Mineral

A palavra portuguesa mineral veio do francês minéral, derivado do latim medieval minerālis.

Conceitos relacionados

Na mineralogia, palavras próximas podem ter sentidos diferentes, e separar mineral, cristal, rocha, mineraloide, minério e gema evita confundir categorias que às vezes aparecem no mesmo material.

As categorias da tabela podem se cruzar sem se tornarem equivalentes. Um mineral pode fazer parte de uma rocha, estar presente num minério, ser lapidado como gema ou não entrar em nenhuma dessas duas últimas categorias. A opala mostra ainda como a nomenclatura pode conservar exceções históricas. Ela não possui ordem atômica de longo alcance suficiente para a definição técnica usada pela IMA, mas a IMA mantém opal como nome mineral válido.

Definição formal de mineral

Para que uma substância seja reconhecida formalmente como mineral, a Associação Internacional de Mineralogia (IMA), por meio da Comissão de Novos Minerais, Nomenclatura e Classificação (CNMNC), considera quatro critérios gerais. Eles são avaliados em conjunto e admitem algumas exceções mantidas por razões históricas ou nomenclaturais.

Os limites desses critérios podem exigir revisão quando surge um material que não se encaixa bem nas categorias existentes. Já foram propostas definições que aceitariam materiais amorfos de maneira mais ampla, mas a nomenclatura formal da IMA mantém como regra um arranjo atômico ordenado, com algumas exceções históricas.

Quando a quantidade disponível de material é extremamente pequena, ainda é preciso demonstrar que a amostra é homogênea em um volume que possa ser medido e caracterizado com segurança. Não há um tamanho mínimo universal fixado para todos os casos. Quanto menor a amostra, maior é a necessidade de mostrar que sua composição e sua estrutura correspondem de fato a uma única espécie.

A estabilidade à temperatura ambiente também não é uma exigência da IMA. Algumas definições mineralógicas usam como referência um sólido estável ou metaestável a 25 °C. A IMA exige que a substância permaneça estável por tempo suficiente para que sua estrutura e sua composição possam ser determinadas. A meridianiita, um hidrato natural de sulfato de magnésio, é reconhecida como mineral mesmo sendo estável apenas abaixo de 2 °C.

Minerais biogênicos

Organismos conseguem formar fases minerais, e algumas são difíceis de reproduzir por processos puramente inorgânicos nas condições da biosfera. Na nomenclatura da IMA-CNMNC, a questão central é onde o material se formou. Se um processo geológico participa da formação, a origem biológica não o exclui. Sólidos formados inteiramente dentro de organismos ficam fora da definição formal.

Uma definição mais ampla foi proposta por Skinner, que trata os biominerais como parte do reino mineral e aceita materiais amorfos ou cristalinos produzidos por processos biogeoquímicos. Essa proposta é mais abrangente do que a definição formal usada pela IMA-CNMNC.

As relações entre minerais e seres vivos são estudadas na hidrosfera, na atmosfera e na biosfera. Microrganismos já foram encontrados muito abaixo do fundo oceânico e em grandes altitudes na atmosfera, ampliando os ambientes em que essas interações podem ser investigadas.

Ao participar dos ciclos biogeoquímicos, microrganismos alteram a forma como alguns minerais se formam ou se dissolvem. Eles podem precipitar metais a partir de solução e favorecer a formação de depósitos de minério, ou catalisar a dissolução de fases minerais já existentes.

A biomineralização abrange fases de química muito diferente entre si. Pela definição ampla de Skinner, essas fases podem entrar no reino mineral. Pela nomenclatura da IMA-CNMNC, cada caso precisa cumprir os critérios de origem geológica e de caracterização da espécie.

A discussão também alcança materiais que têm ordem atômica sem formar um cristal periódico. Skinner aceita minerais cristalinos e amorfos em sua definição. A definição formal anterior de Nickel fazia da cristalinidade um requisito explícito. A icosaedrita, uma liga natural de alumínio, ferro e cobre, tornou a fronteira mais interessante: ela é um quase-cristal com simetria icosaédrica, ordenado em longa distância, mas sem a repetição translacional de um cristal periódico.

Espécies, variedades, séries e grupos

Na nomenclatura mineralógica, a espécie mineral é a unidade básica. Uma variedade continua pertencendo à mesma espécie mesmo quando muda em cor, hábito ou outra característica. A ametista, por exemplo, é uma variedade de quartzo. Uma série mineral reúne composições que passam gradualmente entre membros extremos relacionados. Um grupo mineral reúne espécies distintas que compartilham relações químicas e estruturais.

Nomenclatura e símbolos

As espécies minerais aprovadas pela IMA recebem com maior frequência nomes de pessoas, seguidos por nomes ligados ao local de descoberta. Outros nomes fazem referência à composição química ou a propriedades físicas. Em português, muitos nomes de minerais terminam em "-ita", como pirita, hematita e calcita. Essa terminação é uma convenção de nomenclatura e, por si só, não informa a composição ou a estrutura do mineral. Há também nomes tradicionais que não seguem esse padrão, como galena e diamante.

Para abreviar nomes minerais em tabelas, figuras e reações, a Comissão de Novos Minerais, Nomenclatura e Classificação da IMA aprovou em 2021 uma coleção padronizada de símbolos.

Reconhecimento de novas espécies minerais

Encontrar um espécime incomum não basta para criar uma nova espécie mineral. A proposta enviada à Comissão de Novos Minerais, Nomenclatura e Classificação da IMA precisa trazer a fórmula ideal, o símbolo mineral, a localidade-tipo, a relação com espécies já conhecidas, o sistema cristalino, os parâmetros da cela unitária, as linhas mais intensas da difração de raios X em pó e o repositório do material-tipo. Depois da aprovação, ainda é necessária uma publicação completa da espécie. Desde agosto de 2026, a comprovação do depósito do material-tipo deve ser enviada às presidências da CNMNC e da Commission on Type Material, e artigos sobre espécies recém-aprovadas precisam trazer a notificação oficial de aprovação.

O material-tipo dá aos pesquisadores uma amostra de referência que pode ser examinada outra vez quando surgem dúvidas. As listas da IMA mudam à medida que espécies são aprovadas e revisões nomenclaturais alteram grupos, fórmulas ou o estatuto de nomes já existentes.

Minerais nas rochas

Uma rocha é um agregado de um ou mais minerais ou mineraloides. Algumas são formadas principalmente por um mineral. O calcário, por exemplo, pode ser dominado por calcita ou aragonita, enquanto o quartzito é composto sobretudo por quartzo. Em outras rochas, o nome depende das proporções de minerais essenciais. O granito é definido pelas proporções de quartzo, feldspato alcalino e plagióclase. Os minerais presentes em menor quantidade são chamados de minerais acessórios. Há ainda rochas feitas de material que não é mineral. O carvão mineral, por exemplo, é uma rocha sedimentar composta principalmente por carbono de origem orgânica.

Algumas espécies e grupos aparecem com tanta frequência nas rochas que recebem o nome de minerais formadores de rocha. Entre eles estão quartzo, feldspatos, micas, anfíbolas, piroxenas, olivinas e calcita. Todos, exceto a calcita, são silicatos.

Minerais formadores de rocha comuns

Embora existam milhares de espécies minerais, um grupo relativamente pequeno forma grande parte das rochas da crosta. Reconhecer esses minerais comuns facilita a leitura das rochas e prepara o caminho para as classes minerais apresentadas mais adiante.

Minérios e minerais industriais

Quando minerais ou rochas têm valor comercial, mas não são gemas, minérios metálicos nem combustíveis minerais, costumam ser chamados de minerais industriais. A moscovita, uma mica branca, pode ser usada em pequenas janelas transparentes, como carga em outros materiais ou como isolante. Nesse primeiro uso, as lâminas também recebem o nome inglês isinglass.

Um minério é um material natural do qual se podem extrair um ou mais minerais de valor econômico. O cinábrio, cuja fórmula é HgS, é fonte de mercúrio. A esfalerita, ZnS, fornece zinco, a cassiterita, SnO₂, fornece estanho, e a colemanita pode ser fonte de boro.

Gemas

A maior parte das gemas vem de minerais, mas a gemologia também trabalha com rochas e materiais orgânicos. O lápis-lazúli é uma rocha composta por mais de um mineral, enquanto o âmbar é resina fossilizada. Aparência, durabilidade e raridade são critérios usados na escolha dos materiais gemológicos. Uma mesma espécie mineral pode dar origem a gemas com nomes diferentes. Rubi e safira, por exemplo, são variedades de coríndon, Al₂O₃.

Abundância dos elementos

A química dos minerais depende dos elementos disponíveis para formá-los, e a maior parte dos minerais estudados vem da crosta terrestre. Oito elementos somam mais de 98% da massa da crosta. Em ordem decrescente, são oxigênio, silício, alumínio, ferro, magnésio, cálcio, sódio e potássio. Oxigênio e silício dominam essa composição, com cerca de 47% e 28% da massa da crosta, respectivamente.

Ligações químicas

Os átomos de um mineral ficam unidos principalmente por ligações iônicas, ligações covalentes ou combinações das duas. Ligações metálicas, ligações de hidrogênio e forças de van der Waals também podem estar presentes. A força e a direção dessas ligações ajudam a determinar como o mineral risca, se parte, conduz eletricidade ou se deforma.

A mesma composição química pode produzir materiais muito diferentes quando os átomos se ligam e se organizam de outra maneira. Diamante e grafite são formas de carbono. O diamante é a substância natural mais dura, tem lustre adamantino e pertence à família cristalina isométrica. A grafite é muito macia, tem lustre untuoso e cristaliza na família hexagonal. A explicação está na estrutura das ligações. No diamante, cada átomo de carbono faz quatro ligações covalentes com seus vizinhos. O modelo químico chama esse arranjo de hibridização sp³ e organiza as ligações numa geometria tetraédrica. Na grafite, cada carbono faz três ligações covalentes dentro de folhas, no arranjo sp². Entre uma folha e outra agem forças de van der Waals muito mais fracas. É por isso que duas formas do mesmo elemento podem ter dureza e comportamento tão diferentes.

Soluções sólidas e substituição

Numa solução sólida, a composição muda gradualmente entre membros extremos relacionados, sem que a estrutura básica deixe de pertencer à mesma série. Os feldspatos plagioclásios dão um exemplo fácil de acompanhar. De um lado está a albita, rica em sódio, com fórmula NaAlSi₃O₈. Do outro está a anortita, rica em cálcio, CaAl₂Si₂O₈. Entre elas há quatro faixas composicionais tradicionalmente nomeadas, da mais rica em sódio à mais rica em cálcio: oligoclásio, andesina, labradorita e bytownita. O mesmo princípio aparece na série da olivina, entre forsterita rica em magnésio e faialita rica em ferro, e na série da wolframita, entre hübnerita rica em manganês e ferberita rica em ferro.

Como os minerais naturais raramente são substâncias perfeitamente puras, um íon pode ocupar o lugar de outro na estrutura quando tamanho e carga são compatíveis, processo chamado substituição química. Os poliedros de coordenação ajudam a visualizar os lugares onde essas trocas acontecem. Um caso comum é a substituição de Si⁴⁺ por Al³⁺, dois íons próximos em tamanho e abundantes na crosta. Nos feldspatos, a proporção entre os cátions tetraédricos, Si + Al, e o oxigênio é 1:2. Quando Al³⁺ ocupa uma posição que poderia conter Si⁴⁺, surge uma carga negativa extra. Uma unidade como [AlSi₃O₈]⁻ precisa, por isso, de cátions como Na⁺ ou K⁺ para equilibrar a carga. Na série dos plagioclásios, a troca de Na⁺ por Ca²⁺ ocorre junto com a troca de Si⁴⁺ por Al³⁺, mantendo o balanço elétrico da estrutura.

Coordenação e química cristalina

Um poliedro de coordenação é um modo geométrico de organizar os íons que ficam mais próximos de um átomo central. Como o oxigênio é muito abundante na crosta, a mineralogia frequentemente observa quantos oxigênios cercam um cátion. Nos minerais silicáticos, a unidade mais comum é um tetraedro com Si⁴⁺ no centro e quatro O²⁻ ao redor. Diz-se, nesse caso, que o silício tem número de coordenação 4. Sob pressões muito altas, o silício também pode ficar cercado por seis oxigênios, numa coordenação octaédrica. Isso ocorre na stishovita e em silicatos com estrutura do tipo perovskita encontrados no manto profundo. Conforme a profundidade aumenta, minerais como olivina, piroxena e granada podem reagir ou se transformar em fases estáveis sob pressões maiores. A substituição de Si⁴⁺ por Al³⁺ abre outras combinações estruturais, mas a diferença de carga precisa ser compensada por outros cátions ou por defeitos na estrutura.

Como oito elementos respondem por mais de 98% da massa da crosta, os demais costumam aparecer em quantidades pequenas. Muitos entram por substituição nos minerais formadores de rocha. Uma espécie própria de um elemento menos abundante costuma surgir apenas onde processos geológicos, como a circulação hidrotermal, concentraram esse elemento a ponto de ele já não caber facilmente nos minerais comuns.

Rede cristalina e simetria

A estrutura cristalina é o arranjo ordenado dos átomos ou íons dentro de um mineral. Nos cristais comuns, esse padrão se repete periodicamente e pode ser medido por difração de raios X, mesmo quando os grãos são pequenos demais para serem vistos a olho nu ou não mostram faces externas regulares. Os quase-cristais minerais, como a icosaedrita, também têm ordem de longo alcance, mas sem repetição translacional. Por isso, definições mais recentes podem falar em "arranjo atômico ordenado" sem exigir que toda estrutura seja periódica. Nos cristais periódicos, a simetria é organizada em 32 grupos pontuais, que podem ser reunidos em seis famílias cristalinas.

Para comparar as famílias cristalinas, usam-se três eixos cristalográficos e os ângulos formados entre eles. As letras a, b e c nomeiam os eixos. As letras gregas α, β e γ nomeiam os ângulos opostos a cada eixo. Assim, α fica oposto ao eixo a e corresponde ao ângulo entre b e c. Essas relações geométricas acompanham as operações de simetria que separam os grupos pontuais.

Dentro da família cristalina hexagonal há dois sistemas cristalinos. O trigonal possui um eixo de simetria de ordem três, enquanto o hexagonal possui um eixo de ordem seis.

Polimorfismo

Composição química e estrutura cristalina precisam ser lidas juntas para definir um mineral. Minerais de composições diferentes podem ter a mesma arquitetura atômica. Halita, NaCl, galena, PbS, e periclásio, MgO, por exemplo, compartilham a estrutura do tipo sal-gema e pertencem ao grupo pontual hexaoctaédrico da família isométrica. O caminho inverso também ocorre. Polimorfos têm a mesma fórmula química, mas estruturas diferentes. Pirita e marcassita são sulfetos de ferro com fórmula FeS₂, porém a pirita é isométrica e a marcassita é ortorrômbica. Outros sulfetos de fórmula geral AX₂ seguem relações parecidas e formam os grupos da pirita e da marcassita.

A diferença entre polimorfos pode envolver mais do que a simetria externa. Cianita, andalusita e sillimanita têm a mesma fórmula, Al₂SiO₅, mas organizam seus átomos de maneiras diferentes. A cianita é triclínica. Andalusita e sillimanita são ortorrômbicas e pertencem ao grupo pontual dipiramidal. Uma das diferenças está no número de oxigênios que cercam cada átomo de alumínio. Em todas as três espécies, um dos alumínios tem coordenação seis. O silício costuma ter coordenação quatro, embora a stishovita, SiO₂, seja uma exceção de alta pressão, com estrutura do tipo rutilo.

A notação entre colchetes usada nas fórmulas abaixo informa o número de coordenação do alumínio. Na cianita, o segundo alumínio também tem coordenação seis, por isso a fórmula estrutural pode ser escrita Al^[6]Al^[6]SiO₅. Na andalusita, esse alumínio tem coordenação cinco, Al^[6]Al^[5]SiO₅. Na sillimanita, tem coordenação quatro, Al^[6]Al^[4]SiO₅.

Estrutura ideal e imperfeições cristalinas

Fórmulas e modelos cristalográficos mostram uma estrutura ideal, mas um cristal natural quase nunca é uma cópia perfeita desse modelo. Íons podem substituir uns aos outros, alguns sítios podem ficar vazios e a rede pode conter vacâncias, deslocamentos, inclusões ou deformações. A composição também pode mudar durante o crescimento sem que isso crie uma nova espécie. Nos plagioclásios e em outras soluções sólidas, posições equivalentes da estrutura recebem elementos diferentes quando o balanço de carga e o tamanho dos sítios permitem a troca.

Entre as imperfeições que deixam sinais visíveis ou mensuráveis, o zoneamento cria regiões de composição diferente dentro do mesmo cristal. Defeitos e geminações também podem orientar fraturas ou partições. Ao examinar uma amostra real, a mineralogia compara a espécie ideal com essas variações do próprio grão.

Geminação

A geminação cristalina ocorre quando dois ou mais cristais da mesma espécie crescem unidos segundo uma relação geométrica controlada pela simetria do mineral. Nas maclas de contato, dois cristais se encontram ao longo de um plano, como acontece com frequência no espinélio. Nas reticuladas, comuns no rutilo, os cristais ficam entrelaçados em padrão de rede. Maclas geniculadas formam uma dobra no centro, enquanto maclas de penetração parecem ter um cristal crescendo dentro do outro. As maclas cruciformes de estaurolita e a geminação de Carlsbad no ortoclásio são exemplos de penetração.

Quando a geminação se repete ao redor de um eixo, forma uma macla cíclica. Esses padrões podem envolver eixos de ordem três, quatro, cinco, seis ou oito, e maclas de seis indivíduos são comuns na aragonita. Nas maclas polissintéticas, a repetição ocorre ao longo de planos paralelos e costuma ser microscópica.

Hábito cristalino

O hábito cristalino é a forma geral assumida por um cristal ou por um agregado de cristais. Um hábito acicular lembra agulhas, como na natrolita. O dendrítico ramifica-se como uma árvore e pode aparecer no cobre nativo ou no ouro nativo sobre uma matriz. Cristais equidimensionais têm dimensões parecidas em direções diferentes, como ocorre em muitas granadas. Um hábito prismático é alongado, como na kunzita ou na estibina. O botrioidal forma superfícies arredondadas semelhantes a cachos, como na calcedônia. Há ainda hábitos fibrosos, tabulares, laminares e maciços, entre outros.

As faces externas também dão pistas sobre o crescimento. Cristais euédricos desenvolveram faces bem formadas. Os anédricos cresceram sem faces próprias bem definidas, e os subédricos ficam entre essas duas formas. Essa diferença pode ser útil na identificação, principalmente ao microscópio petrográfico.

Relação entre estrutura e propriedades

Saber quais átomos estão presentes é apenas parte da identificação de um mineral. A maneira como esses átomos se ligam e se organizam explica por que materiais parecidos na fórmula podem riscar, partir ou conduzir eletricidade de formas diferentes. Por isso, propriedades observadas a olho nu podem dar pistas sobre a estrutura em escala atômica.

Processos de formação

Para um cristal crescer, seus elementos químicos precisam estar disponíveis nas proporções certas e o ambiente precisa permitir que os átomos se organizem. Temperatura, pressão, presença de água e pH mudam quais minerais conseguem se formar. O tempo também conta, porque os cristais precisam de oportunidade para crescer, e a água facilita o movimento dos íons.

Grande parte dos minerais da crosta cristaliza quando o magma esfria. Outros precipitam de soluções aquosas, entre elas fluidos hidrotermais e águas concentradas pela evaporação, ou se formam a partir de emanações gasosas. Metamorfismo, intemperismo e processos que envolvem organismos também produzem fases minerais. A velocidade de resfriamento altera o tamanho dos cristais. Um resfriamento rápido tende a produzir cristais menores e, se for rápido demais para que os átomos se ordenem, pode formar vidro vulcânico em vez de minerais.

Na petrologia, um mineral primário já estava presente quando a rocha se formou. Um mineral secundário apareceu depois, por reações físicas ou químicas, muitas vezes durante o intemperismo, a diagênese ou outras alterações de baixa temperatura. A mesma espécie pode ser primária numa rocha e secundária em outra, porque a classificação depende do caminho seguido por cada rocha.

A série de reações de Bowen organiza uma sequência comum de cristalização conforme o magma perde calor. Minerais máficos, como a olivina, podem cristalizar em temperaturas mais altas. Conforme o líquido esfria, as reações favorecem piroxena, anfíbola e biotita, enquanto o plagioclásio tende a passar de composições mais ricas em cálcio para composições mais ricas em sódio. Em magmas com sílica suficiente, feldspato potássico, moscovita e quartzo surgem em temperaturas mais baixas. A série é um modelo, não uma receita obrigatória. A composição inicial do magma, a água disponível, a pressão e a separação dos cristais podem mudar o caminho de cristalização.

Crescimento e zoneamento

Enquanto cresce, um cristal pode formar um núcleo, bordas ou faixas com composições diferentes. Esse zoneamento composicional surge quando temperatura, pressão ou composição do magma ou do fluido mudam durante o crescimento. Como a difusão nem sempre apaga as diferenças entre as zonas, o cristal pode conservar etapas sucessivas de sua formação.

Estabilidade, reações e transformações minerais

Os minerais que conseguem se formar dependem da temperatura, da pressão e da quantidade total de cada elemento disponível no material de origem. Na maioria das rochas ígneas, alumínio e metais alcalinos, sobretudo sódio e potássio, combinam-se com oxigênio, silício e cálcio para formar feldspatos. Se houver metais alcalinos em excesso e pouco alumínio para acomodar todo o sódio em feldspato, parte do sódio pode entrar em anfíbolas sódicas, como a riebeckita. Se o alumínio estiver em excesso, podem formar-se moscovita ou outros minerais ricos nesse elemento. Quando falta silício, parte do feldspato pode dar lugar a feldspatoides.

Prever com precisão quais minerais estarão presentes numa rocha exige cálculos termodinâmicos que levem em conta composição, temperatura e pressão. Para estimativas aproximadas existem métodos mais simples. A norma CIPW, por exemplo, calcula uma mineralogia teórica que costuma dar resultados úteis para rochas vulcânicas derivadas de magma seco.

Quando temperatura, pressão ou composição mudam, a mineralogia de uma rocha também pode mudar. O intemperismo, o metassomatismo e a alteração hidrotermal modificam a composição local. Movimentos tectônicos e magmáticos podem levar a rocha a novas condições de temperatura e pressão. Nessas condições, minerais que antes eram estáveis podem reagir entre si e formar outros. Duas rochas com composição química global idêntica ou muito parecida podem, por isso, acabar com conjuntos minerais diferentes. Essas transformações fazem parte do ciclo das rochas. A sequência abaixo acompanha um exemplo desse processo.

No primeiro passo, o feldspato ortoclásio, KAlSi₃O₈, comum no granito, reage durante o intemperismo. A reação consome água e íons H⁺ e produz caulinita, Al₂Si₂O₅(OH)₄, ácido silícico e K⁺. A equação abaixo mostra esse balanço:

2 KAlSi₃O₈ + 5 H₂O + 2 H⁺ → Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 4 H₂SiO₃ + 2 K⁺

Se a caulinita entrar em condições metamórficas de baixo grau, ela pode reagir com quartzo e formar pirofilita, Al₂Si₄O₁₀(OH)₂, liberando água. A reação pode ser escrita assim:

Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 2 SiO₂ → Al₂Si₄O₁₀(OH)₂ + H₂O

Com aumento do grau metamórfico, a pirofilita pode transformar-se em cianita, quartzo e água. A equação conserva os átomos presentes no reagente:

Al₂Si₄O₁₀(OH)₂ → Al₂SiO₅ + 3 SiO₂ + H₂O

Nem toda transformação mineral precisa envolver uma reação química com outra substância. Mudanças de temperatura e pressão também podem reorganizar a estrutura cristalina. O quartzo, por exemplo, pode transformar-se em outros polimorfos de SiO₂, entre eles tridimita e cristobalita em temperaturas altas e coesita sob pressão elevada.

Assembleia mineral

O termo assembleia mineral é usado de duas maneiras próximas. Pode significar qualquer conjunto de minerais presente numa rocha, esteja ou não em equilíbrio químico. Num uso mais estrito, o termo fica reservado aos minerais que coexistem em equilíbrio, formando uma assembleia de equilíbrio. O nome também pode receber qualificadores que indiquem como a assembleia se formou.

Quando uma assembleia se aproxima do equilíbrio termodinâmico, os minerais presentes e suas composições dependem da pressão, da temperatura e da composição global da rocha. Em rochas metamórficas, essa relação permite estimar as condições em que os minerais cresceram. A leitura exige cautela porque algumas reações podem ter ficado incompletas, minerais relictos podem ter permanecido e alterações posteriores podem modificar a amostra. A paragênese estuda quais minerais estão juntos e a sequência em que se formaram numa rocha ou depósito.

Registros geológicos preservados em minerais

Um cristal pode guardar sinais das condições em que cresceu ou foi modificado. O zoneamento composicional conserva diferenças entre etapas de crescimento. Inclusões sólidas podem aprisionar grãos que já existiam numa fase anterior da rocha. Pequenas inclusões fluidas podem reter porções dos fluidos presentes durante ou depois do crescimento do cristal. Essas inclusões permitem estimar temperatura, salinidade e outras condições ligadas à mineralização.

Em rochas metamórficas, a composição dos minerais e as assembleias que coexistem podem alimentar cálculos de geotermobarometria e modelos de equilíbrio para estimar faixas de pressão e temperatura. A precisão depende de quais reações realmente chegaram ao equilíbrio e de quanto material mais antigo permaneceu preservado. Alguns minerais também funcionam como relógios geológicos porque incorporam elementos radioativos. O zircão, por exemplo, aceita U⁴⁺ em sua estrutura e pode conservar núcleos e sobrecrescimentos formados em momentos diferentes. Textura interna, composição química e sistemas isotópicos podem então ser analisados em conjunto para reconstruir a sequência de eventos registrada pelo cristal.

Distribuição geográfica

Como a distribuição dos minerais acompanha as rochas e os processos geológicos que as formaram, ela não segue fronteiras políticas. Crátons antigos, cinturões orogênicos, arcos magmáticos, bacias sedimentares, intrusões máfico-ultramáficas, sistemas hidrotermais e perfis de intemperismo atravessam países ou dividem continentes em regiões com associações minerais diferentes. Mapas geológicos de cobertura quase global mostram também que terrenos de idades e origens distintas se distribuem de maneira irregular dentro de cada continente.

Padrões globais

Quartzo, feldspatos, micas e calcita aparecem em muitos continentes porque as rochas que os contêm são comuns. Muitas outras espécies minerais, porém, foram encontradas em poucas localidades. A ecologia mineral usa métodos estatísticos para estudar essa distribuição desigual e relacionar espécies raras com combinações de elementos, ambientes de formação e sequências geológicas específicas.

O mapa das ocorrências conhecidas também depende de onde foi possível observar, alcançar e coletar amostras. Regiões muito estudadas acumulam mais espécies registradas. Áreas cobertas por gelo, sedimentos, vegetação espessa ou oceano recebem amostragem menos uniforme. Um mapa de ocorrências conhecidas, por isso, não equivale a um inventário completo das espécies que realmente existem em cada região.

Continentes e grandes províncias geológicas

A divisão por continentes abaixo serve apenas para orientação geográfica. Os exemplos põem lado a lado ambientes e províncias minerais em que certas associações se concentram. A tabela não pretende listar todos os minerais de cada continente.

Oceanos e fundo marinho

No fundo oceânico, os minerais se formam na crosta oceânica, nos sedimentos e nas zonas onde a água do mar reage com as rochas. A circulação hidrotermal cria outro caminho. Em dorsais oceânicas, arcos vulcânicos e setores tectonicamente ativos, fluidos aquecidos dissolvem e transportam metais e enxofre. Quando as condições mudam, sulfetos podem precipitar no assoalho marinho e formar chaminés hidrotermais e acumulações de sulfetos maciços.

Nas planícies abissais onde pouco sedimento se acumula, óxidos de ferro e manganês podem crescer muito lentamente sobre o fundo e formar nódulos de manganês. Em rochas expostas, sobretudo em montes submarinos e elevações do fundo, formam-se crostas ferromanganesíferas. Nódulos e crostas incorporam Mn e Fe e também capturam outros elementos presentes na água do mar ou na água entre os grãos do sedimento. Fosforitos marinhos e depósitos hidrotermais de óxidos são outras formas de mineralização do fundo oceânico.

Uma cartografia global publicada em 2024 delimitou regiões em que condições oceanográficas e formas do relevo submarino favorecem nódulos abissais e crostas ferromanganesíferas. Essas regiões são chamadas prospectivas. Elas mostram onde os critérios de formação coincidem, sem afirmar que um depósito já foi observado em cada área.

Brasil

No Brasil, crátons, faixas orogênicas, bacias sedimentares, províncias ígneas e zonas de intemperismo concentram conjuntos minerais diferentes. A série Províncias Minerais do Brasil, do Serviço Geológico do Brasil, reúne estudos sobre áreas como Carajás, Seridó, Quadrilátero Ferrífero, Tapajós, Rondônia e Vale do Ribeira.

No sudeste do Cráton Amazônico, Carajás reúne formações ferríferas bandadas, sistemas hidrotermais de cobre e ouro e mineralizações de manganês e outros metais. As formações ferríferas são dominadas por óxidos de ferro, principalmente hematita e magnetita. Nos sistemas de cobre e ouro, sulfetos e óxidos aparecem em zonas de alteração hidrotermal.

Em Minas Gerais, o Quadrilátero Ferrífero contém sequências ricas em ferro, entre elas formações ferríferas metamorfizadas, e mineralizações de ouro formadas por processos geológicos diferentes. Cinturões de rochas verdes, formações ferríferas e rochas máficas ou ultramáficas hospedam parte dessas ocorrências.

Na Província Borborema, com destaque para o Seridó do Rio Grande do Norte e da Paraíba, há mineralizações em rochas metamórficas, granitos e pegmatitos. A área Seridó-Leste possui ocorrências de tungstênio, molibdênio, ferro, ouro e cobre. Na Província Pegmatítica da Borborema, alguns pegmatitos contêm minerais de lítio.

Portugal

Em Portugal continental, a cartografia do Laboratório Nacional de Energia e Geologia reúne milhares de ocorrências e depósitos de minerais metálicos e não metálicos. As oito folhas da Carta de Depósitos Minerais, em escala 1:200.000, contêm 2.443 depósitos. Em setembro de 2026, o LNEG publicou também um mapa em escala 1:500.000 que reúne os depósitos do território continental numa única folha.

No sul de Portugal, a Faixa Piritosa Ibérica segue até a Andaluzia e tem cerca de 250 km de comprimento por 40 km de largura. Suas sequências vulcânicas e sedimentares paleozoicas contêm dezenas de jazidas de sulfetos maciços. No lado português estão Aljustrel, Neves-Corvo, Lousal e São Domingos.

No norte e no centro do país, granitos variscos, veios e corpos aplitopegmatíticos contêm mineralizações de tungstênio e estanho e pegmatitos ricos em lítio, berílio, nióbio e tântalo. Nesses sistemas ocorrem cassiterita, wolframita, scheelita, espodumena, petalita e lepidolita, além de quartzo e feldspatos.

No Atlântico, a cartografia mineral portuguesa se estende pela Zona Econômica Exclusiva e pela área da proposta de extensão da plataforma continental. Um mapa de minerais offshore do LNEG, publicado em 2021 na escala 1:5.000.000, cobre essas áreas e reúne dados de bases como EMODnet Geology e GEBCO.

Evolução mineral

A evolução mineral acompanha como as espécies e suas distribuições mudaram durante o tempo geológico. O modelo relaciona o aumento do número de espécies minerais à separação e concentração progressivas dos elementos, ao aparecimento de novas combinações de pressão, temperatura e voláteis em ambientes planetários e a condições químicas fora do equilíbrio produzidas por sistemas vivos. Essa abordagem permite comparar quais associações minerais eram possíveis em etapas diferentes da formação e transformação da Terra.

Grandes bases de dados mineralógicas também permitem uma linha de trabalho chamada informática mineral. Nela, métodos computacionais como análise de redes e agrupamento estatístico procuram padrões de coexistência entre íons, minerais e ambientes de formação. Uma análise de 4.834 espécies aprovadas pela IMA, com oxigênio e/ou halogênios como ânions, comparou a coexistência de 87 íons formadores de minerais. Os agrupamentos separaram minerais comuns em rochas ígneas e metamórficas daqueles mais associados a intemperismo, oxidação, alteração pela água e evaporação.

Identificar um mineral pode ser tão simples quanto reconhecer uma combinação de propriedades visíveis, ou pode exigir análise de laboratório. Estrutura e hábito cristalinos, dureza, lustre, diafaneidade, cor, traço, clivagem, fratura e densidade relativa estão entre as pistas usadas em amostras de mão. Fluorescência, fosforescência, magnetismo, radioatividade, tenacidade, piezoeletricidade e reação a ácidos diluídos ajudam em casos específicos. Quando essas propriedades não bastam, entram métodos ópticos, químicos e de difração de raios X, que exigem mais equipamento e tempo.

Estratégia de identificação

Uma identificação confiável costuma juntar mais de uma pista e eliminar possibilidades até que composição, estrutura e propriedades concordem entre si. A cor pode orientar, mas muda bastante em muitas espécies. O traço costuma ser mais constante. Dureza, clivagem, densidade relativa, magnetismo e reação com ácido ajudam a separar minerais que parecem semelhantes à primeira vista.

Se as propriedades visíveis não forem suficientes, a amostra pode ser examinada em lâmina delgada ou por métodos instrumentais. O caminho de identificação passa então de observações de campo para medidas de propriedades ópticas, composição química ou estrutura cristalina.

Dureza

A dureza mede quanto um material resiste a ser riscado ou indentado. Para reconhecer minerais no campo, o teste de risco é o mais usado e está na base da escala de Mohs.

A escala ordinal de Mohs usa dez minerais como referências. Cada mineral de índice mais alto risca os que estão abaixo dele na escala. O talco ocupa o nível 1 e o diamante, um polimorfo do carbono e o material natural mais duro, ocupa o nível 10. Os números ordenam os minerais por dureza, mas a distância entre dois níveis vizinhos não corresponde ao mesmo aumento de dureza.

A dureza depende da estrutura cristalina e pode mudar conforme a direção em que o cristal é riscado. Certas direções atravessam ligações ou arranjos mais resistentes, enquanto outras acompanham fraquezas da estrutura. Na cianita, por exemplo, a dureza de Mohs é 5,5 paralela a [001] e 7 paralela a [100].

Ensaios como Rockwell, Vickers e Brinell também medem dureza, mas usam métodos próprios de indentação. Eles são comuns no estudo de materiais e não substituem a escala de Mohs na identificação mineralógica de campo.

Lustre e diafaneidade

O lustre é a aparência da luz refletida pela superfície de um mineral. Uma primeira divisão separa lustres metálicos dos não metálicos. Galena e pirita têm brilho metálico ou submetálico. Entre os não metálicos, o lustre adamantino ocorre no diamante, o vítreo é comum em silicatos, o nacarado aparece no talco e na apofilita, o resinoso em membros do grupo da granada e o sedoso em minerais fibrosos, como a crisotila asbestiforme.

A diafaneidade informa quanto de luz atravessa uma amostra. Num mineral transparente, a imagem de um objeto atravessa a amostra com pouca dispersão e permanece nítida. Algumas lâminas de moscovita, a mica potássica, são tão transparentes que já foram usadas como pequenas janelas. Um mineral translúcido deixa a luz passar, mas não permite enxergar nitidamente através da amostra. Jadeíta e nefrita, formas minerais do jade, podem apresentar esse comportamento. Quando a luz não atravessa de modo perceptível, o mineral é chamado opaco.

A espessura da amostra pode mudar a diafaneidade observada. Um mineral que parece opaco numa amostra de mão pode ficar transparente quando cortado numa lâmina delgada para petrografia. Hematita e pirita, porém, permanecem opacas mesmo em lâminas delgadas.

Cor e traço

A cor chama a atenção primeiro, mas nem sempre permite identificar um mineral com segurança. Ela nasce da interação da radiação eletromagnética com os elétrons do material. Quando o elemento responsável pela cor faz parte da composição essencial da espécie, ele é chamado idiocromático, e a cor pode ser uma boa pista. Malaquita verde e azurita azul são exemplos. Elementos alocromáticos entram apenas em quantidades-traço e podem mudar a cor sem mudar a espécie. Esse é o caso das variedades rubi e safira do coríndon.

Algumas cores não vêm diretamente de um elemento químico que colore o mineral. Em minerais pseudocromáticos, interferência, difração e outros efeitos físicos da luz podem produzir cores marcantes. Labradorita e bornita são exemplos.

O modo como a luz interage com um mineral pode produzir jogo de cores, asterismo, chatoyância, iridescência, manchamento e pleocroísmo. No jogo de cores, como o da opala, diferentes cores surgem quando a amostra muda de orientação. No pleocroísmo, a cor percebida muda conforme a direção em que a luz atravessa o cristal. Iridescência e jogo de cores podem envolver interferência ou difração, mas os termos não significam a mesma coisa. Na opala preciosa, o jogo de cores vem principalmente da difração da luz em arranjos ordenados de esferas microscópicas de sílica. A chatoyância produz uma faixa luminosa que lembra um "olho de gato", e o asterismo cria uma figura semelhante a uma estrela, observada, por exemplo, em variedades de coríndon.

O traço é a cor do mineral quando ele é reduzido a pó, e essa cor pode ser diferente da aparência da amostra inteira. O teste costuma ser feito esfregando o mineral numa placa de porcelana branca ou preta. Como o pó é menos afetado por películas superficiais de intemperismo, o traço tende a variar menos do que a cor externa. A hematita pode parecer preta, prateada ou vermelha, mas deixa traço vermelho-cereja a castanho-avermelhado. A calcopirita, embora seja amarelo-latão, deixa traço preto. O teste é especialmente útil em muitos minerais metálicos. Minerais com dureza superior a 7, porém, tendem a riscar a placa em vez de produzir um traço confiável.

Clivagem, partição, fratura e tenacidade

A clivagem acontece quando um mineral se rompe repetidamente ao longo de planos de fraqueza de sua estrutura cristalina. A facilidade e a limpeza da ruptura são descritas como clivagem "perfeita", "boa", "distinta" ou "pobre". Em minerais transparentes ou em lâmina delgada, esses planos podem aparecer como linhas paralelas. Nem todo mineral cliva. No quartzo, os tetraedros de sílica estão fortemente conectados e não criam planos de fraqueza adequados. Nas micas, folhas estruturais fortemente ligadas internamente ficam separadas por ligações mais fracas, o que produz a clivagem basal perfeita.

O número e a orientação dos planos de clivagem também ajudam na identificação. As micas clivam numa direção, formando lâminas. Anfíbolas e piroxenas têm duas direções de clivagem prismática. Galena e halita apresentam três direções que se cruzam a 90°, formando clivagem cúbica ou isométrica. Calcita e rodocrosita também têm três direções, mas os ângulos não são de 90°, por isso a clivagem é romboédrica. Fluorita e diamante podem ter clivagem octaédrica em quatro direções, enquanto a esfalerita apresenta clivagem dodecaédrica em seis.

Mesmo quando um mineral tem mais de uma direção de clivagem, a qualidade da ruptura pode mudar entre elas. A calcita tem boa clivagem em três direções. A gipsita tem clivagem perfeita numa direção e pobre em outras duas. Os ângulos também diferem entre grupos. Piroxenas, silicatos de cadeia simples, clivam em duas direções próximas de 90°. Anfíbolas, silicatos de cadeia dupla, apresentam duas direções separadas por cerca de 60° e 120°. Um goniômetro de contato, semelhante a um transferidor, permite medir esses ângulos.

A partição pode parecer clivagem, mas nasce de defeitos estruturais ou de tensões sofridas pelo cristal, e não de um plano de fraqueza que faz parte da estrutura ideal da espécie. Por isso, ela pode aparecer em alguns cristais e faltar em outros da mesma espécie. Deformação por pressão, exsolução e geminação podem produzir partição. Piroxenas, hematita, magnetita e coríndon estão entre os minerais que a apresentam com frequência.

Quando a ruptura não segue um plano de clivagem, ela é chamada fratura. No quartzo é comum a fratura concoidal, que forma superfícies curvas com marcas suaves, parecidas com as de vidro quebrado. Esse padrão aparece com facilidade em materiais relativamente homogêneos sem clivagem bem desenvolvida. Fraturas também podem ser fibrosas, estilhaçadas ou serrilhadas. No cobre nativo, a fratura serrilhada deixa uma superfície áspera e irregular.

Clivagem e fratura dizem como a superfície fica quando o mineral se rompe. A tenacidade diz como o material responde antes e durante essa ruptura. Conforme o comportamento mecânico, um mineral pode ser frágil, dúctil, maleável, séctil, flexível ou elástico.

Densidade relativa

A densidade relativa compara a densidade do mineral com a densidade da água a 4 °C. A densidade comum é massa dividida por volume e pode ser expressa em kg/m³ ou g/cm³. Como a densidade relativa é uma razão entre duas densidades, ela não tem unidade e vale o mesmo em qualquer sistema de unidades. Uma forma de medi-la compara a massa da amostra com a diferença entre seu peso no ar e na água. A propriedade, sozinha, não identifica a maioria dos minerais. Silicatos e carbonatos formadores de rocha costumam ficar entre 2,5 e 3,5.

Valores muito altos de densidade relativa podem estreitar bastante as possibilidades de identificação. Óxidos e sulfetos tendem a ser mais densos quando contêm elementos de grande massa atômica, e minerais de lustre metálico ou adamantino muitas vezes têm densidade maior que os de brilho não metálico ou fosco. A hematita, Fe₂O₃, tem densidade relativa 5,26, e a galena, PbS, fica entre 7,2 e 7,6. Metais nativos podem atingir valores ainda maiores. A kamacita, liga de ferro e níquel comum em meteoritos de ferro, tem densidade relativa 7,9, e o ouro apresenta valores observados entre 15 e 19,3.

Outras propriedades

Quando os testes mais comuns não bastam, certas espécies ainda podem ser separadas por reações com ácido, magnetismo, propriedades elétricas, odor ou radioatividade.

Uma gota de ácido diluído, muitas vezes HCl a 10%, ajuda a reconhecer carbonatos. O ácido reage com o grupo carbonato, [CO₃]²⁻, libera dióxido de carbono e faz a superfície efervescer. A resposta muda conforme o mineral e a forma da amostra. A calcita reage imediatamente. A dolomita costuma efervescer melhor quando o material é pulverizado ou quando o ácido é colocado sobre uma superfície riscada, diferença que também ajuda a separar calcário e dolomito. Minerais do grupo das zeólitas não efervescem. Em ácido, eles ficam esbranquiçados depois de cinco a dez minutos e, após exposição longa, podem se dissolver ou virar gel de sílica.

Entre os poucos minerais comuns que respondem fortemente a um ímã, a magnetita é o exemplo mais evidente. Pirrotita e ilmenita podem apresentar respostas menos intensas. Certos minerais também têm propriedades elétricas. O quartzo, por exemplo, é piezoelétrico. Essas propriedades raramente bastam como teste de identificação porque os dados são incompletos e a resposta pode variar entre amostras.

Sabor e odor fazem parte de descrições antigas de identificação, mas provar minerais não é recomendado por segurança. A halita, NaCl, tem sabor salgado, e a silvita foi tradicionalmente descrita como amarga. Alguns sulfetos liberam odores perceptíveis quando são quebrados, pulverizados ou submetidos a reações químicas.

Minerais com elementos radioativos podem emitir radiação suficiente para tornar a radioatividade uma pista de identificação. O urânio faz parte da composição de espécies como uraninita, autunita e carnotita, enquanto no zircão pode aparecer em teores menores. O decaimento de U e Th danifica gradualmente a estrutura de alguns minerais. Com dose acumulada suficiente, o zircão pode sofrer metamictização e perder parte de sua ordem cristalina. Uma pequena inclusão radioativa presa dentro de outro mineral também pode produzir ao redor dela um halo radioativo ou halo pleocroico, visível em lâmina delgada quando o mineral hospedeiro é adequado.

Mineralogia óptica

Uma lâmina delgada permite observar minerais num microscópio petrográfico sob luz polarizada. Com luz plano-polarizada, cor, pleocroísmo, relevo, clivagem e hábito ajudam a separar espécies. Ao inserir polarizadores cruzados, minerais isotrópicos e anisotrópicos respondem de maneiras diferentes. Isso permite observar birrefringência, cores de interferência, geminação e ângulos de extinção.

A imagem ao microscópio depende da estrutura cristalina e da orientação do grão. Em minerais anisotrópicos, a birrefringência muda conforme a direção da luz, e as cores de interferência dependem também da espessura da lâmina. A identificação microscópica, por isso, combina mais de uma propriedade e pode ser completada por análises químicas ou por difração.

Identificação instrumental

Quando a observação não resolve a identidade de uma fase, a difração de raios X em pó mede o padrão produzido pela estrutura cristalina. O método é especialmente útil para grãos muito finos, misturas e intercrescimentos e pode ser combinado com microscopia óptica, microssonda eletrônica e microscopia eletrônica. A fluorescência de raio X mede a composição elementar da amostra e pode completar a identificação mineralógica.

A espectroscopia Raman reconhece fases minerais por seus espectros vibracionais. O método exige pouca preparação, em geral não destrói a amostra e pode separar alguns polimorfos de mesma composição química. Bancos espectrais como o RRUFF reúnem dados Raman, difração de raios X, infravermelho e composição química para comparação com amostras minerais.

Sistemas de classificação

Na classificação mineral, variedade, espécie, série e grupo têm sentidos diferentes e não formam uma escada única. A espécie mineral é a unidade básica e combina uma faixa de composição com uma estrutura característica. O quartzo, por exemplo, tem fórmula SiO₂ e uma estrutura própria que o separa de outros polimorfos da sílica. Uma série reúne composições que mudam gradualmente entre membros extremos relacionados. Um grupo reúne espécies que compartilham relações químicas e estruturais definidas. As piroxenas formam um desses grupos e são silicatos de cadeia simples que cristalizam nos sistemas ortorrômbico ou monoclínico. Uma variedade continua pertencendo à mesma espécie, mas se distingue por alguma característica, como cor ou hábito. A ametista, por exemplo, é uma variedade roxa de quartzo.

Os sistemas de Dana e Strunz usam composição e estrutura para organizar os minerais, mas não fazem todas as divisões do mesmo modo. James Dwight Dana publicou a primeira edição de seu System of Mineralogy em 1837. Na classificação de Dana, cada espécie recebe um número de quatro partes. A primeira parte corresponde à classe química, outra considera relações como a proporção entre cátions e ânions, e as partes finais aproximam minerais com estruturas semelhantes. A classificação de Strunz, criada a partir do trabalho de Karl Hugo Strunz, segue outra hierarquia, também baseada em química e estrutura cristalina. Os critérios podem colocar uma espécie em classes diferentes. O quartzo, por exemplo, fica entre os tectossilicatos em Dana e entre os óxidos em Strunz.

Revisões da classificação

As classificações são revistas quando novas espécies, novas estruturas ou mudanças de nomenclatura exigem outro agrupamento. A oitava edição de Dana e a décima edição de Nickel-Strunz, por exemplo, têm uma classe para compostos orgânicos. Nela entram minerais raros baseados em compostos de carbono, como sais de ácidos orgânicos e alguns hidrocarbonetos. A IMA também adotou uma hierarquia padronizada para organizar grupos minerais. Nesse sistema, espécies podem ser reunidas quando compartilham relações químicas e estruturais definidas, com subdivisões onde forem necessárias.

Silício e oxigênio dominam a composição da crosta, por isso os silicatos formam a maior parte das rochas. Os minerais não silicáticos ocupam uma parcela menor da crosta, mas muitos concentram elementos usados como minérios. Entre suas classes estão elementos nativos, sulfetos, haletos, óxidos e hidróxidos, carbonatos e nitratos, boratos, sulfatos, fosfatos e compostos orgânicos. Em conjunto, os não silicatos formam cerca de 8% da crosta, embora espécies como calcita, pirita, magnetita e hematita sejam comuns.

Alguns não silicatos organizam os átomos em empacotamentos muito compactos. No empacotamento hexagonal, as camadas alternam posições no padrão "ababab". No cúbico compacto, três posições se repetem no padrão "abcabcabc". Outros minerais usam grupos tetraédricos comparáveis, em forma, aos tetraedros dos silicatos. É o caso de SO₄²⁻ nos sulfatos, PO₄³⁻ nos fosfatos, AsO₄³⁻ nos arsenatos e VO₄³⁻ nos vanadatos. Como muitos não silicatos concentram elementos em proporções maiores do que os silicatos comuns, parte deles é explorada como minério.

Os silicatos formam mais de 90% da crosta terrestre. Suas estruturas partem de silício e oxigênio, os dois elementos mais abundantes da crosta, e incorporam com frequência alumínio, magnésio, ferro, cálcio, sódio e potássio. Feldspatos, quartzo, olivinas, piroxenas, anfíbolas, granadas e micas estão entre os silicatos que formam grande parte das rochas.

Visão geral das classes minerais

Para uma primeira orientação, as classes podem ser separadas pelo elemento ou grupo aniônico dominante. Essa divisão é mais simples do que os sistemas completos de Dana e Strunz, mas ajuda a acompanhar as classes apresentadas abaixo.

Silicatos

A estrutura dos silicatos começa com uma figura simples: um átomo de silício cercado por quatro átomos de oxigênio, formando um tetraedro. A unidade é escrita [SiO₄]⁴⁻, e o silício tem coordenação quatro. Sob pressões muito altas, ele também pode ficar cercado por seis oxigênios, numa coordenação octaédrica, como ocorre em estruturas do tipo perovskita e na stishovita, SiO₂. A stishovita tem estrutura do tipo rutilo, TiO₂, e por isso é classificada com os óxidos simples, não com os silicatos.

Os tetraedros de sílica podem compartilhar átomos de oxigênio e formar pares, anéis, cadeias, folhas ou redes tridimensionais. Esse processo é chamado polimerização. Quando nenhum oxigênio é compartilhado, a unidade [SiO₄]⁴⁻ precisa de outros cátions para equilibrar sua carga negativa. À medida que o compartilhamento aumenta, mudam a razão entre silício e oxigênio e a quantidade de carga que precisa ser compensada. Si⁴⁺ também pode ser substituído por Al³⁺. O tetraedro [AlO₄]⁵⁻ entra nas mesmas redes básicas, mas acrescenta uma carga negativa que precisa ser equilibrada por outros íons.

A tabela abaixo compara quanto oxigênio cada tetraedro compartilha e qual estrutura nasce desse compartilhamento:

O mesmo princípio pode ser lido pelo número de vértices compartilhados entre tetraedros. Quanto mais vértices são compartilhados, mais conectada fica a estrutura, considerando silício e alumínio nos sítios tetraédricos:

Ortossilicatos ou nesossilicatos

cada tetraedro permanece isolado e não compartilha vértices.

Dissilicatos ou sorossilicatos

dois tetraedros compartilham um átomo de oxigênio.

Inossilicatos ou silicatos em cadeia

cada tetraedro compartilha dois vértices nas cadeias simples e dois ou três nas cadeias duplas.

Filossilicatos

os tetraedros formam folhas ao compartilhar três oxigênios. Nas cadeias duplas, alguns compartilham apenas dois vértices, pois o terceiro compartilhamento transformaria a estrutura em folha.

Silicatos de estrutura ou tectossilicatos

cada tetraedro compartilha os quatro vértices.

Silicatos em anel ou ciclossilicatos

cada tetraedro compartilha dois vértices, fechando a estrutura em anel.

As subclasses abaixo seguem da estrutura mais conectada para a menos conectada.

Tectossilicatos

Nos tectossilicatos, todos os quatro vértices de cada tetraedro são compartilhados, formando uma rede tridimensional. Essa ligação completa produz razão de 1:2 entre os cátions tetraédricos e o oxigênio. Quartzo, feldspatos, feldspatoides e zeólitas pertencem a essa subclasse. Uma rede bem conectada não significa que todos resistam da mesma forma ao intemperismo. O quartzo é resistente, enquanto feldspatos podem se alterar com relativa facilidade perto da superfície.

O quartzo, SiO₂, responde por cerca de 12% da crosta terrestre e resiste relativamente bem ao intemperismo químico e físico. A sílica também pode organizar os mesmos átomos em outros polimorfos. Tridimita e cristobalita são estáveis em temperaturas elevadas, coesita exige alta pressão e stishovita pressões ainda maiores. Na stishovita, o silício tem coordenação octaédrica numa estrutura do tipo rutilo. Essa fase é estável numa faixa extensa de pressões do manto, mas raramente chega à superfície em amostras naturais. Ela foi encontrada em rochas de impacto, meteoritos e inclusões de material metamórfico vindo de grande profundidade.

Perto da superfície, o polimorfo estável é o quartzo α. O quartzo β é estável em temperaturas mais altas e, a 1 bar, transforma-se em quartzo α abaixo de 573 °C. A transformação muda a simetria da estrutura, por isso as duas formas também recebem os nomes quartzo alto, β, e quartzo baixo, α.

Os feldspatos formam cerca de metade da crosta terrestre. Em sua estrutura, parte do Si⁴⁺ é substituída por Al³⁺. Como a carga diminui em uma unidade a cada troca, outros cátions precisam compensar o desequilíbrio. As unidades básicas podem então ser escritas [AlSi₃O₈]⁻ ou [Al₂Si₂O₈]²⁻.

Dois conjuntos dominam o grupo: feldspatos alcalinos e plagioclásios. Nos alcalinos, as composições vão da albita rica em sódio até o membro rico em potássio, KAlSi₃O₈, que pode aparecer em estruturas como sanidina, ortoclásio e microclina. Nos plagioclásios, a série vai da albita à anortita rica em cálcio. A geminação é comum, com maclas polissintéticas em plagioclásios e maclas de Carlsbad em feldspatos potássicos. Durante resfriamento lento, uma solução sólida de feldspato alcalino pode separar-se em regiões ricas em Na e K por exsolução. Na pertita, lamelas ricas em Na ficam dentro de um hospedeiro rico em K. Na antipertita, a relação se inverte.

Os feldspatoides têm estrutura parecida com a dos feldspatos, mas se formam onde há deficiência de silício e maior substituição por Al³⁺. Por isso, quase nunca aparecem junto com quartzo. A nefelina, cuja fórmula pode ser escrita (Na,K)AlSiO₄, é um exemplo comum. Sua razão Al₂O₃:SiO₂ é 1:2, enquanto no feldspato alcalino é 1:6.

As zeólitas formam-se na presença de água, sob temperaturas e pressões baixas, e possuem canais e cavidades na estrutura. Podem crescer como agulhas, placas ou massas blocosas. Esses canais permitem usos industriais, entre eles o tratamento de águas residuais.

Filossilicatos

Nos filossilicatos, os tetraedros compartilham três oxigênios e formam folhas, produzindo uma razão silício:oxigênio de 2:5. Micas, o grupo da clorita e os grupos caulinita-serpentina pertencem a essa subclasse. As folhas tetraédricas têm carga negativa, como mostra a unidade [Si₄O₁₀]⁴⁻, e são combinadas com folhas octaédricas, nas quais os cátions ficam cercados por seis oxigênios.

Para acompanhar o empilhamento, a folha tetraédrica recebe a letra T e a octaédrica a letra O. Uma folha octaédrica possui três sítios possíveis por unidade estrutural. Se dois estiverem ocupados, o mineral é dioctaédrico. Se os três estiverem ocupados, é trioctaédrico. Entre as camadas agem forças de van der Waals, ligações de hidrogênio ou ligações iônicas mais espaçadas. Essas ligações interlamelares relativamente fracas explicam a clivagem basal tão marcada de muitos filossilicatos.

No grupo caulinita-serpentina, cada camada segue o empilhamento T-O, chamado estrutura de argila 1:1. As folhas ficam unidas por ligações de hidrogênio, e a dureza costuma variar de 2 a 4. Pirofilita e talco seguem o empilhamento T-O-T, uma estrutura 2:1. Como as camadas se unem principalmente por forças de van der Waals, são mais macios, com dureza entre 1 e 2. Caulinita e pirofilita são dioctaédricas. Serpentina e talco são trioctaédricos.

Nas micas, o empilhamento T-O-T recebe carga negativa quando Al³⁺ substitui parte do Si⁴⁺ na folha tetraédrica. Cátions entre as camadas compensam essa carga, como K⁺ na moscovita e em muitas micas da série da biotita. Nos minerais de argila, substituições podem ocorrer nas folhas tetraédricas e octaédricas, por isso a posição do alumínio sozinha não separa micas de todos os demais filossilicatos. Mesmo com cátions prendendo as camadas, as micas conservam clivagem basal perfeita. No grupo da clorita, uma camada parecida com a brucita, Mg(OH)₂, fica entre empilhamentos T-O-T.

Alguns filossilicatos, principalmente as micas, separam-se em folhas muito finas, flexíveis, elásticas e transparentes. Essas lâminas também são bons isolantes elétricos. Micas são usadas em eletrônica, construção, cargas minerais e cosméticos. A crisotila, uma serpentina fibrosa, foi muito usada como amianto. Todas as formas de amianto, inclusive a crisotila, são carcinogênicas para humanos.

Inossilicatos

Nos inossilicatos, os tetraedros se ligam repetidamente e formam cadeias. Numa cadeia simples, cada tetraedro se conecta a dois vizinhos e a razão silício:oxigênio é 1:3, como em [Si₂O₆]⁴⁻. Duas cadeias simples também podem se unir e formar uma cadeia dupla, com razão 4:11, como em [Si₈O₂₂]¹²⁻. As piroxenas são, em geral, silicatos de cadeia simples, enquanto as anfíbolas têm cadeia dupla. Existem ainda cadeias de três, quatro ou cinco membros, mas elas são raras.

As piroxenas formam um grupo com muitas espécies, reunidas pela mesma arquitetura de cadeia simples. A fórmula estrutural geral é XY(Si,Al)₂O₆. As letras X e Y marcam posições diferentes na estrutura. O sítio X é maior e pode ter coordenação de seis a oito, enquanto Y costuma ser octaédrico. Ca²⁺, Fe²⁺, Mg²⁺, Na⁺, Fe³⁺ e Al³⁺ podem ocupar essas posições, dependendo da espécie. Piroxenas aparecem com frequência em rochas ígneas máficas e são comuns na crosta.

As anfíbolas usam cadeias duplas e aceitam muitas combinações químicas. A base da cadeia é [Si₈O₂₂]¹²⁻, acompanhada por posições que podem receber cátions diferentes. Muitas espécies também contêm OH⁻, que pode ser parcialmente substituído por F⁻, Cl⁻ ou O²⁻. Essa flexibilidade cria muitas espécies e séries composicionais.

Algumas anfíbolas crescem em hábito asbestiforme, formando fibras longas e resistentes. Esses minerais foram usados principalmente em materiais de construção por suas propriedades térmicas e elétricas. Todas as formas de amianto, incluindo anfibólios asbestiformes e crisotila, são classificadas como carcinogênicas para humanos e podem causar doenças respiratórias.

Ciclossilicatos

Nos ciclossilicatos, os tetraedros se fecham em anéis e a razão silício:oxigênio é 1:3. Os anéis de seis membros são os mais comuns e usam a unidade [Si₆O₁₈]¹²⁻. O grupo da turmalina e o berilo seguem esse arranjo. Também existem anéis com 3, 4, 8, 9 e 12 membros. Muitos ciclossilicatos formam cristais resistentes, alongados e estriados.

As turmalinas aceitam muitos elementos em posições diferentes da estrutura. Sua fórmula geral é XY₃Z₆(BO₃)₃T₆O₁₈V₃W. A parte T₆O₁₈ corresponde ao anel de seis membros. T costuma ser Si⁴⁺, mas também pode receber Al³⁺ ou B³⁺. A classificação das turmalinas leva em conta primeiro a ocupação do sítio X e depois a química do sítio W. Os sítios Y e Z podem acomodar cátions diferentes, entre eles metais de transição que mudam a cor do cristal.

O berilo, Al₂Be₃Si₆O₁₈, também pertence aos ciclossilicatos, e suas variedades gemológicas incluem a esmeralda verde e a água-marinha azulada. A cordierita tem estrutura parecida com a do berilo e ocorre com frequência em rochas metamórficas.

Sorossilicatos

Nos sorossilicatos, também chamados dissilicatos, dois tetraedros compartilham um único oxigênio. A unidade resultante é [Si₂O₇]⁶⁻, com razão silício:oxigênio de 2:7. O grupo da epidota reúne exemplos comuns. Epidotas aparecem em ambientes que vão de dorsais meso-oceânicas a granitos e metapelitos. Sua estrutura combina tetraedros isolados, SiO₄, com pares, Si₂O₇. A epidota típica contém cálcio, alumínio e ferro férrico e pode ser aproximada pela fórmula Ca₂Al₂(Fe³⁺,Al)(SiO₄)(Si₂O₇)O(OH). A troca entre Al³⁺ e Fe³⁺ responde por boa parte da mudança de composição dentro do grupo.

A lawsonita é outro sorossilicato e se forma na fácies de xisto azul, típica de zonas de subducção com baixa temperatura e alta pressão. A vesuvianita também pertence à subclasse e contém bastante cálcio em sua estrutura.

Ortossilicatos

Nos ortossilicatos, também chamados nesossilicatos, cada tetraedro permanece isolado e sua carga é equilibrada por outros cátions. A razão silício:oxigênio é 1:4, como na unidade SiO₄. Muitos formam cristais blocosos, com dimensões parecidas em direções diferentes, e têm dureza relativamente alta. Aluminossilicatos, olivinas e granadas pertencem a essa subclasse.

Três aluminossilicatos, cianita, andalusita e sillimanita, têm a mesma fórmula Al₂SiO₅, mas diferem na coordenação de parte do alumínio. Em todos, há um tetraedro [SiO₄]⁴⁻ e um Al³⁺ em coordenação seis. O segundo Al³⁺ tem coordenação seis na cianita, cinco na andalusita e quatro na sillimanita. Pressão e temperatura determinam qual dessas estruturas é estável.

Na principal série da olivina, a fórmula pode ser escrita (Mg,Fe)₂SiO₄. A forsterita ocupa o extremo rico em magnésio e a faialita o extremo rico em ferro. Magnésio e ferro ficam em coordenação octaédrica com oxigênio. A tefroíta, Mn₂SiO₄, possui a mesma arquitetura básica.

No grupo da granada, a fórmula geral é X₃Y₂(SiO₄)₃. X marca um cátion maior em coordenação oito, e Y um cátion menor em coordenação seis. Entre os seis membros extremos ideais, o subgrupo piralspita tem Al³⁺ em Y e reúne piropo, Mg₃Al₂(SiO₄)₃, almandina, Fe₃Al₂(SiO₄)₃, e espessartina, Mn₃Al₂(SiO₄)₃. No subgrupo ugrandita, Ca²⁺ ocupa X. Seus membros extremos são uvarovita, Ca₃Cr₂(SiO₄)₃, grossulária, Ca₃Al₂(SiO₄)₃, e andradita, Ca₃Fe₂(SiO₄)₃. Misturas em solução sólida são comuns entre membros quimicamente compatíveis, embora nem todos os pares se misturem na mesma extensão.

Entre os outros ortossilicatos estão zircão, estaurolita e topázio. No zircão, ZrSiO₄, U⁴⁺ pode substituir Zr⁴⁺, permitindo usar o mineral na geocronologia U-Pb. A estaurolita é um mineral-índice metamórfico comum em grau intermediário e possui uma estrutura cristalina cuja solução completa só foi publicada em 1986. O topázio, Al₂SiO₄(F,OH)₂, aparece com frequência em pegmatitos graníticos junto de turmalina e também é usado como gema.

Não silicatos

Elementos nativos

Nos elementos nativos, o elemento principal não está quimicamente combinado com outro elemento. A classe reúne metais nativos, semimetais, não metais, ligas e soluções sólidas. Nos metais, a ligação metálica produz brilho, condutividade elétrica e comportamentos como ductilidade e maleabilidade. Os elementos nativos são separados em grupos pela estrutura e pela química.

O grupo do ouro tem estrutura cúbica compacta e reúne ouro, prata e cobre. O grupo da platina possui estrutura semelhante. Em meteoritos, ferro e níquel podem formar fases naturais como a kamacita, mais rica em ferro, e a taenita, mais rica em níquel. A kamacita típica contém cerca de 7% de níquel. Os minerais do grupo do arsênio são semimetais e não têm, por exemplo, a maleabilidade dos metais. O carbono nativo forma grafite e diamante. O diamante se forma sob pressão muito alta no manto, criando uma estrutura muito mais resistente que a da grafite.

Sulfetos

Os sulfetos reúnem compostos de metais ou semimetais com enxofre e, nas classificações mineralógicas, fases relacionadas que contêm Se, Te, As ou Sb. Muitos são opacos, densos e frágeis. Na presença de água e oxigênio, pirita, calcopirita, pirrotita e outros sulfetos podem oxidar, acidificar a água, mobilizar metais e gerar minerais secundários de intemperismo. A classificação interna pode usar a proporção entre metal ou semimetal e enxofre.

Entre os sulfetos usados como minérios, a esfalerita, ZnS, fornece zinco, a galena, PbS, fornece chumbo, o cinábrio, HgS, fornece mercúrio, e a molibdenita, MoS₂, fornece molibdênio. A pirita, FeS₂, é comum em muitos ambientes geológicos. Ela não é um minério típico de ferro, mas já foi usada como matéria-prima para compostos de enxofre. Nos minerais sulfossais, metais se combinam com enxofre e semimetais como antimônio, arsênio ou bismuto.

Óxidos

Os óxidos podem ser separados em óxidos simples, hidróxidos e óxidos múltiplos. Nos óxidos simples, O²⁻ é o principal ânion e as ligações são predominantemente iônicas. Uma forma de comparar esses minerais é contar a proporção entre cátions e oxigênio. O grupo do periclásio tem razão 1:1. A cuprita, Cu₂O, tem 2:1. O grupo do coríndon tem 2:3 e contém coríndon, Al₂O₃, e hematita, Fe₂O₃. No grupo do rutilo, a razão é 1:2. O próprio rutilo, TiO₂, é minério de titânio. Cassiterita, SnO₂, fornece estanho, e pirolusita, MnO₂, fornece manganês.

Nos hidróxidos, o ânion dominante é OH⁻, e as bauxitas, principal minério de alumínio, são materiais heterogêneos ricos em minerais como gibbsita, boehmita e diásporo, junto de outras fases. Elas se formam sob intemperismo químico intenso, principalmente em regiões tropicais.

Entre os óxidos múltiplos, que combinam dois metais com oxigênio, estão os espinélios, cuja fórmula geral é X²⁺Y³⁺₂O₄. Espinélio, MgAl₂O₄, cromita, FeCr₂O₄, e magnetita, Fe₃O₄, pertencem ao grupo. Na magnetita, o ferro aparece em dois estados de oxidação, Fe²⁺Fe³⁺₂O₄, e isso a torna um óxido múltiplo. Seu forte magnetismo também facilita a identificação.

Haletos

Nos haletos, um halogênio como flúor, cloro, bromo ou iodo ocupa a posição do principal ânion. Muitos são macios e frágeis, mas a solubilidade em água muda bastante entre espécies. Halita, NaCl, e silvita, KCl, dissolvem-se muito mais facilmente que fluorita, CaF₂. Halita e silvita costumam se formar como evaporitos e podem dominar rochas sedimentares químicas. A criolita, Na₃AlF₆, foi usada na metalurgia do alumínio. A ocorrência clássica de Ivittuut, na Groenlândia, foi explorada até deixar de ser economicamente aproveitável, e a indústria passou a usar criolita sintética.

Carbonatos

Nos carbonatos, o principal grupo aniônico é [CO₃]²⁻. Muitos são frágeis, possuem clivagem romboédrica e reagem com ácidos. A velocidade e a intensidade da efervescência mudam conforme a espécie e a forma da amostra. Por isso, geólogos de campo costumam usar ácido clorídrico diluído para separar carbonatos de outros minerais.

Calcita e aragonita têm a mesma fórmula, CaCO₃, mas estruturas diferentes. A dissolução e a precipitação desses carbonatos participam da formação de cavernas em calcário, estalactites, estalagmites e relevo cárstico. Carbonatos também se formam como sedimentos químicos ou biogênicos, principalmente em ambientes marinhos. Na estrutura, cada grupo carbonato tem um carbono central ligado a três oxigênios, formando um triângulo. A maneira como esses triângulos se organizam separa grupos minerais diferentes.

A calcita é o carbonato mais comum e forma grande parte de muitos calcários e mármores. Em sua estrutura, parte do cálcio pode ser substituída por magnésio. A dolomita, CaMg(CO₃)₂, é um carbonato duplo e pode se formar pela substituição de calcita ou aragonita durante a dolomitização. O grupo da calcita reúne carbonatos de fórmula geral XCO₃. O grupo da dolomita reúne minerais de fórmula XY(CO₃)₂.

Sulfatos

Os sulfatos contêm o ânion [SO₄]²⁻. Muitos são transparentes ou translúcidos, macios e frágeis. Eles podem precipitar de águas salinas que evaporam, formando evaporitos, aparecer em veios hidrotermais junto de sulfetos ou surgir pela oxidação de sulfetos.

A gipsita, CaSO₄·2H₂O, é o sulfato hidratado mais comum. Em depósitos evaporíticos, aparece junto de minerais como calcita e halita. Se incorporar areia durante o crescimento, pode formar rosas do deserto. Ao ser aquecida, a gipsita libera a água de sua estrutura e absorve calor, retardando o aumento de temperatura. Essa reação ajuda produtos de gesso e placas de drywall a resistir ao fogo. A anidrita é o equivalente sem água e pode se formar diretamente da água do mar em condições muito áridas.

No grupo da barita, a fórmula geral é XSO₄, e X é um cátion grande com coordenação 12. Barita, BaSO₄, celestina, SrSO₄, e anglesita, PbSO₄, pertencem ao grupo. A anidrita fica fora dele porque o Ca²⁺, menor, tem coordenação oito.

Fosfatos

Nos fosfatos, a unidade estrutural básica é o tetraedro [PO₄]³⁻. Estruturas aparentadas também podem ter antimônio, arsênio ou vanádio no lugar do fósforo. O grupo da apatita é o mais comum. Nele estão fluorapatita, Ca₅(PO₄)₃F, clorapatita, Ca₅(PO₄)₃Cl, e hidroxiapatita, Ca₅(PO₄)₃(OH). Minerais desse grupo formam a principal parte cristalina dos dentes e ossos de vertebrados.

O grupo da monazita segue a fórmula geral ATO₄. T pode ser fósforo ou arsênio, e A costuma ser um elemento de terras raras, ETR. A monazita pode concentrar ETR a ponto de constituir minério. Seus minerais também podem incorporar urânio e tório. O decaimento desses elementos para chumbo permite usar a monazita em geocronologia para estimar a idade de rochas.

Minerais orgânicos

A classificação de Strunz reserva uma classe para minerais orgânicos. São compostos raros que contêm carbono orgânico, mas podem se formar por processos geológicos. A whewellita, CaC₂O₄·H₂O, é um oxalato que pode precipitar em veios hidrotermais de minério. O mesmo oxalato de cálcio hidratado também pode ocorrer em camadas de carvão e depósitos sedimentares com matéria orgânica, mas a ocorrência hidrotermal não é atribuída à atividade biológica.

Desenvolvimento histórico da classificação

No tratado Sobre as Pedras, escrito por volta de 315 a.C., Teofrasto separou os materiais minerais em pedras, terras e metais. Seu esquema partia de ideias aprendidas com Platão e Aristóteles.

No livro De Natura Fossilium, publicado em 1546, Geórgio Agrícola dividiu os materiais minerais em substâncias simples, como pedras, terras, metais e "sucos solidificados", substâncias compostas, intimamente misturadas, e substâncias compósitas, cujas partes podiam ser separadas.

Em Systema Naturae, de 1735, Carlos Lineu dividiu a natureza em três reinos, plantas, animais e minerais, e aplicou uma hierarquia classificatória aos três. A nomenclatura binomial de Lineu foi adotada na biologia, mas seu esquema para minerais não teve o mesmo destino. O termo formal espécie mineral, porém, permaneceu.

Mineralogia planetária

A mineralogia também trabalha com materiais de outros corpos do Sistema Solar. Em Marte, o instrumento Chemistry and Mineralogy, CheMin, do astromóvel Curiosity, usa difração de raios X para identificar minerais em amostras pulverizadas. Como cada fase mineral se forma e se altera sob certas condições físicas e químicas, essas medições ajudam a reconstruir antigos ambientes marcianos e a presença de água. Em três amostras perfuradas no Monte Sharp, o CheMin encontrou siderita, FeCO₃, dentro de camadas ricas em sulfatos. O carbonato acrescentou uma peça ao antigo ciclo de carbono de Marte e ajudou a explicar por que depósitos carbonatados eram menos evidentes do que alguns modelos climáticos previam.

Astrobiologia

Minerais e produtos de biomineralização entram na busca por sinais de vida extraterrestre porque podem guardar condições do ambiente, moléculas orgânicas ou texturas formadas durante a interação com fluidos. Nenhuma dessas pistas, sozinha, prova origem biológica. A avaliação combina ambiente geológico, química, morfologia e explicações abióticas possíveis.

Na cratera Gale, o Curiosity encontrou em Yellowknife Bay sinais de um antigo ambiente flúvio-lacustre cujas condições poderiam sustentar vida microbiana. Na cratera Jezero, o astromóvel Perseverance examina rochas antigas e coleta amostras para um possível retorno à Terra. Na amostra "Sapphire Canyon", retirada da rocha Cheyava Falls, foram encontradas associações minerais, químicas e orgânicas geradas por reações de oxirredução. O instrumento PIXL detectou zonas de reação com vivianita e greigita, e a formação dessas associações admite caminhos biológicos e abióticos. A NASA usa para esse conjunto a expressão "possível bioassinatura". O termo não significa que vida tenha sido detectada, e explicações abióticas ainda precisam ser avaliadas.

Em diferentes níveis da sucessão sedimentar de Gale, o CheMin encontrou minerais de argila, óxidos de ferro, sulfatos, sílica e carbonatos. As mudanças entre esses conjuntos minerais ajudam a reconstruir episódios de deposição e alteração por fluidos.

• Busbey, A. B.; Coenraads, R. E.; Roots, D.; Willis, P. (2007). Rocks and Fossils. San Francisco: Fog City Press. ISBN 978-1-74089-632-0
• Chesterman, C. W.; Lowe, K. E. (2008). Field guide to North American rocks and minerals. Toronto: Random House of Canada. ISBN 978-0-394-50269-4
• Dyar, M. D.; Gunter, M. E. (2008). Mineralogy and Optical Mineralogy. Chantilly, Virgínia: Mineralogical Society of America. ISBN 978-0-939950-81-2
• Nesse, William D. (2000). Introduction to Mineralogy. New York: Oxford University Press. ISBN 978-0-19-510691-6

• Minerais - Materiais Didáticos, Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. Introdução em português às propriedades, estrutura e classes minerais.
• Luiz Augusto Bizzi; Carlos Schobbenhaus; Roberta Mary Vidotti; João Henrique Gonçalves, ed. (2003). Geologia, tectônica e recursos minerais do Brasil: texto, mapas e SIG. Brasília: CPRM
• Cabral Neto, Izaac; Abram, Maísa Bastos; Almeida, Rogério Celestino de; Cunha, Ioná de Abreu; Silva, Guilherme Ferreira da; Silva, Anderson Dourado Rodrigues da (2026). Panorama do potencial de minerais críticos e estratégicos do Brasil: edição 2026 (Relatório). Serviço Geológico do Brasil
• Jesus, Amílcar Mário de. Minerais de Portugal Continental (PDF). [S.l.]: Laboratório Nacional de Energia e Geologia
• Andrade, Fábio Ramos Dias de; Del Lama, Eliane Aparecida (2007). «Mineralogia: Disciplina Básica e Profissionalizante». Geologia USP. Publicação Especial. 4: 47–51. doi:10.11606/issn.2316-9087.v4i0p47-51
• Mineralogy, livro-texto aberto de Dexter Perkins, University of North Dakota e University of Tennessee at Chattanooga Pressbooks (em inglês).
• Formation of Minerals, capítulo de Physical Geology - 2nd Edition, de Steven Earle, BCcampus (em inglês).
• Hazen, Robert M.; Papineau, Dominic; Bleeker, Wouter; Downs, Robert T. (2008). «Mineral evolution». American Mineralogist (em inglês). 93 (11–12): 1693–1720. doi:10.2138/am.2008.2955
• Hazen, R. M.; Grew, Edward S.; Origlieri, Marcus J.; Downs, Robert T. (março de 2017). «On the Mineralogy of the 'Anthropocene Epoch'». American Mineralogist (em inglês). 102 (3): 595. Bibcode:2017AmMin.102..595H. doi:10.2138/am-2017-5875
• IMA Commission on New Minerals, Nomenclature and Classification, listas e documentos oficiais sobre espécies, símbolos e nomenclatura mineral (em inglês).