Geologia Física

A grande maioria dos minerais que compõem as rochas da crosta terrestre são minerais silicatos. Estes incluem minerais como o quartzo, feldspato, mica, anfibólio, piroxeno, olivina, e uma grande variedade de minerais argilosos. O bloco de construção de todos estes minerais é o tetraedro de sílica, uma combinação de quatro átomos de oxigénio e um átomo de silício. Estes estão dispostos de tal forma que os planos desenhados através dos átomos de oxigénio formam um tetraedro (Figura 2.6). Como o ião de silício tem uma carga de +4 e cada um dos quatro iões de oxigénio tem uma carga de -2, o tetraedro de sílica tem uma carga líquida de -4,

Em minerais de silicato, estes tetraedros estão dispostos e ligados entre si de várias formas, desde unidades individuais a estruturas complexas (Figura 2.9). A estrutura mais simples do silicato, a do mineral olivina, é composta por tetraedros isolados ligados a iões de ferro e/ou magnésio. Na olivina, a carga -4 de cada tetraedro de sílica é equilibrada por dois catiões divalentes (i.e., +2) de ferro ou de magnésio. A Olivina pode ser ou Mg2SiO4 ou Fe2SiO4, ou alguma combinação dos dois (Mg,Fe)2SiO4. Os catiões divalentes de magnésio e ferro são bastante próximos no raio (0,73 versus 0,62 angstroms). Devido a esta semelhança de tamanho, e porque ambos são catiões divalentes (ambos têm uma carga de +2), o ferro e o magnésio podem facilmente substituir-se um ao outro em olivina e em muitos outros minerais.

Fichas (filossilicatos)

Configuração do tetraedro		Exemplo Minerais
	Isolados (nesosilicatos)	Olivina, granada, zircônio, kyanite
	Pairs (sorosilicates)	Epidote, zoisite
	Rings (ciclosilicatos)	Tourmaline
	Cadeia única (inosilicatos)	Piroxenos, wollastonite
	Duas cadeias (inosilicates)	Anfibólios
	Micas, minerais argilosos, serpentina, clorito
estrutura tridimensional	Framework (tectosilicatos)	Feldspatos, quartzo, zeólito

Figure 2.9 Configurações de minerais silicatos. Os triângulos representam tetrahedra de sílica.

Exercícios

Exercício 2.3 Faça um Tetraedro

p>Corte à volta do exterior da forma (linhas sólidas e pontilhadas), e depois dobre ao longo das linhas sólidas para formar um tetraedro.

Se tiver cola ou fita adesiva, prenda as abas ao tetraedro para o manter unido. Se não tiver cola ou fita adesiva, faça uma fatia ao longo da linha cinzenta fina e insira a aba pontiaguda na fenda.

Se o fizer numa sala de aula, tente unir o seu tetraedro com outros em pares, anéis, cadeias simples e duplas, folhas, e mesmo estruturas tridimensionais.

Em olivina, ao contrário da maioria dos outros minerais silicatos, os tetraedros de sílica não estão unidos uns aos outros. Estão, contudo, ligados ao ferro e/ou magnésio, como mostra a Figura 2.10.

Figure 2.10 Uma representação da estrutura da olivina como vista de cima. A fórmula para esta olivina em particular, que tem três iões Fe para cada ião Mg, poderia ser escrita: Mg0,5Fe1,5SiO4,

Como já foi referido, os +2 iões de ferro e magnésio são semelhantes em tamanho (embora não sejam exactamente os mesmos). Isto permite-lhes substituir uns pelos outros em alguns minerais silicatos. De facto, os iões comuns nos minerais de silicato têm uma vasta gama de tamanhos, como se mostra na Figura 2.11. Todos os iões mostrados são catiões, excepto o oxigénio. Note-se que o ferro pode existir tanto como um íon +2 (se perder dois electrões durante a ionização) ou um íon +3 (se perder três). O Fe2+ é conhecido como ferro ferroso. Fe3+ é conhecido como ferro férrico. Os raios iónicos são críticos para a composição dos minerais silicatos, por isso vamos referir-nos novamente a este diagrama.

Figure 2.11 Os raios iónicos (tamanhos efectivos) em angstroms, de alguns dos iões comuns em minerais de silicato

A estrutura do piroxeno de silicato de cadeia única é mostrada nas Figuras 2.12 e 2.13. No piroxeno, os tetraedros de sílica estão ligados numa única cadeia, onde um ião de oxigénio de cada tetraedro é partilhado com o tetraedro adjacente, daí que haja menos oxigenados na estrutura. O resultado é que a relação oxigénio/silício é inferior à da olivina (3:1 em vez de 4:1), e a carga líquida por átomo de silício é menor (-2 em vez de -4), uma vez que são necessários menos catiões para equilibrar essa carga. As composições de piroxeno são do tipo MgSiO3, FeSiO3, e CaSiO3, ou alguma combinação destas. O piroxeno também pode ser escrito como (Mg,Fe,Ca)SiO3, onde os elementos entre parênteses podem estar presentes em qualquer proporção. Por outras palavras, o piroxeno tem um catião para cada tetraedro de sílica (por exemplo, MgSiO3) enquanto a olivina tem dois (por exemplo, Mg2SiO4). Porque cada íon de silício é +4 e cada íon de oxigénio é -2, os três oxigénio (-6) e o único silício (+4) dão uma carga líquida de -2 para a cadeia única de tetraedro de sílica. No piroxeno, o catião divalente (2+) por tetraedro equilibra essa carga de -2. Em olivina, são necessários dois catiões divalentes para equilibrar a carga -4 de um tetraedro isolado.

A estrutura do piroxeno é mais “permissiva” do que a da olivina – o que significa que catiões com uma gama mais ampla de raios iónicos podem caber nela. É por isso que os piroxenos podem ter cátions de ferro (raio 0,63 Å) ou magnésio (raio 0,72 Å) ou cálcio (raio 1,00 Å).

Figure 2.12 Uma representação da estrutura do piroxeno. As cadeias tetraédricas continuam à esquerda e à direita e cada uma é intercalada com uma série de catiões divalentes. Se estes são iões Mg, então a fórmula é MgSiO3.

Figure 2.13 Um único tetraedro de sílica (esquerda) com quatro iões de oxigénio por ião de silício (SiO4). Parte de uma única cadeia de tetraedros (direita), onde os átomos de oxigénio nos cantos adjacentes são partilhados entre dois tetraedros (setas). Para uma cadeia muito longa, a relação resultante de silício para oxigénio é de 1 para 3 (SiO3).

Em estruturas de mica, os tetraedros de sílica são dispostos em folhas contínuas, onde cada tetraedro partilha três ânions de oxigénio com tetraedros adjacentes. Há ainda mais partilha de oxigénio entre os tetraedros adjacentes e, por conseguinte, são necessários menos catiões de equilíbrio de carga para os minerais de silicato de folha. A ligação entre folhas é relativamente fraca, e isto explica a clivagem unidireccional bem desenvolvida (Figura 2.14). A mica biotita pode ter ferro e/ou magnésio e isso faz dela um mineral de silicato ferromagnesiano (como olivina, piroxeno, e anfibólio). A clorite é outro mineral semelhante que normalmente inclui o magnésio. Na mica moscovite, os únicos cátions presentes são alumínio e potássio; por conseguinte, é um mineral silicato não ferromagnesiano.

Figure 2.14 Biotite mica (esquerda) e mica moscovite (direita). Ambas são silicatos de folhas e dividem-se facilmente em camadas finas ao longo de planos paralelos às folhas. A biotite é escura como os outros silicatos que contêm ferro e/ou magnésio (por exemplo, olivina, piroxeno, e anfibólio), enquanto que a mica é de cor clara. (Cada amostra tem cerca de 3 cm de largura.)

Parte de moscovite, biotite e clorite, existem muitos outros silicatos de folha (ou filossilicatos), que geralmente existem como fragmentos de tamanho argiloso (ou seja, menos de 0,004 mm). Estes incluem os minerais argilosos caulinite, illite, e smectite, e embora sejam difíceis de estudar devido ao seu tamanho muito pequeno, são componentes extremamente importantes das rochas e especialmente dos solos.

Todos os minerais de silicato de folha também têm água na sua estrutura.

Tetraedros de sílica são ligados em estruturas tridimensionais tanto nos feldspatos como no quartzo. Estes são minerais não ferromagnesianos – não contêm ferro nem magnésio. Além do tetraedro de sílica, os feldspatos incluem os cátions alumínio, potássio, sódio e cálcio em várias combinações. O quartzo contém apenas sílica tetrahedra.

Os três principais minerais de feldspato são feldspato de potássio, (também conhecido por feldspato K ou K-spato) e dois tipos de feldspato plagioclase: albite (apenas sódio) e anorthite (apenas cálcio). Tal como no caso do ferro e magnésio em olivina, existe uma gama contínua de composições (série de soluções sólidas) entre a albite e a anorthite em plagioclase. Isto porque os iões cálcio e sódio são quase idênticos em tamanho (1,00 Å contra 0,99 Å). Quaisquer composições intermédias entre CaAl2Si3O8 e NaAlSi3O8 podem existir (Figura 2.15). Isto é um pouco surpreendente porque, embora sejam muito semelhantes em tamanho, os iões de cálcio e sódio não têm a mesma carga (Ca2+ versus Na+). Este problema é explicado pela substituição correspondente de Al3+ por Si4+. Portanto, a albite é NaAlSi3O8 (um Al e três Si), enquanto o anorthite é CaAl2Si2O8 (dois Al e dois Si), e os feldspatos plagioclase de composição intermédia têm proporções intermédias de Al e Si. A isto chama-se uma “subtituição acoplada”

Os feldspatos plagioclase de composição intermédia são oligoclase (10% a 30% Ca), andesina (30% a 50% Ca), labradorite (50% a 70% Ca), e bytownite (70% a 90% Ca). O K-feldspato (KAlSi3O8) tem uma estrutura ligeiramente diferente da da plagioclase, devido ao maior tamanho do íon potássio (1,37 Å) e devido a este grande tamanho, o potássio e o sódio não se substituem facilmente um ao outro, excepto a altas temperaturas. É provável que estes feldspatos de alta temperatura sejam encontrados apenas em rochas vulcânicas porque as rochas ígneas intrusivas arrefecem lentamente até às baixas temperaturas para que os feldspatos se transformem numa das formas de baixa temperatura.

p>Figure 2.15 Composições dos minerais de feldspato

Em quartzo (SiO2), os tetraedros de sílica são ligados numa estrutura tridimensional “perfeita”. Cada tetraedro é ligado a quatro outros tetraedros (com um oxigénio partilhado em cada canto de cada tetraedro), e como resultado, a proporção de silício para oxigénio é de 1:2. Uma vez que um cátion de silício tem uma carga +4 e os dois ânions de oxigénio têm uma carga -2 cada um, a carga é equilibrada. Não há necessidade de alumínio ou qualquer dos outros catiões, como sódio ou potássio. A dureza e a falta de clivagem no quartzo resultam das fortes ligações covalentes/iónicas características do tetraedro de sílica.