma substância sólida em sua ocorrência natural. Uma grande exceção a essa regra é o mercúrio nativo : ele ainda é classificado como um mineral pelo IMA, embora cristalize apenas abaixo de -39 ° C, porque foi incluído antes que as regras atuais fossem estabelecidas. [12] Água e dióxido de carbono não são considerados minerais, embora sejam freqüentemente encontrados como inclusões em outros minerais; mas o gelo de água é considerado um mineral. [13]
  3. Deve ter uma estrutura cristalográfica bem definida ; ou, mais geralmente, um arranjo atômico ordenado. [14] Esta propriedade implica várias propriedades físicas macroscópicas , como forma do cristal, dureza e clivagem. [15] Exclui ozocerita , limonita , obsidiana e muitos outros materiais amorfos (não cristalinos) que ocorrem em contextos geológicos.
  4. Deve ter uma composição química bastante bem definida . No entanto, certas substâncias cristalinas com uma estrutura fixa, mas de composição variável, podem ser consideradas espécies minerais únicas. Uma classe comum de exemplos são soluções sólidas como mackinawite , (Fe, Ni) 9 S 8 , que é principalmente um sulfeto ferroso com uma fração significativa de átomos de ferro substituídos por átomos de níquel . [14] [16]Outros exemplos incluem cristais em camadas com empilhamento de camadas variável ou cristais que diferem apenas no arranjo regular de vagas e substituições. Por outro lado, algumas substâncias que possuem uma série contínua de composições, podem ser arbitrariamente divididas em vários minerais. O exemplo típico é o grupo olivina (Mg, Fe) 2 SiO 4 , cujos membros finais ricos em magnésio e ferro são considerados minerais separados ( forsterita e fayalita ).

Os detalhes dessas regras são um tanto controversos. [14] Por exemplo, houve várias propostas recentes para classificar substâncias amorfas como minerais, mas eles não foram aceitos pelo IMA.

O IMA também reluta em aceitar minerais que ocorrem naturalmente apenas na forma de nanopartículas com algumas centenas de átomos de diâmetro, mas não definiu um tamanho mínimo de cristal. [10]

Alguns autores exigem que o material seja um sólido estável ou metaestável à temperatura ambiente (25 ° C). [14] No entanto, o IMA requer apenas que a substância seja estável o suficiente para que sua estrutura e composição sejam bem determinadas. Por exemplo, reconheceu recentemente a meridianiita (um hidrato de sulfato de magnésio que ocorre naturalmente ) como um mineral, embora seja formada e estável apenas abaixo de 2 ° C.

Em julho de 2021 , 5.721 espécies minerais foram aprovadas pelo IMA. [5] Eles são mais comumente nomeados em homenagem a uma pessoa , seguido pelo local de descoberta; nomes baseados na composição química ou propriedades físicas são os dois outros grupos principais de etimologias de nomes minerais. [17] [18] A maioria dos nomes termina em "-ite"; as exceções são geralmente nomes bem estabelecidos antes da organização da mineralogia como disciplina, por exemplo galena e diamante .

Minerais biogênicos

Um tema de controvérsia entre geólogos e mineralogistas foi a decisão do IMA de excluir substâncias cristalinas biogênicas. Por exemplo, Lowenstam (1981) afirmou que "os organismos são capazes de formar uma gama diversificada de minerais, alguns dos quais não podem ser formados inorgânicos na biosfera." [19]

Skinner (2005) vê todos os sólidos como minerais potenciais e inclui os biominerais no reino mineral, que são aqueles criados pelas atividades metabólicas dos organismos. Skinner expandiu a definição anterior de um mineral para classificar "elemento ou composto, amorfo ou cristalino, formado por processos biogeoquímicos ", como um mineral. [20]

Avanços recentes em genética de alta resolução e espectroscopia de absorção de raios-X estão fornecendo revelações sobre as relações biogeoquímicas entre microrganismos e minerais que podem lançar uma nova luz sobre essa questão. [11] [20] Por exemplo, o "Grupo de Trabalho sobre Mineralogia Ambiental e Geoquímica" encomendado pelo IMA lida com minerais na hidrosfera , atmosfera e biosfera . [21] O escopo do grupo inclui microorganismos formadores de minerais, que existem em quase todas as rochas, solos e superfícies de partículas que abrangem o globo até profundidades de pelo menos 1.600 metros abaixo do fundo do mar.e 70 quilômetros na estratosfera (possivelmente entrando na mesosfera ). [22] [23] [24]

Os ciclos biogeoquímicos têm contribuído para a formação de minerais há bilhões de anos. Os microrganismos podem precipitar metais da solução , contribuindo para a formação de depósitos de minério . Eles também podem catalisar a dissolução de minerais. [25] [26] [27]

Antes da listagem da International Mineralogical Association, mais de 60 biominerais foram descobertos, nomeados e publicados. [28] Esses minerais (um subconjunto tabulado em Lowenstam (1981) [19] ) são considerados minerais adequados de acordo com a definição de Skinner (2005). [20] Esses biominerais não estão listados na lista oficial de nomes de minerais da International Mineral Association; [29] no entanto, muitos desses representantes biominerais são distribuídos entre as 78 classes de minerais listadas no esquema de classificação Dana. [20]

A definição de Skinner (2005) de mineral leva essa questão em consideração ao afirmar que um mineral pode ser cristalino ou amorfo. [20] Embora os biominerais não sejam a forma mais comum de minerais, [30] eles ajudam a definir os limites do que constitui um mineral propriamente dito. A definição formal de Nickel (1995) mencionou explicitamente a cristalinidade como uma chave para definir uma substância como um mineral. Um artigo de 2011 definiu a icosaedrita , uma liga de alumínio-ferro-cobre como mineral; nomeado por sua simetria icosaédrica natural única , é um quasicristal . Ao contrário de um cristal verdadeiro, os quasicristais são ordenados, mas não periódicos. [31] [32]

Rochas, minérios e joias

O xisto é uma rocha metamórfica caracterizada por uma abundância de minerais platinos. Neste exemplo, a pedra tem proeminentes sillimanite porfiroblastos tão grandes quanto 3 cm (1,2 in).

Uma rocha é um agregado de um ou mais minerais [33] ou mineraloides. Algumas rochas, como calcário ou quartzito , são compostas principalmente de um mineral - calcita ou aragonita no caso do calcário e quartzo no último caso. [34] [35] Outras rochas podem ser definidas por abundâncias relativas de minerais-chave (essenciais); um granito é definido por proporções de quartzo, feldspato alcalino e feldspato plagioclásio . [36] Os outros minerais na rocha são denominados minerais acessórios, e não afetam muito a composição geral da rocha. As rochas também podem ser compostas inteiramente de material não mineral; o carvão é uma rocha sedimentar composta principalmente de carbono derivado de forma orgânica. [33] [37]

Nas rochas, algumas espécies e grupos minerais são muito mais abundantes do que outros; estes são chamados de minerais formadores de rocha. Os principais exemplos são o quartzo, os feldspatos , as micas , os anfibólios , os piroxênios , as olivinas e a calcita; exceto o último, todos esses minerais são silicatos. [38] No geral, cerca de 150 minerais são considerados particularmente importantes, seja em termos de abundância ou valor estético em termos de coleta. [39]

Os minerais e rochas comercialmente valiosos, exceto gemas, minérios de metal ou combustíveis minerais, são referidos como minerais industriais . [40] Por exemplo, a muscovita , uma mica branca, pode ser usada para janelas (às vezes chamada de cola de peixe), como um enchimento ou como um isolante. [41]

Minérios são minerais que apresentam alta concentração de um determinado elemento, normalmente um metal. Exemplos são cinábrio (HgS), um minério de mercúrio; esfalerita (ZnS), um minério de zinco; cassiterita (SnO 2 ), um minério de estanho; e colemanita , um minério de boro .

As gemas são minerais com valor ornamental e se distinguem das não gemas por sua beleza, durabilidade e, geralmente, raridade. Existem cerca de 20 espécies de minerais que se qualificam como minerais de gema, que constituem cerca de 35 das gemas mais comuns. Minerais de gema estão freqüentemente presentes em diversas variedades e, portanto, um mineral pode ser responsável por várias gemas diferentes; por exemplo, rubi e safira são ambos corindo , Al 2 O 3 . [42]

Etimologia

O primeiro uso conhecido da palavra "mineral" na língua inglesa ( inglês médio ) foi no século XV. A palavra veio do latim medieval : minerale , de minera , mine, ore. [43]

A palavra "espécie" vem da espécie latina , "um tipo, tipo ou tipo particular com aparência ou aparência distinta". [44]

Química

Hübnerita , o membro final rico em manganês da série da volframita , com quartzo menor no fundo

A abundância e a diversidade dos minerais são controladas diretamente por sua química, por sua vez dependente da abundância de elementos na Terra. A maioria dos minerais observados são derivados da crosta terrestre . Oito elementos são responsáveis ​​pela maioria dos componentes-chave dos minerais, devido à sua abundância na crosta. Esses oito elementos, que somam mais de 98% da crosta em peso, são, em ordem decrescente de abundância: oxigênio , silício , alumínio , ferro , magnésio , cálcio , sódio e potássio. O oxigênio e o silício são de longe os dois mais importantes - o oxigênio compõe 47% da crosta, em peso, e o silício, 28%. [45]

Os minerais que se formam são aqueles que são mais estáveis ​​à temperatura e pressão de formação, dentro dos limites impostos pela química do corpo original. [46] Por exemplo, na maioria das rochas ígneas, o alumínio e os metais alcalinos (sódio e potássio) que estão presentes são encontrados principalmente em combinação com oxigênio, silício e cálcio como minerais de feldspato. No entanto, se a rocha for excepcionalmente rica em metais alcalinos, não haverá alumínio suficiente para combinar com todo o sódio como feldspato, e o excesso de sódio formará anfibólios sódicos como a riebeckita . Se a abundância de alumínio for excepcionalmente alta, o excesso de alumínio formará muscovita ou outros minerais ricos em alumínio. [47]Se o silício for deficiente, parte do feldspato será substituída por minerais feldspatoides. [48] Predições precisas de quais minerais estarão presentes em uma rocha de uma composição específica formada em uma determinada temperatura e pressão requer cálculos termodinâmicos complexos. No entanto, estimativas aproximadas podem ser feitas usando regras básicas relativamente simples , como a norma CIPW , que fornece estimativas razoáveis ​​para rocha vulcânica formada de magma seco. [49]

A composição química pode variar entre as espécies de membros finais de uma série de solução sólida . Por exemplo, os plagioclase feldspatos compreendem uma série contínua de sódio rico em elemento de extremidade albite (NaAlSi 3 ó 8 ) para cálcio rico em anortite (CaAl 2 Si 2 O 8 ) com quatro reconhecido variedades intermédias entre elas (dada a fim de sódio rico em cálcio): oligoclase , andesina , labradorita e bytownita . [50]Outros exemplos de séries incluem a série de olivinas de forsterita rica em magnésio e faialita rica em ferro, e a série de volframita de hübnerita rica em manganês e ferberita rica em ferro . [51]

A substituição química e os poliedros de coordenação explicam essa característica comum dos minerais. Na natureza, os minerais não são substâncias puras e estão contaminados por quaisquer outros elementos presentes em um determinado sistema químico. Como resultado, é possível que um elemento seja substituído por outro. [52] A substituição química ocorrerá entre íons de tamanho e carga semelhantes; por exemplo, o K + não substituirá o Si 4+ devido a incompatibilidades químicas e estruturais causadas por uma grande diferença de tamanho e carga. Um exemplo comum de substituição química é o de Si 4+ por Al 3+, que estão próximos em carga, tamanho e abundância na crosta. No exemplo do plagioclásio, existem três casos de substituição. Os feldspatos são todos silicatos estruturais, que têm uma relação silício-oxigênio de 2: 1, e o espaço para outros elementos é dado pela substituição de Si 4+ por Al 3+ para dar uma unidade base de [AlSi 3 O 8 ] - ; sem a substituição, a fórmula teria carga balanceada como SiO 2 , gerando quartzo. [53] O significado desta propriedade estrutural será explicado posteriormente por poliedros de coordenação. A segunda substituição ocorre entre Na + e Ca 2+; no entanto, a diferença de carga deve ser considerada ao fazer uma segunda substituição de Si 4+ por Al 3+ . [54]

Poliedros de coordenação são representações geométricas de como um cátion é circundado por um ânion. Na mineralogia, os poliedros de coordenação são geralmente considerados em termos de oxigênio, devido à sua abundância na crosta. A unidade básica dos minerais de silicato é o tetraedro de sílica - um Si 4+ rodeado por quatro O 2−. Uma maneira alternativa de descrever a coordenação do silicato é por um número: no caso do tetraedro de sílica, diz-se que o silício tem um número de coordenação 4. Vários cátions têm uma faixa específica de números de coordenação possíveis; para o silício, é quase sempre 4, exceto para minerais de muito alta pressão, onde o composto é comprimido de tal forma que o silício está em coordenação seis vezes (octaédrica) com o oxigênio. Os cátions maiores têm números de coordenação maiores por causa do aumento no tamanho relativo em comparação com o oxigênio (a última subcamada orbital de átomos mais pesados ​​também é diferente). Mudanças nos números de coordenação levam a diferenças físicas e mineralógicas; por exemplo, em alta pressão, como no manto , muitos minerais, especialmente silicatos comoolivina e granada , irão mudar para uma estrutura de perovskita , onde o silício está em coordenação octaédrica. Outros exemplos são os aluminossilicatos cianita , andalusita e silimanita (polimorfos, por compartilharem a fórmula Al 2 SiO 5 ), que se diferenciam pelo número de coordenação do Al 3+ ; esses minerais fazem a transição uns dos outros em resposta às mudanças de pressão e temperatura. [45] No caso de materiais de silicato, a substituição de Si 4+ por Al 3+ permite uma variedade de minerais devido à necessidade de equilibrar as cargas. [55]

Como os oito elementos mais comuns constituem mais de 98% da crosta terrestre, as pequenas quantidades dos outros elementos que estão tipicamente presentes são substituídas nos minerais formadores de rocha comuns. Os minerais característicos da maioria dos elementos são bastante raros, sendo encontrados apenas onde esses elementos foram concentrados por processos geológicos, como a circulação hidrotérmica , a ponto de não poderem mais ser acomodados em minerais comuns. [56]

Quando os minerais reagem, os produtos às vezes assumem a forma do reagente; o produto mineral é denominado um pseudomorfo do (ou após) o reagente. Ilustrado aqui está um pseudomorfo de caulinita após ortoclásio . Aqui, o pseudomorfo preservou a geminação de Carlsbad comum na ortoclásio.

Mudanças na temperatura, pressão e composição alteram a mineralogia de uma amostra de rocha. Mudanças na composição podem ser causadas por processos como intemperismo ou metassomatismo ( alteração hidrotermal ). Mudanças na temperatura e pressão ocorrem quando a rocha hospedeira sofre movimento tectônico ou magmático em diferentes regimes físicos. Mudanças nas condições termodinâmicas tornam favorável que assembléias minerais reajam umas com as outras para produzir novos minerais; como tal, é possível que duas rochas tenham uma química de rocha volumosa idêntica ou muito semelhante sem ter uma mineralogia semelhante. Este processo de alteração mineralógica está relacionado ao ciclo das rochas.. Um exemplo de uma série de reações minerais é ilustrado a seguir. [57]

Ortoclásio feldspato (Kalsi 3 ó 8 ) é um mineral encontrado geralmente em granito , um plutônico rocha ígnea . Quando exposto ao intemperismo, ele reage para formar caulinita (Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 , um mineral sedimentar e ácido silícico ):

2 KAlSi 3 O 8 + 5 H 2 O + 2 H + → Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4 H 2 SiO 3 + 2 K +

Em condições metamórficas de baixo grau, a caulinita reage com o quartzo para formar a pirofilita (Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 ):

Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + SiO 2 → Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 + H 2 O

Conforme o grau metamórfico aumenta, a pirofilita reage para formar cianita e quartzo:

Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 → Al 2 SiO 5 + 3 SiO 2 + H 2 O

Alternativamente, um mineral pode mudar sua estrutura cristalina como consequência das mudanças na temperatura e pressão sem reagir. Por exemplo, o quartzo se transformará em uma variedade de seus polimorfos de SiO 2 , como tridimita e cristobalita em altas temperaturas e coesita em altas pressões. [58]

Propriedades físicas

A classificação de minerais varia de simples a difícil. Um mineral pode ser identificado por várias propriedades físicas, algumas delas sendo suficientes para uma identificação completa sem equívocos. Em outros casos, os minerais só podem ser classificados por análises mais complexas de difração óptica , química ou de raios-X ; esses métodos, no entanto, podem ser caros e demorados. As propriedades físicas aplicadas para a classificação incluem estrutura e hábito cristalino, dureza, brilho, diafaneidade, cor, faixa, clivagem e fratura e gravidade específica. Outros testes menos gerais incluem fluorescência , fosforescência , magnetismo , radioatividade, tenacidade (resposta a mudanças induzidas mecanicamente de forma ou forma), piezoeletricidade e reatividade a ácidos diluídos . [59]

Estrutura cristalina e hábito

O topázio tem uma forma de cristal alongada ortorrômbica característica.

A estrutura do cristal resulta do arranjo espacial geométrico ordenado dos átomos na estrutura interna de um mineral. Essa estrutura cristalina é baseada em um arranjo atômico ou iônico interno regular , que geralmente é expresso na forma geométrica que o cristal assume. Mesmo quando os grãos minerais são pequenos demais para serem vistos ou têm formato irregular, a estrutura cristalina subjacente é sempre periódica e pode ser determinada por difração de raios- X. [14] Minerais são normalmente descritos por seu conteúdo de simetria. Os cristais são restritos a grupos de 32 pontos, que diferem por sua simetria. Esses grupos são classificados por sua vez em categorias mais amplas, a mais abrangente delas sendo as seis famílias de cristal. [60]

Essas famílias podem ser descritas pelos comprimentos relativos dos três eixos cristalográficos e os ângulos entre eles; essas relações correspondem às operações de simetria que definem os grupos de pontos mais estreitos. Eles estão resumidos abaixo; a, b e c representam os eixos, e α, β, γ representam o ângulo oposto ao respectivo eixo cristalográfico (por exemplo, α é o ângulo oposto ao eixo a, viz. o ângulo entre os eixos be c): [60 ]

Família cristal Comprimentos Ângulos Exemplos comuns
Isométrico a = b = c α = β = γ = 90 ° Garnet , halite , pirite
Tetragonal a = b ≠ c α = β = γ = 90 ° Rutilo , zircão e andaluzita
Ortorrômbico a ≠ b ≠ c α = β = γ = 90 ° Olivina , aragonita , ortopiroxênios
Hexagonal a = b ≠ c α = β = 90 °, γ = 120 ° Quartzo , calcita , turmalina
Monoclínico a ≠ b ≠ c α = γ = 90 °, β ≠ 90 ° Clinopiroxênios , ortoclase , gesso
Triclínico a ≠ b ≠ c α ≠ β ≠ γ ≠ 90 ° Anortita , albita , cianita

A família de cristais hexagonais também é dividida em dois sistemas de cristal  - o trigonal , que tem um eixo de simetria tripla, e o hexagonal, que possui um eixo de simetria sêxtuplo.

A química e a estrutura cristalina juntas definem um mineral. Com uma restrição a grupos de 32 pontos, os minerais de química diferente podem ter estrutura de cristal idêntica. Por exemplo, halita (NaCl), galena (PbS) e periclase (MgO) pertencem ao grupo de pontos hexaoctaédricos (família isométrica), pois têm uma estequiometria semelhante entre seus diferentes elementos constituintes. Em contraste, os polimorfos são agrupamentos de minerais que compartilham uma fórmula química, mas têm uma estrutura diferente. Por exemplo, pirita e marcassita , ambos sulfetos de ferro, têm a fórmula FeS 2; no entanto, o primeiro é isométrico, enquanto o último é ortorrômbico. Este polimorfismo se estende a outros sulfetos com a fórmula genérica AX 2 ; esses dois grupos são conhecidos coletivamente como grupos pirita e marcassita. [61]

O polimorfismo pode se estender além do conteúdo de simetria pura. Os aluminossilicatos são um grupo de três minerais - cianita , andalusita e silimanita  - que compartilham a fórmula química Al 2 SiO 5 . A cianita é triclínica, enquanto a andaluzita e a silimanita são ambas ortorrômbicas e pertencem ao grupo do ponto dipiramidal. Essas diferenças surgem correspondendo a como o alumínio é coordenado dentro da estrutura do cristal. Em todos os minerais, um íon de alumínio está sempre em coordenação sêxtupla com o oxigênio. O silício, como regra geral, tem uma coordenação quádrupla em todos os minerais; uma exceção é um caso como a estishovita (SiO 2, um polimorfo de quartzo de ultra-alta pressão com estrutura de rutilo). [62] Na cianita, o segundo alumínio está em coordenação sêxtupla; sua fórmula química pode ser expressa como Al [6] Al [6] SiO 5 , para refletir sua estrutura cristalina. A andaluzita tem o segundo alumínio em coordenação quíntupla (Al [6] Al [5] SiO 5 ) e a silimanita o possui em coordenação quádrupla (Al [6] Al [4] SiO 5 ). [63]

As diferenças na estrutura do cristal e na química influenciam muito outras propriedades físicas do mineral. Os alótropos de carbono, diamante e grafite, têm propriedades muito diferentes; o diamante é a substância natural mais dura, tem um brilho adamantino e pertence à família dos cristais isométricos, enquanto a grafite é muito macia, tem um brilho oleoso e cristaliza na família hexagonal. Essa diferença é explicada por diferenças na vinculação. No diamante, os carbonos estão em orbitais híbridos sp 3 , o que significa que eles formam uma estrutura onde cada carbono está covalentemente ligado a quatro vizinhos de uma forma tetraédrica; por outro lado, a grafite é composta por folhas de carbonos em sp 2orbitais híbridos, onde cada carbono está ligado covalentemente a apenas três outros. Essas folhas são mantidas juntas por forças de van der Waals muito mais fracas , e essa discrepância se traduz em grandes diferenças macroscópicas. [64]

Gêmeos de contato, como visto no espinélio

A geminação é o intercrescimento de dois ou mais cristais de uma única espécie mineral. A geometria da geminação é controlada pela simetria do mineral. Como resultado, existem vários tipos de gêmeos, incluindo gêmeos de contato, gêmeos reticulados, gêmeos geniculados, gêmeos de penetração, gêmeos cíclicos e gêmeos polissintéticos. O contato, ou gêmeos simples, consiste em dois cristais unidos em um plano; este tipo de geminação é comum em espinélios. Gêmeos reticulados, comuns no rutilo, são cristais entrelaçados semelhantes a uma rede. Gêmeos geniculados têm uma curvatura no meio que é causada pelo início do gêmeo. Os gêmeos de penetração consistem em dois cristais únicos que cresceram um no outro; exemplos dessa geminação incluem estaurolita em forma de cruzgêmeos e geminação de Carlsbad em ortoclásio. Os gêmeos cíclicos são causados ​​por gêmeos repetidos em torno de um eixo de rotação. Este tipo de geminação ocorre em torno de três, quatro, cinco, seis ou oito eixos, e os padrões correspondentes são chamados de threelings, fourlings, fivelings, sixlings e eightlings. Sixlings são comuns na aragonita. Os gêmeos polissintéticos são semelhantes aos gêmeos cíclicos pela presença de gêmeos repetitivos; no entanto, em vez de ocorrer em torno de um eixo de rotação, a geminação polissintética ocorre ao longo de planos paralelos, geralmente em uma escala microscópica. [65] [66]

O hábito do cristal se refere à forma geral do cristal. Vários termos são usados ​​para descrever esta propriedade. Os hábitos comuns incluem acicular, que descreve cristais semelhantes a agulhas como na natrolita , laminado, dendrítico (padrão de árvore, comum no cobre nativo ), equante, que é típico de granada, prismático (alongado em uma direção) e tabular, que difere de laminado hábito em que o primeiro é platy enquanto o último tem um alongamento definido. Em relação à forma do cristal, a qualidade das faces do cristal é diagnóstica de alguns minerais, especialmente com um microscópio petrográfico. Os cristais euédricos têm uma forma externa definida, enquanto os cristais anédricos não; essas formas intermediárias são denominadas subédricas. [67] [68]

Dureza

O diamante é o material natural mais duro e tem uma dureza Mohs de 10.

A dureza de um mineral define o quanto ele pode resistir a arranhões. Esta propriedade física é controlada pela composição química e estrutura cristalina de um mineral. A dureza de um mineral não é necessariamente constante para todos os lados, o que é uma função de sua estrutura; a fraqueza cristalográfica torna algumas direções mais suaves do que outras. [69] Um exemplo dessa propriedade existe na cianita, que tem uma dureza de Mohs de 5½ paralela a [001], mas 7 paralela a [100]. [70]

A escala de medição mais comum é a escala de dureza de Mohs ordinal. Definido por dez indicadores, um mineral com um índice mais alto arranha os que estão abaixo dele. A escala varia do talco, um filossilicato , ao diamante, um polimorfo de carbono que é o material natural mais duro. A escala é fornecida abaixo: [69]

Dureza de Mohs Mineral Fórmula química
1 Talco Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2
2 Gesso CaSO 4 · 2H 2 O
3 Calcite CaCO 3
4 Fluorita CaF 2
5 Apatita Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH, Cl, F)
6 Ortoclásio KAlSi 3 O 8
7 Quartzo SiO 2
8 Topázio Al 2 SiO 4 (OH, F) 2
9 Coríndon Al 2 O 3
10 Diamante C

Outras escalas incluem estes; [71]

Brilho e diafaneidade

A pirita tem um brilho metálico.

O brilho indica como a luz reflete da superfície do mineral, no que diz respeito à sua qualidade e intensidade. Existem vários termos qualitativos usados ​​para descrever esta propriedade, que são divididos em categorias metálicas e não metálicas. Minerais metálicos e submetálicos têm alta refletividade como o metal; exemplos de minerais com esse brilho são galena e pirita. Os lustres não metálicos incluem: adamantina, como no diamante ; vítreo, que é um brilho vítreo muito comum em minerais de silicato; perolado, como no talco e apofilite ; resinoso, como os membros do grupo granada; sedoso, que é comum em minerais fibrosos, como o crisotila asbestiforme . [73]

A diafaneidade de um mineral descreve a capacidade da luz de passar por ele. Minerais transparentes não diminuem a intensidade da luz que passa por eles. Um exemplo de mineral transparente é a muscovita (potássio mica); algumas variedades são suficientemente claras para serem usadas em janelas. Minerais translúcidos permitem a passagem de alguma luz, mas menos do que aqueles transparentes. Jadeíta e nefrite (as formas minerais do jade são exemplos de minerais com esta propriedade). Os minerais que não permitem a passagem da luz são chamados de opacos. [74] [75]

A diafaneidade de um mineral depende da espessura da amostra. Quando um mineral é suficientemente fino (por exemplo, em uma seção fina para petrografia ), ele pode se tornar transparente mesmo que essa propriedade não seja vista em uma amostra da mão. Em contraste, alguns minerais, como hematita ou pirita, são opacos mesmo em seção delgada. [75]

Cor e riscos

A cor normalmente não é uma propriedade diagnóstica dos minerais. São mostrados uvarovita verde (esquerda) e grossular vermelho-rosa (direita), ambas granadas . As características diagnósticas incluiriam cristais dodecaédricos, brilho resinoso e dureza em torno de 7.

A cor é a propriedade mais óbvia de um mineral, mas geralmente não é diagnóstica. [76] É causada por radiação eletromagnética interagindo com elétrons (exceto no caso de incandescência , que não se aplica a minerais). [77] Duas classes amplas de elementos (idiocromáticos e alocromáticos) são definidas em relação à sua contribuição para a cor de um mineral: Elementos idiocromáticos são essenciais para a composição de um mineral; sua contribuição para a cor de um mineral é diagnóstica. [74] [78] Exemplos de tais minerais são malaquita (verde) e azurita(azul). Em contraste, os elementos alocromáticos nos minerais estão presentes em pequenas quantidades como impurezas. Um exemplo de tal mineral seriam as variedades de rubi e safira do mineral corindo . [78] As cores dos minerais pseudocromáticos são o resultado da interferência das ondas de luz. Os exemplos incluem labradorita e bornita .

Além da simples cor do corpo, os minerais podem ter várias outras propriedades ópticas distintas, como jogo de cores, asterismo , achatamento , iridescência , manchas e pleocroísmo . Várias dessas propriedades envolvem variabilidade na cor. O jogo de cores, como na opala , resulta na amostra refletindo cores diferentes conforme é virada, enquanto o pleocroísmo descreve a mudança na cor conforme a luz passa por um mineral em uma orientação diferente. Iridescência é uma variedade do jogo de cores onde a luz se espalha por um revestimento na superfície do cristal, planos de clivagem ou camadas com gradações menores em química. [79]Em contraste, o jogo de cores na opala é causado pela refração da luz de esferas microscópicas de sílica ordenadas dentro de sua estrutura física. [80] Chatoyancy ("olho de gato") é a faixa ondulada de cor que é observada quando a amostra é girada; o asterismo, uma variedade de chatoyancy, dá a aparência de uma estrela no grão mineral. A última propriedade é particularmente comum em corindo com qualidade de gema. [79] [80]

A faixa de um mineral se refere à cor de um mineral em pó, que pode ou não ser idêntica à cor de seu corpo. [78] A forma mais comum de testar essa propriedade é feita com uma placa listrada, que é feita de porcelana e colorida de branco ou preto. A faixa de um mineral é independente de oligoelementos [74] ou de qualquer superfície de intemperismo. [78] Um exemplo comum dessa propriedade é ilustrado com hematita , que é colorida de preto, prata ou vermelho na amostra, mas tem uma faixa de vermelho-cereja [74] a marrom-avermelhado. [78] Streak é mais frequentemente distinto para minerais metálicos, em contraste com minerais não metálicos cuja cor do corpo é criada por elementos alocromáticos.[74] O teste de estrias é restringido pela dureza do mineral, já que aqueles mais duros do que 7 pulverizam a placa de estrias . [78]

Clivagem, separação, fratura e tenacidade

Clivagem basal perfeita como observada na biotita (preto) e boa clivagem observada na matriz ( ortoclase rosa ).

Por definição, os minerais têm um arranjo atômico característico. A fraqueza nessa estrutura cristalina causa planos de fraqueza, e a quebra de um mineral ao longo desses planos é chamada de clivagem. A qualidade da clivagem pode ser descrita com base em quão limpa e facilmente o mineral se quebra; descritores comuns, em ordem decrescente de qualidade, são "perfeito", "bom", "distinto" e "ruim". Em minerais particularmente transparentes, ou em seção delgada, a clivagem pode ser vista como uma série de linhas paralelas que marcam as superfícies planas quando vistas de lado. A clivagem não é uma propriedade universal entre os minerais; por exemplo, o quartzo, consistindo de tetraedros de sílica amplamente interconectados, não tem uma fraqueza cristalográfica que permitiria sua clivagem. Em contraste, as micas, que têm clivagem basal perfeita,consistem em folhas de tetraedro de sílica que são fracamente mantidas juntas.[81] [82]

Como a clivagem é uma função da cristalografia, existem vários tipos de clivagem. A clivagem ocorre normalmente em uma, duas, três, quatro ou seis direções. A clivagem basal em uma direção é uma propriedade distintiva das micas . A clivagem bidirecional é descrita como prismática e ocorre em minerais como anfibólios e piroxênios. Minerais como galena ou halita têm clivagem cúbica (ou isométrica) em três direções, a 90 °; quando três direções de clivagem estão presentes, mas não em 90 °, como na calcita ou rodocrosita , é denominada clivagem romboédrica. A clivagem octaédrica (quatro direções) está presente na fluorita e no diamante, e a esfalerita tem uma clivagem dodecaédrica seis direcional. [81][82]

Minerais com muitas clivagens podem não quebrar igualmente bem em todas as direções; por exemplo, a calcita tem uma boa clivagem em três direções, mas o gesso tem uma clivagem perfeita em uma direção e uma clivagem ruim em duas outras direções. Os ângulos entre os planos de clivagem variam entre os minerais. Por exemplo, como os anfibólios são silicatos de cadeia dupla e os piroxênios são silicatos de cadeia simples, o ângulo entre seus planos de clivagem é diferente. Os piroxênios clivam em duas direções a aproximadamente 90 °, enquanto os anfibólios clivam distintamente em duas direções separadas por aproximadamente 120 ° e 60 °. Os ângulos de clivagem podem ser medidos com um goniômetro de contato, que é semelhante a um transferidor. [81] [82]

A separação, às vezes chamada de "falsa clivagem", é semelhante em aparência à clivagem, mas, em vez disso, é produzida por defeitos estruturais no mineral, em oposição à fraqueza sistemática. A separação varia de cristal para cristal de um mineral, ao passo que todos os cristais de um determinado mineral se clivam se a estrutura atômica permitir essa propriedade. Em geral, a separação é causada por alguma tensão aplicada a um cristal. As fontes de tensões incluem deformação (por exemplo, um aumento na pressão), exsolução ou geminação. Minerais que freqüentemente exibem separação incluem os piroxênios, hematita, magnetita e coríndon. [81] [83]

Quando um mineral é quebrado em uma direção que não corresponde a um plano de clivagem, é denominado como tendo sido fraturado. Existem vários tipos de fratura irregular. O exemplo clássico é a fratura concoidal, como a do quartzo; superfícies arredondadas são criadas, as quais são marcadas por linhas curvas suaves. Esse tipo de fratura ocorre apenas em minerais muito homogêneos. Outros tipos de fratura são fibrosas, fragmentadas e hackly. O último descreve uma quebra ao longo de uma superfície áspera e recortada; um exemplo dessa propriedade é encontrado no cobre nativo . [84]

A tenacidade está relacionada à clivagem e à fratura. Enquanto a fratura e a clivagem descrevem as superfícies que são criadas quando um mineral é quebrado, a tenacidade descreve o quão resistente um mineral é a tal quebra. Os minerais podem ser descritos como frágeis, dúcteis, maleáveis, sécteis, flexíveis ou elásticos. [85]

Gravidade Específica

Galena , PbS, é um mineral com alta gravidade específica.

A gravidade específica descreve numericamente a densidade de um mineral. As dimensões da densidade são massa dividida pelo volume com unidades: kg / m 3 ou g / cm 3 . A gravidade específica é definida como a densidade do mineral dividida pela densidade da água a 4 ° C e, portanto, é uma quantidade adimensional, idêntica em todos os sistemas de unidades. [86] Pode ser medido como o quociente da massa da amostra e a diferença entre o peso da amostra no ar e seu peso correspondente na água. Entre a maioria dos minerais, esta propriedade não é diagnóstica. Minerais formadores de rocha - normalmente silicatos ou ocasionalmente carbonatos - têm uma gravidade específica de 2,5–3,5. [87]

A alta gravidade específica é uma propriedade diagnóstica de um mineral. Uma variação na química (e, conseqüentemente, na classe mineral) está correlacionada a uma mudança na gravidade específica. Entre os minerais mais comuns, os óxidos e sulfetos tendem a ter uma gravidade específica mais alta, pois incluem elementos com maior massa atômica. Uma generalização é que os minerais com brilho metálico ou adamantino tendem a ter gravidades específicas mais altas do que aqueles com brilho não metálico a opaco. Por exemplo, hematita , Fe 2 O 3 , tem uma gravidade específica de 5,26 [88] enquanto galena , PbS, tem uma gravidade específica de 7,2-7,6, [89]que é resultado de seu alto teor de ferro e chumbo, respectivamente. Uma gravidade específica muito alta é característica dos metais nativos ; por exemplo, a kamacita , uma liga de ferro-níquel comum em meteoritos de ferro, tem uma gravidade específica de 7,9, [90] e o ouro tem uma gravidade específica observada entre 15 e 19,3. [87] [91]

Outras propriedades

Carnotite (amarelo) é um mineral contendo urânio radioativo .

Outras propriedades podem ser usadas para diagnosticar minerais. Estes são menos gerais e se aplicam a minerais específicos.

Colocar ácido diluído (geralmente HCl a 10% ) em um mineral ajuda a distinguir carbonatos de outras classes de minerais. O ácido reage com o grupo carbonato ([CO 3 ] 2− ), que faz com que a área afetada efervescente , liberando gás dióxido de carbono . Este teste pode ser expandido para testar o mineral em sua forma de cristal original ou em pó. Um exemplo deste teste é feito ao distinguir calcita de dolomita , especialmente dentro das rochas ( calcário e dolomitarespectivamente). A calcita efervesce imediatamente em ácido, ao passo que o ácido deve ser aplicado à dolomita em pó (geralmente em uma superfície arranhada em uma rocha), para que ela efervescer. [92] Minerais de zeólita não efervescem em ácido; em vez disso, eles congelam após 5 a 10 minutos e, se deixados em ácido por um dia, eles se dissolvem ou se tornam um gel de sílica . [93]

O magnetismo é uma propriedade muito notável de alguns minerais. Entre os minerais comuns, a magnetita exibe essa propriedade fortemente, e o magnetismo também está presente, embora não tão fortemente, na pirrotita e na ilmenita . [92] Alguns minerais exibem propriedades elétricas - por exemplo, o quartzo é piezoelétrico - mas as propriedades elétricas raramente são usadas como critérios de diagnóstico para minerais devido a dados incompletos e variação natural. [94]

Os minerais também podem ser testados quanto ao sabor ou cheiro. Halite , NaCl, é sal de cozinha; sua contraparte portadora de potássio, a silvita , tem um sabor amargo pronunciado. Os sulfetos têm um cheiro característico, especialmente quando as amostras estão fraturadas, reagindo ou em pó. [92]

A radioatividade é uma propriedade rara encontrada em minerais contendo elementos radioativos. Os elementos radioativos podem ser um constituinte definidor, como o urânio na uraninita , autunita e carnotita , ou apresentar traços de impurezas, como no zircão . A decomposição de um elemento radioativo danifica a estrutura do cristal mineral tornando-a localmente amorfa ( estado de metamito ); o resultado óptico, denominado halo radioativo ou halo pleocróico , é observável com várias técnicas, como a petrografia de seção delgada . [92]

Classificação

Classificações anteriores

Em 315 aC , Teofrasto apresentou sua classificação de minerais em seu tratado Sobre as pedras . Sua classificação foi influenciada pelas idéias de seus professores Platão e Aristóteles . Theophrastus classificou os minerais como pedras, terras ou metais. [95]

A classificação dos minerais de Georgius Agricola em seu livro De Natura Fossilium , publicado em 1546, dividia os minerais em três tipos de substâncias: simples (pedras, terras, metais e sucos congelados), compostos (intimamente misturados) e compostos (separáveis). [95]

Linnaeus

Uma classificação inicial de minerais foi dada por Carl Linnaeus em seu livro seminal Systema Naturae de 1735 . Ele dividiu o mundo natural em três reinos - plantas, animais e minerais - e classificou cada um com a mesma hierarquia. [96] Em ordem decrescente, eram Filo, Classe, Ordem, Família, Tribo, Gênero e Espécie.

No entanto, enquanto seu sistema foi justificado pela teoria de formação de espécies de Charles Darwin , e foi amplamente adotado e expandido por biólogos nos séculos seguintes, (que ainda usam seu esquema de nomenclatura binomial baseado em grego e latim ), ele tinha pouco sucesso entre os mineralogistas.

Classificação moderna

Os minerais são classificados por variedade, espécie, série e grupo, em ordem crescente de generalidade. O nível básico de definição é o de espécies minerais, cada uma das quais se diferencia das outras por propriedades físicas e químicas únicas. Por exemplo, o quartzo é definido por sua fórmula , SiO 2 , e uma estrutura cristalina específica que o distingue de outros minerais com a mesma fórmula química (denominados polimorfos ). Quando existe uma faixa de composição entre duas espécies de minerais, uma série de minerais é definida. Por exemplo, a série de biotita é representada por quantidades variáveis ​​dos membros finais da flogopita , siderofilita ,annite e eastonite . Em contraste, um grupo mineral é um agrupamento de espécies minerais com algumas propriedades químicas comuns que compartilham uma estrutura cristalina. O grupo piroxênio tem uma fórmula comum de XY (Si, Al) 2 O 6 , onde X e Y são ambos cátions, com X tipicamente maior do que Y; os piroxênios são silicatos de cadeia única que se cristalizam nos sistemas de cristal ortorrômbico ou monoclínico . Finalmente, uma variedade mineral é um tipo específico de espécie mineral que difere por algumas características físicas, como cor ou hábito cristalino. Um exemplo é a ametista , que é uma variedade roxa de quartzo. [17]

Duas classificações comuns, Dana e Strunz, são usadas para minerais; ambos dependem da composição, especificamente no que diz respeito a importantes grupos químicos e estrutura. James Dwight Dana , um importante geólogo de sua época, publicou pela primeira vez seu Sistema de Mineralogia em 1837; a partir de 1997, está em sua oitava edição. A classificação de Dana atribui um número de quatro partes a uma espécie mineral. Seu número de classe é baseado em grupos composicionais importantes; o tipo fornece a proporção de cátions para ânions no mineral, e os dois últimos números agrupam os minerais por similaridade estrutural dentro de um determinado tipo ou classe. A classificação de Strunz menos comumente usada , em homenagem ao mineralogista alemão Karl Hugo Strunz, é baseado no sistema Dana, mas combina critérios químicos e estruturais, este último no que diz respeito à distribuição das ligações químicas. [97]

Como a composição da crosta terrestre é dominada por silício e oxigênio, os elementos de silicato são de longe a classe de minerais mais importante em termos de formação de rocha e diversidade. No entanto, os minerais não silicatados são de grande importância econômica, especialmente como minérios. [98] [99]

Os minerais não silicatados são subdivididos em várias outras classes por sua química dominante, que inclui elementos nativos, sulfetos, halogenetos, óxidos e hidróxidos, carbonatos e nitratos, boratos, sulfatos, fosfatos e compostos orgânicos. A maioria das espécies de minerais não silicatados são raras (constituindo no total 8% da crosta terrestre), embora algumas sejam relativamente comuns, como calcita, pirita , magnetita e hematita . Existem dois estilos estruturais principais observados em não silicatos: compactação e tetraedros ligados do tipo silicato. estruturas compactadasé uma maneira de compactar átomos densamente enquanto minimiza o espaço intersticial. O empacotamento hexagonal envolve o empilhamento de camadas onde todas as outras camadas são iguais ("ababab"), ao passo que o empacotamento cúbico envolve o empilhamento de grupos de três camadas ("abcabcabc"). Os análogos aos tetraedros de sílica ligados incluem SO 4 (sulfato), PO 4 (fosfato), AsO 4 (arseniato) e VO 4 (vanadato). Os não silicatos têm grande importância econômica, pois concentram mais elementos do que os minerais silicatados. [100]

O maior agrupamento de minerais, de longe, são os silicatos ; a maioria das rochas é composta por mais de 95% de minerais de silicato e mais de 90% da crosta terrestre é composta por esses minerais. [101] Os dois principais constituintes dos silicatos são o silício e o oxigênio, que são os dois elementos mais abundantes na crosta terrestre. Outros elementos comuns em minerais de silicato correspondem a outros elementos comuns na crosta terrestre, como alumínio, magnésio, ferro, cálcio, sódio e potássio. [102] Alguns silicatos formadores de rocha importantes incluem os feldspatos , quartzo, olivinas , piroxênios , anfibólios , granadas e micas.

Silicatos

Aegirina , um clinopiroxênio ferro-sódio, faz parte da subclasse do inosilicato.

A unidade básica de um mineral de silicato é o [SiO 4 ] 4− tetraedro. Na grande maioria dos casos, o silício está em coordenação tetraédrica ou quádrupla com o oxigênio. Em situações de pressão muito alta, o silício estará em coordenação sêxtupla ou octaédrica, como na estrutura da perovskita ou do polimorfo de quartzo estishovita (SiO 2 ). Neste último caso, o mineral não tem mais uma estrutura de silicato, mas sim de rutilo (TiO 2), e seu grupo associado, que são óxidos simples. Esses tetraedros de sílica são então polimerizados até certo grau para criar várias estruturas, como cadeias unidimensionais, folhas bidimensionais e estruturas tridimensionais. O mineral de silicato básico, onde nenhuma polimerização do tetraedro ocorreu, requer outros elementos para equilibrar a carga de base 4. Em outras estruturas de silicato, diferentes combinações de elementos são necessárias para equilibrar a carga negativa resultante. É comum que o Si 4+ seja substituído pelo Al 3+ devido à similaridade no raio iônico e na carga; nesses casos, o [AlO 4 ] 5−os tetraedros formam as mesmas estruturas que os tetraedros não substituídos, mas seus requisitos de equilíbrio de carga são diferentes. [103]

O grau de polimerização pode ser descrito pela estrutura formada e por quantos cantos tetraédricos (ou oxigênios coordenados) são compartilhados (para alumínio e silício em sítios tetraédricos). [104]Os ortossilicatos (ou nesosilicatos) não têm ligação de poliedros, portanto, os tetraedros não compartilham cantos. Os disilicatos (ou sorosilicatos) têm dois tetraedros compartilhando um átomo de oxigênio. Os inosilicatos são silicatos de cadeia; os silicatos de cadeia simples têm dois cantos compartilhados, enquanto os silicatos de cadeia dupla têm dois ou três cantos compartilhados. Nos filossilicatos, é formada uma estrutura de folha que requer três oxigênios compartilhados; no caso de silicatos de cadeia dupla, alguns tetraedros devem compartilhar dois cantos em vez de três, caso contrário, resultaria em uma estrutura de folha. Os silicatos estruturais, ou tectossilicatos, têm tetraedros que compartilham todos os quatro cantos. Os silicatos de anel, ou ciclosilicatos, só precisam de tetraedros para compartilhar dois cantos para formar a estrutura cíclica. [105]

As subclasses de silicato são descritas abaixo em ordem decrescente de polimerização.

Tectossilicatos

Natrolite é uma série mineral do grupo das zeólitas ; esta amostra tem um hábito de cristal acicular muito proeminente.

Os tectossilicatos, também conhecidos como silicatos estruturais, apresentam o mais alto grau de polimerização. Com todos os cantos de um tetraedro compartilhados, a proporção silício: oxigênio torna-se 1: 2. Exemplos são o quartzo, os feldspatos , os feldspatóides e os zeólitos . Os silicatos estruturais tendem a ser particularmente estáveis ​​quimicamente como resultado de fortes ligações covalentes. [106]

Formando 12% da crosta terrestre, o quartzo (SiO 2 ) é a espécie mineral mais abundante. É caracterizado por sua alta resistividade química e física. O quartzo tem vários polimorfos, incluindo a tridimite e a cristobalite a altas temperaturas, de alta pressão coesite , e ultra-alta pressão stishovite . Este último mineral só pode ser formado na Terra por impactos de meteoritos, e sua estrutura foi tão comprimida que mudou de uma estrutura de silicato para uma de rutilo (TiO 2) O polimorfo de sílica mais estável na superfície da Terra é o quartzo α. Sua contraparte, β-quartzo, está presente apenas em altas temperaturas e pressões (mudanças para α-quartzo abaixo de 573 ° C a 1 bar). Esses dois polimorfos diferem por uma "torção" de ligações; esta mudança na estrutura dá ao β-quartzo maior simetria do que o α-quartzo e, portanto, eles também são chamados de quartzo alto (β) e quartzo baixo (α). [101] [107]

Os feldspatos são o grupo mais abundante na crosta terrestre, com cerca de 50%. Nos feldspatos, o Al 3+ substitui o Si 4+ , o que cria um desequilíbrio de carga que deve ser contabilizado pela adição de cátions. A estrutura de base torna-se [AlSi 3 O 8 ] - ou [Al 2 Si 2 O 8 ] 2− Existem 22 espécies minerais de feldspatos, subdivididos em dois subgrupos principais - álcali e plagioclásio - e dois grupos menos comuns - celsiano e banalsita . Os feldspatos alcalinos estão mais comumente em uma série entre ortoclase rica em potássio e albita rica em sódio; no caso do plagioclásio, as séries mais comuns variam de albita a anortita rica em cálcio . A geminação de cristais é comum em feldspatos, especialmente gêmeos polissintéticos em plagioclásio e gêmeos Carlsbad em feldspatos alcalinos. Se o último subgrupo resfria lentamente de um fundido, ele forma lamelas de exsolução porque os dois componentes - ortoclase e albita - são instáveis ​​em solução sólida. A exsolução pode ser em uma escala de microscópica a prontamente observável em amostra de mão; a textura peritítica se forma quando o feldspato rico em Na se dissolve em um hospedeiro rico em K. A textura oposta (antipertítica), onde o feldspato rico em K se exsolve em um hospedeiro rico em Na, é muito rara. [108]

Os feldspatoides são estruturalmente semelhantes ao feldspato, mas diferem por se formarem em condições deficientes em Si, o que permite sua substituição por Al 3+ . Como resultado, os feldspatóides quase nunca são encontrados em associação com o quartzo. Um exemplo comum de feldspatoide é a nefelina ((Na, K) AlSiO 4 ); em comparação com o feldspato alcalino, a nefelina tem uma razão Al 2 O 3 : SiO 2 de 1: 2, em oposição a 1: 6 no feldspato alcalino. [109]Os zeólitos costumam ter hábitos cristalinos distintos, ocorrendo em agulhas, placas ou massas em blocos. Eles se formam na presença de água em baixas temperaturas e pressões e possuem canais e vazios em sua estrutura. Os zeólitos têm várias aplicações industriais, especialmente no tratamento de águas residuais. [110]

Filossilicatos

Muscovita, uma espécie mineral do grupo da mica, dentro da subclasse do filossilicato

Os filossilicatos consistem em folhas de tetraedros polimerizados. Eles estão ligados a três sítios de oxigênio, o que dá uma relação silício: oxigênio característica de 2: 5. Exemplos importantes incluem os grupos mica , clorita e caulinita - serpentina . Além do tetraedro, os filossilicatos têm uma folha de octaedros (elementos em seis vezes a coordenação pelo oxigênio) que equilibra os tetraedros básicos, que têm uma carga negativa (por exemplo, [Si 4 O 10 ] 4−) Essas folhas de tetraedros (T) e octaedros (O) são empilhadas em uma variedade de combinações para criar camadas de filossilicato. Dentro de uma folha octaédrica, existem três sítios octaédricos em uma estrutura unitária; no entanto, nem todos os sites podem estar ocupados. Nesse caso, o mineral é denominado dioctaédrico, enquanto em outro caso é denominado trioctaédrico. [111] As camadas são fracamente ligadas por forças de van der Waals , ligações de hidrogênio ou ligações iônicas esparsas , o que causa uma fraqueza cristalográfica, por sua vez levando a uma clivagem basal proeminente entre os filossilicatos. [112]

O grupo caulinita-serpentina consiste em pilhas TO (os minerais de argila 1: 1); sua dureza varia de 2 a 4, já que as folhas são mantidas por pontes de hidrogênio. Os minerais de argila 2: 1 (pirofilita-talco) consistem em pilhas TOT, mas são mais macios (dureza de 1 a 2), pois são mantidos juntos por forças de van der Waals. Esses dois grupos de minerais são subdivididos pela ocupação octaédrica; especificamente, a caulinita e a pirofilita são dioctaédricas, enquanto a serpentina e o talco são trioctaédricos. [113]

As micas também são filossilicatos empilhados com TOT, mas diferem dos outros membros da subclasse empilhados com TOT e TO porque incorporam alumínio nas folhas tetraédricas (minerais de argila têm Al 3+ em sítios octaédricos). Exemplos comuns de micas são a muscovita e a série da biotita . As camadas TOT de mica são unidas por íons metálicos, dando-lhes uma dureza maior do que outros minerais filossilicatos, embora retenham uma clivagem basal perfeita. [114] O grupo clorita está relacionado ao grupo mica, mas é uma camada semelhante à brucita (Mg (OH) 2 ) entre as pilhas TOT. [115]

Devido à sua estrutura química, os filossilicatos normalmente têm camadas flexíveis, elásticas e transparentes que são isolantes elétricos e podem ser divididos em flocos muito finos. As micas podem ser usadas na eletrônica como isolantes, na construção, como preenchimento óptico ou até mesmo em cosméticos. O crisotila, uma espécie de serpentina, é a espécie mineral mais comum no amianto industrial, pois é menos perigoso para a saúde do que o amianto anfibólio. [116]

Inosilicatos

Asbestiform tremolite , parte do grupo anfibólio na subclasse inosilicate

Os inosilicatos consistem em tetraedros repetidamente ligados em cadeias. Essas cadeias podem ser únicas, onde um tetraedro é ligado a dois outros para formar uma cadeia contínua; alternativamente, duas cadeias podem ser fundidas para criar silicatos de cadeia dupla. Os silicatos de cadeia simples têm uma proporção silício: oxigênio de 1: 3 (por exemplo, [Si 2 O 6 ] 4− ), enquanto a variedade de cadeia dupla tem uma proporção de 4:11, por exemplo, [Si 8 O 22 ] 12− . Os inosilicatos contêm dois importantes grupos minerais formadores de rocha; os silicatos de cadeia simples são mais comumente piroxênios , enquanto os silicatos de cadeia dupla são freqüentemente anfibólios . [117]Existem cadeias de ordem superior (por exemplo, cadeias de três membros, quatro membros, cinco membros, etc.), mas são raras. [118]

O grupo dos piroxênios consiste em 21 espécies de minerais. [119] Os piroxênios têm uma fórmula de estrutura geral de XY (Si 2 O 6 ), onde X é um sítio octaédrico, enquanto Y pode variar em número de coordenação de seis a oito. A maioria das variedades de piroxênio consiste em permutações de Ca 2+ , Fe 2+ e Mg 2+ para equilibrar a carga negativa na espinha dorsal. Os piroxênios são comuns na crosta terrestre (cerca de 10%) e são um constituinte chave das rochas ígneas máficas. [120]

Os anfibólios têm grande variabilidade na química, descritos de várias maneiras como uma "lata de lixo mineralógica" ou um "tubarão mineralógico nadando em um mar de elementos". A espinha dorsal dos anfibólios é o [Si 8 O 22 ] 12− ; é balanceado por cátions em três posições possíveis, embora a terceira posição nem sempre seja usada, e um elemento pode ocupar os dois restantes. Por fim, os anfibólios costumam ser hidratados, ou seja, possuem um grupo hidroxila ([OH] - ), embora possa ser substituído por um flúor, um cloreto ou um íon óxido. [121] Por causa da química variável, existem mais de 80 espécies de anfibólio, embora variações, como nos piroxênios, mais comumente envolvam misturas de Ca 2+ , Fe2+ e Mg 2+ . [119] Várias espécies de minerais anfibólios podem ter um hábito de cristal asbestiforme . Esses minerais de amianto formam fibras longas, finas, flexíveis e fortes, que são isolantes elétricos, quimicamente inertes e resistentes ao calor; como tal, eles têm várias aplicações, especialmente em materiais de construção. No entanto, o amianto é conhecido como cancerígeno e causa várias outras doenças, como a asbestose ; o amianto anfibólio ( antofilita , tremolita , actinolita , grunerita e riebeckita ) é considerado mais perigoso do que o amianto crisotila em serpentina.[122]

Ciclosilicatos

Um exemplo de elbaíta, uma espécie de turmalina, com faixas de cores distintas.

Os ciclosilicatos, ou silicatos em anel, têm uma proporção de silício para oxigênio de 1: 3. Os anéis de seis membros são mais comuns, com uma estrutura de base de [Si 6 O 18 ] 12− ; exemplos incluem o grupo turmalina e berilo . Existem outras estruturas em anel, com 3, 4, 8, 9, 12 tendo sido descritas. [123] Ciclosilicatos tendem a ser fortes, com cristais alongados e estriados. [124]

As turmalinas têm uma química muito complexa que pode ser descrita por uma fórmula geral XY 3 Z 6 (BO 3 ) 3 T 6 O 18 V 3 W. O T 6 O 18 é a estrutura básica do anel, onde T é geralmente Si 4+ , mas substituível por Al 3+ ou B 3+. As turmalinas podem ser subdivididas pela ocupação do local X e, a partir daí, subdivididas pela química do local W. Os locais Y e Z podem acomodar uma variedade de cátions, especialmente vários metais de transição; esta variabilidade no conteúdo de metal de transição estrutural dá ao grupo turmalina maior variabilidade na cor. Outros ciclosilicatos incluem o berilo, Al 2 Be 3 Si 6 O 18 , cujas variedades incluem as gemas esmeralda (verde) e água-marinha (azulado). Cordierita é estruturalmente semelhante ao berilo e é um mineral metamórfico comum. [125]

Sorosilicatos

O epidoto costuma ter uma cor verde pistache distinta.

Os sorosilicatos, também denominados dissilicatos, têm ligação tetraedro-tetraedro em um oxigênio, o que resulta em uma proporção de 2: 7 de silício para oxigênio. O elemento estrutural comum resultante é o grupo [Si 2 O 7 ] 6− . Os dissilicatos mais comuns são, de longe, membros do grupo epidoto . Epidotos são encontrados em uma variedade de configurações geológicas, variando da dorsal meso-oceânica a granitos e metapelitos . Epidotos são construídos em torno da estrutura [(SiO 4 ) (Si 2 O 7 )] 10− estrutura; por exemplo, a espécie mineral epidoto tem cálcio, alumínio e ferro férrico para carregar o equilíbrio: Ca 2 Al2 (Fe 3+ , Al) (SiO 4 ) (Si 2 O 7 ) O (OH). A presença de ferro como Fe 3+ e Fe 2+ ajuda a tamponar a fugacidade do oxigênio , que por sua vez é um fator significativo na petrogênese. [126]

Outros exemplos de sorosilicatos incluem a lawsonita , um mineral metamórfico que se forma na fácies xisto azul (configuração da zona de subducção com baixa temperatura e alta pressão), a vesuvianita , que ocupa uma quantidade significativa de cálcio em sua estrutura química. [126] [127]

Ortossilicatos

Andradita preta, um membro final do grupo da granada ortossilicato.

Os ortossilicatos consistem em tetraedros isolados com carga balanceada por outros cátions. [128] Também denominado nesossilicatos, este tipo de silicato tem uma relação silício: oxigênio de 1: 4 (por exemplo, SiO 4 ). Os ortossilicatos típicos tendem a formar cristais equantes em bloco e são bastante duros. [129] Vários minerais formadores de rocha fazem parte desta subclasse, como os aluminossilicatos, o grupo olivina e o grupo granada.

Os aluminossilicatos –bquianita, andalusita e silimanita, todos Al 2 SiO 5 - são estruturalmente compostos por um [SiO 4 ] 4− tetraedro e um Al 3+ em coordenação octaédrica. O Al 3+ restante pode estar em coordenação sêxtupla (cianita), quíntupla (andalusita) ou quádrupla (silimanita); quais formas minerais em um determinado ambiente dependem das condições de pressão e temperatura. Na estrutura de olivina, o principal série de olivina (Mg, Fe) 2 SiO 4 consistem em forsterite rica em magnésio e faialite rica em ferro. Tanto o ferro quanto o magnésio estão em octaédricos pelo oxigênio. Existem outras espécies minerais com esta estrutura, como a tefroita, Mn 2 SiO 4 . [130] O grupo granada tem uma fórmula geral de X 3 Y 2 (SiO 4 ) 3 , onde X é um grande cátion oito vezes coordenado, e Y é um cátion menor seis vezes coordenado. Existem seis membros finais ideais de granada, divididos em dois grupos. As granadas pyralspite têm Al 3+ na posição Y: piropo (Mg 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ), almandina (Fe 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) e espessartina(Mn 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ). As granadas ugranditas possuem Ca 2+ na posição X: uvarovita (Ca 3 Cr 2 (SiO 4 ) 3 ), grossular (Ca 3 Al 2 (SiO 4 ) 3 ) e andradita (Ca 3 Fe 2 (SiO 4 ) 3 ) . Embora existam dois subgrupos de granada, soluções sólidas existem entre todos os seis membros finais. [128]

Outros ortossilicatos incluem zircão , estaurolita e topázio . Zircon (ZrSiO 4 ) é útil em geocronologia como U 6+ pode substituir Zr 4+ ; além disso, devido à sua estrutura muito resistente, é difícil reconfigurá-lo como cronômetro. A estaurolita é um mineral de índice de grau intermediário metamórfico comum. Tem uma estrutura cristalina particularmente complicada que só foi totalmente descrita em 1986. Topázio (Al 2 SiO 4 (F, OH) 2 , frequentemente encontrado em pegmatitos graníticos associados à turmalina , é um mineral de gema comum. [131]

Não silicatos

Elementos nativos

Ouro nativo. Espécime raro de cristais robustos crescendo fora de uma haste central, tamanho 3,7 x 1,1 x 0,4 cm, da Venezuela.

Os elementos nativos são aqueles que não estão quimicamente ligados a outros elementos. Este grupo mineral inclui metais nativos , semimetais e não metais, e várias ligas e soluções sólidas. Os metais são mantidos juntos por ligações metálicas, que conferem propriedades físicas distintas, como seu brilho metálico brilhante, ductilidade e maleabilidade e condutividade elétrica. Os elementos nativos são subdivididos em grupos por sua estrutura ou atributos químicos.

O grupo ouro, com uma estrutura cúbica compactada, inclui metais como ouro, prata e cobre. O grupo da platina é semelhante em estrutura ao grupo do ouro. O grupo ferro-níquel é caracterizado por várias espécies de ligas de ferro-níquel. Dois exemplos são kamacita e taenita , que são encontrados em meteoritos de ferro; essas espécies diferem pela quantidade de Ni na liga; a kamacita tem menos de 5–7% de níquel e é uma variedade de ferro nativo, enquanto o conteúdo de níquel da taenita varia de 7 a 37%. Os minerais do grupo arsênico consistem em semimetais, que possuem apenas algumas características metálicas; por exemplo, eles não têm a maleabilidade dos metais. O carbono nativo ocorre em dois alótropos, grafite e diamante; este último forma-se a uma pressão muito alta no manto, o que lhe dá uma estrutura muito mais forte do que a grafite. [132]

Sulfetos

Cinábrio vermelho (HgS), um minério de mercúrio, na dolomita.
Cristal de esfalerita parcialmente envolto em calcita da Formação Devoniana Milwaukee de Wisconsin

Os minerais de sulfeto são compostos químicos de um ou mais metais ou semimetais com um calcogênio ou pnictogênio , dos quais o enxofre é o mais comum. Telúrio, arsênio ou selênio podem substituir o enxofre. Os sulfetos tendem a ser minerais frágeis e frágeis com alta densidade. Muitos sulfetos em pó, como a pirita, têm um cheiro sulfuroso quando em pó. Os sulfetos são suscetíveis ao intemperismo e muitos se dissolvem prontamente na água; esses minerais dissolvidos podem ser posteriormente redepositados, o que cria depósitos de minério secundários enriquecidos. [133] Os sulfetos são classificados pela razão do metal ou semimetal para o enxofre, como M: S igual a 2: 1, ou 1: 1. [134] Muitos minerais de sulfetosão economicamente importantes como minérios metálicos ; exemplos incluem esfalerita (ZnS), um minério de zinco, galena (PbS), um minério de chumbo, cinábrio (HgS), um minério de mercúrio e molibdenita (MoS 2 , um minério de molibdênio. [135] Pirita (FeS 2 ), é o sulfeto de ocorrência mais comum e pode ser encontrado na maioria dos ambientes geológicos. Não é, no entanto, um minério de ferro, mas pode ser oxidado para produzir ácido sulfúrico. [136] Relacionados aos sulfetos estão os raros sulfossais , em que um elemento metálico é ligado ao enxofre e um semimetal, como antimônio , arsênicoou bismuto . Como os sulfetos, os sulfossais são normalmente minerais macios, pesados ​​e quebradiços. [137]

Óxidos

Os minerais óxidos são divididos em três categorias: óxidos simples, hidróxidos e óxidos múltiplos. Os óxidos simples são caracterizados pelo O 2− como o ânion principal e principalmente como ligação iônica. Eles podem ser subdivididos pela razão de oxigênio para os cátions. O grupo periclásio é composto por minerais com proporção de 1: 1. Os óxidos com uma proporção de 2: 1 incluem cuprite (Cu 2 O) e gelo de água. Os minerais do grupo do corindo têm uma proporção de 2: 3 e incluem minerais como o corindo (Al 2 O 3 ) e a hematita (Fe 2 O 3 ). Os minerais do grupo rutilo têm uma proporção de 1: 2; a espécie de mesmo nome, rutilo (TiO2 ) é o principal minério de titânio ; outros exemplos incluem cassiterita (SnO 2 ; minério de estanho ) e pirolusita (MnO 2 ; minério de manganês ). [138] [139] Nos hidróxidos, o ânion dominante é o íon hidroxila, OH - . As bauxitas são o principal minério de alumínio e são uma mistura heterogênea dos minerais hidróxidos diásporo , gibbsita e bohmite ; eles se formam em áreas com uma taxa muito alta de intemperismo químico (principalmente em condições tropicais). [140] Finalmente, vários óxidos são compostos de dois metais com oxigênio. Um grupo principal dentro desta classe são os espinelas , com uma fórmula geral de X 2+ Y 3+ 2 O 4 . Exemplos de espécies incluem espinélio (MgAl 2 O 4 ), cromita (FeCr 2 O 4 ) e magnetita (Fe 3 O 4 ). Este último é facilmente distinguível por seu forte magnetismo, que ocorre porque tem ferro em dois estados de oxidação (Fe 2+ Fe 3+ 2 O 4), o que o torna um óxido múltiplo em vez de um único óxido. [141]

Halides

Cristais de halita cúbica rosa (NaCl; classe dos haletos) em uma matriz de nahcolita (NaHCO 3 ; um carbonato e forma mineral de bicarbonato de sódio, usado como bicarbonato de sódio ).

Os minerais halogenados são compostos nos quais um halogênio (flúor, cloro, iodo ou bromo) é o ânion principal. Esses minerais tendem a ser macios, fracos, quebradiços e solúveis em água. Exemplos comuns de haletos incluem halita (NaCl, sal de cozinha ), silvita (KCl) e fluorita (CaF 2 ). Halita e silvita comumente se formam como evaporitos e podem ser minerais dominantes em rochas sedimentares químicas. A criolita , Na 3 AlF 6 , é um mineral chave na extração de alumínio de bauxita ; no entanto, como a única ocorrência significativa em Ivittuut , Groenlândia, em um pegmatito granítico, estava esgotado, a criolita sintética pode ser feita a partir de fluorita. [142]

Carbonatos

Os minerais carbonáticos são aqueles em que o principal grupo aniônico é o carbonato, [CO 3 ] 2− . Os carbonatos tendem a ser quebradiços, muitos têm clivagem romboédrica e todos reagem com o ácido. [143] Devido à última característica, os geólogos de campo freqüentemente carregam ácido clorídrico diluído para distinguir carbonatos de não carbonatos. A reação do ácido com carbonatos, mais comumente encontrados como o polimorfo calcita e aragonita (CaCO 3 ), está relacionada à dissolução e precipitação do mineral, que é a chave na formação de cavernas de calcário, características dentro delas como estalactite e estalagmites e carsteformas de relevo. Os carbonatos são mais freqüentemente formados como sedimentos biogênicos ou químicos em ambientes marinhos. O grupo carbonato é estruturalmente um triângulo, onde um cátion central C 4+ é rodeado por três ânions O 2− ; diferentes grupos de minerais se formam a partir de diferentes arranjos desses triângulos. [144] O mineral carbonato mais comum é a calcita, que é o principal constituinte do calcário sedimentar e do mármore metamórfico. A calcita, CaCO 3 , pode ter uma porcentagem significativa de magnésio substituindo o cálcio. Em condições de alto teor de Mg, seu polimorfo aragonita se formará; a geoquímica marinha a este respeito pode ser descrita como um mar de aragonita ou calcita, dependendo de qual mineral se forma preferencialmente. Dolomita é um carbonato duplo, com a fórmula CaMg (CO 3 ) 2 . A dolomitização secundária do calcário é comum, na qual calcita ou aragonita são convertidas em dolomita; essa reação aumenta o espaço dos poros (o volume da célula unitária da dolomita é 88% do da calcita), o que pode criar um reservatório de óleo e gás. Essas duas espécies minerais são membros de grupos de minerais epônimos: o grupo calcita inclui carbonatos com a fórmula geral XCO 3 , e o grupo dolomita constitui minerais com a fórmula geral XY (CO 3 ) 2 . [145]

Sulfatos

Rosa do deserto de gesso

Todos os minerais de sulfato contêm o ânion sulfato, [SO 4 ] 2− . Eles tendem a ser transparentes a translúcidos, macios e muitos são frágeis. [146] Minerais de sulfato comumente se formam como evaporitos , onde se precipitam nas águas salinas em evaporação. Os sulfatos também podem ser encontrados em sistemas de veias hidrotérmicas associados a sulfetos, [147] ou como produtos de oxidação de sulfetos. [148] Os sulfatos podem ser subdivididos em minerais anidros e hidratados. De longe, o sulfato hidratado mais comum é o gesso , CaSO 4 ⋅2H 2O. Forma-se como evaporita e está associada a outros evaporitos, como calcita e halita; se incorporar grãos de areia à medida que se cristaliza, o gesso pode formar rosas do deserto . O gesso tem condutividade térmica muito baixa e mantém uma temperatura baixa quando aquecido, pois perde esse calor por desidratação; como tal, o gesso é usado como isolante em materiais como gesso e drywall. O equivalente anidro do gesso é a anidrita ; pode se formar diretamente da água do mar em condições altamente áridas. O grupo barita tem a fórmula geral XSO 4 , onde o X é um grande cátion de 12 coordenadas. Os exemplos incluem barita (BaSO 4 ), celestina (SrSO 4 ) e anglesita(PBSO 4 ); a anidrita não faz parte do grupo da barita, pois o Ca 2+ menor está apenas em coordenação oito vezes. [149]

Fosfatos

Os minerais de fosfato são caracterizados pela unidade tetraédrica [PO 4 ] 3− , embora a estrutura possa ser generalizada e o fósforo seja substituído por antimônio, arsênio ou vanádio. O fosfato mais comum é o grupo apatita ; espécies comuns dentro deste grupo são fluorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 F), clorapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 Cl) e hidroxilapatita (Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH)). Os minerais neste grupo são os principais constituintes cristalinos dos dentes e ossos dos vertebrados. A monazita relativamente abundantegrupo tem uma estrutura geral de ATO 4 , onde T é fósforo ou arsênico, e A é frequentemente um elemento de terra rara (REE). A monazita é importante de duas maneiras: primeiro, como um "sumidouro" de REE, pode concentrar suficientemente esses elementos para se tornar um minério; em segundo lugar, os elementos do grupo monazita podem incorporar quantidades relativamente grandes de urânio e tório, que podem ser usados ​​na geocronologia da monazita para datar a rocha com base na decadência do U e Th para chumbo. [150]

Minerais orgânicos

A classificação de Strunz inclui uma classe para minerais orgânicos . Esses compostos raros contêm carbono orgânico , mas podem ser formados por um processo geológico. Por exemplo, whewellite , CaC 2 O 4 ⋅H 2 O é um oxalato que pode ser depositado em veios de minério hidrotermais. Embora o oxalato de cálcio hidratado possa ser encontrado em camadas de carvão e outros depósitos sedimentares envolvendo matéria orgânica, a ocorrência hidrotérmica não é considerada relacionada à atividade biológica. [99]

Avanços recentes

Os esquemas de classificação de minerais e suas definições estão evoluindo para corresponder aos avanços recentes na ciência mineral. Mudanças recentes incluíram a adição de uma classe orgânica, tanto no novo esquema de classificação Dana quanto no de Strunz . [151] [152] A classe orgânica inclui um grupo muito raro de minerais com hidrocarbonetos . A Comissão IMA sobre Novos Minerais e Nomes Minerais adotou em 2009 um esquema hierárquico para a nomenclatura e classificação de grupos minerais e nomes de grupos e estabeleceu sete comissões e quatro grupos de trabalho para revisar e classificar os minerais em uma lista oficial de seus nomes publicados. [153] [154] De acordo com essas novas regras, "as espécies minerais podem ser agrupadas de várias maneiras diferentes, com base na química, estrutura cristalina, ocorrência, associação, história genética ou recurso, por exemplo, dependendo da finalidade a ser servida pelo classificação." [153]

Astrobiologia

Foi sugerido que os biominerais podem ser indicadores importantes de vida extraterrestre e, portanto, podem desempenhar um papel importante na busca por vida passada ou presente em Marte . Além disso, acredita-se que componentes orgânicos ( bioassinaturas ) frequentemente associados a biominerais desempenham papéis cruciais nas reações pré-bióticas e bióticas . [155]

Em janeiro de 2014, a NASA relatou que os estudos atuais dos rovers Curiosity e Opportunity em Marte buscariam evidências de vida antiga, incluindo uma biosfera baseada em microrganismos autotróficos , quimiotróficos e / ou quimiolitoautotróficos , bem como água antiga, incluindo ambientes flúvio-lacustres ( planícies relacionadas a rios ou lagos antigos ) que podem ter sido habitáveis . [156] [157] [158] [159] A busca por evidências de habitabilidade, tafonomia (relacionada a fósseis ) e carbono orgânico no planeta Marte tornaram-se o objetivo principal da NASA . [156] [157]

Veja também

Notas

Referências

  1. ^ John P. Rafferty, ed. (2011): Minerals ; p. 1. Na série Geologia: Formações geográficas, minerais e rochas . Grupo de publicação Rosen. ISBN  978-1615304899
  2. ^ Wenk, Hans-Rudolf; Bulakh, Andrei (2004). Minerais: sua constituição e origem . Cambridge University Press. p. 10. ISBN 978-0-521-52958-7.
  3. ^ Stephenson, Tim; Stephenson, Carolyn. "Rochas e Minerais" . Gem Rock . Museu Creetown Gem Rock . Retirado em 18 de julho de 2019 .
  4. ^ Austin Flint Rogers e Paul Francis Kerr (1942): Mineralogia óptica , 2a edição, p. 374. McGraw-Hill; ISBN 978-1114108523 
  5. ^ a b Pasero, Marco; et al. (Julho de 2021). "The New IMA List of Minerals - A Work in Progress" (PDF) . A nova lista de minerais do IMA . IMA - CNMNC (Comissão de Nomenclatura e Classificação de Novos Minerais). Arquivado (PDF) do original em 4 de julho de 2021 . Retirado em 4 de julho de 2021 .
  6. ^ "Banco de dados IMA de Propriedades Minerais / Projeto RRUFF" . Departamento de Geociências da Universidade do Arizona . Retirado em 4 de julho de 2021 .
  7. ^ "Definição de variedade mineral" . mindat.org . Retirado em 1 de março de 2018 .
  8. ^ Klein, Cornelis; Hurlbut, Cornelius S., Jr. (1993). Manual de mineralogia: (segundo James D. Dana) (21ª ed.). Nova York: Wiley. p. 440. ISBN 047157452X.
  9. ^ Klein, Cornelis (14 de outubro de 2019). “Mineral - Silicatos” . Encyclopedia Britannica . Página visitada em 20 de abril de 2021 .
  10. ^ a b E. H. Níquel & JD Grice (1998): "A Comissão IMA em Minerais Novos e Nomes Minerais: procedimentos e diretrizes na nomenclatura mineral". Mineralogy and Petrology , volume 64, edição 1, páginas 237-263. doi : 10.1007 / BF01226571
  11. ^ a b c Níquel, Ernest H. (1995). “A definição de um mineral” . O Mineralogista Canadense . 33 (3): 689–90.
  12. ^ "Mercúrio" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  13. ^ "Gelo" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  14. ^ a b c d e Dyar, Gunter, e Tasa (2007). Mineralogia e Mineralogia Óptica . Sociedade Mineralógica da América. pp. 2–4. ISBN 978-0-939950-81-2.CS1 maint: multiple names: authors list (link)
  15. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 13-14
  16. ^ "Mackinawite" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  17. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 20-22
  18. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 556
  19. ^ a b H.A., Lowenstam (1981). “Minerais formados por organismos”. Ciência . 211 (4487): 1126–31. Bibcode : 1981Sci ... 211.1126L . doi : 10.1126 / science.7008198 . JSTOR 1685216 . PMID 7008198 .  
  20. ^ a b c d e Skinner, HCW (2005). "Biominerais". Revista Mineralogical . 69 (5): 621–41. Bibcode : 2005MinM ... 69..621S . doi : 10.1180 / 0026461056950275 . S2CID 232388764 . 
  21. ^ "Grupo de Trabalho em Mineralogia Ambiental e Geoquímica" . Comissões, grupos de trabalho e comitês . International Mineralogical Association. 3 de agosto de 2011 . Obtido em 4 de abril de 2018 .
  22. ^ Takai, K. (2010). "Limites da vida e da biosfera: Lições da detecção de microrganismos no fundo do mar e subsuperfície profunda da Terra.". Em Gargaud, M .; Lopez-Garcia, P .; Martin, H. (eds.). Origens e evolução da vida: uma perspectiva astrobiológica . Cambridge: Cambridge University Press. pp. 469–86. ISBN 978-1-139-49459-5.
  23. ^ Roussel, EG; Cambon Bonavita, M .; Querellou, J .; Cragg, BA; Prieur, D .; Parkes, RJ; Parkes, RJ (2008). "Extensão da biosfera do fundo do mar" . Ciência . 320 (5879): 1046. bibcode : 2008Sci ... 320.1046R . doi : 10.1126 / science.1154545 . PMID 18497290 . S2CID 23374807 .  
  24. ^ Pearce, DA; Bridge, PD; Hughes, KA; Sattler, B .; Psenner, R .; Russel, NJ (2009). "Microorganismos na atmosfera sobre a Antártica" . FEMS Microbiology Ecology . 69 (2): 143–57. doi : 10.1111 / j.1574-6941.2009.00706.x . PMID 19527292 . 
  25. ^ Newman, DK; Banfield, JF (2002). "Geomicrobiology: How Molecular-Scale Interactions Underpin Biogeochemical Systems". Ciência . 296 (5570): 1071–77. Bibcode : 2002Sci ... 296.1071N . doi : 10.1126 / science.1010716 . PMID 12004119 . S2CID 1235688 .  
  26. ^ Warren, LA; Kauffman, ME (2003). "Geoengenheiros microbianos". Ciência . 299 (5609): 1027–29. doi : 10.1126 / science.1072076 . JSTOR 3833546 . PMID 12586932 . S2CID 19993145 .   
  27. ^ González-Muñoz, MT; Rodriguez-Navarro, C .; Martínez-Ruiz, F .; Arias, JM; Merroun, ML; Rodriguez-Gallego, M. (2010). "Biomineralização bacteriana: novos insights da precipitação mineral induzida por Myxococcus". Geological Society, London, Special Publications . 336 (1): 31–50. Bibcode : 2010GSLSP.336 ... 31G . doi : 10.1144 / SP336.3 . S2CID 130343033 . 
  28. ^ Veis, A. (1990). "Biomineralization. Cell Biology and Mineral Deposition. Por Kenneth Simkiss; Karl M. Wilbur On Biomineralization. Por Heinz A. Lowenstam; Stephen Weiner". Ciência . 247 (4946): 1129–30. Bibcode : 1990Sci ... 247.1129S . doi : 10.1126 / science.247.4946.1129 . JSTOR 2874281 . PMID 17800080 .  
  29. ^ Lista oficial de nomes de minerais do IMA (atualizada da lista de março de 2009) Arquivado em 2011-07-06 na Wayback Machine . uws.edu.au
  30. ^ K., Hefferan; J., O'Brien (2010). Materiais Terrestres . Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4443-3460-9.
  31. ^ Bindi, L .; Paul J. Steinhardt; Nan Yao; Peter J. Lu (2011). "Icosaedrito, Al 63 Cu 24 Fe 13 , o primeiro quasicristal natural". Mineralogista americano . 96 (5–6): 928–31. Bibcode : 2011AmMin..96..928B . doi : 10.2138 / am.2011.3758 . S2CID 101152220 . 
  32. ^ Comissão sobre novos minerais e nomes de minerais, aprovado como novo mineral. Arquivado em 20/03/2012 na máquina Wayback
  33. ^ a b Chesterman & Lowe 2008 , pp. 15-16
  34. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 719-21
  35. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 747-48
  36. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 694-96
  37. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 728–30
  38. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 15
  39. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 14
  40. ^ Jackson, Julia A., ed. (1997). "Mineral industrial". Glossário de geologia (Quarta ed.). Alexandria, Viriginia: American Geological Institute. ISBN 0922152349.
  41. ^ Nesse 2000 , p. 246.
  42. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 14-15
  43. ^ " Mineral entrada" no dicionário online Merriam-Webster. Acessado em 2020-08-28.
  44. ^ Harper, Douglas. "Dicionário online de etimologia" . etimonline . Retirado em 28 de março de 2018 .
  45. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 4-7
  46. ^ Sinkankas, John (1964). Mineralogia para amadores . Princeton, NJ: Van Nostrand. p. 237. ISBN 0442276249.
  47. ^ Blatt, Harvey; Tracy, Robert J. (1996). Petrologia: ígnea, sedimentar e metamórfica (2ª ed.). Nova York: WH Freeman. p. 185. ISBN 0716724383.
  48. ^ Nesse 2000 , p. 226.
  49. ^ Philpotts, Anthony R .; Ague, Jay J. (2009). Princípios de petrologia ígnea e metamórfica (2ª ed.). Cambridge, Reino Unido: Cambridge University Press. pp. 133–137. ISBN 9780521880060.
  50. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 586
  51. ^ Nesse 200 , pp. 308, 352.
  52. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 141
  53. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 14
  54. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 585
  55. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 12-17
  56. ^ Sinkankas 1964 , pp. 238–239.
  57. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 549
  58. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 579
  59. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 22-23
  60. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 69-80
  61. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 654-55
  62. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 581
  63. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 631-32
  64. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 166
  65. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 41-43
  66. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 39
  67. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 32-39
  68. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 38
  69. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 28-29
  70. ^ "Kyanite" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  71. ^ "Dureza: Vickers, Rockwell, Brinell, Mohs, Shore e Knoop - Matmatch" . matmatch.com . Página visitada em 4 de outubro de 2021 .
  72. ^ "Dureza" . 7 de julho de 2007. Arquivado do original em 2007-07-07 . Página visitada em 4 de outubro de 2021 .
  73. ^ Dyar e Darby, pp. 26-28
  74. ^ a b c d e Busbey e outros. 2007 , p. 72
  75. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , p. 25
  76. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 23
  77. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 131-44
  78. ^ a b c d e f Dyar & Gunter 2008 , p. 24
  79. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 24-26
  80. ^ a b Busbey e outros. 2007 , p. 73
  81. ^ a b c d Dyar & Gunter 2008 , pp. 39-40
  82. ^ a b c Chesterman & Lowe 2008 , pp. 29-30
  83. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 30-31
  84. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 31-33
  85. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 30-31
  86. ^ Nesse 2000 , p. 97
  87. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 43-44
  88. ^ "Hematita" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  89. ^ "Galena" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  90. ^ "Kamacite" . Webmineral.com . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  91. ^ "Ouro" . Mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  92. ^ a b c d Dyar & Gunter 2008 , pp. 44-45
  93. ^ "Chave de Identificação Mineral: Radioatividade, Magnetismo, Reações Ácidas" . Sociedade Mineralógica da América . Arquivado do original em 22/09/2012 . Página visitada em 2012-08-15 .
  94. ^ Helman, Daniel S. (2016). "Eletricidade baseada em simetria em minerais e rochas: um resumo dos dados existentes, com exemplos de minerais centrossimétricos que exibem piro e piezoeletricidade". Periodico di Mineralogia . 85 (3). doi : 10.2451 / 2016PM590 .
  95. ^ a b Staples, LW (1983). "Classificação mineral: História" . Encyclopedia of Mineralogy (parte da série Encyclopedia of Earth Science) . Encyclopedia of Earth Science. Boston: Springer. pp. 247–249. doi : 10.1007 / 0-387-30720-6_76 . ISBN 978-0-87933-184-9.
  96. ^ Wilk, H (1986). "Classificação sistemática de minerais" (capa dura) . Em Wilk, H (ed.). The Magic of Minerals . Berlim: Springer. p. 154. doi : 10.1007 / 978-3-642-61304-3_7 . ISBN  978-3-642-64783-3.
  97. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp 558-59
  98. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 641
  99. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , p. 681
  100. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 641-43
  101. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , p. 104
  102. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 5
  103. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 104–20
  104. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 105
  105. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 104-17
  106. ^ Klein e Hurlbut 1993 , p. 524.
  107. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 578-83
  108. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 583-88
  109. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 588
  110. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 589-93
  111. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 110
  112. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 525
  113. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 110-13
  114. ^ Nesse 2000 , p. 238.
  115. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 602-05
  116. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 593-95
  117. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 537
  118. ^ "09.D Inosilicatos" . Webmineral.com . Página visitada em 2012-08-20 .
  119. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , p. 112
  120. ^ Dyar & Gunter 2008 pp. 612-13
  121. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 606-12
  122. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 611–12
  123. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 113-15
  124. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 558
  125. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 617-21
  126. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 612-27
  127. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 565-73
  128. ^ a b Dyar & Gunter 2008 , pp. 116-17
  129. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 573
  130. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 574-75
  131. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 627-34
  132. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 644-48
  133. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 357
  134. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 649
  135. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 651-54
  136. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 654
  137. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 383
  138. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 400–03
  139. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 657-60
  140. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 663-64
  141. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 660-63
  142. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 425–30
  143. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 431
  144. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 667
  145. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 668-69
  146. ^ Chesterman & Lowe 2008 , p. 453
  147. ^ Chesterman & Lowe 2008 , pp. 456-57
  148. ^ Dyar & Gunter 2008 , p. 674
  149. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 672-73
  150. ^ Dyar & Gunter 2008 , pp. 675-80
  151. ^ "Dana Classification 8th edition - Organic Compounds" . mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  152. ^ "Classificação de Níquel-Strunz - silicatos (Germanatos) 10ª edição" . mindat.org . Retirado em 3 de abril de 2018 .
  153. ^ a b Mills, JS; Hatert, F .; Níquel, EH; Ferraris, G. (2009). "A padronização das hierarquias de grupos minerais: aplicação a propostas recentes de nomenclatura". European Journal of Mineralogy . 21 (5): 1073–80. Bibcode : 2009EJMin..21.1073M . doi : 10.1127 / 0935-1221 / 2009 / 0021-1994 .
  154. ^ Divisões do IMA arquivadas em 2011-08-10 na máquina Wayback . Ima-mineralogy.org (2011-01-12). Página visitada em 2011-10-20.
  155. ^ Steele, Andrew; Beaty, David, eds. (26 de setembro de 2006). "Relatório final do Grupo de Direção Científica do Laboratório de Campo Astrobiologia MEPAG (AFL-SSG)". Laboratório de campo de astrobiologia (.doc) . Grupo de Análise do Programa de Exploração de Marte (MEPAG) - NASA. p. 72 . Página visitada em 22/07/2009 .
  156. ^ a b Grotzinger, John P. (24 de janeiro de 2014). "Introdução à edição especial - habitabilidade, tafonomia e a busca de carbono orgânico em Marte" . Ciência . 343 (6169): 386–87. Bibcode : 2014Sci ... 343..386G . doi : 10.1126 / science.1249944 . PMID 24458635 . 
  157. ^ a b Vários (24 de janeiro de 2014). "Explorando a habitabilidade marciana". Ciência . 343 (6169): 345–452.CS1 maint: uses authors parameter (link)
  158. ^ Vários (24 de janeiro de 2014). "Coleção especial - Curiosidade - Explorando a habitabilidade marciana" . Ciência . Recuperado em 24 de janeiro de 2014 .CS1 maint: uses authors parameter (link)
  159. ^ Grotzinger, JP; et al. (24 de janeiro de 2014). "A Habitable Fluvio-Lacustrine Environment at Yellowknife Bay, Gale Crater, Mars". Ciência . 343 (6169): 1242777. bibcode : 2014Sci ... 343A.386G . CiteSeerX 10.1.1.455.3973 . doi : 10.1126 / science.1242777 . PMID 24324272 . S2CID 52836398 .   

Referências gerais

Leitura adicional

links externos