Petrografia das Rochas

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<p>petrografia</p><p>macroscópica das</p><p>rochas ígneas,</p><p>sedimentares e</p><p>metamórficas</p><p>Universidade Federal de Minas Gerais</p><p>Reitor: Ronaldo Tadêu Pena</p><p>Vice-Reitora: Heloisa Maria Murgel Starling</p><p>Pró-Reitoria de Graduação</p><p>Pró-Reitor: Mauro Mendes Braga</p><p>Pró-Reitora Adjunta: Carmela Maria Polito Braga</p><p>Editora UFMG</p><p>Diretor: Wander Melo Miranda</p><p>Vice-Diretora: Silvana Cóser</p><p>Conselho Editorial</p><p>Wander Melo Miranda (presidente)</p><p>Carlos Antônio Leite Brandão</p><p>Juarez Rocha Guimarães</p><p>Márcio Gomes Soares</p><p>Maria das Graças Santa Bárbara</p><p>Maria Helena Damasceno e Silva Megale</p><p>Paulo Sérgio Lacerda Beirão</p><p>Silvana Cóser</p><p>Geraldo Norberto Chaves Sgarbi</p><p>Organizador</p><p>petrografia</p><p>macroscópica das</p><p>rochas ígneas,</p><p>sedimentares e</p><p>metamórficas</p><p>Belo horizonte | editora Ufmg 2007</p><p>© 2007, Os autores</p><p>© 2007, Editora UFMG</p><p>Este livro ou parte dele não pode ser reproduzido sem autorização escrita do Editor</p><p>Este livro recebeu apoio financeiro da Pró-Reitoria de Graduação da UFMG</p><p>Editora UFMG</p><p>Av. Antônio Carlos, 6627 - Ala direita da Biblioteca Central - Térreo</p><p>Campus Pampulha - CEP 31270-901 - Belo Horizonte/MG</p><p>Tel.: (31) 3499-4650 | Fax: (31) 3499-4768 | E-mail: editora@ufmg.br | www.editora.ufmg.br</p><p>Pró-Reitoria de Graduação</p><p>Av. Antônio Carlos, 6627 – Reitoria – 6º andar</p><p>Campus Pampulha – CEP 31270-901 – Belo Horizonte/MG</p><p>Tel.: (31) 3499-4054 | Fax: (31) 3499-4060 | E-mail: info@prograd.ufmg.br</p><p>Projeto gráfico</p><p>Montagem de capa</p><p>Formatação</p><p>Revisão e normalização</p><p>Editoração de textos</p><p>Revisão de provas</p><p>Produção gráfica</p><p>Paulo Schmidt</p><p>Warren M. Santos</p><p>Eduardo Ferreira da Silva</p><p>Simone de Almeida Gomes</p><p>Ana Maria de Moraes</p><p>Luana Girundi e Michel Gannam</p><p>Warren M. Santos</p><p>Ficha catalográfica elaborada pela CCQC - Central de Controle de Qualidade da Catalogação da Biblioteca Universitária da UFMG</p><p>Petrografia macroscópica das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas / Geraldo</p><p>Norberto Chaves Sgarbi (Organizador). – Belo Horizonte: Editora UFMG, 2007.</p><p>??? p. : il. – (Didática)</p><p>Inclui referências.</p><p>ISBN: 978-85-7041-587-5</p><p>1. Geologia I. Sgarbi, Geraldo Norberto Chaves</p><p>CDD: 551</p><p>CDU: 551</p><p>agradecimentos</p><p>Os autores agradecem à UFMG que, através da PROGRAD, possibilitou a realização</p><p>deste livro e muito tem contribuído para a produção de material didático em diversas</p><p>áreas.</p><p>Agradecimentos são devidos a Celso Dal Ré Carneiro e Pedro Wagner Gonçalves</p><p>(UNICAMP), que procederam a uma acurada leitura geral da obra; a Marcílio Gazzinelli,</p><p>por muitas imagens contidas no livro e a todos os nossos colegas do Departamento de</p><p>Geologia do IGC/UFMG.</p><p>José M. C. Neves (CDTN/CNEN), Rui Luís B. P. Monteiro e Vitória-Régia P. da R. de O.</p><p>Marciano (Museu de Mineralogia Djalma Guimarães) revisaram a parte sobre Mineralogia,</p><p>que se enriqueceu com as discussões e sugestões propostas. As fotos que a ilustram são</p><p>do acervo da Coleção Vitor Dequech, cuja reprodução foi autorizada pela Geosol Ltda.,</p><p>por intermédio de seu diretor, Dalmo Pereira. A autora expressa seu agradecimento a</p><p>todos.</p><p>A parte sobre Rochas Ígneas foi beneficiada pela clareza dos textos de Aluízio Licínio</p><p>de M. Barbosa, a quem a autora agradece. Agradece, também, a Joel G. Valença (UFRJ) e</p><p>Stelamaris O. Pinheiro (UFMG), pela valorização constante da Petrografia como ferramenta</p><p>fundamental para a compreensão de qualquer história geológica, e pela revisão acurada</p><p>do texto.</p><p>Agradecimentos são devidos a Lucia M. Fantinel e Carlos A. Rosière (UFMG), Paulo de</p><p>Tarso A. Castro (UFOP) e Jane Nobre-Lopes (CPRM/RJ), por contribuições ao texto sobre as</p><p>Rochas Sedimentares. Pelo acompanhamento em trabalhos de campo, o autor agradece</p><p>a Friedrich W. Renger e Antônio W. Romano (UFMG), Maria P. Delício (UFOP), Alfred M.</p><p>Ziegler (Universidade de Chicago), Gianluigi Rosatelli (Universidade G. D’Annunzio, Itália),</p><p>Alexandre de O. Chaves (CDTN/BH) e à equipe de geólogos da CPRM/BH.</p><p>Agradecimentos são devidos a Friedrich W. Renger (UFMG) e Edward de Souza</p><p>(UFMG), por inúmeras sugestões e revisões quanto à parte de Rochas Metamórficas;</p><p>também a Hardy-Jost (Adimb) pela análise cuidadosa e sugestões quanto à elaboração</p><p>de sua forma final.</p><p>sUmÁrio</p><p>prefácio</p><p>PARTE 1</p><p>a dinâmica terrestre e as rochas 00</p><p>GERAldO NORbERTO ChAvES SGARbi</p><p>PARTE 2</p><p>minerais formadores de rocha 22</p><p>MARiA lOuRdES SOuzA FERNANdES</p><p>PARTE 3</p><p>rochas magmáticas 22</p><p>PATRíCiA bARbOSA dE AlbuquERquE SGARbi</p><p>PARTE 4</p><p>rochas sedimentares 22</p><p>GERAldO NORbERTO ChAvES SGARbi</p><p>PARTE 5</p><p>rochas metamórficas 22</p><p>TâNiA duSSiN</p><p>glossário 22</p><p>sobre os autores 22</p><p>prefÁcio</p><p>A presente obra possui objetivo altamente meritório – realizar uma introdução e</p><p>uma revisão dos principais conceitos compreendidos no vasto campo da Petrografia</p><p>Macroscópica –, com acentuada ênfase em Petrologia e com todas as peculiaridades e</p><p>inter-relações genéticas e descritivas das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas.</p><p>A literatura nacional é absolutamente carente desse tipo de contribuição. Muito nos</p><p>apraz, portanto, a gentil tarefa de apresentar esta nova publicação, voltada a público</p><p>relativamente específico, mas ávido por obras desse gênero: inclui alunos de cursos de</p><p>graduação em Geologia nas instituições de ensino superior e todos os interessados pelo</p><p>fascinante mundo das rochas e minerais, além de profissionais desejosos de se atua-</p><p>lizar e diversos técnicos especializados, que dependem do estudo de aspectos gerais</p><p>e específicos das rochas. Inúmeros cursos de pós-graduação podem se beneficiar dos</p><p>conhecimentos abordados.</p><p>A principal característica deste compêndio é apoiar-se, sobretudo, na petrografia das</p><p>rochas, deixando para serem abordadas localizadamente as teorias sobre sua origem e</p><p>processos que determinam sua formação e desenvolvimento ao longo do tempo geoló-</p><p>gico. Um livro dessa natureza deve acompanhar o que de mais moderno existe sobre o</p><p>tema. Em que pese o fato de as sucessivas partes terem sido redigidas por professores</p><p>e especialistas diferentes, percebe-se a preocupação de uniformizar o tratamento de</p><p>conteúdo ao longo do livro. O aspecto mais valioso é terem, os autores, incluído exem-</p><p>plos brasileiros que complementam descrições de tipos de rochas, áreas de ocorrência,</p><p>situações e contextos geológicos, ou, até mesmo, dar o devido destaque a feições pe-</p><p>trográficas notáveis.</p><p>Nossa análise da obra foi feita basicamente sob alguns critérios essenciais: (1) abor-</p><p>dagem atualizada do ponto de vista conceitual; (2) enfoque dominantemente descritivo;</p><p>e (3) uso de exemplos nacionais.</p><p>Do ponto de vista conceitual, a abordagem é atualizada (Critério 1). A revisão de</p><p>conceitos é bastante ampla e minuciosa, podendo-se observar, por exemplo, na Parte 4,</p><p>o esforço para a caracterização precisa de tipos de rochas e estruturas sedimentares. É</p><p>um dos trechos em que o livro adquire maior abrangência e busca maior grau de apro-</p><p>fundamento.</p><p>O enfoque é dominantemente descritivo (Critério 2). São abundantes as descrições de</p><p>feições comuns e que servem normalmente de diagnóstico para se atribuir denominações</p><p>e classificar as rochas e os minerais que as compõem. Os autores procuraram manter</p><p>tratamento e abordagem descritivos do início ao fim da obra.</p><p>O uso de exemplos nacionais (Critério 3) é, a nosso ver, um ponto bem explorado. Um</p><p>país rico em ambientes geológicos, com superfície exposta de dimensões continentais,</p><p>é também riquíssimo em exemplos ótimos para um livro dessa natureza. Houve ainda</p><p>preocupação em dar referências adequadas para localizar geograficamente os exemplos</p><p>citados no texto, de modo a permitir que o leitor localize maiores informações na literatura</p><p>especializada, se tiver interesse.</p><p>Aos leitores, desejamos um profícuo aprendizado no estudo atento desse amplo</p><p>universo de conhecimentos, ao mesmo tempo em que os convidamos a apreciar com</p><p>especial atenção as bem-selecionadas fotos e ilustrações que o integram.</p><p>Celso Dal Ré Carneiro</p><p>Pedro Wagner Gonçalves</p><p>Depto. Geociências Aplicadas ao Ensino – DGAE</p><p>Instituto</p><p>pressão e temperatura, ocorrem reações metamórficas e os componentes basálticos</p><p>da crosta oceânica passam pelas fácies metamórficas da zeólita, xisto-azul, xisto-verde</p><p>e anfibolito a eclogito. A profundidade na qual ocorrem as transições metamórficas varia</p><p>de um arco para outro.</p><p>Sistemas de Arcos Vulcânicos (Figura 1.13) ocorrem sobre zonas de subducção ativa</p><p>e podem ser divididos em arcos de ilhas e arcos de margens continentais ativas (Condie,</p><p>1989), sendo que o contraste entre arcos de ilhas e margens continentais ativas não é</p><p>sempre bem-definido; muitas regiões contêm elementos de ambos.</p><p>Aqueles caracterizados por erupção de basaltos toleíticos, muito fluidos e com poucos</p><p>voláteis, produzem relevo suave, formando plataformas adjacentes ao conduto central,</p><p>com poucas rochas piroclásticas associadas, cujos exemplos mais conhecidos são os de</p><p>Tonga-Kermadec e Mariana-Izu (Figura 1.7). Sendo as lavas de composição andesíticas,</p><p>42 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>mais viscosas, a tendência é produzir estrato-vulcões, de formas cônicas e que sobressaem</p><p>na topografia. Arcos de ilhas com composição potássica-alcalina, que geram shoshonitos,</p><p>mostram vulcanismo mais explosivo, com rochas piroclásticas associadas, cujos exemplos</p><p>podem ser vistos em Sunda e Fiji (Figura 1.7). Aqueles caracterizados pelas séries cálcio-</p><p>alcalinas com alto potássio são mais explosivos ainda, mostrando depósitos piroclásticos</p><p>e epiclásticos, cujo exemplo maior são os da região das Aleutas (Figura 1.7). O conceito</p><p>de explosividade vulcânica pode ser quantificado baseado na energia do processo erup-</p><p>tivo, que varia desde o menos energético (tipo hawaiano) até o mais energético (tipo</p><p>krakatoano). (Vide o Índice de Explosividade Vulcânica, nos sites 2 e 3).</p><p>A presença de uma bacia marginal ativa e outra marginal inativa, esta com alto fluxo</p><p>de calor e ambas com substrato oceânico, é uma característica marcante dos arcos de</p><p>ilhas, cujo exemplo mais conhecido é o Arco das Marianas, no Pacífico Ocidental (Figura</p><p>1.7). A fossa oceânica relacionada a esse arco mostra uma profundidade de cerca de</p><p>11km, sendo a mais profunda depressão marinha conhecida.</p><p>Figura 1.13 - Seção esquemática de um arco de margem continental (a) e um arco de ilha (b),</p><p>mostrando as principais divisões tectônicas. Os números no prisma acrescionário indicam as</p><p>idades relativas das cunhas, 1 sendo a mais antiga.</p><p>Fonte: Modificado de CONDIE. Plate tectonic and crustal evolution, p. 168, figura 6.22.</p><p>A evolução tectônica dos arcos de ilhas do Pacífico está relacionada à evolução do</p><p>Oceano Pacífico (Panthalassa) e ao fechamento do Mar de Tethys. O sistema de arcos</p><p>de ilhas do Japão se desenvolveu com a interseção de Tethys e o do Oceano Pacífico</p><p>com a acreção de parte da Ásia Oriental. A evolução do arco não envolve colisão do tipo</p><p>continente-continente, ao contrário, a subducção e acreção de materiais oceânicos</p><p>e desenvolvimento de cinturões metamórficos foram os principais mecanismos de</p><p>formação das rochas.</p><p>12345</p><p>12345</p><p>Bacia ante-arco Bacia</p><p>retro-arco</p><p>Bacia</p><p>intro-arco Bacia</p><p>marginal</p><p>ativa</p><p>Bacia</p><p>marginal</p><p>inativa</p><p>Arco</p><p>remanescente</p><p>Fossa</p><p>Prisma</p><p>acrescionário</p><p>Cinturão dobrado</p><p>e falhado</p><p>Nível do mar</p><p>Nível do mar</p><p>OCEANO</p><p>a</p><p>b</p><p>ARCO ÁREA APÓS O ARCOFOSSA</p><p>PRÉ-ARCO</p><p>PLACAS TECTÔNICAS E EVOLUÇÃO DA CROSTA</p><p>43 PARTE 1</p><p>Até aqui foram analisadas as fronteiras divergentes (cadeias mesoceânicas), convergentes</p><p>(zona de subducção) e transformantes, entre duas placas. Existem, contudo, fronteiras</p><p>divergentes, onde três placas se limitam, formando uma junção tríplice de fraturas, com</p><p>ângulos entre si de aproximadamente 120o. Neste sistema, normalmente, dois braços</p><p>evoluem para a formação da ruptura principal e o terceiro braço cessa sua evolução,</p><p>sofrendo interrupção no processo de abertura, sendo denominado aulacógeno, ou rifte</p><p>abortado. Os dois braços ativos evoluem então para a formação de uma bacia marinha,</p><p>com a criação de um novo oceano. Um exemplo de aulacógeno é aquele formado pelas</p><p>bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá, que se desenvolveram, no Cretáceo Inferior, para</p><p>o interior a partir da costa da Bahia, tendo cessado suas atividades pela evolução dos ou-</p><p>tros dois braços que vieram a constituir o oceano Atlântico Sul. Outro exemplo de junção</p><p>tríplice é a que ocorre atualmente na Califórnia (EUA), onde duas falhas transformantes,</p><p>uma no fundo marinho e outra que se desenvolve na costa onde se situa a cidade de São</p><p>Francisco, se unem a uma zona de convergência tectônica, situada ao norte.</p><p>os limites laterais ou conservativos</p><p>Ao longo desse terceiro tipo de limite de placas, duas placas se movem lateralmente</p><p>e passam uma pela outra sem que haja geração ou destruição de crosta. Suas expressões</p><p>clássicas são as zonas de falha que seccionam as dorsais oceânicas, as chamadas falhas</p><p>transformantes. Falhas transformantes ocorrem quando duas placas se deslocam em</p><p>direções opostas, mas não ao longo de uma mesma linha, constituindo-se um tipo de</p><p>falhamento transcorrente.</p><p>Falhas transformantes podem fazer parte dos continentes, como é o caso da falha</p><p>de Santo André, na Califórnia (EUA), e o lineamento do Mar Morto, no Oriente Médio,</p><p>com cerca de 700km de extensão. Ali ocorrem depressões, como o golfo de Aqaba, e</p><p>mares, como o Mar Morto e o Mar da Galiléia; formam-se também montanhas, como os</p><p>Montes Zagros, e zonas de dobramentos, como a das Palmyras, ao norte de Damasco,</p><p>Síria. Terremotos são também comuns nessa região de limite transcorrente de placas.</p><p>(Figura 1.14 a e b).</p><p>Apenas no caso em que o traço da falha seja retilíneo, o movimento é puramente trans-</p><p>corrente e o deslocamento entre os dois blocos é paralelo. Mais comuns são traços de</p><p>falhas formando deflexões, o que dá origem a movimentos convergentes e divergentes,</p><p>causando compressões e distenções nas rochas adjacentes à falha.</p><p>44 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 1.14 - (a) Falha de Santo André, na Califórnia (EUA), que assinala o limite transcorrente</p><p>entre as placas norte-americana e a placa do Pacífico; (b) lineamento do Mar Morto, também</p><p>uma zona de limite transcorrente.</p><p>Fonte: MILANI. Estilos estruturais em bacias sedimentares: uma revisão conceitual, p. 83,</p><p>figura 10 a e b.</p><p>ciclo de Wilson</p><p>Para explicar a dinâmica do movimento das placas, que não é caótico e ocorre segundo</p><p>uma seqüência de eventos bem definida por J. Tuzo Wilson, em 1965, surgiu o conceito de</p><p>Ciclo de Wilson (Burke et al., 1976), que representa, em tectônica de placas, a recorrência</p><p>da abertura e fechamento das bacias sedimentares oceânicas. A evolução de um rifte</p><p>continental pode originar um oceano. Este representa o nível de base global para onde</p><p>fluem todos os cursos d’água continentais representados pelos rios, que constituem o</p><p>mais efetivo sistema de transporte de detritos dos continentes para os oceanos, seguidos pelas</p><p>Placa norte-americana</p><p>Falha principal</p><p>N</p><p>A B</p><p>Placa pacífica</p><p>MAR MEDITERRÂNEO</p><p>MICROPLACA</p><p>DO</p><p>SINAI PLACA</p><p>ARÁBICA</p><p>Golfo de Aqaba</p><p>Beirute Damasco</p><p>Montanhas</p><p>Zagros</p><p>Mar de Galiléia</p><p>MAR MORTO</p><p>MAR</p><p>VERMELHO</p><p>PLA</p><p>CA</p><p>A</p><p>FRICA</p><p>N</p><p>A</p><p>0 300km</p><p>= Movimento relativo</p><p>= Distensão regional</p><p>= Falhas</p><p>= Dobres</p><p>= Vulcânicas</p><p>0 100km</p><p>N</p><p>45 PARTE 1</p><p>geleiras. Ao longo de milhões de anos, enormes quantidades de sedimentos detríticos</p><p>e químicos se acumulam nos fundos marinhos, na primeira fase do Ciclo de Wilson. A</p><p>segunda fase representa a paralisação do espalhamento e o subseqüente fechamento</p><p>gradual da bacia, quando esses sedimentos, assim como partes do assoalho oceânico</p><p>passam a ser comprimidos, originando, no final do Ciclo, as grandes cadeias montanhosas</p><p>— que nada mais são do que sedimentos e rochas magmáticas formadas nos fundos</p><p>oceânicos, comprimidas, e que crescem verticalmente por dobramentos e falhamentos,</p><p>devido à redução do espaço horizontal, como as cordilheiras dos Himalaias, dos Andes,</p><p>dos Alpes etc., que exibem rochas sedimentares</p><p>marinhas elevadas a milhares de metros</p><p>de altitude (Figura 1.15).</p><p>Figura 1.15 - Seqüência de eventos idealizada em um Ciclo de Wilson: (a, b) representam o estágio</p><p>pré-orogênico (pré-rifte → rifte → proto-oceânico → oceânico); (c, d) representam os estágios</p><p>de orogênese precoce → sin-orogênico; (e) estágios tardi-orogênico → terminal orogênico.</p><p>Fonte: Modificado de CONDIE. Plate tectonic and crustal evoluction, p. 195, figura 6.23.</p><p>TE</p><p>M</p><p>P</p><p>O</p><p>FE</p><p>C</p><p>H</p><p>A</p><p>M</p><p>E</p><p>N</p><p>TO</p><p>A</p><p>B</p><p>E</p><p>R</p><p>TU</p><p>R</p><p>A</p><p>Orogenia</p><p>colisional</p><p>Crosta</p><p>oceânica</p><p>Arco</p><p>Nível do mar</p><p>Crosta continental</p><p>Litosfera</p><p>Margem continental</p><p>passiva</p><p>e</p><p>d</p><p>c</p><p>b</p><p>a</p><p>46 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>3.3 o mecanismo da tectônica de placas</p><p>Quando inicialmente os cientistas propuseram o conceito de placas tectônicas, eles</p><p>imaginavam que o processo de movimentação se relacionava unicamente aos fluxos</p><p>convectivos presentes na astenosfera, os quais teriam energia suficiente para movimentar</p><p>as placas ao longo da superfície do planeta. Sabe-se, hoje, que essa é uma versão simplifi-</p><p>cada do problema e não reflete a complexidade do fenômeno. Por exemplo, como conciliar</p><p>a geometria dos fluxos convectivos com fronteiras entre placas ativas e lineares, com</p><p>milhares de quilômetros de extensão? A impossibilidade de responder a essa questão (e a</p><p>outras) levou ao surgimento de novas idéias, as quais, entretanto, apesar de não estarem</p><p>comprovadas, representam um avanço a partir das idéias anteriores, que lhes serviram</p><p>de embasamento. A seguir, são apresentadas as principais teorias sobre os processos</p><p>que regem o mecanismo da tectônica de placas.</p><p>correntes de convecção</p><p>Uma das primeiras tentativas para encontrar uma explicação para o “motor” da Deriva</p><p>Continental foi feita em 1945, por Arthur Holmes, em seu livro Princípios de geologia</p><p>física, que retomou a idéia das correntes de convecção no manto, estudada em 1939</p><p>pelo americano D. T. Griggs, que descreveu quatro fases: (a) aquecimento do manto;</p><p>(b) ascensão até a superfície por sua menor densidade; (c) separação térmica, fazendo</p><p>com que o material frio permaneça em baixo da pluma e o quente na superfície; e (d) o</p><p>movimento cessa e o processo é retomado pelo reaquecimento do manto. Segundo essa</p><p>teoria, as zonas de subducção eram zonas por onde a convecção descendente voltava</p><p>ao manto; hoje, sabe-se que as estruturas convectivas detectadas não se afastam muito</p><p>das raízes das zonas de espalhamento, e a subducção é devido principalmente à maior</p><p>densidade da crosta oceânica com relação à crosta continental.</p><p>O avanço dos conhecimentos em geotectônica induziu ao surgimento de duas novas</p><p>hipóteses que pudessem explicar os processos de criação e consumo das placas oce-</p><p>ânicas e, conseqüentemente, explicar o mecanismo da tectônica de placas, de maneira</p><p>radicalmente diferente.</p><p>força de empuxo pela cordilheira (Ridge-push force)</p><p>As cadeias mesoceânicas elevam-se por alguns quilômetros a partir da planície</p><p>abissal adjacente. O fluxo de magma ascendente preenche a fenda central do rifte e</p><p>atinge uma grande altura com relação à base da cordilheira. Forças gravitacionais atuantes</p><p>nesse magma suspenso empurrariam a crosta oceânica, que forma um declive a partir</p><p>da cordilheira, em direção à planície abissal adjacente aos dois lados do rifte. Ambos os</p><p>lados então se moveriam a partir do rifte central. Com o deslocamento do magma, novo</p><p>47 PARTE 1</p><p>material astenosférico quente ascenderia para ocupar seu espaço e, com o subseqüente</p><p>afastamento desse material, ele se resfriaria, formando nova crosta oceânica. É impor-</p><p>tante salientar que, segundo essa hipótese, o movimento da astenosfera em direção à</p><p>cadeia meso-oceânica é conseqüência do espalhamento dos fundos oceânicos, e não</p><p>a causa.</p><p>força de arrasto da placa (Slab-pull force)</p><p>Aqui, o movimento descendente de uma placa oceânica em uma zona de subducção</p><p>é explicado pela maior densidade dessa placa com relação à astenosfera e também pela</p><p>capacidade de a placa continental flutuar na astenosfera. Assim, quando a parte frontal</p><p>da placa oceânica inicia seu movimento para baixo, ela desencadeia um movimento</p><p>descendente, atuando em toda a placa, inclusive em sua parte situada atrás dessa porção</p><p>frontal, consumindo litosfera oceânica e complementando, então, o modelo da força de</p><p>empuxo pela cordilheira.</p><p>Resumindo a discussão e enfocando mais atentamente os conceitos relativos a essas</p><p>duas novas hipóteses, podemos concluir que o espalhamento dos fundos oceânicos</p><p>dar-se-ia a partir dos centros de espalhamento ou dorsais mesoceânicas, não pela ação</p><p>das correntes de convecção mantélicas, mas sim em função da força de empuxo pela</p><p>cordilheira (ridge-push force), graças à qual o magma ascendente é elevado ao longo do</p><p>rifte por milhares de metros. A força gravitacional faria com que ele empurrasse o assoalho</p><p>oceânico adjacente à cordilheira em direção às planícies abissais, gerando os movimentos</p><p>divergentes ao rifte e formando nova crosta oceânica. Novo material astenosférico quente</p><p>ascenderia então para ocupar o espaço deixado pelo magma descendente.</p><p>Já em uma zona de subducção envolvendo crosta continental-crosta oceânica, a placa</p><p>oceânica em movimento, fria e densa, mergulharia sob placa continental em direção à</p><p>astenosfera menos densa, sendo então consumida. O movimento descendente da placa</p><p>seria decorrente da ação de uma força de arrasto (slab-pull force) que desencadearia o</p><p>movimento da placa oceânica em seu movimento descendente. Essa hipótese deixa,</p><p>contudo, algumas questões pendentes, como, por exemplo, qual seria o movimento das</p><p>placas em um contexto de colisão placa oceânica-placa oceânica? Ou ainda entre duas</p><p>placas continentais?</p><p>Ilustrações desses dois novos modelos são mostradas de maneira criativa e simples</p><p>em Marshak (2005).</p><p>48 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4. a dinâmica terrestre e as rochas</p><p>As rochas se formam porque a Terra é um planeta dinâmico, o qual, com seu calor</p><p>interno aliado ao seu campo gravitacional, promove o movimento das placas. A interação</p><p>entre as placas pode promover soerguimento e deformação de massas rochosas, as quais</p><p>podem ser transformadas, gerando, no metamorfismo dinâmico, uma extensa família</p><p>de rochas, como ardósias, filitos, xistos e gnaisses. Soerguimento de grandes massas</p><p>rochosas associado a zonas de compressão pode originar, por compensação isostática,</p><p>rebaixamento do substrato, favorecendo, em conseqüência, o aparecimento de depressões</p><p>na crosta, as quais são preenchidas por sedimentos (em grande parte, originados da zona</p><p>soerguida, que sofre erosão), e dando origem às mais variadas rochas sedimentares.</p><p>Outro tipo de interação entre placas pode promover a geração de batólitos graníticos em</p><p>zonas de colisão que, se soerguidos e expostos à atmosfera, podem formar sedimentos</p><p>e dar origem a rochas sedimentares. A erupção de magma em um hotspot continental</p><p>pode originar basaltos, que também se formam em grande extensão nas cadeias meso-</p><p>ceânicas. Portanto, a dinâmica interna do planeta é essencialmente produtora de rochas</p><p>e cada rocha tem sua associação com essa dinâmica.</p><p>4.1 o ciclo das rochas</p><p>A geração e o consumo de rochas ao longo do tempo geológico formam o Ciclo</p><p>Sedimentar. Rochas se formam nos mais variados ambientes e, dentre as várias hipó-</p><p>teses possíveis para a trajetória de uma dada rocha no ciclo das rochas, uma pode ser</p><p>imaginada. Por exemplo: em uma zona de subducção crosta continental-crosta oceânica,</p><p>esta última se aprofunda no manto, chegando à astenosfera. Em uma profundidade de</p><p>cerca de 150km, ela é aquecida pelas rochas circundantes e libera seu conteúdo volátil,</p><p>principalmente a água, que é transferida ao manto. Este sofre, então, fusão parcial local,</p><p>gerando magma basáltico, que pode intrudir na crosta, formando rochas plutônicas que</p><p>se cristalizam a partir de intrusões subterrâneas; ou pode extravasar na superfície da</p><p>Terra como lava, a qual se</p><p>resfria para formar as rochas vulcânicas. O magma basáltico</p><p>original, de composição máfica, pode sofrer fracionamento e formar magmas e lavas de</p><p>composições químicas intermediárias ou mesmo félsicas.</p><p>A compressão entre placas tectônicas, por exemplo, em um regime de subducção,</p><p>dobram as rochas, reduzindo sua área horizontal e promovendo seu crescimento vertical,</p><p>formando assim as cadeias de montanhas, em um processo denominado orogenia. Nesse</p><p>processo, as rochas se elevam na superfície, carreando consigo para cima o ar úmido,</p><p>que se resfria e provoca a condensação da umidade na forma de chuva que, juntamente</p><p>com o congelamento, inicia o processo de intemperismo e erosão (Parte 4). Assim,</p><p>as rochas sofrem fragmentação mecânica e dissolução química, e seus produtos são</p><p>transportados principalmente por rios e geleiras para os oceanos e mares, onde formam</p><p>depósitos sedimentares na forma de acumulações de cascalho, areia, silte e argila, além</p><p>dos produtos de precipitação química.</p><p>49 PARTE 1</p><p>Com o tempo os sedimentos são então soterrados pelo aporte de novos sedimentos à</p><p>bacia sedimentar receptora, sofrendo, pelo aumento da pressão e temperatura, litificação,</p><p>tornando-se então rochas sedimentares. Esse soterramento é geralmente acompanhado</p><p>por subsidência, que é o aprofundamento desses materiais na crosta terrestre, o que</p><p>os torna ainda mais quentes, podendo, assim, sofrer metamorfismo e dar origem a uma</p><p>rocha metamórfica. Os processos metamórficos podem atuar também nas rochas ígneas</p><p>ou mesmo em rochas previamente metamorfizadas.</p><p>As margens tectonicamente ativas, onde continentes colidem, geram também pressões</p><p>extremamente elevadas, induzindo à formação de novas rochas metamórficas. O ciclo</p><p>recomeça quando as rochas sofrem fusões subseqüentes.</p><p>Press et al. (2006) mostram um bom esquema para a evolução das rochas no planeta.</p><p>As várias possibilidades de geração e consumo de rochas, associadas aos macroambientes</p><p>crustal e mantélico podem ser também visualizados na Figura 1.16.</p><p>Figura 1.16 - O ciclo das rochas, comandado pela ação de processos internos e externos do</p><p>planeta. Rochas da crosta continental podem sofrer intemperismo, erosão e transporte, indo</p><p>formar sedimentos e rochas sedimentares, as quais podem ingressar no ciclo do metamorfismo</p><p>e formar rochas metamórficas. Ao longo do tempo geológico elas seguirão todas as alternativas</p><p>mostradas. Rochas do manto ascendem, formando novas rochas ígneas na litosfera e a litosfera</p><p>antiga descende para o manto onde poderá ser reciclada.</p><p>Fonte: Baseado em SKINNER; PORTER. Physical geology, 1987, com permissão de Jhon Wiley</p><p>e Sons, Inc.</p><p>à cro</p><p>sta</p><p>oceânica nas dorsais mesoceânicas</p><p>Novas rochas ígneas adicionadas</p><p>ROCHAS DA</p><p>CROSTA</p><p>CONTINENTAL</p><p>ROCHAS</p><p>SEDIMENTARES</p><p>ROCHAS</p><p>METAMÓRFICAS</p><p>CIRCUITO CRUSTAL</p><p>SE</p><p>D</p><p>IM</p><p>EN</p><p>TO</p><p>S</p><p>ROCHAS</p><p>ÍGNEAS</p><p>CIRCUITO MANTÉLICO</p><p>CALOR INTERNO</p><p>NOVO</p><p>MAGMA</p><p>ROCHAS</p><p>NO</p><p>MANTO</p><p>Energia solar</p><p>Intemperismo, erosão</p><p>Transporte e deposição</p><p>Soterramento</p><p>e liti�cação</p><p>Placa litosférica subductada</p><p>consumindo crosta antiga</p><p>Fusão</p><p>Fusão</p><p>Metamor�smo</p><p>M</p><p>et</p><p>am</p><p>or</p><p>�s</p><p>m</p><p>o</p><p>Soerguim</p><p>ento</p><p>Soerguimento</p><p>So</p><p>er</p><p>gu</p><p>im</p><p>en</p><p>to</p><p>50 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4.2 ambientes tectônicos e a gênese das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas</p><p>Placa	estável: As partes estabilizadas de placas como as grandes áreas cratônicas,</p><p>quando sujeitas a movimentos epirogenéticos, podem formar bacias intracratônicas,</p><p>geralmente preenchidas por carbonatos e pelitos. Se completamente estabilizadas, tais</p><p>áreas desenvolvem extensas superfícies de denudação e peneplanização, onde pode</p><p>se implantar sedimentação continental na forma de desertos	arenosos de grande porte</p><p>(como os paleodesertos Botucatu, Juro-Cretáceo da Bacia do Paraná, e o Areado, Cre-</p><p>táceo Inferior da Bacia Sanfranciscana), os quais mostram, associados, conglomerados</p><p>basais do tipo wadi, formados por enxurradas esporádicas, além de pelitos depositados</p><p>em lagos sazonais, aos quais se juntam calcretes e silcretes.</p><p>Caso essas áreas sofram rejuvenescimento, seu soerguimento e a conseqüente</p><p>formação de relevo geram ruditos associados às zonas de escarpas, subarcósios e</p><p>eventualmente arcósios em ambiente fluvial e fluvio-deltáico. Em ambos os casos, a</p><p>deformação é ausente ou incipiente.</p><p>Áreas sedimentares adjacentes a essas porções estabilizadas, podem, com reativação</p><p>tectônica dessas últimas, sofrerem deformação em regime dúctil, formando dobramentos,</p><p>e rúptil, gerando ruptura das rochas, dando origem aos chamados cinturões móveis,</p><p>formados normalmente por quartzitos, filitos, mármores e xistos.</p><p>4.2.1 limites divergentes</p><p>Estágio	inicial: No estágio inicial de bordas divergentes, ocorre o fraturamento de uma</p><p>placa continental segundo uma depressão linear, sem, contudo, formar um substrato</p><p>simático. Pode se implantar vulcanismo de filiação ultramáfica-alcalina e gerar carbonatitos,</p><p>kamafugitos, lamproítos e kimberlitos. Essa depressão é preenchida predominantemente</p><p>por sedimentos continentais originários de ambos os lados do rifte, onde se depositam</p><p>conglomerados em cunhas clásticas, além de seqüências espessas de quartzo-arenitos,</p><p>muitos deles do tipo red-beds. Nas áreas mais deprimidas do relevo, podem se desenvolver</p><p>lagos, onde se acumulam arenitos	finos e pelitos. Corpos fluviais alimentadores dos la-</p><p>gos formam depósitos lacustres pelíticos com fósseis continentais, além de calcretes e</p><p>silcretes. Arenitos eólicos podem associar-se a conglomerados depositados por enxurradas</p><p>do tipo wadi, além de brechas	de	talude que se formam no sopé das escarpas. Pode-se</p><p>originar uma junção tríplice, associada a falhamentos em regime compressional, e até</p><p>mesmo metamorfismo, com a produção de filarenitos em cunhas clásticas, além de arcó-</p><p>sios e calcários, formados em regime distensional. As bacias de Amadeus, na Austrália</p><p>(Folk, 1974), e a Sanfranciscana, em Minas Gerais (Sgarbi et al., 2001), são exemplos de</p><p>bacias formadas nos estágios iniciais do regime de divergência tectônica.</p><p>Estágio	em	desenvolvimento: Aqui já há a formação de um embasamento simático,</p><p>e a influência marinha é preponderante. Um rifte linear ativo já está formado e a depressão</p><p>pode receber derrames de lavas básicas a intermediárias (vide Parte 3), associadas a</p><p>51 PARTE 1</p><p>sedimentos de águas profundas como folhelhos e chertes, além de turbiditos, filarenitos</p><p>e arenitos	líticos. Eventuais espasmos de compressão-distensão podem ocorrer, asso-</p><p>ciados a vulcanismo. Exemplos desse estágio são as bacias dos Urais, na Rússia, e a que</p><p>originou os Apalaches, nos EUA, ao final do Paleozóico.</p><p>Estágio	pleno: Nesse estágio, um rifte oceânico ativo se constitui, formando uma zona</p><p>oceânica plena, dando continuidade ao Ciclo de Wilson em sua fase de abertura. No rifte,</p><p>fusão do manto peridotítico produz magma	basáltico em grandes volumes, que extravasa</p><p>na superfície do fundo oceânico como fluxos de lavas, sendo também intrudido na crosta,</p><p>onde se resfria e forma gabros, os quais podem ser expostos em zonas de falhas.</p><p>Em sistemas hidrotermais presentes nestas zonas de espalhamento do fundo oceânico,</p><p>a água marinha penetra nas fendas que se formam durante o processo de resfriamento</p><p>da lava, formando os cold fingers (Lister, 1981), que são ramificações que penetram rocha</p><p>adentro, promovendo a criação de convecções hidrotermais penetrativas, que reduzem</p><p>a temperatura da rocha e criam reações químicas. Assim, a água do mar, reagindo com</p><p>basalto, pode formar glauconita a partir de feldspatos, promovendo ainda a precipitação</p><p>de carbonatos. Adicionalmente, fluidos hidrotermais presentes, ricos em oxigênio, evo-</p><p>luem para soluções redutoras ácidas sulfetadas, formando depósitos de sulfetos	maciços,</p><p>observados em várias ocorrências de ofiolitos.</p><p>Nos sedimentos associados, também podem se formar minerais como phillipsita e</p><p>palagonita, a partir de cinzas vulcânicas, no processo de almirólise (Staudigel et al. ,1981).</p><p>Metamorfismo de basalto</p><p>(dolerito e gabro) tem sido detectado nos centros de espa-</p><p>lhamentos dos oceanos Atlântico e Índico (Miyashiro, 1972), proporcionando intrusões de</p><p>serpentinitos	e	outras	rochas	ultramáficas, associadas a zonas de falhamentos, relacio-</p><p>nados às fácies metamórficas da zeólita, xisto-verde e anfibolito. O metamorfismo nessas</p><p>zonas promove a desmagnetização das rochas basálticas e gabróicas. Também ocorrem,</p><p>pela circulação de fluidos aquosos, a introdução metassomática do sódio, originário da</p><p>água do mar, e a remoção do cálcio, originalmente presente nessas rochas.</p><p>Nesse ambiente, basalto pode se resfriar em estruturas arredondadas (pillow lavas) e</p><p>também laminares. As rochas sedimentares associadas são lutitos e calcilutitos, além de</p><p>arenitos e arcósios, com baixas maturidades textural e mineralógica e relacionados com</p><p>associações	turbidíticas. Folhelhos	pretos podem se formar em ambientes anóxidos da</p><p>bacia, além de depósitos de chertes.</p><p>4.2.2 limites convergentes</p><p>Interação	 placa	 continental	 -	 placa	 oceânica: Próximo da trincheira ao longo das</p><p>margens continentais forma-se uma mistura variada de tipos de rochas, derivadas das</p><p>placas oceânica e continental, associadas a sedimentos clásticos imaturos e mal selecio-</p><p>nados (mélanges), além de turbiditos e raros filarenitos. Associam-se porções da litosfera</p><p>oceânica antiga, chamadas ofiolitos, além de rochas metamórficas de alta pressão e</p><p>baixa temperatura, denominadas xistos	azuis. Ao longo da litosfera em subducção, há a</p><p>transformação metamórfica do basalto em eclogito. No continente e margeando a zona</p><p>52 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>de subducção, magmas mantélicos ou de crosta profunda extravasam na superfície,</p><p>formando pacotes de lavas e rochas	piroclásticas, associados a estrato-vulcões; em</p><p>profundidade, o magma aprisionado forma plutons félsicos. O magma tem composição</p><p>que varia de basáltica a granítica, embora a composição intermediária andesítica predo-</p><p>mine nas rochas vulcânicas, e o equivalente químico diorito e granodiorito nas plutônicas.</p><p>Exemplos dessas associações são as zonas de subducção da cordilheira andina no Peru</p><p>e no Chile, e na região ocidental do México.</p><p>Interação	placa	continental	-	placa	continental: Inicialmente, a colisão não é muito</p><p>diferente da anteriormente citada, exceto pelo fato da quase ausência de vulcanismo.</p><p>Há a produção de filarenitos pela intensa pressão envolvida, associados a gnaisses, mig-</p><p>matitos	e leucogranitos. Os Himalaias são a expressão clássica para este tipo de limite</p><p>tectônico, o qual se estende linearmente por cerca de 3.000km.</p><p>Interação	placa	oceânica	-	placa	oceânica: Quando a subducção ocorre sob a placa</p><p>oceânica, um arco vulcânico de ilhas representa as novas rochas formadas em superfície.</p><p>Os vulcões são compostos por andesitos e basaltos, aos quais se associam rochas piro-</p><p>clásticas. Rochas	carbonáticas podem se depositar circundando os vulcões.</p><p>53 PARTE 1</p><p>Bibliografia recomendada</p><p>BUENO, G. V. 1994. Diacronismo de eventos no rifte Sul-Atlântico. Boletim de Geociências da Petrobras,</p><p>Rio de Janeiro, 12(2):203-229.</p><p>CONDIE, K. C. 1989. Plate tectonic and crustal evolution. 3º. ed. [s.l.]: Pergamon Press. 492p.</p><p>MARSHAK, S. 2005. Earth: portrait of a planet. 2nd. ed. New York: W.W. Norton & Co. 748p.</p><p>MILANI, E. J. 1990. Estilos estruturais em bacias sedimentares – revisão conceitual. In: RAJA GABAGLIA.</p><p>G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras.</p><p>p. 75-96.</p><p>PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4.ed. Tradução de</p><p>R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes e C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman. 656p.</p><p>3SKINNER, B. J.; PORTER, S. C. 1987. Physical geology. London: John Wiley and Sons Ltd, 750 p.</p><p>SZATMARI, P. 1990. Origem e conceitos básicos da tectônica de placas. In: RAJA GABAGLIA I, G.P; MI-</p><p>LANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras. p. 15-30.</p><p>TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. 2001. Decifrando a Terra. São Paulo:</p><p>Oficina de Textos. 568p.</p><p>referências</p><p>ANDERSON, E. M. 1951. The dynamics of faulting and dike formation, with application to Britain.</p><p>Edinburgh: Oliver and Boyd. 206p.</p><p>BICKFORD, M. E. et al. 1974. Geology today: revised printing. California: CRM Books. 529p.</p><p>BIZZI, L. A. 1993. Mesozoic alkaline volcanism and mantle evolution on the Southwestern São Fran-</p><p>cisco Craton, Brazil. Universidade de Cape Town, Cape Town, Tese de Doutoramento, 240p.</p><p>BUENO, G. V. 1994. Diacronismo de eventos no rifte Sul-Atlântico. Boletim de Geociências da Petrobras,</p><p>Rio de Janeiro, 12(2):203-229.</p><p>BURKE, K.; DEWEY, J. F.; KIDD, W. S. F. 1976. Precambrian paleomagnetic results compatible with</p><p>contemporary operation of the Wilson Cycle. Tectonophysics, 33:287-299.</p><p>CARNEIRO, C. D. R.; MIZUSAKI, A. M. P.; ALMEIDA, F. F. M. de. 2005. A determinação da idade das</p><p>rochas. Terrae Didatica, Unicamp, 1(1):6-35.</p><p>CLOUD, P. E. Jr. 1974. Rubey conference on crustal evolution. Science, 183:878-881.</p><p>CONDIE, K. C. 1989. Plate tectonic and crustal evolution. 3 ed. [s.l.]: Pergamon Press. 492p.</p><p>CROUGH, S. T.; MORGAN, W. J.; HARGRAVES, R. B. 1980. Kimberlites: their relation to mantle-hotspot.</p><p>Earth Planetary Sci. Lett., v. 50, p.260-274.</p><p>DALRYMPLE, G. B. et al. 1974. Origin of Hawaiian Islands. In: GREELEY, R. (Ed.). Guidebook of the</p><p>Hawaiian. Planetology Conference, Ch.3, p. 23-36, Moffett Field, Cal. Nasa/Ames Research Center.</p><p>DIETZ, R. S.; HOLDEN, J. C. 1971. Reconstruction of Pangea: breakup and dispersion of continents,</p><p>permian to present. J. Geophys. Res.75:4939-4955.</p><p>DIETZ, R. S.; HOLDEN, J. 1970. The breakup of Pangea. Scientific American, 223(4):30-41.</p><p>DU TOIT, A. 1937. Our wandering continents. London: Oliver & Boyd. 366p.</p><p>FOLK, R. L. 1974. Petrology of sedimentary rocks. [S.l.] Hemphill Pub. Co. 182p.</p><p>HARLAND, W. B. 1971. Tectonic transpression in Caledonian Spitzbergen. Geol. Magaz. 108:27-42.</p><p>HESS, H. H. 1962. History of Ocean Basins. In: ENGEL, A. E. J.; JAMES, H. L.; LEONARDS, B. F. (Ed.).</p><p>Petrologic studies: a volume to honor A. F. Buddington. New York: Geol. Soc. America, p.559-620.</p><p>LISTER, C. R. B. 1981. Rock and water histories during sub-oceanic hydrothermal events. Oceanologica</p><p>Acta, p. 41-46.</p><p>MARSHAK, S. 2005. Earth: portrait of a planet. 2. ed. New York: W.W. Norton & Co. 748p.</p><p>54 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>MENARD, H. W. 1969. The deep ocean floor. Scientific American, 221(3):126-142.</p><p>MENARD, H. W. 1969. Plate tectonics. Encyclopaedia Britannica. 15th ed. v. 25, p. 174.</p><p>MIYASHIRO, A. 1972. Pressure and temperature conditions and tectonic significance of regional and</p><p>ocean-floor metamorphism. In: RITSEMA, A. R. (Ed.). The Upper Mantle Tectonophysics, v.13(1-4), p.</p><p>141-159.</p><p>MILANI, E. J. 1990. Estilos estruturais em bacias sedimentares – revisão conceitual. In: RAJA GABAGLIA</p><p>G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras,</p><p>p.75-96, 415p.</p><p>PARKER, R. L. 1967. Composition of the Earth’s Crust. In: FLEICHER, M. (Ed.). Data of Geochemistry.</p><p>6th ed. U. S.: Geol. Profess. Paper., 440-D, D1-D19.</p><p>PRESS, F., SIEVER, R., GROTZINGER, J., JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4. ed. Tradução de</p><p>R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes, C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman, 656p.</p><p>SHEDLOCK, K. M.; PAKISER, L. C. 1999. Earthquakes. Washington: USGS, 20p.</p><p>SHERIFF, R. E. 1984. Encyclopedia dictionary of exploration geophysics. London: Society Exploration</p><p>Geophysicists.</p><p>SKINNER, B. J.; PORTER, S. C. 1987. Physical geology. London: John Wiley and Sons Ltd. 750p.</p><p>STAUDIGEL, H.; MUEHLENBACHS, K.; RICHARDSON; S. H.; HART, S. R. 1981. Agents of low tempe-</p><p>rature ocean crust alteration. Contrib. Mineral Petrol., v. 77, p. 150-157.</p><p>SZATMARI, P. 1990. Origem e conceitos básicos da Tectônica de Placas.</p><p>p. 15-30. In: RAJA GABAGLIA,</p><p>G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras,</p><p>415p.</p><p>TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. 2001. Decifrando a Terra. São Paulo:</p><p>Oficina de Textos. 568p.</p><p>VAN ANDEL, T. H. 1985. New view on old planet. Cambridge University Press.</p><p>VAN ANDEL, T. H. 1993. Plate Tectonics. Encyclopaedia Britannica. 15th ed. v. 25, p. 883.</p><p>WILSON, J. T. 1963. A possible origin of the Hawaiian Islands. Can. J. Phys., 41:863-870.</p><p>WILSON, J. T. 1965. Transform faults, ocean ridges and magnetic anomalies southeast of Vancouver</p><p>Island. Science, v. 150, p. 482-485.</p><p>WILSON, J. T. (Ed.). 1976. Continents adrift and continents aground. San Francisco: W. H. Freeman and</p><p>Co.</p><p>endereços eletrônicos</p><p>Site1 http://www.ige.unicamp.br/terraedidatica/v1n1/t_didatica_2005_v01n01_p006-035_carneiro.pdf/</p><p>Site 2 http://en.wikipedia.org/wiki/Volcanic Explosivity Index</p><p>Site 3 http://volcano.und.nodak.edu/</p><p>outros sites (geotectônica e geologia regional)</p><p>http://www.geosci.unc.edu/</p><p>http://www.geology.wisc.edu/</p><p>http://www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html</p><p>http://geology.about.com/gi/dynamic/offsite.htm?once=true&site=http://earth.agu.org/revgeophys/du-</p><p>ffy01/duffy01.html</p><p>http://www.eps.harvard.edu/</p><p>55 PARTE 1</p><p>http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/dynamic.html</p><p>http://oscar.ctc.edu/geology/Geol_ER_Tours.html</p><p>http://ourworld.compuserve.com/homepages/dp5/tecto.htm</p><p>http://users.indigo.net.au/don/</p><p>http://www.explorationist.com/Theories.htm</p><p>http://www.expanding-earth.org/</p><p>http://www.personal.umich.edu/~vdpluijm/earthstructure.htm#animations</p><p>http://www.enchantedlearning.com/subjects/astronomy/planets/earth/Continents.shtml</p><p>http://www.itis-molinari.mi.it/Tutorial.html</p><p>http://csmres.jmu.edu/geollab/Fichter/PlateTect/</p><p>http://www.ig.utexas.edu/research/projects/plates/pt.info.htm</p><p>http://earth.leeds.ac.uk/alps/index.htm</p><p>http://jan.ucc.nau.edu/</p><p>pArTe 2</p><p>minerais formadores</p><p>de rocha</p><p>MAriA lourdes souzA ferNANdes</p><p>Foto: Ortoclásio, albita, quartzo e turmalina. Amostra da Lavra do Cruzeiro, São José da Safira,</p><p>MG, pertencente à Coleção Vitor Dequech. Fotografia de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: LIMA. Guia de Mineralogia. p.136.</p><p>lista de figuras</p><p>figura 2.1 Quartzo (incolor) associado à siderita (verde-amarelado) 00</p><p>figura 2.2 constância dos ângulos interfaciais entre dois cristais de quartzo 00</p><p>figura 2.3 diferentes formas externas obtidas a partir do empilhamento</p><p>tridimensional de células unitárias cúbicas 00</p><p>figura 2.4 As células unitárias e os 14 retículos espaciais de bravais 00</p><p>figura 2.5 diferentes formas cristalinas apresentadas por</p><p>cristais do sistema cúbico 00</p><p>figura 2.6 representação de um plano reticular de uma estrutura cristalina cúbica 000</p><p>figura 2.7 os quatro elementos de simetria externa 000</p><p>figura 2.8 ilustração dos eixos cristalográficos dos sete sistemas cristalinos 000</p><p>figura 2.9 os oito elementos químicos mais abundantes da crosta 000</p><p>figura 2.10 diagrama esquemático de um átomo de carbono 000</p><p>figura 2.11 ligação covalente no diamante 000</p><p>figura 2.12 representação da ligação iônica no cloreto de sódio 000</p><p>figura 2.13 diagrama relacionando a diferença de eletronegatividade</p><p>entre os íons de um composto 000</p><p>figura 2.14 representação da estrutura da grafita, com ligações</p><p>covalentes entre os átomos de carbono 000</p><p>figura 2.15 diagrama relacionando os raios iônicos de alguns íons comuns 000</p><p>figura 2.16 visualização dos poliedros de coordenação na</p><p>estrutura da halita (a) e da fluorita (b) 000</p><p>figura 2.17 Geometria do empacotamento atômico</p><p>figura 2.18 representação composicional em um sistema de dois componentes 000</p><p>figura 2.19 representação composicional em um sistema de três componentes 000</p><p>figura 2.20 Microclina contendo lamelas de albita formadas por exsolução (pertita) 000</p><p>figura 2.21 relações de estabilidade entre os polimorfos da sílica 000</p><p>figura 2.22 exemplos de pseudomorfismo 000</p><p>figura 2.23 classificação dos cristais quanto ao grau de desenvolvimento</p><p>das faces cristalinas 000</p><p>figura 2.24 Aspecto externo dos minerais 000</p><p>figura 2.25 classificação da clivagem quanto à forma 000</p><p>figura 2.26 fratura conchoidal em opala 000</p><p>figura 2.27 diamagnetismo na magnetita 000</p><p>figura 2.28 Grau de polimerização dos tetraedros</p><p>de sílica e as subclasses dos silicatos 000</p><p>figura 2.29 cristais de quartzo 000</p><p>figura 2.30 diagrama composicional dos feldspatos 000</p><p>figura 2.31 exemplos de geminações freqüentes nos feldspatos 000</p><p>figura 2.32 representação esquemática da estrutura da caolinita 000</p><p>figura 2.33 composição e nomenclatura dos piroxênios 000</p><p>figura 2.34 representação esquemática da seção basal de</p><p>um cristal de piroxênio (a) e de um anfibólio (b) 000</p><p>figura 2.35 composição e nomenclatura dos anfibólios 000</p><p>figura 2.36 solução sólida no grupo das granadas 000</p><p>figura 2.37 cristais de granada 000</p><p>figura 2.38 diagrama de fases para os polimorfos do Al</p><p>2</p><p>sio</p><p>5</p><p>000</p><p>figura 2.39 composição e nomenclatura dos carbonatos 000</p><p>figura 2.40 formas comuns aos cristais de pirita 000</p><p>lista de tabelas</p><p>Tabela 2.1 eixos cristalográficos e simetria característica</p><p>para cada sistema cristalino 000</p><p>Tabela 2.2 distribuição média dos elementos na crosta 000</p><p>Tabela 2.3 os principais tipos de ligações químicas</p><p>e seus reflexos nas propriedades físicas dos minerais 000</p><p>Tabela 2.4 exemplos de minerais polimorfos 000</p><p>Tabela 2.5 polimorfos da sílica 000</p><p>Tabela 2.6 variedades do quartzo 000</p><p>63 PARTE 2</p><p>sumário</p><p>1. iNTrodução</p><p>2. defiNiNdo MiNerAl</p><p>3. A NATurezA crisTAliNA dos MiNerAis –</p><p>forMA exTerNA vS ArrANjo iNTerNo</p><p>3.1 célula unitária e sistema cristalino 00</p><p>3.2 simetria externa 000</p><p>3.3 eixos cristalográficos 000</p><p>4. priNcÍpios de crisTAloQuÍMicA 000</p><p>4.1 composição química dos minerais 000</p><p>4.2 ligações químicas 000</p><p>4.2.1 estrutura atômica da matéria 000</p><p>4.2.2 A tabela periódica dos elementos 000</p><p>4.2.3 forças de ligação 000</p><p>4.3 estrutura cristalina 000</p><p>4.3.1 Número de coordenação 000</p><p>4.4 fenômenos relacionados à composição química dos minerais 000</p><p>4.4.1 isoestruturalismo 000</p><p>4.4.2 solução sólida 000</p><p>4.4.3 exsolução 000</p><p>4.4.4 polimorfismo 000</p><p>4.4.5 pseudomorfismo 000</p><p>5. propriedAdes fÍsicAs dos MiNerAis 000</p><p>5.1 propriedades morfológicas 000</p><p>5.1.1 forma e estado de agregação 000</p><p>5.2 propriedades relacionadas à luz 000</p><p>64 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>5.2.1 brilho 000</p><p>5.2.2 cor 000</p><p>5.2.3 Traço 000</p><p>5.2.4 diafaneidade 000</p><p>5.3 propriedades relacionadas à coesão 000</p><p>5.3.1 clivagem, partição e fratura 000</p><p>5.3.2 dureza 000</p><p>5.3.3 peso específico 000</p><p>5.3.4 Tenacidade 000</p><p>5.4 outras propriedades 000</p><p>5.4.1 Magnetismo 000</p><p>5.4.2 solubilidade em ácido clorídrico 000</p><p>6. MiNerAis forMAdores de rochAs 000</p><p>6.1 sistemática em mineralogia 000</p><p>6.2 silicatos 000</p><p>6.2.1 Tectossilicatos 000</p><p>6.2.2 filossilicatos 000</p><p>6.2.3 inossilicatos 000</p><p>6.2.4 ciclossilicatos 000</p><p>6.2.5 sorossilicatos 000</p><p>6.2.6 Nesossilicatos 000</p><p>6.3 os minerais não-silicatos 000</p><p>6.3.1 sulfatos 000</p><p>6.3.2 fosfatos 000</p><p>6.3.3 carbonatos 000</p><p>6.3.4 haletos 000</p><p>6.3.5 Óxidos 000</p><p>6.3.6 hidróxidos 000</p><p>6.3.7 sulfetos 000</p><p>65 PARTE 2</p><p>6.3.8 elementos nativos 000</p><p>referêNciAs 000</p><p>67 PARTE 2</p><p>1. introdução</p><p>Este é um trabalho sobre rochas — seu modo de formação, classificação, ocorrência</p><p>e, principalmente, como descrevê-las e identificá-las. Para introduzir o tema, vamos nos</p><p>valer da bela comparação feita por Skinner e Porter (1989). Segundo esses autores, as</p><p>rochas são agregados de minerais e podem ser consideradas como os livros da Natureza,</p><p>onde está registrada a história de como a Terra trabalha. As rochas guardam histórias</p><p>sobre os movimentos dos continentes, a formação das montanhas e sua erosão, a</p><p>localização dos vulcões. As palavras usadas no livro da Natureza são os minerais, e, para</p><p>que possam ser lidas, é necessário que se investiguem suas propriedades, associações</p><p>e distribuição. Fica então</p><p>evidente que a caracterização de uma amostra de rocha deve</p><p>começar com o exame dos minerais e/ou mineralóides presentes: os tipos e quantidades</p><p>desses constituintes, bem como as texturas resultantes.</p><p>Nosso objetivo é o de dotar o estudioso deste assunto com ferramentas que lhe per-</p><p>mitam descrever uma amostra de rocha através de suas feições macroscópicas, isto é,</p><p>aquelas que podem ser percebidas a olho nu ou com o auxílio de uma lupa de mão, com</p><p>aumento de cerca de 10 vezes, e com alguns testes simples, usando produtos químicos</p><p>e instrumentos de fácil obtenção e transporte.</p><p>2. definindo mineral</p><p>Estas considerações nos levam a pensar sobre o que é um mineral. Nickel (1995)</p><p>propôs, em nome da Comissão de Novos Nomes e Nomes de Minerais, da Associação</p><p>Mineralógica Internacional, a definição de mineral como um composto ou um elemento</p><p>químico, normalmente cristalino e formado por processos geológicos. Portanto, para ser</p><p>considerada um mineral, uma substância deve atender os seguintes requisitos:</p><p>68 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>1. Ser um elemento ou composto químico, o que significa que sua composição é definida e</p><p>pode ser expressa por uma fórmula química, que indica quais os átomos presentes e em</p><p>que proporção estão combinados.</p><p>2. Ser cristalina implica no fato de os átomos constituintes estarem arranjados tridimensio-</p><p>nalmente, de maneira organizada e repetitiva, o que só é possível nas substâncias sólidas.</p><p>Isto exclui da definição todos os líquidos, gases e sólidos não-cristalinos (= substâncias</p><p>amorfas).</p><p>3. Ser formada por processos geológicos subentende que os minerais são sólidos cristalinos</p><p>inorgânicos naturais e que, assim, tanto as substâncias sintéticas quanto aquelas formadas</p><p>por processos orgânicos não podem ser consideradas como minerais. Dessa maneira,</p><p>os diamantes lavrados na região de Diamantina, em Minas Gerais, são minerais, mas os</p><p>diamantes sintéticos produzidos industrialmente, embora tenham a mesma composição</p><p>química e o mesmo empacotamento atômico e, portanto, as mesmas propriedades físicas</p><p>dos diamantes naturais, não o são.</p><p>Existem sólidos naturais amorfos, como alguns géis e vidros, os quais são considerados</p><p>como mineralóides. Os vidros podem se formar quando um material fundido é resfriado</p><p>rapidamente, ao passo que os géis são formados sob condições de baixa temperatura e</p><p>pressão, sendo comumente originados durante processos de intemperismo, a partir da</p><p>solidificação de soluções coloidais.</p><p>A opala (SiO</p><p>2</p><p>.nH</p><p>2</p><p>O) constitui um exemplo de material parcialmente amorfo, formado</p><p>pela consolidação de soluções coloidais de sílica.</p><p>3. a natureza cristalina dos minerais – forma externa vs arranjo interno</p><p>A Figura 2.1 traz a foto de dois cristais de quartzo incolor associados à siderita. Não</p><p>é incomum a observação de cristais de quartzo como os da Figura 2.1: de contorno</p><p>prismático terminado em ponta (resultante da combinação de dois romboedros), é possível</p><p>reconhecê-los prontamente por estas características. A freqüência com que o quartzo se</p><p>apresenta naturalmente com esse aspecto é uma feição intrigante e nos leva a “enxergar”</p><p>a forma do quartzo como a expressão externa de seu arranjo atômico ordenado.</p><p>69 PARTE 2</p><p>Já nos idos do século dezessete, os cientistas descobriram que a forma do cristal pode</p><p>ser usada para a identificação dos minerais. Mas era difícil para eles explicar porque os</p><p>tamanhos relativos das faces dos cristais diferiam de uma amostra para outra. Aparente-</p><p>mente, os dois cristais de quartzo da Figura 2.2 parecem muito diferentes. No entanto,</p><p>como demonstrado por Steno, em 1669, os ângulos entre faces correspondentes de</p><p>cristais de quartzo são sempre os mesmos. Esta observação é conhecida hoje como a</p><p>Lei de Steno ou Lei da Constância dos ângulos interfaciais, a qual atesta que “os ângulos</p><p>entre faces equivalentes de cristais da mesma substância, medidos à mesma tempe-</p><p>ratura, são constantes”. Por essa razão, freqüentemente, a morfologia cristalina é uma</p><p>ferramenta valiosa na identificação mineral. Um mineral pode ser encontrado em cristais</p><p>de formas e tamanhos variáveis, mas os ângulos entre pares de faces correspondentes</p><p>é sempre o mesmo (Figura 2.2).</p><p>Figura 2.2 - Constância dos ângulos interfaciais</p><p>entre dois cristais de quartzo, sendo o cristal (a)</p><p>altamente simétrico e bem formado e o cristal</p><p>(b), distorcido. Ao lado de cada um dos cristais</p><p>está desenhada sua seção basal, e os ângulos</p><p>entre faces análogas, em ambas.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral</p><p>science, p. 190.</p><p>Figura 2.1 - Quartzo (incolor) associado</p><p>à siderita (verde-amarelado). Cristal</p><p>maior de quartzo mede 4 centímetros,</p><p>aproximadamente. Amostra pertencente</p><p>ao acervo do Museu de Mineralogia</p><p>Vitor Dequech. Fotografia por Marcílio</p><p>Gazzinelli. Fonte:A partir de LIMA. Guia de</p><p>mineralogia.</p><p>70 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>3.1 célula unitária e sistema cristalino</p><p>Dizer que o quartzo, como todos os demais minerais, possui arranjo atômico orde-</p><p>nado significa assumir que os átomos se dispõem de maneira regular, e que, portanto,</p><p>sua posição na estrutura cristalina é previsível e repetitiva. Isto é, em qualquer parte da</p><p>estrutura cristalina, a vizinhança de um dado átomo é sempre a mesma, de tal maneira</p><p>que é possível identificar uma porção mínima dessa estrutura que retém as características</p><p>do todo. Essa porção mínima da estrutura cristalina é a célula unitária, e o cristal, seja ele</p><p>mineral ou não, é formado pelo empilhamento tridimensional de células unitárias idênticas.</p><p>Pode-se fazer uma analogia entre a estrutura cristalina e uma pilha de tijolos, onde cada</p><p>tijolo (= célula unitária) é idêntico aos demais e estão todos dispostos da mesma maneira:</p><p>não há rotação ou qualquer outra operação, além da translação envolvendo a posição de</p><p>um tijolo e os demais. Assim acontece na estrutura cristalina (Figura 2.3).</p><p>Figura 2.3 - Diferentes formas externas obtidas a partir do empilhamento trididimensional</p><p>de células unitárias cúbicas: (a) cubo perfeito, (b) cubo distorcido, (c) octaedro.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral sience, p.172.</p><p>As células unitárias são muito pequenas, com dimensões da ordem de uns poucos</p><p>angstroms (1 Å = 10-8 cm), e suas dimensões são estabelecidas a partir do centro de um</p><p>dado átomo até o centro do próximo átomo idêntico a ele. Na prática, elas são obtidas</p><p>a partir de estudos por difratometria de raios-X. Bravais demonstrou que existem sete</p><p>tipos geométricos possíveis de células unitárias. Cada um desses tipos difere dos demais</p><p>por suas dimensões relativas, chamadas a, b e c e pelos ângulos formados por essas</p><p>dimensões, sendo que o ângulo a^b é chamado γ, a^c = β e b^c = α. A Figura 2.4</p><p>apresenta as formas possíveis que as células unitárias podem assumir.</p><p>Existem células unitárias constituídas por átomos ou grupos de átomos apenas nos</p><p>seus vértices; são ditas primitivas e designadas como do tipo P, em número de sete.</p><p>Somam-se a elas outras sete que apresentam, adicionalmente, átomos ou grupos de</p><p>átomos, quer no centro da célula unitária, sendo ditas de corpo centrado e designadas</p><p>como do tipo I; quer nos centros de duas faces opostas, ditas de duas faces centradas</p><p>e designadas como do tipo C (ou B ou A, dependendo da posição das faces); ou ainda</p><p>nos centros de todas as faces e ditas de todas as faces centradas e designadas como</p><p>do tipo F. Todos esses tipos constituem os chamados “14 retículos espaciais de Bravais”</p><p>(Figura 2.4).</p><p>(a) (b) (c)</p><p>71 PARTE 2</p><p>O sistema cristalino agrupa cristais de células unitárias do mesmo formato.</p><p>No sistema triclínico, a célula unitária (Figura 2.4a) é caracterizada por apresentar as</p><p>três dimensões diferentes entre si, bem como os respectivos ângulos (a ≠ b ≠ c e α ≠</p><p>β ≠ γ ≠ 90º). Os cristais desse sistema possuem célula do tipo P. Minerais do grupo do</p><p>feldspato, como a microclina (KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>) e a albita (NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>), constituem</p><p>os exemplos</p><p>mais comuns de minerais desse sistema.</p><p>Os cristais do sistema monoclínico possuem célula unitária (Figura 2.4b) caracterizada</p><p>por apresentar as três dimensões diferentes entre si, sendo que o ângulo β, isto é, o ângulo</p><p>entre b e c, difere de 90º (a ≠ b ≠ c e α = γ = 90º ≠ β). Nesse sistema existem cristais</p><p>com células unitárias primitivas (do tipo P) ou ainda de corpo centrado (do tipo C). Talco</p><p>[Mg</p><p>3</p><p>Si</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>(OH</p><p>2</p><p>)] e caulinita [Al</p><p>2</p><p>Si</p><p>2</p><p>O</p><p>5</p><p>(OH</p><p>4</p><p>)] são alguns dos minerais desse sistema.</p><p>Os cristais do sistema ortorrômbico se caracterizam por apresentar célula unitária,</p><p>cujas três dimensões são diferentes e ortogonais entre si (a ≠ b ≠ c e α = β = γ = 90º).</p><p>Topázio [Al</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>(F,OH)</p><p>2</p><p>] e aragonita (CaCO</p><p>3</p><p>) cristalizam nesse sistema. Os cristais ortor-</p><p>rômbicos podem ter células unitárias dos tipos P, I, F e C (Figura 2.4c).</p><p>A célula unitária do sistema tetragonal tem o formato de um prisma de base quadrada,</p><p>e caracteriza-se por apresentar as dimensões a e b idênticas entre si e diferentes de c</p><p>(a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>≠ c), sendo as três ortogonais entre si (α = β = γ = 90º). Exemplos de minerais</p><p>cristalizados nesse sistema são: a cassiterita (SnO</p><p>2</p><p>) e o rutilo (TiO</p><p>2</p><p>). No sistema tetragonal,</p><p>os cristais podem ter células do tipo P ou I (Figura 2.4d).</p><p>No sistema hexagonal, a célula unitária (Figura 2.4e) é caracterizada por apresentar</p><p>as dimensões a e b idênticas entre si e diferentes de c, sendo que a e b são ortogonais</p><p>a c e fazem entre si um ângulo igual a 120º (a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>≠ c e α = β = 90º ≠ γ = 120º). Os</p><p>cristais possuem célula do tipo P. Berilo (Be</p><p>3</p><p>Al</p><p>2</p><p>Si</p><p>6</p><p>O</p><p>18</p><p>) e quartzo β (SiO</p><p>2</p><p>) exemplificam</p><p>cristais desse sistema.</p><p>Figura 2.4 - As células unitárias e os 14 retículos espaciais de Bravais. Os comprimentos dos</p><p>eixos estão assinalados pelas letras a, b e c; e os ângulos axiais, pelas letras gregas a,b e g.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p. 232A</p><p>72 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>A célula unitária romboédrica (Figura 2.4f) possui todas as faces losangulares, portanto,</p><p>todas as dimensões são idênticas, fazendo entre si ângulos idênticos, porém, diferentes</p><p>de 90º (a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>= a</p><p>3</p><p>e α = β = γ ≠ 90º). Calcita (CaCO</p><p>3</p><p>), hematita (Fe</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>) e quartzo</p><p>α (SiO</p><p>2</p><p>) cristalizam nesse sistema.</p><p>Os autores americanos reconhecem apenas seis sistemas cristalinos e consideram</p><p>o sistema romboédrico como uma subdivisão do sistema hexagonal. No Brasil, devido à</p><p>influência européia, reconhecem-se sete sistemas cristalinos.</p><p>A célula unitária cúbica (Figura 2.4g) possui as três dimensões de comprimentos</p><p>idênticos, e os ângulos α, β e γ são iguais a 90º (a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>= a</p><p>3</p><p>e α = β = γ = 90º). Assumir</p><p>que a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>= a</p><p>3</p><p>implica que não apenas o comprimento é o mesmo, mas que o arranjo</p><p>atômico nas três direções é idêntico. Ouro (Au), diamante (C) e pirita (FeS</p><p>2</p><p>) são exemplos</p><p>de minerais que possuem célula unitária cúbica e que, portanto, são cristalizados no</p><p>sistema cúbico. Embora os três minerais sejam formados por pilhas de células unitárias</p><p>cúbicas, as dimensões e o conteúdo da célula variarão em cada caso, em função de serem</p><p>constituídas por átomos diferentes.</p><p>Como os cristais são formados pela repetição, nas três dimensões, de uma unidade</p><p>de estrutura, o seu aspecto externo depende, em parte, da forma dessa unidade. Ele</p><p>também depende das condições nas quais os cristais crescem. Essas condições incluem</p><p>todas as influências externas como temperatura, pressão e disponibilidade de espaço</p><p>aberto para crescer livremente, dentre outros. A Figura 2.3 mostra como diferentes for-</p><p>mas cristalinas como cubo (Figuras 2.3a e 2.5a), cubos distorcidos (Figura 2.3b), octaedro</p><p>(Figura 2.3c) e dodecaedro (Figura 2.3d) podem ser geradas pelo empilhamento regular</p><p>de células unitárias cúbicas. A mesma observação pode ser feita a partir da Figura 2.5,</p><p>que apresenta fotografias de agregados de cristais cúbicos de fluorita (Figura 2.5a), de</p><p>cristais octaédricos de magnetita (Figura 2.5b) e de um cristal da granada almandina, cuja</p><p>forma é resultante da combinação do dodecaedro (faces maiores) com o trapezoedro</p><p>(faces menores). Os três minerais cristalizam-se no sistema cúbico.</p><p>Figura 2.5 - Diferentes formas cristalinas apresentadas</p><p>por cristais do sistema cúbico: (a) agregado de cristais</p><p>cúbicos de fluorita; (b) agregado de cristais octaédricos</p><p>de magnetita; e (c) cristal de almandina (uma granada)</p><p>resultante da combinação do dodecaedro (faces maiores)</p><p>e trapezoedro (faces menores). Amostras da Coleção</p><p>Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: A partir de AMORIM, P.L dos S., 2004.</p><p>(a) (b)</p><p>(c)</p><p>73 PARTE 2</p><p>A halita (NaCl) e a magnetita (Fe</p><p>3</p><p>O</p><p>4</p><p>) cristalizam-se no sistema cúbico. No entanto,</p><p>freqüentemente a halita é observada sob a forma de cristais cúbicos, e a magnetita,</p><p>octaédricos. A posição das faces cristalinas é influenciada pela estrutura, e elas têm</p><p>maior probabilidade de ocorrer paralelamente aos planos reticulares de maior densidade</p><p>atômica. A freqüência com que uma dada face é observada em um cristal é proporcional</p><p>ao número de nós reticulares (= átomos ou grupos de átomos) que ela intercepta, como</p><p>está ilustrado na Figura 2.6. Esta regra, conhecida como Lei de Bravais, é geralmente</p><p>confirmada pelas observações.</p><p>Nem todas as amostras de quartzo se apresentam em cristais delimitados naturalmente</p><p>por faces lisas e planas. Eles só se formam quando os grãos crescem livremente em um</p><p>espaço aberto. Em um granito, por exemplo, o quartzo aparece sob a forma de grãos</p><p>de formato irregular, por se cristalizar em um ambiente restrito, limitado pela presença</p><p>de outros minerais previamente formados. Através da difratometria de raios-X, é fácil</p><p>mostrar que em ambos, tanto no cristal de quartzo como no grão de quartzo irregular,</p><p>todos os átomos presentes estão empacotados com o mesmo arranjo geométrico, isto</p><p>é, os cristais de quartzo e os grãos irregulares de quartzo são ambos cristalinos. O termo</p><p>“cristalino”, mais do que “cristal”, é usado na definição de um mineral.</p><p>3.2 simetria externa</p><p>Então, como visto, quando um mineral se forma sob condições geológicas favoráveis,</p><p>a maneira regular como os seus átomos estão empilhados se reflete em sua forma externa,</p><p>levando ao desenvolvimento de cristais, isto é, sólidos geométricos limitados por faces</p><p>lisas e planas. Quando isso ocorre, é possível identificar nos cristais partes que são idênticas</p><p>a outras e diz-se que o cristal possui simetria.</p><p>Naturalmente que esta simetria externa reflete a simetria interna. Aqui, será abordada</p><p>apenas a simetria externa ou morfológica dos cristais. Entende-se por operação de sime-</p><p>tria, o movimento que se faz para que uma parte venha a coincidir espacialmente com</p><p>outra, idêntica a ela. As operações de simetria externa nos cristais são: reflexão, rotação</p><p>Figura 2.6 - Representação de um plano</p><p>reticular de uma estrutura cristalina. As</p><p>várias linhas desenhadas indicam direções</p><p>com maior ou menor número de pontos</p><p>reticulares sobre elas. Os planos com maior</p><p>densidade de pontos reticulares, como OA</p><p>e OB coincidem as faces mais comuns.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN, Manual of mineral</p><p>science, p. 190.</p><p>74 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>e inversão. Essas operações se dão através dos elementos de simetria, os quais são,</p><p>respectivamente, plano, eixo e ponto (= centro de simetria).</p><p>A Figura 2.7a traz a ilustração de um cristal dividido em duas metades, onde uma é a</p><p>imagem especular da outra, por um plano que aparece sombreado. O plano sombreado é</p><p>um plano de simetria desse cristal. O plano de simetria divide o cristal em duas metades</p><p>especulares. Um cristal pode não possuir plano de simetria, bem como pode apresentar</p><p>mais que um, sendo que o número máximo é 9.</p><p>Figura 2.7 - Os quatro elementos de simetria externa: (a) plano de simetria; (b) eixo de simetria;</p><p>(c) centro de</p><p>simetria e (d) eixo de inversão rotatória.</p><p>Fonte: Figura modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 175.</p><p>Na Figura 2.7b, vê-se um prisma hexagonal curto, terminado em pirâmide. Se o cristal</p><p>for girado de 360º ao redor da linha tracejada que passa pelo seu interior, por seis vezes</p><p>ele se apresentará como na posição inicial. Isso ocorre porque a linha tracejada é um eixo</p><p>de simetria desse cristal. Um eixo de simetria pode ser definido como uma linha imagi-</p><p>nária que passa por seu interior e ao redor da qual o cristal é rotacionado, levando a uma</p><p>posição idêntica à situação anterior à rotação. O número de repetições ocorridas durante</p><p>um giro de 360º corresponde à ordem do eixo: pode ser igual 6, 4, 3, 2 ou 1. Dependendo</p><p>de sua ordem, ele será designado como senário, quaternário, ternário, binário ou unitário,</p><p>respectivamente. Um cristal pode possuir um ou mais eixos de simetria e de mais de</p><p>uma ordem. Qualquer sólido, inclusive os cristais, apresenta um número infinito de eixos</p><p>unitários; estes só são citados quando o cristal não apresenta simetria.</p><p>O ponto c, assinalado na Figura 2.7c, é o centro de simetria do cristal. Um ponto será o</p><p>centro de simetria quando, de um ponto qualquer do cristal, uma linha imaginária, unindo-o</p><p>ao centro, for prolongada no sentido oposto e, a uma distância equivalente, existir um</p><p>ponto idêntico ao ponto original; isso deve ser verdade para todos os pontos do cristal.</p><p>O centro de simetria, quando presente em um cristal, é único.</p><p>Mais raramente, o cristal pode apresentar eixos de inversão rotatória, como o mostrado</p><p>na Figura 2.7d, os quais resultam da combinação da rotação com inversão. Os eixos de</p><p>inversão rotatória podem ser de ordem 6, 4 ou 3, uma vez que a operação do eixo binário</p><p>(a) (b) (d)(c)</p><p>75 PARTE 2</p><p>de inversão rotatória corresponde à do plano de simetria, e a do eixo unitário de inversão</p><p>rotatória equivale à do centro de simetria.</p><p>Chama-se grau de simetria ao conjunto dos elementos de simetria de um cristal.</p><p>Como a simetria interna está refletida na simetria externa, é possível, a partir do grau</p><p>de simetria de um cristal, saber qual é o seu sistema cristalino, pois os cristais de cada</p><p>sistema apresentarão sempre alguns elementos de simetria que lhes são característicos,</p><p>que podem ou não estar acompanhados de outros. A simetria característica de cada</p><p>sistema cristalino aparece sintetizada na Tabela 2.1.</p><p>tab ela 2.1 - eixos cristalográficos e simetria característica para cada sistema cristalino</p><p>Sistema cristalino Eixos cristalográficos Simetria característica</p><p>Constantes lineares Constantes angulares</p><p>Triclínico a ≠ b ≠ c α ≠ β ≠ γ Centro de simetria ou eixo unitá-</p><p>rio de simetria</p><p>Monoclínico a ≠ b ≠ c α = γ = 90º ≠ β Um eixo binário ou um plano de</p><p>simetria</p><p>Ortorrômbico a ≠ b ≠ c α = β = γ = 90º 3 eixos binários de comprimentos</p><p>diferentes ou três planos de</p><p>simetria</p><p>Tetragonal a = b ≠ c α = β = γ = 90º 1 eixo quaternário</p><p>Hexagonal a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>= a</p><p>3</p><p>≠ c α = β = 90º ≠ γ = 120º 1 eixo senário</p><p>Romboédrico ou trigonal a</p><p>1</p><p>= a</p><p>2</p><p>= a</p><p>3</p><p>≠ c α = β = 90º ≠ γ = 120º 1 eixo ternário</p><p>Cúbico ou isométrico a = b = c α = β = γ = 90º 3 eixos quaternários ou binários</p><p>de mesmo comprimento</p><p>3.3 eixos cristalográficos</p><p>Os eixos cristalográficos são direções privilegiadas no cristal, usadas como sistema</p><p>de referência, para orientação espacial do mesmo. Exceto para os sistemas hexagonal e</p><p>romboédrico, eles são em número de três e designados pelas letras a, b e c. Os ângulos</p><p>entres eles são chamados de α (= b^c), β (= a^c) e γ (= a^b).</p><p>A Figura 2.8 contém as representações dos eixos cristalográficos para os sete</p><p>sistemas cristalinos. Como se vê, o eixo c é o eixo vertical, o eixo a é antero-posterior, e</p><p>o eixo b está contido no plano perpendicular a a e c. As extremidades superiores do eixo</p><p>c, a frontal do eixo a e direita do eixo b são consideradas positivas, e as opostas a estas</p><p>são tomadas como negativas.</p><p>Os eixos cristalográficos devem coincidir com os eixos de simetria, se estes existirem</p><p>no cristal, ou são escolhidos como direções perpendiculares aos planos de simetria ou</p><p>paralelamente às arestas das faces mais desenvolvidas.</p><p>76 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>As relações de comprimento entre os eixos para cada sistema cristalino são conhecidas</p><p>como constantes lineares e os ângulos entre os mesmos, constantes angulares. Os eixos</p><p>cristalográficos de um dado sistema cristalino têm constantes angulares e lineares típicas</p><p>(Tabela 2.1).</p><p>Para os cristais do sistema triclínico (Figura 2.8a), devido à ausência de simetria, os</p><p>eixos são tomados paralelamente às arestas do cristal, são de comprimentos diferentes</p><p>e fazem entre si ângulos diferentes de 90º.</p><p>Figura 2.8 - Ilustração dos eixos cristalográficos dos sete sistemas cristalinos (nos sistemas</p><p>hexagonal e romboédrico, os eixos são idênticos).</p><p>Fonte: Figura modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 196.</p><p>Os cristais monoclínicos (Figura 2.8b) possuem um eixo binário e/ou um plano de simetria,</p><p>que coincide com o eixo b cristalográfico; os demais serão tomados paralelamente às</p><p>arestas. Neste caso, o eixo a é inclinado com relação a c.</p><p>Os eixos cristalográficos dos cristais ortorrômbicos (Figura 2.8c) coincidem com três</p><p>eixos binários ou são perpendiculares aos planos de simetria e, embora sejam ortogonais,</p><p>têm comprimentos diferentes.</p><p>No sistema tetragonal, o eixo c é sempre o eixo quaternário; os eixos a e b estão</p><p>contidos no plano perpendicular a c e podem coincidir com eixos binários (Figura 2.8d).</p><p>Neste caso, a e b serão de mesmo comprimento e diferentes de c. Os três eixos são</p><p>ortogonais.</p><p>Triclínico</p><p>( a )</p><p>Ortorrômbico</p><p>( c )</p><p>Tetragonal</p><p>( d )</p><p>Monoclínico</p><p>( b )</p><p>Hexagonal e Romboédrico</p><p>( e )</p><p>Cúbico ou Isométrico</p><p>( f )</p><p>a = b c; a = a1; b = a2</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>90º</p><p>a * b c</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>º; 90º</p><p>a1 a2 a3</p><p>º e 120º</p><p>a1 a2 a3</p><p>90º</p><p>+c +c +c +c</p><p>-c -c</p><p>-c</p><p>+c</p><p>-c -c</p><p>-a -a</p><p>-a -a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>+a1</p><p>+a3+a3</p><p>+a3</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>-a2</p><p>-a3-a3</p><p>-a3</p><p>-a2-a2</p><p>-a2</p><p>+a2</p><p>+a2+a2+a2</p><p>+a +a</p><p>+a</p><p>+b</p><p>+b</p><p>+b-b</p><p>-b</p><p>-b</p><p>Triclínico</p><p>( a )</p><p>Ortorrômbico</p><p>( c )</p><p>Tetragonal</p><p>( d )</p><p>Monoclínico</p><p>( b )</p><p>Hexagonal e Romboédrico</p><p>( e )</p><p>Cúbico ou Isométrico</p><p>( f )</p><p>a = b c; a = a1; b = a2</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>90º</p><p>a * b c</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>º; 90º</p><p>a1 a2 a3</p><p>º e 120º</p><p>a1 a2 a3</p><p>90º</p><p>+c +c +c +c</p><p>-c -c</p><p>-c</p><p>+c</p><p>-c -c</p><p>-a -a</p><p>-a -a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>+a1</p><p>+a3+a3</p><p>+a3</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>-a2</p><p>-a3-a3</p><p>-a3</p><p>-a2-a2</p><p>-a2</p><p>+a2</p><p>+a2+a2+a2</p><p>+a +a</p><p>+a</p><p>+b</p><p>+b</p><p>+b-b</p><p>-b</p><p>-b</p><p>Triclínico</p><p>( a )</p><p>Ortorrômbico</p><p>( c )</p><p>Tetragonal</p><p>( d )</p><p>Monoclínico</p><p>( b )</p><p>Hexagonal e Romboédrico</p><p>( e )</p><p>Cúbico ou Isométrico</p><p>( f )</p><p>a = b c; a = a1; b = a2</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>90º</p><p>a * b c</p><p>90º</p><p>a b c</p><p>º; 90º</p><p>a1 a2 a3</p><p>º e 120º</p><p>a1 a2 a3</p><p>90º</p><p>+c +c +c +c</p><p>-c -c</p><p>-c</p><p>+c</p><p>-c -c</p><p>-a -a</p><p>-a -a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>-a1</p><p>+a1</p><p>+a3+a3</p><p>+a3</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>+a1</p><p>-a2</p><p>-a3-a3</p><p>-a3</p><p>-a2-a2</p><p>-a2</p><p>+a2</p><p>+a2+a2+a2</p><p>+a +a</p><p>+a</p><p>+b</p><p>+b</p><p>+b-b</p><p>-b</p><p>-b</p><p>77 PARTE 2</p><p>Por razões impostas pela simetria, os cristais dos sistemas hexagonal e romboédrico</p><p>(Figura 2.8e) são referenciados com relação a quatro eixos cristalográficos, sendo o eixo c</p><p>vertical, e os demais, chamados a</p><p>1</p><p>, a</p><p>2</p><p>e a</p><p>3</p><p>, contidos no plano horizontal. Os três últimos</p><p>são de mesmo tamanho e diferem de c; sendo que o ângulo entre suas extremidades</p><p>positivas é igual a 120º. No sistema hexagonal, o eixo c coincide com o eixo senário, no</p><p>romboédrico, com o eixo ternário.</p><p>Os eixos a, b e c são paralelos a três eixos quaternários ou binários, idênticos e</p><p>perpendiculares entre si no sistema cúbico (Figura 2.8f).</p><p>Uma questão que deve ser enfatizada quanto aos eixos cristalográficos é que, quando</p><p>se diz que o eixo a é igual ao eixo b, isto significa que essas direções são constituídas</p><p>pelos átomos, com o mesmo empacotamento atômico e, portanto, terão as mesmas</p><p>propriedades físicas. Mesmo quando o formato externo dos grãos impossibilita o estudo</p><p>de sua simetria e a escolha dos eixos cristalográficos,</p><p>estes podem ser posicionados</p><p>através de propriedades, como a variação dos índices de refração, por exemplo.</p><p>4. princípios de cristaloquímica</p><p>As propriedades de um dado mineral são influenciadas por sua composição química,</p><p>pelo modo como os átomos constituintes estão empacotados e pela natureza das forças</p><p>que os mantêm unidos.</p><p>4.1 composição química dos minerais</p><p>A investigação dos aspectos cristaloquímicos dos minerais está intimamente ligada à</p><p>química inorgânica, cujo domínio abrange os 89 elementos químicos naturais e os 20 que</p><p>não ocorrem na natureza e com os quais, teoricamente, é possível formar uma infinidade</p><p>de compostos. No entanto, o número de minerais atualmente conhecidos é próximo de</p><p>4.000, e apenas cerca de 50 novos minerais são descobertos a cada ano. Esta aparente</p><p>disparidade entre o número quase infinito de compostos inorgânicos e o número de</p><p>minerais encontrados pode ser compreendida pela análise da Tabela 2.2. Apenas oito</p><p>elementos químicos ocorrem na crosta terrestre em quantidades superiores a 1,0%. Esses</p><p>oito elementos reunidos constituem cerca de 99% da massa da crosta (Figura 2.9), sendo</p><p>o oxigênio, de longe, o mais abundante. Essa predominância é ainda mais aparente quando</p><p>os valores de porcentagem em peso são recalculados para porcentagem em volume. Se</p><p>os volumes dos íons mais comuns são considerados, o oxigênio constitui cerca de 94%</p><p>do volume total da crosta. Sob essa ótica, a crosta da Terra consiste, essencialmente, de</p><p>um empacotamento denso de ânions oxigênio com íons metálicos intersticiais, principal-</p><p>mente o silício, que é o segundo elemento mais comum na crosta.</p><p>78 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Fonte: Modificada de MASON e MOORE. Principles of geochemistry, 1982.</p><p>Dentre os minerais conhecidos, pouco mais que 40 são os constituintes principais das</p><p>rochas mais comuns e são denominados minerais formadores de rocha ou minerais petro-</p><p>gráficos. Obviamente, os silicatos são os minerais formadores de rocha mais abundantes.</p><p>Além dos minerais petrográficos, existe um grupo de cerca de 30 minerais que ocorrem</p><p>como constituintes menores em muitos tipos de rochas. Geralmente, estão presentes em</p><p>quantidades inferiores a 5% e são referidos como minerais acessórios. Existe ainda um</p><p>grupo de minerais menos comuns, constituído principalmente por óxidos e sulfetos, que</p><p>formam concentrações locais, nos depósitos de minério, que são lavrados e processados</p><p>para obtenção dos metais necessários à indústria. Dos 89 elementos químicos naturais,</p><p>alguns são tão raros que não formam minerais sob qualquer circunstância.</p><p>Número</p><p>atômico</p><p>Elemento Média</p><p>crustal</p><p>Número</p><p>atômico</p><p>Elemento Média</p><p>crustal</p><p>Número</p><p>atômico</p><p>Elemento Média</p><p>crustal</p><p>Número</p><p>atômico</p><p>Elemento Média</p><p>crustal</p><p>1 H 0,14 % 24 Cr 100 Pd 0,01 68 Er 2,8</p><p>3 Li 20 25 Mn 0,09 % 47 Ag 0,07 69 Tm 0,5</p><p>4 Be 2,8 26 Fe 5,00 % 48 Cd 0,2 70 Yb 3,4</p><p>5 B 10 27 Co 25 49 In 0,1 71 Lu 0,5</p><p>6 C 200 28 Ni 75 50 Sn 2 72 Hf 3</p><p>7 N 20 29 Cu 55 51 Sb 0,2 73 Ta 2</p><p>8 O 46,60 % 30 Zn 70 52 Te 0,01 74 W 1,5</p><p>9 F 625 31 Ga 15 53 I 0,5 75 Re 0,001</p><p>11 Na 2,83 % 32 Ge 1,5 55 Cs 3 76 Os 0,005</p><p>12 Mg 2,09 % 33 As 1,8 56 Ba 0,04 % 77 Ir 0,001</p><p>13 Al 8,13 % 34 Se 0,05 57 La 30 78 Pt 0,01</p><p>14 Si 27,72 % 35 Br 2,5 58 Ce 60 79 Au 0,004</p><p>15 P 0,10 % 37 Rb 90 59 Pr 8,2 80 Hg 0,08</p><p>16 S 260 38 Sr 375 60 Nd 28 81 Tl 0,5</p><p>17 Cl 130 39 Y 33 62 Sm 6,0 82 Pb 13</p><p>19 K 2,59 % 40 Zr 165 63 Eu 1,2 83 Bi 0,2</p><p>20 Ca 3,63 % 41 Nb 20 64 Gd 5,4 90 Th 7,2</p><p>21 Sc 22 42 Mo 1,5 65 Tb 0,9 92 U 3,4</p><p>22 Ti 0,44 % 44 Ru 0,01 66 Dy 3,0</p><p>23 V 135 45 Rh 0,005 67 Ho 1,2</p><p>tabela 2.2</p><p>distribuição média dos elementos na crosta; valores expressos em porcentagem em peso para os</p><p>elementos maiores (indicado por %) e em partes por milhão para os elementos menos abundantes</p><p>79 PARTE 2</p><p>Figura 2.9 - Os oito elementos químicos mais abundantes da crosta. Valores expressos em</p><p>porcentagem em peso.</p><p>4.2 ligações químicas</p><p>Os minerais são compostos químicos nos quais, na maior parte das vezes, átomos</p><p>de diferentes elementos aparecem combinados. A natureza das forças que mantêm os</p><p>átomos unidos tem forte influência sobre as propriedades físicas dos minerais, como</p><p>sintetizado na Tabela 2.3.</p><p>tabela 2.3</p><p>os principais tipos de ligações químicas e seus reflexos nas propriedades físicas dos minerais</p><p>Tipos	de	ligações</p><p>Propriedades Iônica Covalente Metálica van der Waals</p><p>Força da ligação Forte Muito forte</p><p>Variável, em geral,</p><p>moderada</p><p>Fraca</p><p>Dureza Média a elevada Elevada Baixa Muito baixa</p><p>Condutividade</p><p>elétrica</p><p>Baixa condutividade</p><p>no estado sólido</p><p>Isolantes no</p><p>estado sólido</p><p>Bons condutores no</p><p>estado sólido</p><p>Isolantes no estado</p><p>sólido</p><p>Solubilidade em água</p><p>e ácidos fracos</p><p>Elevada Muito baixa Muito baixa Baixa</p><p>Exemplos</p><p>Calcita (CaCO</p><p>3</p><p>) e</p><p>halita (NaCl)</p><p>Diamante (C) e</p><p>esfalerita (ZnS)</p><p>Ouro (Au) e</p><p>cobre (Cu)</p><p>Grafita (C) e talco</p><p>[Mg</p><p>3</p><p>Si</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>]</p><p>O; 46,60</p><p>Si; 27,72</p><p>Al; 8,13</p><p>Fe; 5,00</p><p>Ca; 3,63</p><p>Na; 2,83</p><p>K; 2,59</p><p>Mg; 2,09</p><p>O</p><p>Si</p><p>Al</p><p>Fe</p><p>Ca</p><p>Na</p><p>K</p><p>Mg</p><p>80 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>A compreensão da estrutura dos átomos nos permite predizer como os elementos</p><p>químicos reagirão com outros e formarão estruturas cristalinas. Por esta razão, será feita</p><p>uma breve revisão sobre o conceito de átomo e partículas atômicas antes da discussão</p><p>sobre os diferentes mecanismos de ligação presentes nos minerais.</p><p>4.2.1 estrutura atômica da matéria</p><p>A palavra átomo deriva do grego e significa indivisível, pois os antigos acreditavam</p><p>que ele fosse a menor porção da matéria. Sabe-se hoje que um átomo é a menor unidade</p><p>de um elemento que retém as propriedades físicas e químicas desse elemento e são as</p><p>menores unidades de matéria que combinam em reações químicas, mas eles são divisíveis</p><p>em unidades ainda menores: os elétrons, prótons e nêutrons.</p><p>No centro de todo átomo está um núcleo denso que contém dois tipos de partículas,</p><p>prótons e nêutrons (Figura 2.10) e onde praticamente toda a sua massa está concentrada.</p><p>Cada uma dessas partículas é considerada como tendo uma massa de 1 unidade de</p><p>massa atômica. Os prótons carregam uma carga elétrica positiva (=+1); e os nêutrons,</p><p>por serem eletricamente neutros, não.</p><p>Figura 2.10 - Diagrama esquemático de um átomo de carbono.</p><p>Fonte: A partir de SKINNER/ PORTER. The dynamic Earth, p. 49.</p><p>Circundando o núcleo está uma nuvem de elétrons em movimento, cada um dos</p><p>quais com uma massa tão pequena que pode ser considerada nula. Cada elétron carrega</p><p>uma carga elétrica de -1. O número de prótons de qualquer átomo é balanceado pelo</p><p>mesmo número de elétrons na nuvem externa, de modo que um átomo é eletricamente</p><p>neutro. Modelos modernos de estrutura atômica dão a locação dos elétrons ao redor do</p><p>núcleo como orbitais (Figura 2.10). Eles podem ser pensados como camadas esféricas,</p><p>ou regiões ao redor do núcleo onde um elétron é mais possivelmente encontrado, não</p><p>como órbitas fixas. Contudo, é conveniente a representação dos orbitais como camadas</p><p>esféricas concêntricas ao redor do núcleo.</p><p>Os prótons dão ao núcleo uma carga positiva, e o número de prótons no núcleo de</p><p>um átomo é considerado o seu número atômico. O número de prótons do núcleo é que</p><p>dá ao átomo suas características especiais, e faz dele um elemento específico.</p><p>( )Próton ( )Nêutron ( )Elétron</p><p>1° nível de energia</p><p>(2 elétrons)</p><p>2° nível de energia</p><p>(4 elétrons)</p><p>Núcleo contendo 6 prótons</p><p>e 6 nêutrons</p><p>81 PARTE 2</p><p>A massa atômica de um elemento é a soma das massas de seus prótons e nêutrons.</p><p>Os elétrons, devido à sua massa pequena demais, não são incluídos nesta soma. A massa</p><p>atômica é expressa em unidades de massa atômica, que é igual a 1,6604 x 10-24 gramas,</p><p>equivalente a 1/12 da massa real de um átomo de carbono, cujo número de massa é igual</p><p>a 12. Embora o número de prótons seja constante, átomos do mesmo elemento químico</p><p>podem ter diferentes números de nêutrons e, portanto, diferentes massas atômicas. Os</p><p>vários tipos de átomos</p><p>de um mesmo elemento são chamados isótopos. Os isótopos</p><p>do carbono, por exemplo, têm todos seis prótons, porém, possuem seis, sete ou oito</p><p>nêutrons, com massas atômicas respectivamente iguais a 12, 13 e 14.</p><p>Os elétrons estão confinados em camadas específicas concêntricas ao redor do núcleo</p><p>(Figura 2.10), chamadas de camadas de nível de energia. O número máximo de elétrons</p><p>que pode ocupar uma dada camada é fixo. Como mostrado na Figura 2.10, a camada 1,</p><p>mais próxima ao núcleo, é pequena e acomoda apenas dois elétrons; a camada 2, con-</p><p>tudo, pode acomodar até oito elétrons; a camada 3, 18; e a camada 4, 32.</p><p>Quando uma camada contém o número máximo de elétrons, ela se torna muito estável.</p><p>Para alcançar uma configuração estável, os átomos compartilham ou transferem elétrons</p><p>entre si. Um átomo é eletricamente neutro porque possui o mesmo número de prótons</p><p>e elétrons. Quando ocorre transferência de um elétron, o balanço de forças elétricas é</p><p>perturbado. Um átomo que cede um elétron perde uma carga elétrica negativa e fica com</p><p>uma carga elétrica positiva. Um átomo que ganha um elétron tem uma carga negativa. Um</p><p>átomo que possui excesso de cargas positivas ou negativas, causadas por transferência</p><p>de elétrons, é chamado de íon. Quando a carga é positiva (significando que o átomo</p><p>cedeu elétrons), o íon é chamado de cátion; quando negativo (significando que o átomo</p><p>ganhou elétrons), de ânion. As cargas são representadas como índices sobrescritos após</p><p>o símbolo químico do elemento. Assim, Li+1 é um cátion (lítio) que cedeu um elétron, ao</p><p>passo que F-1 é um ânion (flúor) que recebeu um elétron.</p><p>4.2.2 a tabela periódica dos elementos</p><p>Os elementos químicos estão organizados na tabela periódica em ordem crescente</p><p>de número atômico (número de prótons), o que também significa números crescentes de</p><p>elétrons. A terceira fila, a partir do topo, por exemplo, começa à esquerda com o sódio</p><p>(número atômico 11), o qual tem um elétron na última camada. O próximo é o magnésio</p><p>(número atômico 12), que tem dois elétrons na última camada, seguido pelo alumínio (nú-</p><p>mero atômico 13), que tem três, e silício (número atômico 14), com quatro. Depois vem o</p><p>fósforo (número atômico 15), com cinco elétrons; enxofre (número atômico 16), com seis;</p><p>e cloro (número atômico 17), com sete. O último elemento nessa fila é o argônio (número</p><p>atômico 18), com oito elétrons na última camada, o máximo possível nessa camada.</p><p>Cada coluna na tabela forma um grupamento vertical de elementos que têm o mesmo</p><p>número de elétrons na última camada. Todos os elementos na coluna mais à esquerda</p><p>da tabela têm um único elétron na camada mais externa e têm uma forte tendência a</p><p>82 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>perdê-lo nas reações químicas. A segunda coluna a partir da esquerda inclui aqueles ele-</p><p>mentos que têm dois elétrons na última camada e uma forte tendência a perder ambos</p><p>em reações químicas.</p><p>Em direção ao lado direito da tabela, as duas colunas encabeçadas pelo oxigênio e pelo</p><p>flúor, agrupam os elementos que tendem a ganhar elétrons para sua camada mais externa.</p><p>Os elementos na coluna encabeçada pelo oxigênio têm seis dos oito elétrons possíveis</p><p>na última camada e tendem a ganhar dois elétrons. Aqueles na coluna encabeçada pelo</p><p>flúor têm sete elétrons em suas camadas mais externas e tendem a ganhar um.</p><p>As colunas entre as duas da esquerda e as duas encabeçadas pelo oxigênio e pelo flúor</p><p>têm tendências variadas a ganhar, perder ou compartilhar elétrons. A coluna na direção</p><p>do lado direito da tabela encabeçada pelo carbono inclui silício, de grande abundância na</p><p>Terra. Como notado antes, ambos, silício e carbono tendem a compartilhar elétrons.</p><p>Os elementos na última coluna da direita, encabeçada pelo hélio, têm a última camada</p><p>preenchida e, portanto, não tendem a ganhar ou perder elétrons. Conseqüentemente,</p><p>esses elementos não reagem quimicamente com outros elementos, exceto sob condições</p><p>muito especiais.</p><p>4.2.3 forças de ligação</p><p>As forças que mantêm os átomos (ou íons, ou grupos iônicos) unidos em um mineral</p><p>são elétricas. Seu tipo e intensidade são grandemente responsáveis pelas propriedades</p><p>físicas e químicas dos minerais. Em geral, quanto mais forte a ligação, mais duro é o</p><p>cristal, mais alto seu ponto de fusão e menor o seu coeficiente de expansão térmica. A</p><p>dureza elevada do diamante é atribuída às fortes forças elétricas ligando os átomos de</p><p>carbono em sua estrutura.</p><p>Essas forças elétricas são ligações químicas e podem ser descritas como pertencendo</p><p>a um dos cinco tipos principais: covalente, iônica, metálica, van der Waals e ligações de</p><p>hidrogênio. É importante enfatizar que essa classificação é didática e que podem existir</p><p>ligações híbridas entre todos os tipos.</p><p>ligações covalentes</p><p>Todos os átomos têm uma forte tendência a alcançar a configuração eletrônica de um</p><p>gás inerte, com a camada de valência (última camada) totalmente preenchida. Alguns</p><p>átomos alcançam esta configuração eletrônica estável pelo compartilhamento de elétrons.</p><p>A força entre dois átomos que preencheram sua última camada eletrônica pelo compar-</p><p>tilhamento de um ou mais elétrons é chamada ligação covalente. Uma representação</p><p>esquemática deste tipo de ligação é mostrada na Figura 2.11a.</p><p>83 PARTE 2</p><p>Figura 2.11 - Ligação covalente no diamante. (a) Diagrama esquemático mostrando como cada</p><p>átomo de carbono compartilha seus quatro elétrons da última camada e alcança configuração</p><p>eletrônica estável; e (b) Arranjo geométrico tridimensional dos átomos de carbono no diamante.</p><p>Fonte: Figura modificada de SKINNER; PORTER. The dynamic Earth, p. 51.</p><p>84 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>O compartilhamento de elétrons é a mais forte das ligações químicas. Minerais</p><p>covalentes são insolúveis e apresentam grande estabilidade e pontos de fusão elevados</p><p>(Tabela 2.3). No estado dissolvido, eles não produzem íons e não conduzem eletricidade</p><p>nem no estado sólido nem em solução. Como as forças elétricas constituindo a ligação</p><p>estão localizadas na vizinhança do elétron compartilhado, a ligação é altamente direcional,</p><p>e a simetria dos cristais resultantes tende a ser mais baixa que nos compostos iônicos.</p><p>O número de ligações covalentes que um átomo pode formar é previsível a partir do</p><p>número de elétrons necessários para alcançar configuração eletrônica estável (de um</p><p>gás nobre). O carbono, por exemplo, tem quatro elétrons em sua camada de valência;</p><p>através do compartilhamento de quatro elétrons adicionais, ele alcança a configuração</p><p>do gás nobre néon.</p><p>Os quatro elétrons de valência em cada carbono são suficientes para preencher</p><p>os orbitais ligantes, pelo compartilhamento de elétrons com quatro outros átomos de</p><p>carbono, formando uma configuração muito estável, firmemente ligada, com a forma</p><p>de um tetraedro com um átomo central de carbono ligando quatro outros nos ápices</p><p>(Figura 2.11b). Todo átomo de carbono está ligado a quatro outros, formando uma trama</p><p>contínua. A energia das ligações está fortemente localizada na vizinhança dos elétrons</p><p>compartilhados, produzindo uma estrutura muito rígida — a do diamante, a substância</p><p>natural mais dura. Como os elétrons de valência no diamante são usados na ligação,</p><p>nenhum deles está livre para se mover e conduzir eletricidade.</p><p>ligação iônica</p><p>A ligação iônica ocorre quando um ou mais elétrons na camada de valência de um</p><p>átomo são transferidos para a camada de valência de outro, de modo que ambos alcancem</p><p>a configuração de um gás inerte (Figura 2.12).</p><p>Figura 2.12 - Representação da ligação iônica no cloreto de sódio (NaCl), envolvendo a doação de</p><p>um elétron do sódio para o cloro; ambos alcançam configuração eltetrônica estável.</p><p>85 PARTE 2</p><p>O mineral halita, NaCl, constitui exemplo de cristal iônico. O sódio tem apenas um</p><p>elétron de valência em sua última camada e o perde prontamente, deixando o átomo com</p><p>uma carga positiva e a configuração do gás nobre néon. O cloro, por sua</p><p>de Geociências – UNICAMP</p><p>pArTe 1</p><p>a dinÂmica terrestre</p><p>e as rochas</p><p>GerAldo NorberTo chAves sGArbi</p><p>Os derrames basálticos da Bacia do Paraná, do Cretáceo Inferior, encontram-se entre os mais</p><p>extensos e volumosos do planeta. Na América do Sul, o Vulcanismo Serra Geral abrange área</p><p>superior a 1,2 milhão de km2 e espessura máxima da ordem de 1.800m, exibindo derrames</p><p>individuais que podem ultrapassar 90m de espessura. As primeiras camadas de lava recobriram</p><p>um vasto deserto, conhecido como paleodeserto Botucatu. A atividade ígnea ocorreu antes da</p><p>abertura do Oceano Atlântico Sul. Com a fragmentação de Gondwana, uma pequena porção</p><p>desses derrames encontra-se atualmente na costa da Namíbia, na Província Vulcânica de</p><p>Etendeka, África Ocidental. (Foto cedida gentilmente por Celso Dal Ré Carneiro).</p><p>lista de figuras</p><p>figura 1.1 relações espaciais de um terremoto vistas em corte vertical 00</p><p>figura 1.2 ondas sísmicas 00</p><p>figura 1.3 Trajetórias das ondas sísmicas superficiais 00</p><p>figura 1.4 subdivisões do interior da Terra 00</p><p>figura 1.5 seção vertical mostrando as diferenças entre a</p><p>crosta continental e a crosta oceânica 00</p><p>figura 1.6 pangea, construído pela justaposição das crostas continentais 00</p><p>figura 1.7 distribuição das principais placas tectônicas 00</p><p>figura 1.8 diagrama esquemático mostrando o contexto tectônico 00</p><p>figura 1.9 diagrama tridimensional mostrando a geração e destruição de crosta 00</p><p>figura 1.10 dorsais mesoceânicas cortadas por falhas transformantes 00</p><p>figura 1.11 Migração da Índia em direção norte até sua colisão com a ásia (a) e seções</p><p>cruzadas esquemáticas mostrando a geometria dessa colisão (b) 00</p><p>figura 1.12 relevo, rochas e sedimentos em regiões costeiras</p><p>italianas tectonicamente diversas 00</p><p>figura 1.13 seção esquemática de um arco de margem continental (a)</p><p>e de um arco de ilha (b) 00</p><p>figura 1.14 falha de santo André, na califórnia (a) e lineamento do Mar Morto (b) 00</p><p>figura 1.15 seqüência de eventos idealizada em um ciclo de Wilson 00</p><p>figura 1.16 o ciclo das rochas, comandado pela ação de processos</p><p>internos e externos do planeta 00</p><p>sumário</p><p>1. iNTrodução</p><p>2. A esTruTurA iNTerNA dA TerrA 00</p><p>2.1 A estrutura sísmico-composicional da Terra 00</p><p>2.1.1 os terremotos e as ondas sísmicas 00</p><p>2.1.2 As descontinuidades sísmicas e a estrutura interna da Terra 00</p><p>2.2 A estrutura reológica da Terra 00</p><p>2.2.1 A litosfera 00</p><p>2.2.2 A astenosfera 00</p><p>2.2.3 A mesosfera, o núcleo interno e o núcleo externo 0</p><p>3. A diNâMicA TerresTre 00</p><p>3.1 placas litosféricas e plumas do manto 00</p><p>3.1.1 placas litosféricas em movimento 00</p><p>3.1.2 As plumas do manto 00</p><p>3.2 placas, seus limites, sua interação e a geodinâmica 00</p><p>3.2.1 os limites divergentes 00</p><p>3.2.2 os limites convergentes 00</p><p>3.2.3 os limites laterais ou conservativos 00</p><p>3.2.4 o ciclo de Wilson 00</p><p>3.3 o mecanismo da tectônica de placas 00</p><p>3.3.1 correntes de convecção 00</p><p>3.3.2 força de empuxo pela cordilheira 00</p><p>3.3.3 força de arrasto da placa 00</p><p>4. A diNâMicA TerresTre e As rochAs 00</p><p>4.1 o ciclo das rochas 00</p><p>4.2 Ambientes tectônicos e a gêneses das rochas ígneas,</p><p>sedimentares e metamórficas 00</p><p>4.2.1 limites divergentes</p><p>4.2.2 limites convergentes</p><p>referêNciAs</p><p>1. introdução</p><p>A Terra não é estática e possui uma dinâmica própria e complexa. Tanto no passado</p><p>geológico como no presente, rochas estão sendo geradas e também consumidas, em</p><p>um delicado equilíbrio que mantém constante o volume do planeta. Como são esses</p><p>processos em escala global? Quais são seus produtos? A resposta está tanto na inter-</p><p>pretação das rochas existentes na superfície, como também na utilização de métodos</p><p>de investigação indiretos, que nos mostram dados sobre a estrutura interna da Terra. O</p><p>entendimento dessa dinâmica inicia-se com a compreensão de que a parte superficial do</p><p>nosso planeta é formada por placas rígidas, que se movem entre si, sobre um material</p><p>não-rígido. Dependendo desse movimento, pode haver um afastamento entre duas placas,</p><p>o qual promove aberturas lineares por onde flui magma, que ascende até a superfície, se</p><p>resfriando e gerando novas rochas.</p><p>Nos movimentos de colisão entre placas, as condições físicas geram variados tipos de</p><p>rochas, afetadas por deformações que produzem estruturas diversas nas rochas, como</p><p>dobramentos e rupturas, além de vulcanismo, consumo de rochas e terremotos. Duas</p><p>placas com densidades semelhantes podem se comprimir, originando zonas de altíssimas</p><p>pressões, onde se forma uma variada “assembléia” de estruturas de rompimento, dobra-</p><p>mento e rochas especificamente relacionadas com essas novas condições físicas. Ainda</p><p>nesse contexto de colisão, uma placa mais densa pode se aprofundar sob outra menos</p><p>densa, consumindo também as rochas ali presentes. Esse movimento descendente da</p><p>placa pode colocar aquele pedaço de rocha fria em novos ambientes no interior do planeta,</p><p>onde imperam condições de pressão e temperatura tais que promovem a retirada de</p><p>gazes, água e substâncias voláteis da placa, fazendo com que haja fusão parcial das</p><p>rochas que a envolvem. Isso faz com que porções desse novo magma ascenda, por sua</p><p>menor densidade, à superfície do planeta, formando vulcões, cujas lavas gerarão, pelo</p><p>resfriamento, novas e diferentes rochas. O movimento dessa placa ainda gera atrito com</p><p>as demais rochas adjacentes, originando a maior parte dos terremotos verificados.</p><p>Em um terceiro movimento, no qual uma placa desliza lateralmente com relação a uma</p><p>outra, não há nem geração nem consumo de rochas, porém, o atrito entre elas também</p><p>gera terremotos.</p><p>18 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>2. a estrutura interna da terra</p><p>Para a compreensão da maneira como se distribuem e se formam as rochas e, sobre-</p><p>tudo, sobre o funcionamento do planeta e sua estrutura interna, precisaríamos conhecer</p><p>como é a Terra por dentro. Há dois modos de se proceder nesse sentido: o estudo da</p><p>sua estrutura física e seu modelo comportamental ou reológico.</p><p>2.1 a estrutura sísmico-composicional da terra</p><p>Antes de entrarmos na estrutura da Terra propriamente dita, precisamos saber algo a</p><p>respeito do método utilizado em seu estudo, que é indireto e denominado sismologia.</p><p>Este é um dos ramos da geofísica, que estuda o comportamento das ondas elásticas</p><p>que atravessam a Terra e nos informam sobre as características do interior do planeta.</p><p>Como essas ondas são geradas e como conseguem fazer uma espécie de “tomografia”</p><p>do interior da Terra? A resposta é que elas são geradas pelos terremotos e sua propagação</p><p>nos informa sobre as características físicas dos materiais que as conduzem, desde a</p><p>superfície até o centro do planeta. Essas ondas são denominadas sísmicas, mecânicas</p><p>ou elásticas, pois se propagam através da vibração de partículas no interior dos corpos</p><p>elásticos, a exemplo das ondas sonoras.</p><p>2.1.1 os terremotos e as ondas sísmicas</p><p>Um terremoto é deflagrado por um movimento ou tremor súbito que acomete rochas</p><p>situadas em certas regiões no interior da Terra, causado pela liberação abrupta de tensão</p><p>lentamente acumulada pelas rochas sob ação de forças. Em outras palavras, é a ruptura</p><p>ou quebra de rochas, em um processo que gera ondas elásticas que se propagam no</p><p>interior do planeta.</p><p>Terremoto pode também ser entendido como uma vibração que se segue a uma súbita</p><p>liberação de energia no interior da Terra. Parte localizada da crosta pode, inicialmente, se</p><p>dobrar e, então, por uma tensão que exceda a sua resistência mecânica, se romper, libe-</p><p>rando a energia acumulada. No processo de quebra, ondas sísmicas são produzidas. Elas</p><p>podem ser produzidas, ainda, por explosões naturais (e.g. erupções vulcânicas, impacto</p><p>por corpos extraterrestres), ou por explosões artificiais (nucleares ou convencionais). Em</p><p>sua propagação pelo interior da Terra, elas vão revelando sua estrutura interna. Essas</p><p>ondas viajam tridimensionalmente, a partir do foco (ou hipocentro), que é o ponto onde</p><p>se gerou o terremoto, e espalham-se, refletindo e/ou refratando,</p><p>vez, precisa ganhar</p><p>um elétron para alcançar a estrutura do gás nobre argônio. O elétron perdido pelo sódio é</p><p>capturado pelo cloro. Na+ e Cl- se atraem reciprocamente devido às suas cargas opostas.</p><p>A atração entre íons opostamente carregados constitui a ligação iônica (ou eletrostática,</p><p>ver Figura 2.12). A formação dessa ligação é o resultado da troca de elétron(s) do átomo</p><p>metálico (formando um cátion) para o não-metálico (formando um ânion).</p><p>Em um cristal de cloreto de sódio, propriedades características podem ser reconhecidas:</p><p>hábito cristalino cúbico, índice de refração, e assim por diante. Essas propriedades não</p><p>lembram em nada aquelas dos constituintes elementares da halita, a saber, o sódio que</p><p>é um metal brilhante (Na) e o cloro, que é um gás esverdeado corrosivo (Cl</p><p>2</p><p>). O toque</p><p>do cristal com a língua produz o gosto da solução. Em outras palavras, as propriedades</p><p>conferidas ao cristal pelos seus constituintes elementares são as propriedades dos íons,</p><p>não dos elementos.</p><p>Fisicamente, os cristais ligados ionicamente são geralmente de dureza e peso espe-</p><p>cífico moderados, têm pontos de fusão razoavelmente altos e são maus condutores de</p><p>calor e eletricidade. A ausência de condutividade elétrica na ligação iônica dos cristais</p><p>é devida à estabilidade dos íons, os quais não perdem ou ganham elétrons facilmente.</p><p>Como a carga eletrostática constituindo a ligação iônica é uniformemente espalhada por</p><p>todo o íon, um cátion tende a circundar-se com muitos ânions, bem como pode estar ao</p><p>redor deles. Isso significa que a ligação iônica é não-direcional e a simetria dos cristais</p><p>resultantes é geralmente alta.</p><p>A ligação iônica é tanto mais forte quanto menor for a distância interiônica (centro</p><p>do cátion – centro do ânion) e quanto maior for a carga dos íons envolvidos. As ligações</p><p>iônicas predominam entre os minerais, sendo que 90% dos minerais são compostos</p><p>essencialmente iônicos.</p><p>Alguns minerais apresentam ligações intermediárias entre a ligação iônica pura e a</p><p>ligação covalente pura porque alguns elétrons são compartilhados e alguns são transfe-</p><p>ridos. Linus Pauling (1939) elaborou um mecanismo de estimativa do caráter da ligação</p><p>baseado na diferença de eletronegatividades dos elementos envolvidos.</p><p>A eletronegatividade é a medida da capacidade de um átomo de atrair elétrons para</p><p>si, e é expressa por uma série de números adimensionais. Elementos com baixa eletro-</p><p>negatividade são doadores de elétrons, e aqueles com alta eletronegatividade são recep-</p><p>tores de elétrons. As diferenças nos valores de eletronegatividade dos elementos são</p><p>uma expressão do caráter iônico da ligação formada por seus átomos. Essa diferença é</p><p>expressa como X</p><p>A</p><p>- X</p><p>B</p><p>, onde X</p><p>A</p><p>é a eletronegatividade do elemento A ligado ao elemento</p><p>B com seu próprio valor de eletronegatividade X</p><p>B</p><p>.</p><p>Na Figura 2.13, vê-se que compostos constituídos de elementos com valores muito</p><p>diferentes de eletronegatividade são mais iônicos que compostos constituídos por</p><p>elementos próximos uns aos outros em eletronegatividade.</p><p>86 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 2.13 - Diagrama relacionando a diferença de eletronegatividade entre os íons de um</p><p>composto e a extensão do caráter iônico da ligação que os une.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN, 2002. Manual of mineral science, p. 61.</p><p>As ligações entre elementos da primeira e sétima colunas da tabela periódica são</p><p>dominantemente iônicas. Exemplos são os haletos alcalinos e os óxidos alcalino-terrosos.</p><p>As ligações entre átomos próximos ou juntos na tabela periódica são covalentes.</p><p>ligação metálica</p><p>Átomos de elementos metálicos, os quais têm forte tendência a perder elétrons, man-</p><p>têm seus núcleos e elétrons internos envolvidos em um empacotamento atômico denso,</p><p>enquanto os elétrons de valência, i.e., da última camada, são compartilhados e dispersos</p><p>entre os íons, não mostram afinidade com nenhum núcleo em particular e estão livres</p><p>para se moverem, através da estrutura ou ainda fora dela, sem romper o mecanismo de</p><p>ligação. Esse compartilhamento dos elétrons livres resulta em um tipo de ligação cova-</p><p>lente que é chamada de ligação metálica.</p><p>A ligação metálica é responsável pela alta plasticidade, tenacidade, ductilidade e</p><p>condutividade dos metais, bem como por sua dureza geralmente baixa. A Tabela 2.3 lista</p><p>algumas das propriedades relacionadas à ligação metálica em materiais cristalinos.</p><p>Ela é encontrada em número pequeno de minerais, entre os quais os metais nativos,</p><p>como o cobre, o ouro e a prata, que apresentam ligação metálica pura e alguns sulfetos,</p><p>em que parte das ligações é metálica.</p><p>87 PARTE 2</p><p>ligação de van der Waals</p><p>Na ligação de van der Waals, os elétrons nos orbitais sincronizam seus movimentos</p><p>de tal modo que uma fraca e instantânea atração dipolo possa induzir um efeito similar</p><p>nos átomos vizinhos, os quais podem levar toda a estrutura molecular a ser ligada por</p><p>esse fraco efeito dipolo. Na formação de cristais, essas moléculas estão alinhadas com</p><p>pólos negativos contra pólos positivos das moléculas vizinhas. Essa ligação fraca, que</p><p>une moléculas neutras e unidades estruturais essencialmente não carregadas em uma</p><p>estrutura coesa, em virtude de pequenas cargas residuais em suas superfícies, é chamada</p><p>ligação de van der Waals (ou residual) e é a mais fraca das ligações químicas.</p><p>Esse tipo de ligação não é encontrado com freqüência em minerais, mas, quando</p><p>presente, é geralmente responsável por propriedades fortemente direcionais, como a</p><p>presença de uma direção de clivagem e a baixa dureza. Um exemplo é o mineral grafita,</p><p>cuja estrutura está representada esquematicamente na Figura 2.14 e consiste de folhas</p><p>de carbono covalentemente ligadas, unidas umas às outras pelas ligações de van der</p><p>Waals.</p><p>Figura 2.14 - Representação da estrutura da grafita, com ligações covalentes entre os átomos</p><p>de carbono no interior das camadas e ligação de van der Waals entre as camadas.</p><p>Fonte: Modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 63.</p><p>88 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>ligação de hidrogênio</p><p>A ligação de hidrogênio é uma ligação eletrostática entre o íon hidrogênio carregado</p><p>positivamente e um íon negativamente carregado, como o O-2 e N-3. Como o hidrogênio</p><p>tem apenas um elétron, este é cedido para um íon mais eletronegativo na ligação iônica</p><p>e o próton remanescente no núcleo fica descoberto. O íon positivo tem a capacidade de</p><p>formar ligações de hidrogênio fracas com outros íons negativos ou com as terminações</p><p>negativas de moléculas polares, tal como H</p><p>2</p><p>O. A proximidade da ligação permite a</p><p>formação de uma ligação dipolo-dipolo relativamente fraca, porém, mais forte que a</p><p>ligação de van der Waals.</p><p>A ligação de hidrogênio é comum nos hidróxidos, nos quais a hidroxila, (OH)-, não se</p><p>comporta estritamente como um grupo aniônico esférico, mas é mais realisticamente</p><p>representado por uma coordenação assimétrica, a qual produz um efeito dipolo. A ligação</p><p>de hidrogênio está também presente em muitos dos silicatos com estrutura em camadas,</p><p>como as micas, e argilo-minerais, os quais contêm grupos hidroxila.</p><p>cristais com mais de um tipo de ligação</p><p>Entre as substâncias ocorrendo naturalmente, com sua tremenda diversidade e comple-</p><p>xidade, a presença de apenas um tipo de ligação é rara, e dois ou mais tipos de ligação</p><p>coexistem na maioria dos minerais. Onde isso ocorre, o cristal apresenta as proprie-</p><p>dades dos diferentes tipos de ligação representados e, freqüentemente, isso resulta em</p><p>propriedades fortemente direcionais. Então, no mineral grafita, a coesão das delgadas</p><p>folhas que constituem a estrutura do mineral é resultado da forte ligação covalente nos</p><p>planos de folhas, enquanto a excelente clivagem entre elas reflete as ligações de van</p><p>der Waals, que mantêm as folhas juntas (Figura 2.14). Nos silicatos com estruturas em</p><p>camadas, os quais consistem de folhas de tetraedros de sílica, fortemente ligados por</p><p>uma ligação híbrida entre</p><p>covalente e iônica, a ligação entre as folhas se faz através de</p><p>cátions unidos a essas folhas por ligação iônica e/ou ponte de hidrogênio relativamente</p><p>fraca, e refletem de modo similar, em sua marcada clivagem basal, a diferença de força</p><p>dos dois tipos de ligação.</p><p>Todos os compostos iônicos podem ser classificados, com base na força relativa de</p><p>suas ligações, em isodésmicos ou anisodésmicos. Aqueles cristais nos quais todas as</p><p>ligações são de mesma força são chamados de isodésmicos, como é o caso da halita,</p><p>NaCl. Por outro lado, minerais como a calcita, CaCO</p><p>3</p><p>, em cuja estrutura o oxigênio está</p><p>mais fortemente ligado ao carbono para formar o grupo aniônico (CO</p><p>3</p><p>)-2 que ao Ca+2,</p><p>são ditos anisodésmicos.</p><p>89 PARTE 2</p><p>4.3 estrutura cristalina</p><p>Como já foi dito, um outro fator que influencia as propriedades físicas dos minerais é</p><p>o modo como os átomos estão empacotados. O empacotamento atômico, por sua vez,</p><p>é função dos tamanhos relativos dos íons dos elementos na estrutura cristalina.</p><p>O tamanho dos íons está relacionado às estruturas atômicas dos elementos. O tamanho</p><p>dos íons aumenta com o número de elétrons e camadas eletrônicas. A carga do íon</p><p>também afeta seu tamanho (Figura 2.15). Quanto mais elétrons um elemento perde</p><p>para tornar-se um cátion, mais forte é sua carga positiva e maior a atração elétrica do</p><p>núcleo sobre os elétrons remanescentes. Muitos dos cátions de minerais abundantes</p><p>são relativamente pequenos; a maioria dos ânions é grande. Esse é o caso do ânion</p><p>mais comum da Terra, o oxigênio. Como os ânions tendem a ser maiores que os cátions,</p><p>a maior parte do espaço de um cristal é ocupado pelos ânions e os cátions ficam nos</p><p>interstícios entre eles. Em decorrência disso, as estruturas dos cristais são fortemente</p><p>influenciadas pelo modo como os ânions estão arranjados e a maneira como os cátions</p><p>se dispõem entre eles.</p><p>Figura 2.15 - Relação entre os raios iônicos de alguns íons comuns e sua carga.</p><p>Fonte: Modificada de SKINNER; PORTER. The dynamic Earth, p. 54.</p><p>90 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4.3.1 número de coordenação</p><p>Quando íons de cargas opostas se unem para formar uma estrutura cristalina, em que as</p><p>forças de ligação são dominantemente eletrostáticas (i.e. iônicas), cada íon tende a reunir</p><p>em torno de si, ou coordenar, tantos íons de carga oposta quanto seu tamanho permita.</p><p>Quando os átomos estão ligados por ligações iônicas, eles podem ser considerados como</p><p>aproximadamente esféricos, e a geometria resultante é simples. Os íons coordenados</p><p>sempre se aglomeram ao redor de um íon coordenante central, de tal modo que seus</p><p>centros coincidam com os vértices de um poliedro. Assim, em uma estrutura cristalina</p><p>estável, cada cátion recai sobre o centro aproximado de um poliedro de coordenação</p><p>de ânions. O número de ânions no poliedro é o número de coordenação (N.C.) do cátion</p><p>com relação ao ânion, e é, em uma primeira aproximação, determinado pela razão entre</p><p>os tamanhos do cátion e do ânion. Tomando a halita, NaCl, como exemplo: cada Na+ tem</p><p>seis Cl- como vizinhos mais próximos, diz-se que o Na+ está em coordenação 6 com o</p><p>Cl- (N.C. 6). Na fluorita, CaF</p><p>2</p><p>, cada cálcio está no centro de um poliedro de coordenação</p><p>consistindo de oito íons flúor e, daí, o Ca+2 está em coordenação 8 com relação ao F- (N.C.</p><p>8). A Figura 2.16 apresenta uma ilustração de ambas as estruturas.</p><p>Figura 2.16 - Visualização dos poliedros de coordenação na estrutura da halita (a) e fluorita (b).</p><p>Fonte: Modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 69.</p><p>Os ânions também podem ser vistos como ocupando os centros de poliedros de</p><p>coordenação formados por cátions. No NaCl, cada íon cloro tem seis íons sódio vizinhos</p><p>e, daí, está em coordenação 6 com relação ao sódio. Como ambos, sódio e cloro, estão</p><p>em coordenação 6, devem existir números iguais de ambos, em concordância com a</p><p>fórmula, NaCl. Por outro lado, na estrutura da fluorita, cada íon flúor tem quatro íons cálcio</p><p>como vizinhos mais próximos e está, portanto, em coordenação 4 com relação ao cálcio</p><p>(N.C. 4). Os quatro íons cálcio formam um poliedro de coordenação, definido pelo íon</p><p>flúor central de tal modo que os íons cálcio recaiam nos vértices de um tetraedro regular</p><p>(Figura 2.16). Como cada íon cálcio tem oito íons flúor como vizinhos mais próximos (N.C.</p><p>8), enquanto cada íon flúor tem apenas quatro íons cálcio vizinhos, é óbvio que existem</p><p>duas vezes mais flúor que cálcio na estrutura da fluorita, o que está de acordo com a</p><p>fórmula CaF</p><p>2</p><p>e com as valências do cálcio e flúor.</p><p>Na+ Cl-</p><p>Estrutura da halita, NaCl</p><p>(a)</p><p>Estrutura da fluirita, CaF</p><p>2</p><p>(b)</p><p>Na+ Cl-</p><p>91 PARTE 2</p><p>Razão mínima</p><p>entre os raios</p><p>RA:RX</p><p>Número de</p><p>coordenação</p><p>N.C.</p><p>Geometria do empacotamento</p><p>Linear</p><p>Vértices de um triângulo</p><p>equilátero (coordenação</p><p>triangular)</p><p>Vértices de um tetraedro</p><p>(coordenação tetraédrica)</p><p>Vértices de um octaedro</p><p>(coordenação octaédrica)</p><p>Vértices de um cubo</p><p>(coordenação cúbica)</p><p>Vértices de um dodecaedro</p><p>(empacotamento denso)</p><p>0.155</p><p>0.225</p><p>0.414</p><p>0.732</p><p>1.0</p><p><0.155</p><p>3</p><p>4</p><p>6</p><p>8</p><p>12</p><p>2</p><p>Figura 2.17 - Geometria do empacotamento atômico e sua relação com a razão entre os raios do</p><p>cátion e do ânion.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p. 73.</p><p>O número de coordenação depende da razão entre o raio catiônico (R</p><p>C</p><p>) e o raio aniônico</p><p>(R</p><p>A</p><p>). A Figura 2.17 mostra poliedros de coordenação em função dessa razão.</p><p>92 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Quando o cátion é muito pequeno comparativamente ao ânion, de modo que a razão</p><p>entre os seus raios é inferior a 0,155, o número de coordenação é 2 e o arranjo geométrico</p><p>resultante é linear, isto é, cada um de dois ânions se dispõe lateralmente ao cátion. Tal</p><p>configuração é raramente observada em minerais.</p><p>Quando a razão (R</p><p>C</p><p>/ R</p><p>A</p><p>) está entre 0,155 e 0,225, o número de coordenação é 3, e os</p><p>ânions se dispõem como nos vértices de um triângulo eqüilátero, cujo centro é ocupado</p><p>pelo cátion. Um exemplo de tal configuração é dado pelo radical (CO</p><p>3</p><p>)-2 presente nos</p><p>minerais carbonatos.</p><p>À medida que o tamanho catiônico aumenta relativamente ao do ânion, e a razão (R</p><p>C</p><p>/ R</p><p>A</p><p>) apresenta valores entre 0,225 e 0,414, o número de coordenação é 4 e a configuração</p><p>resultante é tetraédrica, com os ânions coincidentes com os vértices do tetraedro e o</p><p>cátion na posição central. Exemplo de tal arranjo geométrico é o radical (SiO</p><p>4</p><p>)-4 dos</p><p>minerais silicatos.</p><p>Valores para a razão (R</p><p>C</p><p>/ R</p><p>A</p><p>) no intervalo entre 0,414 e 0,732 correspondem à coorde-</p><p>nação 6 ou octaédrica, na qual seis ânions ocupam os vértices de um octaedro coordenado</p><p>por um cátion central. O mineral halita, NaCl, constitui exemplo de tal geometria.</p><p>O aumento relativo progressivo da razão (R</p><p>C</p><p>/ R</p><p>A</p><p>) acarreta em incremento também</p><p>no número de coordenação. Para valores de (R</p><p>C</p><p>/ R</p><p>A</p><p>) entre 0,732 e 1,0, a configuração é</p><p>cúbica, equivalente ao número de coordenação igual a 8.</p><p>Finalmente, quando os raios do cátion e do ânion se igualam, a coordenação é 12,</p><p>resultando em um empacotamento atômico denso.</p><p>4.4 fenômenos relacionados à composição química dos minerais</p><p>Um mineral distingue-se dos demais por apresentar uma combinação única de compo-</p><p>sição química e empacotamento atômico, o que lhe confere propriedades cristaloquímicas</p><p>características. No entanto, o mesmo composto químico pode se apresentar sob formas</p><p>físicas distintas, em função de ter os átomos empacotados de maneiras diferentes. Ou</p><p>ainda, compostos químicos diferentes podem possuir o mesmo empacotamento atômico.</p><p>Essas feições e outras serão tratadas sob este título.</p><p>4.4.1 isoestruturalismo</p><p>Dois ou mais compostos cujos átomos estão arranjados no mesmo tipo de estrutura</p><p>cristalina são considerados isoestruturais, isótipos ou, menos desejavelmente, isomorfos.</p><p>Mesmo minerais que aparentemente pouco têm em comum, como a fluorita, CaF</p><p>2</p><p>,</p><p>e a uraninita, UO</p><p>2</p><p>, são isoestruturais, como revelado pela</p><p>semelhança entre os padrões</p><p>de difração de raios-X de ambas. Nos dois minerais, o cátion Ca+2 no caso da fluorita, e</p><p>U+4 no da uraninita coordenam seis ânions, F- na fluorita, e O-2 na uraninita, e cada ânion</p><p>coordena tetraedricamente quatro cátions (Figura 2.16).</p><p>93 PARTE 2</p><p>De grande importância na mineralogia é o conceito de grupo isoestrutural: um grupo</p><p>de minerais relacionados uns aos outros por sua estrutura análoga, geralmente possuindo</p><p>um ânion comum e freqüentemente apresentando ampla substituição catiônica. Muitos</p><p>grupos de minerais formadores de rocha isoestruturais são reconhecidos, como os grupos</p><p>das granadas, das olivinas, dos piroxênios e dos anfibólios.</p><p>4.4.2 solução sólida</p><p>Para os químicos, o termo solução	significa um sistema homogêneo com mais de um</p><p>componente, sendo geralmente aplicado a substâncias líquidas. Analogamente, o termo</p><p>solução	sólida é usado em mineralogia para aqueles minerais homogêneos nos quais</p><p>mais de um elemento ocupa o mesmo sítio cristalino.</p><p>A solução sólida pode se dar por substituição iônica, por vacância ou ainda ser</p><p>intersticial.</p><p>solução sólida por substituição iônica</p><p>Um dos requisitos da definição de mineral é que este tenha composição química</p><p>definida, mas ela pode ser variável. A variação composicional é o resultado de substituição,</p><p>em uma dada estrutura, de um íon ou grupo iônico por outro íon ou grupo iônico. A subs-</p><p>tituição de um elemento por outro(s) é determinada pelos seguintes fatores:</p><p>1. O tamanho relativo dos íons ou grupo iônicos envolvidos. Se a diferença entre o tamanho</p><p>do elemento substituído e do que substitui for inferior a 15%, a substituição poderá ocorrer</p><p>em qualquer proporção, inclusive totalmente. Se os raios dos dois elementos diferirem de</p><p>15 a 30%, a substituição é limitada ou rara, e se os raios diferirem em mais que 30%, é</p><p>pouco provável que ocorra substituição.</p><p>2. As cargas dos íons envolvidos na substituição. Quando os íons substituído e substituinte</p><p>possuem a mesma carga, como no caso do Mg+2 e Fe+2, a estrutura na qual a substituição</p><p>iônica ocorre permanecerá eletricamente neutra. Se as cargas não são as mesmas, como</p><p>no caso do Al+3 substituindo o Si+4, deverá ocorrer uma outra substituição em outra parte</p><p>da estrutura de modo a manter a neutralidade elétrica. Em geral, ocorre pouca ou nenhuma</p><p>substituição quando a diferença de cargas é superior a 1.</p><p>3. A temperatura na qual a substituição ocorre. Usualmente, existe uma maior tolerância</p><p>quanto à substituição atômica a temperaturas mais altas, quando as vibrações termais são</p><p>maiores e os tamanhos dos sítios atômicos disponíveis estão maiores, por dilatação térmica.</p><p>Portanto, em uma dada estrutura, espera-se uma maior variabilidade em sua composição</p><p>a temperaturas maiores que a temperaturas menores.</p><p>A solução sólida substitucional é comum em grupos de minerais isoestruturais, dos</p><p>quais as olivinas constituem um exemplo classicamente estudado. A composição das</p><p>olivinas é expressa pela fórmula (Mg, Fe)</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>. Quando há substituição de um elemento</p><p>94 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>por outro, seus símbolos químicos aparecem escritos entre parênteses e separados por</p><p>vírgula. No caso das olivinas, em que a substituição ocorre em apenas um sítio cristalino,</p><p>a solução sólida é simples.</p><p>A solução sólida é total quando um elemento pode substituir outro em qualquer pro-</p><p>porção, inclusive totalmente, como no caso do Fe+2 e Mg+2. A solução sólida é parcial</p><p>ou limitada, quando a substituição ocorre em proporções restritas, como entre Fe+2 e</p><p>Ca2+.</p><p>Em alguns minerais, onde há diferença de carga entre o íon substituído e o substi-</p><p>tuinte, a neutralidade elétrica é obtida pela ocorrência de uma substituição adicional em</p><p>outro sítio cristalino. Este tipo de substituição é dito substituição casada. Um exemplo</p><p>de substituição casada é dado pelos feldspatos da série dos plagioclásios, cujos termos</p><p>extremos são albita (NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>) e anortita (CaAl</p><p>2</p><p>Si</p><p>2</p><p>O</p><p>8</p><p>). Nestes minerais, a substituição</p><p>de um Si+4 na albita pelo Al+3 na anortita é compensada por uma substituição simultânea</p><p>do Na+ pelo Ca+2.</p><p>representação da solução sólida substitucional</p><p>Como já foi dito, quando um elemento substitui outro, o fato pode ser registrado colo-</p><p>cando parênteses ao redor dos dois elementos na fórmula mineral. Por exemplo, Fe e Mg</p><p>se substituem no mineral olivina, e a fórmula é escrita como (Mg, Fe)</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>. A vírgula entre</p><p>Mg e Fe indica que a substituição ocorre no mesmo sítio cristalino do cátion na estrutura</p><p>do mineral e, portanto, não produz um novo mineral. Se, através de análises químicas, for</p><p>possível estabelecer as proporções de átomos de Mg e Fe presentes na olivina, o resultado</p><p>é registrado através de índices subscritos. Por exemplo, (Mg</p><p>65</p><p>, Fe</p><p>35</p><p>)</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>indica que 65%</p><p>dos sítios cristalinos do cátion são ocupados pelos íons Mg2+ e 35% pelos íons Fe2+.</p><p>Uma outra maneira de representar o grau de substituição de um elemento por outro(s)</p><p>é através da composição dos termos extremos. Por termos extremos compreendem-se</p><p>as composições puras limitantes de uma série de solução sólida. No caso das olivinas,</p><p>em que a solução é total, é possível a existência de uma olivina rica em ferro, cuja</p><p>composição é representada pela fórmula Fe</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>, chamada faialita, e de uma olivina onde</p><p>todo o Fe+2 foi substituído por Mg+2 e cuja composição é representada pela fórmula</p><p>Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>, forsterita. Faialita e forsterita são considerados os termos extremos desta</p><p>série de solução sólida. Um modo alternativo de escrever a fórmula (Mg</p><p>65</p><p>, Fe</p><p>35</p><p>)</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>é</p><p>dizer que ela contém 65% do termo extremo forsterita e 35% do termo extremo faialita,</p><p>o que pode ser feito utilizando as abreviaturas Fo para a forsterita e Fa para a faialita, e</p><p>a composição passa a ser expressa como Fo</p><p>55</p><p>Fa</p><p>45</p><p>ou, ainda, simplesmente como Fo</p><p>65</p><p>,</p><p>ficando subentendida a composição Fa</p><p>35</p><p>.</p><p>A representação gráfica da composição de um mineral, contendo dois termos extre-</p><p>mos de solução sólida, requer apenas o uso de uma linha reta, como mostrado na Figura</p><p>2.18. Uma das extremidades da linha corresponde a 100% de um componente, a outra</p><p>terminação corresponde a 100% do outro componente. A composição Fo</p><p>65</p><p>Fa</p><p>35</p><p>está</p><p>projetada na Figura 2.18.</p><p>95 PARTE 2</p><p>Figura 2.18 - Representação composicional em um sistema de dois componentes. Cada uma</p><p>das extremidades da reta representa 100% de um componente. Para os minerais do grupo</p><p>das olivinas, cuja composição está representada no diagrama linear, a extremidade esquerda</p><p>representa 100% de Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>e 0% de Fe</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>e a direita, 100% de Fe</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>e 0% de Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>.</p><p>O ponto projetado representa uma olivina composta de 65% de Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>e 35% de Fe</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>.</p><p>Quando três componentes são usados para representar uma composição, a repre-</p><p>sentação é feita usando um triângulo eqüilátero (Figura 2.19). Como os diagramas trian-</p><p>gulares são muito usados para representar não apenas composições de minerais, mas</p><p>também composições de rochas que possam ser expressas em termos de três termos</p><p>componentes, eles merecem atenção especial.</p><p>Figura 2.19 - Representação composicional em um sistema de três componentes. O ponto</p><p>A representa 100% do componente A, B representa 100% do componente B e C, 100% do</p><p>componente C. O ponto P representa 60% de A, 0% de B e 40% de C. O ponto R representa</p><p>50% de A, 30% de B e 20% de C.</p><p>Fonte: A partir de BERRY; MANSON. Minetalogy, p.159.</p><p>0 50 100 % Fe2SiO4 (Fa)</p><p>% Mg2SiO4 (Fo)</p><p>100 50 0 % Mg2SiO4 (Fo)</p><p>% Molecular</p><p>% Fe2SiO4 (Fa)</p><p>96 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>O diagrama triangular da Figura 2.19 tem os elementos hipotéticos A, B e</p><p>C como</p><p>termos extremos. Para que sejam projetados no diagrama, as porcentagens de A+B+C</p><p>devem ser recalculadas para 100. Cada vértice do triângulo representa 100% do compo-</p><p>nente ali projetado. O ponto B na Figura 2.19, representa 100% de B, 0% de A e 0% de</p><p>C. A linha AC, oposta ao vértice B representa 0% de B e sobre esta reta recairão compo-</p><p>sições que sejam misturas de A e C. O ponto P na Figura 2.19 representa 60% de A, 0%</p><p>de B e 40% de C.</p><p>Composições contendo os três componentes são projetadas no interior do triângulo. A</p><p>porcentagem de cada componente é indicada por uma linha paralela à linha zero daquele</p><p>componente. Todos os pontos ao longo da linha AC contêm 0% de B, de modo que as</p><p>linhas de composição para o componente B são paralelas a AC. Similarmente, todos</p><p>os pontos sobre AB contêm 0% de C e todos os pontos sobre BC contêm 0% de A. O</p><p>ponto R representa 50% de A, 30% de B e 20% de C, e também pode ser notado como</p><p>A</p><p>50</p><p>B</p><p>30</p><p>C</p><p>20</p><p>adotando a representação pelos termos extremos.</p><p>Quando mais que três componentes são necessários para representar uma compo-</p><p>sição, empregam-se figuras geométricas mais complexas; por exemplo, quatro compo-</p><p>nentes podem ser projetados usando um tetraedro. Contudo, é suficiente que se use o</p><p>diagrama para três componentes.</p><p>solução sólida intersticial</p><p>Na solução sólida intersticial, átomos ou íons não substituem átomos ou íons da</p><p>estrutura do mineral, mas ocupam os interstícios do retículo cristalino. Um exemplo desse</p><p>tipo de solução sólida intersticial ocorre no berilo (Be</p><p>3</p><p>Al</p><p>2</p><p>Si</p><p>6</p><p>O</p><p>18</p><p>), em cuja estrutura os</p><p>tetraedros de sílica se dispõem em anéis hexagonais organizados em camadas, de modo</p><p>que os orifícios centrais dos anéis se superpõem, formando canais. Nesses canais, íons</p><p>e moléculas como Na+, Cs+, H</p><p>2</p><p>O, CO</p><p>2</p><p>e CH</p><p>4</p><p>se alojam com freqüência.</p><p>solução sólida por vacância</p><p>A solução sólida por vacância está relacionada a defeitos na estrutura cristalina e ocorre</p><p>quando um sítio estrutural fica ocupado incompletamente. Um bom exemplo é dado pelo</p><p>mineral pirrotita, um sulfeto de ferro cujas análises químicas revelam teores em Fe+2</p><p>insuficientes para combinar estequiometricamente com o enxofre disponível. A fórmula</p><p>do mineral é então escrita como (Fe</p><p>1-x</p><p>S), onde x está entre 0 e 0,2, o que significa que o</p><p>Fe+2 pode estar ausente em até 20% das posições reticulares a ele destinadas. Quando o</p><p>Fe+2 está ausente de alguns sítios octaédricos na pirrotita, com o enxofre permanecendo</p><p>completamente intacto, a estrutura não está eletricamente neutra. É muito provável que</p><p>parte do ferro ocorra como Fe+3 para compensar a deficiência em Fe+2, garantindo a</p><p>neutralidade elétrica, já que 2 Fe3+ = 3 Fe2+.</p><p>97 PARTE 2</p><p>4.4.3 exsolução</p><p>Na discussão sobre a solução sólida substitucional foi dito que, se dois íons (ou áto-</p><p>mos) têm tamanhos muito diferentes, espera-se que a quantidade de substituição de um</p><p>pelo outro seja limitada. Contudo, condições de temperatura elevada podem favorecer a</p><p>substituição de íons de tamanho divergente. Isto é, à temperaturas elevadas, a estrutura</p><p>mineral expande e as amplitudes das vibrações dos átomos tornam-se maiores. À medida</p><p>que a temperatura aumenta, sítios cristalinos previamente distintos tornam-se similares,</p><p>até se tornarem “indistinguíveis”. A troca interna de cátions entre os sítios leva à desor-</p><p>dem química, onde o conteúdo químico de cada sítio torna-se o mesmo. Nos feldspatos</p><p>alcalinos formados sob baixas temperaturas, a solução sólida entre Na+ (raio = 1,18</p><p>Å; N.C. = 8) e K+ (raio = 1,51 Å; N.C. = 8) é limitada. No entanto, sob temperaturas da</p><p>ordem de 1000ºC, ocorre solução sólida completa entre os termos extremos NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>e KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>.</p><p>O termo exsolução refere-se ao processo pelo qual uma solução sólida, inicialmente</p><p>homogênea, se separa em dois (ou possivelmente mais) minerais cristalinos distintos,</p><p>sem adição ou remoção de material do sistema. Isto significa que a composição do</p><p>sistema não muda. A exsolução ou desmistura é análoga ao fenômeno observado com</p><p>uma mistura de óleo e vinagre. Quando óleo e vinagre são misturados vigorosamente,</p><p>produz-se uma suspensão líquida homogênea, porém turva, de partículas muito finas</p><p>de ambos. Quando essa mistura é colocada em repouso por um pequeno período, os</p><p>componentes originais se separam (desmisturam) e produzem dois líquidos claros, óleo</p><p>e vinagre, como termos extremos.</p><p>A exsolução geralmente ocorre sob resfriamento. Lamelas de exsolução que se sepa-</p><p>ram do mineral hospedeiro homogêneo são, em geral, cristalograficamente orientadas.</p><p>Esses tipos de intercrescimentos cristalograficamente controlados, resultantes de</p><p>exsolução, são comuns em muitos sistemas minerais: feldspatos alcalinos, piroxênios,</p><p>anfibólios e óxidos de ferro e titânio, para citar alguns exemplos.</p><p>O tamanho das lamelas de exsolução é extremamente variável, podendo, em alguns</p><p>casos, ser visível em amostras de mão; em outros, elas podem ser tão pequenas que</p><p>apenas são detectadas por um microscópio eletrônico de transmissão, de resolução muito</p><p>alta. A escala das lamelas de exsolução é uma boa indicação da taxa de resfriamento da</p><p>rocha na qual essa textura ocorre. Em rochas resfriadas lentamente, haverá mais tempo</p><p>disponível para a difusão e desmistura e, conseqüentemente, a textura de exsolução é</p><p>mais grossa. Em rochas resfriadas muito rapidamente, o mineral homogêneo, desorde-</p><p>nado, de alta temperatura pode ser preservado, embora em um estado metaestável. Sob</p><p>um regime de resfriamento ligeiramente mais lento, porém, ainda rápido, texturas muito</p><p>finas de exsolução podem se desenvolver.</p><p>Nos feldspatos alcalinos é possível, com freqüência, observar a presença de lamelas</p><p>de feldspato rico em Na+ exsolvidas de um feldspato hospedeiro, rico em K+; este</p><p>intercrescimento é conhecido como pertita (Figura 2.20). Se a exsolução só pode ser</p><p>percebida microscopicamente, ela é referida como micropertita; se as técnicas de raios-X</p><p>98 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>são necessárias para a constatação da existência de lamelas extremamente delgadas, o</p><p>intercrescimento é conhecido como criptopertita.</p><p>4.4.4 polimorfismo</p><p>A capacidade de uma substância de cristalizar em mais de uma estrutura é conhecida</p><p>como polimorfismo. As diferentes formas estruturais da substância são consideradas seus</p><p>polimorfos. O polimorfo específico, adotado por uma substância, depende principalmente</p><p>da temperatura, pressão e composição química do meio.</p><p>Exemplos de alguns minerais polimorfos estão mostrados na Tabela 2.4. A Figura</p><p>2.21 mostra os campos de estabilidade dos vários polimorfos da sílica, em termos da</p><p>temperatura (T) e pressão (P).</p><p>Figura 2.20 - Pertita, isto é, microclina contendo</p><p>lamelas de albita formadas por exsolução.</p><p>Dimensões da amostra: 7,5 x 3,5 cm. Amostra do</p><p>acervo do Departamento de Geologia do Instituto</p><p>de Geociências da UFMG.</p><p>99 PARTE 2</p><p>1800</p><p>1500</p><p>1200</p><p>900</p><p>600</p><p>300</p><p>0</p><p>100 20 30 40 50 60 70 80 90 100</p><p>Coesita</p><p>Quartzo de</p><p>baixa</p><p>temperatura</p><p>Quartzo de</p><p>alta</p><p>temperatura</p><p>Stishovita</p><p>Tridimita</p><p>Cristobalita</p><p>Líquido</p><p>Pressão (kilobars)</p><p>Te</p><p>m</p><p>pe</p><p>ra</p><p>tu</p><p>ra</p><p>(°</p><p>C</p><p>)</p><p>Três tipos principais de mecanismos são reconhecidos como possíveis para a ocor-</p><p>rência das transformações polimórficas: reconstrutivo, de deslocamento e de ordem-</p><p>desordem.</p><p>tabela 2.4 - exemplos de minerais polimorfos</p><p>Composição Nome dos minerais Sistema cristalino Dureza Peso específico</p><p>C Diamante</p><p>Grafita</p><p>Cúbico</p><p>Hexagonal</p><p>10</p><p>1</p><p>3,52</p><p>2,23</p><p>FeS</p><p>2</p><p>Pirita</p><p>Marcassita</p><p>Cúbico</p><p>Ortorrômbico</p><p>6</p><p>6</p><p>5,02</p><p>4,89</p><p>CaCO</p><p>3</p><p>Calcita</p><p>Aragonita</p><p>Romboédrico</p><p>Ortorrômbico</p><p>3</p><p>3 ½</p><p>2,71</p><p>2,94</p><p>SiO</p><p>2</p><p>Quartzo de baixa temperatura</p><p>Quartzo de alta temperatura</p><p>Tridimita de baixa temperatura</p><p>Tridimita de alta temperatura</p><p>Cristobalita de baixa temperatura</p><p>Cristobalita de alta temperatura</p><p>Coesita</p><p>Stishovita</p><p>Romboédrico</p><p>Hexagonal</p><p>Ortorrômbico</p><p>Hexagonal</p><p>Tetragonal</p><p>Cúbica</p><p>7</p><p>7</p><p>7</p><p>7</p><p>6 ½</p><p>6 ½</p><p>7 ½</p><p>7</p><p>½</p><p>2,65</p><p>2,53</p><p>2,26</p><p>2,20</p><p>2,32</p><p>2,20</p><p>3,01</p><p>4,30</p><p>Figura 2.21 - Relações de estabilidades entre os polimorfos da sílica.</p><p>A partir de: KLEIN. Manual of mineral science, p. 134.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p.134.</p><p>100 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Em uma reação polimórfica reconstrutiva, o rearranjo interno na passagem de uma</p><p>forma a outra é extenso e envolve ruptura das ligações atômicas e o reagrupamento das</p><p>unidades estruturais em um novo arranjo. Esse tipo de transformação requer grande</p><p>quantidade de energia, e é lentamente revertido. Um exemplo desse tipo de reação poli-</p><p>mórfica é dado pelos polimorfos da sílica (Figura 2.21), na transformação da tridimita ou</p><p>cristobalita em quartzo de baixa temperatura. A cristobalita e a tridimita são formadas a</p><p>altas temperaturas e a pressões relativamente baixas, como nos fluxos de lava ricos em</p><p>SiO</p><p>2</p><p>, a partir da devitrificação de vidros vulcânicos. A Tabela 2.4 mostra que os valores de</p><p>peso específico são iguais para ambas as formas (= 2,2) e os mais baixos para quaisquer</p><p>dos polimorfos da sílica listados. Uma elevada energia de ativação é necessária para mudar</p><p>a estrutura da cristobalita (ou tridimita) para a estrutura do quartzo de baixa temperatura.</p><p>A cristobalita e a tridimita são metaestáveis sob condições atmosféricas; porém, ambas</p><p>são abundantes nos fluxos vulcânicos terrestres antigos e também em lavas vulcânicas</p><p>lunares pré-cambrianas. Essa persistência de minerais metaestáveis certifica o fato de</p><p>que uma grande quantidade de energia é requerida para desencadear uma transformação</p><p>polimórfica reconstrutiva.</p><p>polimorfismo de deslocamento</p><p>Em uma reação polimórfica de deslocamento, o ajuste interno na passagem de uma</p><p>forma a outra é pequeno e requer pouca energia. A estrutura geralmente é mantida intacta</p><p>e nenhuma ligação entre os íons é rompida; apenas um ligeiro deslocamento de átomos</p><p>(ou íons) e reajuste dos ângulos de ligação (kinking) entre os íons é necessário. Esse tipo</p><p>de transformação ocorre instantaneamente e é de fácil reversão.</p><p>Uma transformação polimórfica de deslocamento ocorre quando a SiO</p><p>2</p><p>, sob a forma</p><p>de quartzo de alta temperatura, é resfriada abaixo de 537ºC (sob pressão atmosférica, ver</p><p>Figura 2.21) e rearranja sua estrutura para a do quartzo de baixa temperatura. O arranjo</p><p>estrutural na forma de baixa temperatura é ligeiramente menos simétrico e um tanto</p><p>mais denso que na forma de alta temperatura. A transição de quartzo de alta para baixa</p><p>temperatura pode ser vista como resultado da distorção (= kinking) das ligações atômicas</p><p>na estrutura original do quartzo de alta temperatura. Como a forma de alta temperatura</p><p>do quartzo tem uma simetria maior que a forma de baixa temperatura, pode ocorrer</p><p>geminação na transição do quartzo de alta para de baixa temperatura.</p><p>polimorfismo de ordem-desordem</p><p>O polimorfismo referido como de ordem-desordem é comumente observado em</p><p>ligas metálicas, mas também pode ocorrer em minerais. Para compreender esse tipo</p><p>de transformação, é importante enfatizar que a ordem perfeita ocorre apenas no zero</p><p>absoluto (0º Kelvin, o que equivale a -273,15ºC). Um aumento na temperatura perturba</p><p>a ordem perfeita estrutural, até que um estado de desordem total é alcançado a alguma</p><p>101 PARTE 2</p><p>temperatura elevada (totalmente casual). Não existe um ponto definido de transição</p><p>entre a ordem e a completa desordem. A temperaturas elevadas, próximas, mas abaixo</p><p>do ponto de fusão de uma substância, os átomos ou íons tendem a se tornar completa-</p><p>mente desordenados e são prontamente separados da estrutura. O resfriamento lento</p><p>do mineral permitirá aos íons originalmente irregulares (a altas temperaturas) selecionar</p><p>sítios específicos na estrutura, tornando essa estrutura mais ordenada.</p><p>Um exemplo do polimorfismo de ordem-desordem em minerais é mostrado pelo</p><p>feldspato potássico (KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>), no qual o Al3+ ocupa uma posição estrutural idêntica</p><p>com, e substituindo, Si4+. A sanidina, que é o polimorfo de alta temperatura, mostra uma</p><p>distribuição desordenada do Al3+ na trama do aluminossilicato. O feldspato potássico de</p><p>baixa temperatura, microclina, contudo, mostra uma distribuição ordenada do Al3+ .</p><p>politipismo</p><p>O politipismo é uma variedade de polimorfismo em que os polimorfos diferem entre si</p><p>apenas no empilhamento de camadas idênticas da estrutura. Por essa razão, as dimensões</p><p>da célula unitária são as mesmas entre os polítipos nas direções paralelas às camadas,</p><p>ao passo que, em direções perpendiculares a estas, as dimensões são múltiplos ou</p><p>submúltiplos umas das outras. Micas, argilo-minerais e ZnS constituem exemplos bem</p><p>conhecidos de polítipos.</p><p>4.4.5 pseudomorfismo</p><p>A existência de um mineral com a forma externa de outro é conhecida como pseudo-</p><p>morfismo. A composição química e a estrutura de um pseudomorfo pertencem a uma</p><p>espécie mineral, enquanto a forma cristalina corresponde a outra. Pseudomorfos são</p><p>classificados de acordo com seu modo de formação:</p><p>1. Substituição. Neste tipo de pseudomorfo, ocorre a remoção gradual do material original e</p><p>a substituição correspondente e simultânea deste por outro, sem qualquer reação química</p><p>entre os dois. Um exemplo comum disto é a substituição da fibra de madeira por sílica para</p><p>formar madeira petrificada.</p><p>2. Alteração. Neste tipo de pseudomorfismo, ocorre adição parcial de material novo, ou</p><p>remoção parcial dos materiais originais. Esse tipo de pseudomorfismo é exemplificado</p><p>pela pirita FeS</p><p>2</p><p>, ao alterar-se para limonita FeO.OH.nH</p><p>2</p><p>O, porém, preservando todas as</p><p>feições externas da pirita. Um cristal desse tipo é descrito como pseudomorfo de limonita</p><p>sobre a pirita (Figura 2.22a). (O núcleo dos minerais inalterados pode ser encontrado nesses</p><p>pseudomorfos, como se vê na Figura 2.22a.)</p><p>3. Incrustação. Na formação deste tipo de pseudomorfo, uma crosta de um mineral é deposi-</p><p>tada sobre cristais de outro. Um exemplo comum é o quartzo incrustando cubos de fluorita</p><p>(Figura 2.22b).</p><p>102 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 2.22 - Exemplos de pseudomorfismo: (a) por alteração: limonita pseudomorfa a partir</p><p>da pirita, a qual ainda se encontra preservada no núcleo da amostra. Amostra do acervo do</p><p>Departamento de Geologia do Instituto de Geociências da UFMG; e (b) por incrustação: agregado</p><p>de cristais octaédricos de fluorita, recobertos por uma fina camada de quartzo. Amostra da</p><p>Coleção Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: A partir de AMORIM, 2004.</p><p>5. propriedades físicas dos minerais</p><p>As propriedades físicas de um mineral são o reflexo da combinação entre sua compo-</p><p>sição química e sua estrutura cristalina. Elas são, em geral, mais facilmente determinadas</p><p>que a composição química ou a estrutura de um mineral e é possível, pela observação</p><p>de algumas propriedades visuais, seguidas por alguns testes físicos simples, caracterizar</p><p>e determinar um mineral.</p><p>Apenas as propriedades mais simples e de fácil determinação estão sendo discutidas</p><p>neste texto, na mesma ordem que se sugere que seja adotada pelo leitor, iniciando pelas</p><p>propriedades que dependem apenas de inspeção visual, a saber: as propriedades morfo-</p><p>lógicas, envolvendo hábito, forma e estado de agregação; seguidas pelas propriedades</p><p>relacionadas à luz, como brilho, cor, traço e diafaneidade; seguidas pelas propriedades</p><p>ligadas à coesão, como a clivagem, partição e fratura, tenacidade, dureza e peso especí-</p><p>fico; além de outras propriedades, como magnetismo e solubilidade em HCl diluído.</p><p>As propriedades físicas têm grande influência no aproveitamento industrial de alguns</p><p>minerais: a grande dureza do diamante permite sua utilização como abrasivo, a baixa</p><p>dureza da grafita permite seu emprego na fabricação de lubrificantes, bem como as</p><p>propriedades piezoelétricas do quartzo e turmalina possibilitam seu uso em equipamentos</p><p>eletrônicos.</p><p>(a) (b)</p><p>103 PARTE 2</p><p>5.1 propriedades morfológicas</p><p>5.1.1 forma e estado de agregação</p><p>Em uma rocha, os minerais constituintes aparecem em agregados de grãos de con-</p><p>torno irregular, refletindo mais as suas condições de crescimento que a sua natureza</p><p>cristalina. Ao analisar a morfologia de um mineral formador de rocha, deve-se considerar</p><p>em um primeiro momento, o grau de desenvolvimento das faces, classificando-o através</p><p>dos termos:</p><p>1. ANÉDRICO – usado na descrição de minerais desprovidos de faces cristalinas e que apre-</p><p>sentam superfícies arredondadas ou irregulares, produzidas pelo contato com minerais</p><p>adjacentes durante a cristalização (Figura 2.23a).</p><p>2. SUBÉDRICO – descreve um cristal ou grão de mineral que é parcialmente limitado por fa-</p><p>ces cristalinas e parcialmente por superfícies formadas contra grãos preexistentes (Figura</p><p>2.23b).</p><p>3. EUÉDRICO – aplicado àqueles espécimes minerais completamente limitados por faces</p><p>cristalinas e cujo crescimento não sofreu interferência dos cristais ou grãos adjacentes</p><p>(Figura 2.23c).</p><p>Figura 2.23 - Classificação dos cristais quanto ao grau de desenvolvimento das faces cristalinas:</p><p>(a) cristal anédrico, não possui faces; (b) cristal subédrico, parcialmente limitado por faces; e</p><p>(c) cristal euédrico, totalmente limitado por faces.</p><p>Fonte: A partir de BLOSS. Cristallography and crystal chemistry, pág.27.</p><p>Em uma rocha ígnea, o grau de desenvolvimento das faces pode ser indicativo da</p><p>seqüência de formação dos minerais. Os minerais formados precocemente, por se</p><p>formarem em um ambiente livre de outros cristais, tendem a ser euédricos, ao passo que</p><p>os minerais cristalizados tardiamente, crescem em um ambiente apertado, ocupando os</p><p>interstícios deixados pelos outros minerais e tendem a ser anédricos.</p><p>Como o metamorfismo é caracterizado por transformações no estado sólido, envol-</p><p>vendo desde recristalização até a formação de novos minerais (blastese), os minerais</p><p>neoformados podem ser euédricos a subédricos.</p><p>(a) (b) (c)</p><p>104 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Nas rochas sedimentares clásticas, cujos minerais constituintes foram transportados e</p><p>depositados, a forma dos grãos reflete a história do transporte e, naturalmente, os grãos</p><p>tendem a ser anédricos.</p><p>Nos minerais — euédricos e parte dos subédricos — em que é possível identificar a</p><p>presença de faces e formas cristalinas, os nomes das formas são usados para descrever</p><p>sua aparência externa, como, por exemplo, PRISMÁTICO (Figura 2.24a), ROMBOÉDRICO,</p><p>CúBICO, OCTAÉDRICO, DODECAÉDRICO, PINACOIDAL (apresentando desenvolvimento</p><p>pronunciado de uma ou mais formas de dois lados, o pinacóide) etc.</p><p>Figura 2.24 – Aspecto externo dos minerais: (a) prismático (berilo); (b) fibroso (crisotila, uma</p><p>serpentina); (c) foliado (muscovita, uma mica); (d) acicular (natrolita); (e) botrioidal (romanechita);</p><p>e (f) cristais de quartzo geminados segundo a lei do Japão. Amostra da Coleção Vitor Dequech.</p><p>Fotografias de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: A partir de AMORIM, 2004.</p><p>(a)</p><p>(b)</p><p>(c)</p><p>(d)</p><p>(e) (f)</p><p>105 PARTE 2</p><p>No entanto, a ocorrência de minerais em cristais euédricos é mais exceção que regra.</p><p>Na maior parte das vezes, eles aparecem em agregados de muitos grãos pequenos, cujo</p><p>ESTADO DE AGREGAçãO é definido por termos descritivos, como os seguintes:</p><p>MACIÇO Aplicado a espécimes minerais totalmente desprovidos de faces.</p><p>GRANULAR Constituído de grãos minerais de tamanho aproximadamente igual, entre 0,2</p><p>e 1,0cm. Se os grãos individuais são maiores, o agregado é descrito como</p><p>granular grosso, se menores, ele é granular fino.</p><p>COMPACTO Aplicado a espécimes de tão fino grão que o estado de agregação não é óbvio</p><p>a olho nu.</p><p>LAMELAR Constituído de camadas como as folhas em um livro.</p><p>FOLIADO Constituído de folhas delgadas ou placas que podem ser separadas umas</p><p>das outras, como grafita ou mica (Figura 2.24b).</p><p>FIBROSO Tendo uma tendência a cristalizar em grãos em forma de fibras, como em</p><p>alguns anfibólios e em asbestos. Nos asbestos, as fibras são separáveis</p><p>(Figura 2.24c).</p><p>ACICULAR	 A partir da raiz latina acícula, significando agulha; descreve um mineral com</p><p>um hábito semelhante à agulha (Figura 2.24d).</p><p>RADIAL Descreve um mineral em que os cristais aciculares irradiam de um ponto central.</p><p>DENDRÍTICO A partir da raiz grega dendron, significando árvore, aplicado a minerais exibindo</p><p>um padrão ramificado.</p><p>MAMELAR A partir da palavra latina mama, significando seio; com uma forma externa</p><p>constituída de grandes proeminências arredondadas. Comumente mostrada</p><p>pela hematita maciça ou goethita.</p><p>BOTRIOIDAL A partir da raiz grega botrys, significando cacho de uvas. As proeminências</p><p>arredondadas são geralmente menores que aquelas descritas como mamilar.</p><p>Formas botrioidais são comuns na romanechita (Figura 2.24e), smithsonita e</p><p>prehnita.</p><p>RENIFORME A partir do latim renis, significando rim, com uma superfície externa arredon-</p><p>dada, em forma de rim, como em algumas espécies de hematita maciça.</p><p>DRÚSICO Uma cavidade na rocha forrada com minerais, mas não totalmente preenchida.</p><p>Nos geodos podem ser bandados, como na ágata, através de sucessivas</p><p>deposições de material, e a parte central é comumente preenchida com</p><p>minerais, projetando-se para um espaço aberto.</p><p>Alguns minerais apresentam um padrão de intercrescimento cristalograficamente</p><p>controlado, chamado de GEMINAçãO. Uma geminação é um intercrescimento simétrico</p><p>de dois (ou mais) cristais da mesma substância (Figura 2.24f). Os dois ou mais indivíduos</p><p>do agregado geminado são relacionados por um elemento de simetria que é ausente no</p><p>cristal original (não-geminado).</p><p>106 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>5.2 propriedades relacionadas à luz</p><p>5.2.1 Brilho</p><p>O termo brilho refere-se à aparência geral de uma superfície mineral à luz refletida.</p><p>Os minerais são inicialmente classificados como de brilho metálico ou não-metálico,</p><p>mas inexiste uma divisão nítida entre eles. O brilho metálico é o brilho de uma superfície</p><p>metálica, como o do aço e do ouro. Estes materiais são completamente opacos à luz;</p><p>nenhuma luz passa através deles, mesmo em cunhas delgadas. O brilho não-metálico</p><p>é comumente apresentado pelos minerais de cor clara, que transmitem luz pelo menos</p><p>quando observados em cunhas delgadas. Minerais com brilho intermediário são ditos</p><p>submetálicos.</p><p>Os seguintes termos são usados para descrever adicionalmente o brilho dos minerais</p><p>não-metálicos:</p><p>VÍTREO Com o brilho de um pedaço de vidro quebrado. Ele é comumente visto no</p><p>quartzo e em muitos minerais não-metálicos.</p><p>RESINOSO Com o brilho de um pedaço de resina. Esse brilho é comum em amostras de</p><p>esfalerita.</p><p>PERLÁCEO Com o brilho de madrepérola. Um brilho iridescente como o da pérola. Ele</p><p>é característico de superfícies paralelas aos planos de clivagem bem desen-</p><p>volvidos. A superfície de clivagem do talco mostra brilho perláceo.</p><p>GRAxO Aparece como se estivesse coberto por uma delgada camada de óleo. Alguns</p><p>espécimes de quartzo leitoso podem mostrar isso.</p><p>SEDOSO O mineral brilha como um pedaço de cetim. Esse brilho é característico de</p><p>alguns minerais em agregados fibrosos, como a crisotila asbestiforme.</p><p>ADAMANTINO É o brilho do diamante não lapidado. É o brilho mostrado por alguns minerais</p><p>de índice de refração elevado, como o diamante e a cerussita.</p><p>5.2.2 cor</p><p>A cor de um mineral é facilmente observada e prontamente avaliada. Infelizmente,</p><p>ela não constitui a ferramenta mais confiável para a identificação de um mineral, uma</p><p>vez que a cor pode variar não apenas de um mineral a outro, mas dentro do mesmo</p><p>mineral (ou grupo de minerais). Alguns minerais mostram sempre a mesma cor; outros</p><p>podem ter uma ampla variedade de cores; e muitos minerais, principalmente de brilho</p><p>metálico, apresentam cor característica apenas em superfícies frescas. Esses mesmos</p><p>minerais podem tornar-se embaçados com o tempo como, por exemplo, a galena, cuja</p><p>cor é cinza azulada brilhante em superfícies frescas, mas pode tornar-se</p><p>embaçada após</p><p>longa exposição ao ar.</p><p>OU	GRAxO</p><p>107 PARTE 2</p><p>Em contraste com os minerais metálicos, a maioria dos minerais com brilho não-</p><p>metálico apresenta uma grande variação na cor. Contudo, uns poucos têm cor constante</p><p>e sua coloração pode ser usada como uma propriedade verdadeiramente diagnóstica,</p><p>como a malaquita, que é verde; a azurita, azul; e a rodonita, vermelha a rósea. Por outro</p><p>lado, os membros da série dos feldspatos plagioclásios variam do branco quase puro, na</p><p>albita, passando pelo cinza-claro até o cinza mais escuro, na anortita. As granadas mais</p><p>comuns mostram vários tons de vermelho a castanho.</p><p>Os feldspatos alcalinos apresentam ampla variação de cores, do vermelho, passando</p><p>pelo bege, até o cinza. Como eles estão presentes em porcentagens elevadas nos grani-</p><p>tos, a cor da rocha é influenciada pela cor do mineral, o que tem grande repercussão no</p><p>aproveitamento econômico do granito como rocha ornamental.</p><p>Na maioria dos minerais não-metálicos, a cor é uma propriedade valiosa, mas, comu-</p><p>mente, não constitui propriedade diagnóstica (e, portanto, única).</p><p>5.2.3 traço</p><p>O traço é a cor do pó deixado pelo mineral em uma placa de porcelana branca despo-</p><p>lida, cuja dureza é igual a 7. Minerais com dureza superior à da placa de porcelana não</p><p>são pulverizados ao serem pressionados contra a mesma e, para estes, o traço é dito</p><p>incolor. Grande parte dos minerais com brilho não-metálico tem traço esbranquiçado,</p><p>mesmo quando eles são coloridos.</p><p>O traço é uma propriedade importante na caracterização dos minerais de brilho metálico,</p><p>pois muitos minerais de cor preta-acinzentada, como a hematita, o rutilo e a cassiterita,</p><p>possuem traços diferentes, como vermelho, amarelo e branco, respectivamente.</p><p>5.2.4 diafaneidade</p><p>Entende-se por diafaneidade a capacidade de um objeto de se deixar atravessar pela</p><p>luz. Os minerais são classificados, quanto à diafaneidade, como:</p><p>TRANSPARENTE Descreve um mineral que é capaz de transmitir luz e através do qual um</p><p>objeto possa ser visto. O quartzo e a calcita são comumente transparentes e</p><p>comumente têm seus preços baseados na qualidade de sua transparência.</p><p>TRANSLÚCIDO Dito de um mineral que é capaz de transmitir a luz difusamente, mas não é</p><p>transparente. Embora um mineral translúcido permita que a luz seja trans-</p><p>mitida, ele não mostrará um contorno nítido de um objeto visto através</p><p>dele. Algumas variedades de gipso são comumente translúcidas.</p><p>OPACO Descreve um mineral que é impenetrável à luz visível, mesmo nas bordas</p><p>do mineral. A maioria dos minerais metálicos é opaca.</p><p>108 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Naturalmente que amostras de um mesmo mineral, de diferentes espessuras, apre-</p><p>sentarão comportamento diferente quanto à capacidade de transmitir a luz. Em geral,</p><p>a observação da diafaneidade deve ser feita nas bordas do mineral, por serem mais</p><p>delgadas.</p><p>5.3 propriedades relacionadas à coesão</p><p>4.3.1 clivagem, partição e fratura</p><p>CLIVAGEM é a tendência de um mineral de se romper ao longo de superfícies planas,</p><p>que são governadas pela estrutura cristalina, correspondendo a planos ao longo dos</p><p>quais as ligações atômicas são relativamente fracas e/ou a direções onde as distâncias</p><p>interatômicas são maiores.</p><p>Como os planos de clivagem são uma expressão direta da estrutura cristalina, os</p><p>ângulos entre os planos de clivagem são os mesmos para todos os grãos de um dado</p><p>mineral. Assim como os ângulos interfaciais dos cristais são constantes, do mesmo modo,</p><p>os ângulos entre os planos de clivagem também são constantes. A clivagem é, portanto,</p><p>um guia valioso para a identificação dos minerais.</p><p>A primeira consideração a ser feita quanto à clivagem é a verificação de sua presença,</p><p>pois existem minerais como o quartzo, que não apresentam clivagem.</p><p>Uma vez constatado que o mineral possui clivagem, esta deve ser descrita quanto</p><p>à sua qualidade e direção cristalográfica. A qualidade é expressa como perfeita, boa,</p><p>imperfeita etc. A direção pode ser expressa pelo nome da forma à qual a clivagem é</p><p>paralela, tal como: cúbica (Figura 2.25a), octaédrica (Figura 2.25b), dodecaédrica (Figura</p><p>2.23c), romboédrica (Figura 2.23d), prismática (Figura 2.23e), e pinacoidal ou basal (Figura</p><p>2.23f). A clivagem é sempre consistente com a simetria; então, se existe uma direção de</p><p>clivagem octaédrica, isto implica que devem existir outras três direções simetricamente</p><p>relacionadas.</p><p>109 PARTE 2</p><p>Figura 2.25 - Classificação da clivagem quanto à forma: (a) cúbica, (b) octaédrica, (c) dodecaédrica,</p><p>(d) romboédrica, (e) prismática, e (f) pinacoidal ou basal.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Mineral and rocks., pág. 308.</p><p>PARTIçãO - Alguns minerais se rompem, segundo superfícies planas, em resposta a</p><p>tensões externas, à geminação ou exsolução. Quando isto ocorre, diz-se que o mineral</p><p>possui PARTIçãO, a qual é muito semelhante à clivagem. Contudo, a partição, diferen-</p><p>temente da clivagem, não é apresentada por todos os exemplares daquele mineral, mas</p><p>apenas por aqueles que são geminados ou que estiveram sujeitos à pressão.</p><p>FRATURA – É a tendência de um mineral de se romper ao longo de superfícies irregu-</p><p>lares. Os padrões de fratura podem ser distintivos e altamente diagnósticos. Os seguintes</p><p>termos são usualmente utilizados para descrever a fratura dos minerais:</p><p>1.	CONChOIDAL	– Fratura curva e lisa, lembrando a superfície interna de uma concha, comumente</p><p>observada em substâncias como o vidro e o quartzo (Figura 2.26).</p><p>2.	FIBROSA	E	ESTILhAÇADA – O mineral se rompe, exibindo estilhaços ou fibras.</p><p>3.	SERRILhADA	– Fraturas denteadas com bordas agudas e cortantes.</p><p>4.	DESIGUAL	OU	IRREGULAR – Fraturas que produzem superfícies irregulares e rugosas.</p><p>Figura 2.26 – Fratura conchoidal em opala.</p><p>Amostra da Coleção Vitor Dequech. Fotografia</p><p>de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: A partir de AMORIM., 2004.</p><p>(a) (b) (c)</p><p>(d) (e) (f)</p><p>110 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>5.3.2 dureza</p><p>A dureza é a resistência que uma superfície lisa de um mineral oferece em ser riscada</p><p>(designada por D). A dureza, assim como a forma cristalina e a clivagem, é governada</p><p>pela estrutura cristalina. Quanto mais forte a ligação entre os átomos ou íons, mais duro</p><p>é o mineral.</p><p>Valores de dureza relativa são facilmente obtidos pela facilidade ou dificuldade segundo</p><p>a qual um mineral risca o outro. A avaliação da dureza normalmente é feita utilizando-se</p><p>uma série de dez minerais comuns, organizados empiricamente em ordem crescente de</p><p>dureza, que é conhecida como escala de Mohs, a saber:</p><p>1. TALCO 2. GIPSO 3. CALCITA 4. APATITA 5. FLUORITA</p><p>6. ORTOCLÁSIO 7. QUARTZO 8. TOPÁZIO 9. CORÍNDON 10. DIAMANTE</p><p>Vários materiais auxiliares são usados em adição à escala acima: a dureza da unha</p><p>é um pouco maior que 2; uma moeda de cobre, cerca de 3; o aço de um canivete, um</p><p>pouco maior que 5; o vidro da janela, 5 ½ e o aço de uma lima, 6 ½.</p><p>A dureza é uma propriedade vetorial e alguns minerais podem apresentar valores</p><p>variáveis de dureza, dependendo das direções nas quais eles são riscados, como exem-</p><p>plificado pela cianita, cuja dureza é igual a 5 paralelamente ao comprimento, mas igual</p><p>a 7 transversalmente a este.</p><p>5.3.3 peso específico</p><p>O peso específico (d) ou densidade relativa é um número que expressa a razão entre</p><p>o peso de uma substância e o peso de um volume igual de água a 4ºC (esta temperatura</p><p>é coincidente com a densidade máxima da água).</p><p>O peso específico de uma substância cristalina depende (1) do tipo de átomos dos</p><p>quais ela é composta, e (2) da maneira em que os átomos estão empacotados. Em com-</p><p>postos isoestruturais (substâncias com estruturas idênticas), em que o empacotamento é</p><p>constante, aquelas com elementos de maior peso atômico terão peso específico maior.</p><p>O peso específico é a razão entre dois pesos, de modo que ele não tem unidade. Como</p><p>a densidade da água pura é 1 g/cm3, o peso específico de um mineral é numericamente</p><p>igual à sua densidade.</p><p>O peso específico pode ser estimado, tomando-se, em cada uma</p><p>das mãos, diferentes minerais de tamanho parecido e comparando seus pesos. Os minerais</p><p>metálicos parecem pesados, enquanto os demais parecem leves.</p><p>A determinação do peso específico é obtida a partir da pesagem do mineral no ar (P</p><p>ar</p><p>)</p><p>e na água (P</p><p>água</p><p>). Os valores devem ser aplicados à fórmula:</p><p>d	=	(P</p><p>ar</p><p>)/	[(P</p><p>ar</p><p>)-(P</p><p>água</p><p>)]</p><p>111 PARTE 2</p><p>O peso específico é uma propriedade importante na determinação mineral, porém,</p><p>de pouca valia quando esse mineral encontra-se incluso em uma rocha. No entanto, se o</p><p>mineral for um constituinte essencial da rocha, isto é, presente em elevada porcentagem,</p><p>seu peso específico influenciará a densidade média da rocha. É por essa razão que as</p><p>rochas melanocráticas (escuras), ricas em minerais ferro-magnesianos, são mais densas</p><p>que as rochas leucocráticas (claras), as quais contêm predominantemente quartzo e</p><p>feldspato. Além disso, balanças de precisão permitem a pesagem acurada, mesmo de</p><p>fragmentos muito pequenos.</p><p>5.3.4 tenacidade</p><p>A resistência que um mineral oferece ao ser quebrado, moído ou dobrado é conhecida</p><p>como tenacidade. Os seguintes termos são usados para descrever a tenacidade dos</p><p>minerais:</p><p>1.	QUEBRADIÇO – Um mineral que se quebra e se pulveriza facilmente. Esta é uma característica</p><p>de cristais com ligação iônica predominante, como a calcita e a halita.</p><p>2.	MALEÁVEL				– Um mineral que pode ser martelado para produzir lâminas delgadas.</p><p>3.	SÉCTIL – Um mineral que pode ser cortado em aparas delgadas com uma faca.</p><p>4.	DÚCTIL – Um mineral que pode ser reduzido a fio.</p><p>5.	FLExÍVEL – Um mineral que se dobra, mas não retorna à sua forma original quando a</p><p>tensão cessa. Esta é uma feição de muitos minerais com estrutura em folha,</p><p>como o talco e as cloritas.</p><p>6.	ELÁSTICO – Um mineral que, após ser dobrado, retornará à sua posição original após a</p><p>cessação da tensão. Esta feição, apresentada pelos minerais do grupo das</p><p>micas, permite distingui-las dos demais minerais foliados.</p><p>As características descritas em 2, 3 e 4 (maleabilidade, sectilidade e ductilidade) são</p><p>típicas de minerais ligados por ligação metálica, como o ouro, a prata e o cobre nativos.</p><p>112 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>5.4 outras propriedades</p><p>5.4.1 magnetismo</p><p>Quanto às suas propriedades magnéticas, os minerais podem ser classificados</p><p>como:</p><p>1.	PARAMAGNÉTICOS	-	são aqueles que são fortemente atraídos por um imã; e</p><p>2.	DIAMAGNÉTICOS	-	 aqueles que não o são.</p><p>Dentre os minerais comuns, apenas dois são altamente magnéticos (paramagnéticos),</p><p>a magnetita (Fe</p><p>3</p><p>O</p><p>4</p><p>– Figura 2.27) e a pirrotita (Fe</p><p>1-x</p><p>S). Esta característica permite o pronto</p><p>diagnóstico desses minerais, sendo que a magnetita é fortemente atraída pelo imã e a</p><p>pirrotita, um pouco menos.</p><p>5.4.2 solubilidade em ácido clorídrico</p><p>A identificação dos minerais carbonatos é favorecida pelo fato de que a ligação carbo-</p><p>no-oxigênio do grupo (CO</p><p>3</p><p>)-2, nos carbonatos, se torna instável e se rompe na presença</p><p>de íons hidrogênio, disponíveis em ácidos. Isto é expresso pela reação</p><p>2	h+	+	CO</p><p>3</p><p>→	H</p><p>2</p><p>O	+	CO</p><p>2</p><p>que é a base para o teste de efervescência com o ácido clorídrico diluído. Calcita,</p><p>aragonita, witherita e estroncianita, bem como os carbonatos de cobre, mostram bolhas</p><p>de efervescência quando uma gota de HCl diluído é colocada sobre o mineral. A efer-</p><p>vescência é o resultado da liberação de CO</p><p>2</p><p>. A dolomita apresenta efervescência a frio,</p><p>quando pulverizada, e outros carbonatos como rodocrosita, magnesita e siderita mostram</p><p>efervescência apenas em HCl quente.</p><p>Figura 2.27 – Diamagnetismo na magnetita. Amostra da Coleção</p><p>Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli.</p><p>Fonte: a partir de: AMORIM. .</p><p>113 PARTE 2</p><p>6. minerais formadores de rocha</p><p>6.1 sistemática em mineralogia</p><p>A composição química é a base para a classificação dos minerais e, para fins de estu-</p><p>do, eles são agrupados em classes químicas, de acordo com o ânion ou grupo aniônico</p><p>dominante (p.ex.: óxidos, sulfetos, silicatos). Esse procedimento está em consonância</p><p>com os métodos correntes na química inorgânica e com a tendência de os minerais de</p><p>mesmo grupo aniônico apresentarem propriedades físicas semelhantes e ocorrerem</p><p>associados geologicamente.</p><p>Para as subdivisões subseqüentes, a estrutura também é considerada. As classes</p><p>podem ser subdivididas em subclasses, de acordo com a composição química ou a</p><p>estrutura. Os silicatos, por exemplo, são subdivididos em subclasses, de acordo com o</p><p>grau de polimerização dos tetraedros de sílica, como será discutido a seguir.</p><p>A próxima subdivisão é segundo grupos, que incluem espécies intimamente relacio-</p><p>nadas química e estruturalmente, como exemplificado pelos grupos dos feldspatos, das</p><p>granadas, etc.</p><p>Os grupos podem ser subdivididos em famílias, as quais contêm séries, ou em espé-</p><p>cies. Quando ocorre solução sólida substitucional, as espécies são reunidas em séries</p><p>de solução sólida, como a série dos plagioclásios, pertencente ao grupo dos feldspatos.</p><p>Alguns grupos, contudo, contêm espécies isoladas, como o grupo da sílica, do qual fazem</p><p>parte as espécies quartzo, cristobalita e tridimita, dentre outras.</p><p>6.2 silicatos</p><p>Como o silício e o oxigênio são os dois elementos mais abundantes da crosta, é natural</p><p>que os silicatos sejam os minerais formadores de rocha mais comuns, e por essa razão, o</p><p>mecanismo de polimerização nesses minerais será tratado mais pormenorizadamente.</p><p>Os silicatos têm em sua estrutura o grupo aniônico (SiO</p><p>4</p><p>)-4, que tem a configuração de</p><p>um tetraedro regular, com os quatro ânions oxigênio, que são grandes, dispostos de modo</p><p>que seus centros coincidam com os vértices de um tetraedro (Figura 2.28a) e o Si+4, que</p><p>é um cátion pequeno, posicionado no centro do tetraedro. Como o íon silício tem uma</p><p>carga igual a +4 e o oxigênio tem uma carga de -2, o ânion (SiO</p><p>4</p><p>)-4 tem quatro cargas</p><p>negativas. Cada oxigênio utiliza uma de suas cargas para se unir ao silício e permanece</p><p>com uma carga insatisfeita. Para que a estrutura mineral seja estável, cada oxigênio deve</p><p>neutralizar suas duas cargas, o que pode ocorrer pela ligação tanto a um silício de outro</p><p>tetraedro quanto a outro cátion.</p><p>No primeiro caso, um oxigênio é compartilhado por dois cátions silício e, assim, dois</p><p>ou mais tetraedros se unem, formando um complexo aniônico ainda maior. Esse processo</p><p>é conhecido como polimerização.</p><p>114 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Na polimerização dos tetraedros de sílica, dois tetraedros adjacentes nunca compar-</p><p>tilham mais que um oxigênio entre eles, isto é, a união entre os tetraedros se dá pelos</p><p>seus vértices. Os minerais silicatos apresentam estruturas com o mais variado grau de</p><p>compartilhamento entre os oxigênios dos tetraedros de sílica, o que constitui parâmetro</p><p>para a subdivisão dos mesmos nas seguintes subclasses:</p><p>1.	NESOSSILICATOS: os tetraedros são isolados (Figura 2.28a), pois nenhum dos oxigênios é</p><p>compartilhado com os tetraedros vizinhos, levando a uma proporção</p><p>Si:O = 1:4, como exemplificado pelos minerais do grupo das olivinas.</p><p>2.	SOROSSILICATOS: minerais em que apenas um dos oxigênios é compartilhado (Figura 2.28b),</p><p>formando duplas de tetraedros, como é o caso dos minerais do grupo</p><p>do epidoto (esses apresentam a particularidade de também conterem</p><p>tetraedros isolados).</p><p>3.	CICLOSSILICATOS: os tetraedros se dispõem em anéis, de modo que dois dos oxigênios</p><p>são sempre compartilhados (Figura 2.28c) e, dos quais, o berilo constitui</p><p>exemplo.</p><p>4.	INOSSILICATOS: nesses minerais os tetraedros estão arranjados em fitas (Figura 2.28d),</p><p>como nos grupos dos piroxênios e anfibólios;</p><p>5.	FILOSSILICATOS: como as micas, onde três oxigênios são sempre compartilhados entre</p><p>tetraedros vizinhos (Figura 2.28e), gerando folhas de tetraedros de sílica.</p><p>6.	TECTOSSILICATOS: os quatro oxigênios são compartilhados, como ocorre com o quartzo</p><p>e</p><p>feldspatos.</p><p>115 PARTE 2</p><p>Subclasse Arranjo dos tetraedros de silica Unidade</p><p>composicional</p><p>Exemplo</p><p>(a) Nesossilicatos</p><p>(SiO4)</p><p>4- Olivina</p><p>(Mg,Fe)2SiO4</p><p>(b) Sorossilicatos</p><p>(Si2O7)</p><p>6- Epidoto</p><p>Ca2(Fe+3,Al)</p><p>Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH)</p><p>(c)Ciclossilicatos</p><p>(Si6O18)12- Berilo</p><p>Be3Al2Si6O18</p><p>(d) Inossilicatos</p><p>(Si2O6)4-</p><p>ou</p><p>(Si4O11)</p><p>6-</p><p>Enstatita, um piroxênio</p><p>MgSiO3</p><p>ou</p><p>antofilita, um anfibólio</p><p>Mg7Si8O22(OH)2</p><p>(e) Filossilicatos</p><p>(Si2O5)</p><p>2- Muscovita, uma mica</p><p>K Al2(AlSi3O10)(OH)2</p><p>(f) Tectossilicatos Muito complexo para ser</p><p>representado bidimensionalmente.</p><p>(SiO2)</p><p>0 Quartzo</p><p>SiO2</p><p>Figura 2.28 – Grau de polimerização dos tetraedros de sílica e as subclasses dos silicatos. Figura adaptada de:</p><p>Klein, C. 2002. Manual of Mineral Science, pp. 443 e 444</p><p>Oxigênio</p><p>ou</p><p>Figura 2.28 – Grau de polimerização dos tetraedros de sílica e as subclasses dos silicatos.</p><p>Fonte: Adaptada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 443 e 444.</p><p>(c)</p><p>sílica</p><p>116 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Entre os silicatos, o fenômeno da substituição iônica é freqüente, o que leva a fórmulas</p><p>químicas complexas. Esse fator, somado a todas as possibilidades de polimerização do</p><p>ânion, leva à existência de centenas de minerais diferentes, dos quais, apenas onze grupos</p><p>de minerais constituem mais que 95% dos silicatos conhecidos.</p><p>As páginas seguintes contêm a descrição dos principais minerais formadores de</p><p>rocha, visando principalmente permitir seu reconhecimento em amostras de mão, tanto</p><p>de cristais isolados como dos constituintes de rocha.</p><p>6.2.1 tectossilicatos</p><p>Quando cada um dos quatro oxigênios de um tetraedro de sílica é compartilhado com</p><p>tetraedros adjacentes, todas as cargas são balanceadas, resultando na fórmula SiO</p><p>2</p><p>. Esse</p><p>é o caso do quartzo e de seus polimorfos menos comuns, tridimita e cristobalita. Em</p><p>outros tectossilicatos, como no grupo dos feldspatos, a substituição do Si+4 pelo Al+3</p><p>implica na introdução de outros cátions, para que haja neutralidade elétrica.</p><p>grupo da sílica</p><p>Existem, no mínimo, nove polimorfos do SiO</p><p>2</p><p>, além de duas substâncias relacionadas</p><p>e essencialmente amorfas, lechatelierita, que é um vidro rico em sílica, de composição</p><p>altamente variável, e a opala, SiO</p><p>2</p><p>.nH</p><p>2</p><p>O, cuja estrutura é localmente organizada e contém</p><p>esferas de sílica. A Tabela 2.5 traz a relação dos diferentes polimorfos, bem como os</p><p>respectivos sistemas cristalinos e pesos específicos (d).</p><p>tabela 2.5 - polimorfos da sílica</p><p>Nome Sistema cristalino d</p><p>Stishovita</p><p>Coesita</p><p>Quartzo (α) de baixa temperatura</p><p>Quartzo (β) de alta temperatura</p><p>Keathita (sintética)</p><p>Tridimita (α) de baixa temperatura</p><p>Tridimita (β) de alta temperatura</p><p>Cristobalita (α) de baixa temperatura</p><p>Cristobalita (β) de alta temperatura</p><p>Tetragonal</p><p>Monoclínico</p><p>Romboédrico</p><p>Hexagonal</p><p>Tetragonal</p><p>Monoclínico ou ortorrômbico</p><p>Hexagonal</p><p>Tetragonal</p><p>Cúbico</p><p>4,35</p><p>3,01</p><p>2,65</p><p>2,53</p><p>2,50</p><p>2,26</p><p>2,22</p><p>2,32</p><p>2,20</p><p>Fonte: Modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 475.</p><p>117 PARTE 2</p><p>Os principais polimorfos naturais da sílica recaem em três categorias estruturais: o</p><p>quartzo de baixa temperatura, com menor simetria e estrutura mais compacta; a tridi-</p><p>mita de baixa temperatura, com maior simetria e estrutura mais aberta; e a cristobalita</p><p>de baixa temperatura, a simetria mais elevada e estrutura mais expandida dentre os três</p><p>polimorfos (Figura 2.21). Esses polimorfos se relacionam por transformações polimórficas</p><p>reconstrutivas, um processo que requer muita energia. A lentidão do processo e a grande</p><p>quantidade de energia requerida nas transformações reconstrutivas levam à coexistência</p><p>metaestável das fases por longos períodos de tempo. Cada uma das três formas estruturais</p><p>acima apresenta ainda uma fase de alta temperatura, como atestado pela existência de</p><p>formas de alta temperatura de quartzo, tridimita e cristobalita. Essas transformações de</p><p>forma de baixa para de alta temperatura são exemplos de polimorfismo de deslocamento,</p><p>que ocorre rápida e reversivelmente, a uma temperatura definida e constante.</p><p>Os polimorfos mais densos da sílica são a coesita e a stishovita (Tabela 2.5), e têm</p><p>sua origem atribuída às elevadas condições de temperatura e pressão resultantes do</p><p>impacto de meteoritos.</p><p>O quartzo é o segundo mineral mais abundante da crosta continental e é um dos de</p><p>mais fácil caracterização e identificação.</p><p>QUartzo α (sio</p><p>2</p><p>– romboédrico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais comumente prismáticos, com as faces</p><p>do prisma estriadas horizontalmente e terminados pela combinação de dois romboedros</p><p>(Figura 2.29a), os quais podem apresentar-se, ou não (Figura 2.29b), igualmente desenvol-</p><p>vidos. Comumente apresentam-se em cristais geminados tão intimamente intercrescidos,</p><p>que sua determinação demanda ensaios laboratoriais.</p><p>Figura 2.29 - Cristais de quartzo: (a) prisma (m) combinado a dois romboedros (r e z) igualmente</p><p>desenvolvidos; e (b) prisma (m) combinado a dois romboedros, sendo um (r) mais desenvolvido</p><p>que o outro (z). Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p. 543.</p><p>(a) (b)</p><p>118 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Em certas rochas ígneas e piroclásticas, é possível observar grãos euédricos a su-</p><p>bédricos de quartzo, principalmente como fenocristais. Mas, geralmente em rochas, o</p><p>quartzo ocorre em grãos anédricos. O quartzo também pode se apresentar em massas,</p><p>constituídas tanto de agregados macro (de grão grosso) a microcristalinos. Também é</p><p>observado em superfícies drúsicas, formando coberturas finamente cristalinas.</p><p>O tamanho dos cristais é extremamente variável, existindo cristais individuais que</p><p>pesam algumas toneladas, em exemplares criptocristalinos. Reconhecem-se diferentes</p><p>variedades de quartzo, em função do grau de cristalinidade e também da cor. A Tabela</p><p>2.6 é uma síntese dos nomes dados a essas variedades.</p><p>Variedades microcristalinas de quartzo, geralmente depositadas pela precipitação de</p><p>soluções aquosas, ocorrem como cimento e preenchimentos dos vazios de muitas rochas</p><p>vulcânicas e sedimentares. As variedades microcristalinas são maciças e, microscopica-</p><p>mente, revelam-se como de dois tipos, fibrosas ou granulares. As variedades fibrosas,</p><p>denominadas calcedônias, comumente apresentam bandas de diferentes colorações.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: em rochas, é variável, de branco-leitoso</p><p>a cinza-enfumaçado, marrom a preto, ou, menos comumente, cinza-azulado (Tabela 2.6).</p><p>Os tons de cinza são comuns em rochas ígneas e a cor branca é mais freqüente em rochas</p><p>sedimentares e metamórficas. O quartzo cinza-azulado é raro e geralmente encontrado</p><p>nas rochas metamórficas de alto grau. Cristais de quartzo límpido, incolor são comuns em</p><p>veios e geodos e em certas lavas muito frescas. O quartzo nas cores rosa, roxo e amarelo</p><p>é encontrado em veios, mas não em rochas. Brilho: vítreo a gorduroso.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7. d = 2,65. Fratura: conchoidal,</p><p>característica que permite distingui-lo de outros minerais semelhantes a ele, e que</p><p>possuem pelo menos uma direção de clivagem bem desenvolvida, particularmente nas</p><p>rochas graníticas. Quando em massas de grão fino, a superfície de fratura é usualmente</p><p>irregular.</p><p>OCORRêNCIA: O quartzo é um mineral comum e abundante em uma grande variedade</p><p>de ambientes geológicos. Ele está presente em muitas rochas ígneas e metamórficas. É</p><p>um mineral comum da ganga, nos veios hidrotermais mineralizados, ou pode constituir</p><p>VARIEDADES</p><p>MACROCRISTALINAS</p><p>VARIEDADES MICROCRISTALINAS</p><p>VARIEDADES FIBROSAS = CALCEDôNIA VARIEDADES GRANULARES</p><p>CRISTAL DE ROCHA – incolor</p><p>AMETISTA – tons de violeta</p><p>QUARTZO RóSEO – rosa</p><p>QUARTZO FUMê – amarelo-enfuma-</p><p>çado a castanho-escuro</p><p>CITRINO – amarelo</p><p>QUARTZO LEITOSO – branco</p><p>CORNALINA – vermelha</p><p>CRISOPRÁSIO – verde-maçã</p><p>ÁGATA – camadas alternadas</p><p>de calce-</p><p>dônia, de cor e porosidade diferentes</p><p>ôNIX – calcedônia em níveis paralelos</p><p>FLINT E CHERT – são semelhantes,</p><p>o primeiro aparece em nódulos e o</p><p>segundo, estratificado</p><p>JASPE – vermelho, de brilho fosco</p><p>PRÁSIO – verde, de brilho fosco</p><p>tabela 2.6 - Variedades do quartzo</p><p>119 PARTE 2</p><p>o único mineral presente nos veios. Sob a forma de flint e chert, o quartzo é depositado</p><p>no assoalho oceânico ou a partir de soluções silicosas, substitui o calcário, para formar</p><p>horizontes de chert. No colapso de rochas que contêm quartzo, por sua estabilidade</p><p>química e mecânica, ele persiste como grão detrítico, formando os depósitos de areia, e</p><p>é essencialmente o único mineral presente nos arenitos e quartzitos.</p><p>tridimita-α (sio</p><p>2</p><p>– monoclínica ou ortorrômbica)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: À temperatura ambiente, os cristais, quando vistos,</p><p>são pequenos e hexagonais, por serem pseudomorfos da tridimita de alta temperatura.</p><p>Comumente geminados.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor a branca. Brilho: vítreo. Trans-</p><p>parente a translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7. d = 2,26.</p><p>OCORRêNCIA: A tridimita e a cristobalita são os polimorfos do quartzo com estrutura</p><p>cristalina mais aberta, permitindo a entrada de cátions. Ambas ocorrem em rochas vulcânicas</p><p>ricas em sílica, como riolito, obsidiana e andesito, preenchendo cavidades ou, em alguns</p><p>casos, como mineral da matriz. A cristobalita se forma comumente a partir da devitrificação</p><p>de vidros vulcânicos e aparece associada à tridimita e à sanidina.</p><p>cristoBalita-α (sio</p><p>2</p><p>– tetragonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: À temperatura ambiente, os cristais, quando</p><p>vistos, são pequenos e octaédricos, pseudomorfos da forma de alta temperatura, que é</p><p>isométrica. Também em agregados esféricos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor. Translúcida. Brilho: vítreo.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6½. d = 2,32.</p><p>OCORRêNCIA: A cristobalita ocorre em rochas vulcânicas ricas em sílica, como riolito,</p><p>obsidiana e andesito, preenchendo cavidades ou como mineral da matriz. A cristobalita</p><p>se forma comumente a partir da devitrificação de vidros vulcânicos e aparece associada</p><p>à tridimita.</p><p>opala (sio</p><p>2</p><p>.nh</p><p>2</p><p>o – amorfa)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A opala é uma forma amorfa de sílica, a qual possui</p><p>poros submicroscópicos que contêm água. A opala é sempre maciça, comumente em</p><p>massas arredondadas, botrioidal.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor, branca-leitosa, amarela,</p><p>vermelha, azul, ou preta. Brilho: vítreo a resinoso. Transparente a translúcida. A opala</p><p>120 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>freqüentemente apresenta um efeito leitoso ou opalescente e pode mostrar um delicado</p><p>jogo de cores.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 6. d = 2 a 2,32.</p><p>OCORRêNCIA: A opala pode ser depositada por águas termais, a pouca profundidade;</p><p>por águas meteóricas ou por soluções hipógenas de baixa temperatura. Ela é encontrada</p><p>revestindo e preenchendo cavidades em rochas e pode substituir madeira soterrada em</p><p>tufos vulcânicos. Os maiores depósitos de opala são de esqueletos silicosos.</p><p>grupo dos feldspatos</p><p>Os feldspatos são um grupo de minerais, cuja composição pode ser expressa em</p><p>termos do sistema KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>–NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>–CaAl</p><p>2</p><p>Si</p><p>2</p><p>O</p><p>8</p><p>(Figura 2.30a). As três composições</p><p>Correspondem aos termos extremos das séries de solução sólida, encontradas nos felds-</p><p>patos. A fórmula NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>é a composição da albita e abrevia-se como Ab; CaAl</p><p>2</p><p>Si</p><p>2</p><p>O</p><p>8</p><p>,</p><p>da anortita (An); e KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>, do ortoclásio (Or).</p><p>Figura 2.30 - Diagrama composicional dos feldspatos: (a) Nomenclatura dos feldspatos das séries</p><p>dos plagioclásios (Na-Ca) e alcalinos (K-Na) de alta temperatura; e (b) Influência da temperatura</p><p>sobre a extensão da solução sólida no grupo dos feldspatos, a partir de dados experimentais.</p><p>Fonte: A partir de HIBBIE. The chemistry, struture, and nomenclature of feldspor, fig. R1.</p><p>Ocorre solução sólida entre K+ e Na+, isto é, entre a albita (Ab) o ortoclásio (Or). Os</p><p>feldspatos sódico-potássicos formam a série dos feldspatos alcalinos. Essa série possuir</p><p>a particularidade de conter três polimorfos para a fórmula KAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>: sanidina, ortoclásio</p><p>e microclina. A solução sólida entre Na+ e Ca+2, ou seja, entre albita (Ab) e anortita (An)</p><p>também é total e advém de uma substituição casada, na qual Na+1 + Si4+ são substituídos</p><p>121 PARTE 2</p><p>por Ca2+ + Al+3. Os feldspatos cálcio-sódicos integram a série dos feldspatos plagioclásios.</p><p>A substituição do K+ pelo Ca2+ e vice-versa é muito restrita.</p><p>Os feldspatos plagioclásios têm estrutura mais ordenada que os feldspatos alcalinos,</p><p>independentemente de sua temperatura de formação, e são sempre triclínicos. Os feldspatos</p><p>alcalinos de alta temperatura, formados sob resfriamento rápido, são desordenados e</p><p>cristalizam-se no sistema monoclínico, como é o caso da sanidina e anortoclásio (Figura</p><p>2.30a). O ortoclásio é o feldspato potássico formado a temperaturas elevadas ou inter-</p><p>mediárias e resfriado lentamente; também é monoclínico e possui estrutura parcialmente</p><p>ordenada. A microclina é o feldspato potássico formado a baixas temperaturas, porém,</p><p>resfriado muito lentamente; é mais ordenada e é triclínica.</p><p>A temperatura de formação também influencia a composição, uma vez que a solução</p><p>sólida é dependente da temperatura (Figura 2.30b). Existe, a temperaturas elevadas, solução</p><p>sólida completa tanto nos feldspatos alcalinos como nos plagioclásios. A temperaturas mais</p><p>baixas, a extensão do campo de solução sólida dos feldspatos alcalinos diminui. Portanto,</p><p>quando um feldspato alcalino formado a temperaturas elevadas ou intermediárias resfria</p><p>lentamente, ocorre desmistura da solução sólida e há formação de um intercrescimento</p><p>de feldspato potássico e plagioclásio. Um feldspato potássico, contendo veios, lamelas</p><p>ou massas irregulares de plagioclásio, é chamado pertita. O material que contém veios</p><p>de felspato potássico dentro do plagioclásio chama-se anti-pertita.</p><p>Existem outras variações composicionais nos feldspatos, como a rara celsiana, Ba-</p><p>AlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>, que forma uma série de solução sólida com o feldspato potássico, de modo que</p><p>a maioria dos felspatos potássicos contém algum bário. Eles também contêm traços de</p><p>Fe3+, o qual pode substituir o Al3+ em uma extensão limitada. Esta última substituição é</p><p>responsável pela coloração rósea ou avermelhada dos feldspatos potássicos, comumente</p><p>observada em alguns granitos.</p><p>As estreitas similaridades estruturais e composicionais entre os diferentes membros</p><p>do grupo se refletem em suas propriedades físicas, tornando-os tão parecidos que em</p><p>algumas situações não é possível distingui-los macroscopicamente.</p><p>série dos feldspatos alcalinos</p><p>microclina (Kalsi</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>– sistema triclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: As formas cristalinas da microclina são similares às</p><p>do ortoclásio, e a microclina pode ser geminada, segundo as mesmas leis do ortoclásio,</p><p>sendo comum a geminação de Carlsbad (Figura 2.31a) e também polissintética, segundo</p><p>as leis da albita (Figura 2.31b) e do periclíneo. Estas duas últimas aparecem combinadas,</p><p>levando a uma estrutura caracteristicamente quadriculada, que se observa com freqüência</p><p>ao microscópio. Uma das formas mais comuns de geminação nos feldspatos é a de</p><p>122 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Carlsbad (Figura 2.31a), que envolve o intercrescimento de dois cristais, rotacionados de</p><p>180º um do outro; pode ser facilmente percebida em um cristal clivado.</p><p>Figura 2.31 – Exemplos de geminações freqüentes nos feldspatos: (a) Geminação de Carlsbad,</p><p>e (b) geminação segundo a lei da albita, comum nos plagioclásios.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p. 210 e 211.</p><p>A microclina, quando em cristais, apresenta-se em massas clivadas e, como consti-</p><p>tuinte de rocha, aparece em grãos irregulares.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a amarelo-claro,</p><p>à medida que encontram</p><p>materiais com propriedades físicas diferentes. Epicentro de um terremoto é o ponto da</p><p>superfície da Terra imediatamente acima do foco (Figura 1.1).</p><p>19 PARTE 1</p><p>Figura 1.1 - Relações espaciais de um terremoto vistas em corte vertical, mostrando seu foco,</p><p>o epicentro e a trajetória das ondas sísmicas por ele geradas.</p><p>Fonte: Modificado de SHEDLOCK; PAKISER. Earthquakes, p. 8.</p><p>As ondas sísmicas que se propagam a partir do foco do terremoto são discriminadas</p><p>nos tipos indicados a seguir (ver Figura 1.2). A estrutura interna da Terra, que será deta-</p><p>lhada adiante, aqui é mostrada juntamente com o caminho percorrido por essas ondas</p><p>(ver Figura 1.3).</p><p>Tipos de ondas sísmicas:</p><p>a)	 Ondas	Longitudinais	ou	Primárias	(P) - São ondas em que o movimento das partículas no</p><p>interior do corpo condutor tem a mesma direção da propagação da onda. São também</p><p>denominadas ondas de compressão e se propagam em todos os meios. São ondas de</p><p>natureza mecânica, semelhante às ondas sonoras, ou seja, vibram em uma direção paralela</p><p>ao sentido de movimento da onda.</p><p>b)	 Ondas	Transversais	ou	Secundárias	(S) - São ondas em que o movimento das partículas faz</p><p>um ângulo de 90º com a direção de propagação da onda. São também denominadas ondas</p><p>de cisalhamento e necessitam de um meio rígido para se propagarem, não se propagando</p><p>em fluidos, uma vez que estes não possuem resistência ao cisalhamento.</p><p>c)	 Ondas	Superficiais - Propagam-se apenas na interface de meios com propriedades físicas</p><p>distintas e podem ser divididas em duas categorias: ondas Love e Rayleigh, assim denomi-</p><p>nadas em homenagem aos dois cientistas ingleses que primeiramente as reconheceram.</p><p>Aparecem mais perto do epicentro de um terremoto e diminuem com a distância deste.</p><p>Como todas as ondas superficiais, as ondas Love são as de menor velocidade e maior</p><p>amplitude. Nesse tipo de onda, o movimento das partículas é transversal à direção de sua</p><p>propagação e se desenvolve em um plano horizontal. Nas ondas Rayleigh, as partículas do</p><p>Superfície da Terra Crosta</p><p>Manto</p><p>Núcleo</p><p>Foco ou</p><p>Hipocentro</p><p>Ondas sísmicas</p><p>Ondas sísmicas</p><p>Ondas sísmicas</p><p>Ondas sísmicas</p><p>O</p><p>nd</p><p>as</p><p>s</p><p>ís</p><p>m</p><p>ic</p><p>as</p><p>Superfície da Terra</p><p>EPICENTRO</p><p>20 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>meio condutor movem-se em um plano vertical e seus movimentos são elípticos e retrógrados</p><p>com relação à direção de propagação da onda. Em um terremoto, essas ondas são as que</p><p>mais afetam os materiais dispostos na superfície do planeta.</p><p>Experiências em laboratório, utilizando ondas artificialmente produzidas em rochas como</p><p>granito e basalto, em diferentes estados físicos, mostraram que a velocidade (V) das ondas</p><p>depende da densidade (D) do material condutor, assim como das propriedades elásticas</p><p>do meio condutor, como o módulo volumétrico (ou de compressibilidade) (B) e a rigidez</p><p>(G). Rigidez é o quanto a rocha se deforma quando a onda passa através dela, e o módulo</p><p>volumétrico é o índice de quanto o volume da rocha muda sob a pressão exercida pela</p><p>onda. Conhecidos esses valores, a velocidade de uma onda “P” pode ser conhecida pela</p><p>fórmula:</p><p>V2	=	(B	+	4/3	G)	/	D.																				(1)</p><p>Já a velocidade da onda “S” pode ser calculada pela fórmula:</p><p>V2	=	G	/	D.																																	(2)</p><p>Conforme mostrado, as fontes produtoras dessas ondas, utilizadas pelo homem para</p><p>decifrar a estrutura interna do nosso planeta, são os terremotos, que possuem energia</p><p>suficiente para gerar ondas que se propagam pelo interior do planeta como um todo,</p><p>embora explosões atômicas, tais como bombas H, possam também gerar ondas capazes</p><p>de atravessar o interior da Terra.</p><p>Figura 1.2 - Ondas Sísmicas. (A) Ondas de compressão P (primárias), que se propagam em</p><p>qualquer material da Terra, alternando zonas de compressão e expansão das partículas em</p><p>sua trajetória, mostradas pelas convergências e divergências das setas, respectivamente; (B)</p><p>ondas de cisalhamento S (secundárias), que vibram as partículas do meio condutor segundo</p><p>ângulos retos com sua trajetória; estas ondas podem se propagar através de sólidos, mas</p><p>não através de líquidos; (C) ondas de superfície R (Rayleigh), na qual o movimento das</p><p>partículas se dá segundo uma elipse vertical, sendo ainda retrógrado com relação ao sentido</p><p>de movimento da onda; (D) ondas de superfície L (Love), na qual o movimento das partículas</p><p>no meio condutor é transversal à direção de sua propagação e sempre no plano horizontal.</p><p>Essas ondas superficiais são detectadas mais tardiamente pelas estações sismográficas.</p><p>Fonte: Não-modificado de BICKFORD et al. Geology today: revised printing, p. 128.</p><p>2</p><p>3</p><p>1</p><p>4</p><p>Direção de</p><p>propagação</p><p>RarefaçãoCompressão</p><p>Direção de</p><p>propagação</p><p>21 PARTE 1</p><p>Figura 1.3 - Trajetórias das ondas sísmicas superficiais, além das ondas P e S, no manto</p><p>superior e inferior, no núcleo externo e núcleo interno, a partir do foco de um terremoto.</p><p>Fonte: SHEDLOCK; PAKISER. Earthquakes, p. 13.</p><p>2.1.2 as descontinuidades sísmicas e a estrutura interna da terra</p><p>A Terra pode ser dividida em duas grandes regiões: uma central, denominada núcleo,</p><p>parcialmente fundido, envolvido por uma região predominantemente sólida, que com-</p><p>preende o manto e a crosta, juntos. O núcleo é formado por uma liga metálica de ferro e</p><p>níquel (além de outros elementos) extremamente densa, que contrasta com a parte externa</p><p>do planeta, que consiste de rochas formadas por óxidos e silicatos, sendo que a crosta é</p><p>mais enriquecida em sílica, alumínio e cálcio que o manto. Há uma grande diferença entre</p><p>as velocidades das ondas sísmicas que se propagam na parte mais superficial da Terra,</p><p>denominada crosta, que mostra duas porções distintas, a crosta continental e a crosta</p><p>oceânica, e as que se desenvolvem abaixo dela, em uma região denominada manto.</p><p>Abaixo da crosta e na parte superior do manto, estudos mostraram que há uma ligeira</p><p>redução na velocidade das ondas sísmicas (zona BVS, ou de baixa velocidade sísmica),</p><p>em uma região com profundidades variando de 100 a 150km. Essa mudança é devida</p><p>ao fato de que, naquela região, parte das rochas mantélicas ali presentes encontram-se</p><p>fundidas, diminuindo a rigidez dos materiais e influindo na redução da velocidade de</p><p>propagação das ondas sísmicas. Apesar de a densidade dos materiais aumentar com a</p><p>profundidade e, desse modo, teoricamente, proporcionar o aumento da velocidade das</p><p>ondas, tal fato não ocorre nesse contexto, porque a eficiência na transmissão das ondas</p><p>sísmicas é reduzida em função da diminuição do valor do módulo de rigidez da rocha, que</p><p>Ondas de superfície</p><p>Ondas de superfície</p><p>Foco</p><p>Núcleo externo</p><p>Núcleo</p><p>Interno</p><p>Manto</p><p>Manto</p><p>Superior</p><p>Inferior</p><p>ondas “S”</p><p>o</p><p>n</p><p>d</p><p>as “S”</p><p>ondas “</p><p>P”</p><p>on</p><p>da</p><p>s “</p><p>P”Cr</p><p>os</p><p>ta</p><p>22 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>é o fator preponderante na propriedade de transmissão dessas ondas elásticas (fórmulas</p><p>1 e 2). Por isso, a velocidade das ondas sísmicas diminui ao passarem por aquela região</p><p>de rochas mantélicas fundidas.</p><p>A crosta com a parte superior do manto é denominada litosfera, uma camada dura,</p><p>fria e rígida, situada acima da zona BVS. A litosfera é o material que forma as placas rígi-</p><p>das, que se movimentam na superfície do planeta, suportadas por essa zona de rochas</p><p>fundidas denominada astenosfera, ou seja, a porção do manto na qual as rochas podem</p><p>fluir. O manto, como um todo, é subdividido em manto superior e inferior, separados por</p><p>uma zona de transição, que se prolonga de 400 a 660km de profundidade. A base do</p><p>manto se estende até 2.898km quando, a partir daí até o centro da Terra, ocorre o núcleo</p><p>(Figura 1.4).</p><p>Nessa fronteira manto-núcleo ocorre uma nova descontinuidade, a de Gutenberg, na</p><p>qual a velocidade das ondas P diminui e as ondas de cisalhamento S desaparecem. A</p><p>partir daí, encontra-se o núcleo externo, considerado líquido em função da ausência das</p><p>ondas S e, a partir dos 5.100km, inicia-se o núcleo interno, sólido, que</p><p>menos comu-</p><p>mente vermelha ou verde. A microclina verde é conhecida como amazonita. O feldspato</p><p>potássico geralmente tem tons de vermelho, desde rosa-pálido com um pouco de ama-</p><p>relo a vermelho-acastanhado. É a cor do feldspato alcalino que dá cor aos granitos. A cor</p><p>vermelha do feldspato potássico é atribuída à substituição do Al3+ por Fe3+ ou à presença</p><p>de finas partículas de hematita disseminadas pelo cristal. Brilho: vítreo. Translúcida a</p><p>transparente.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6, sendo, portanto, riscada pelo</p><p>quartzo, mas risca o vidro e o canivete; d = 2,54-2,57. A microclina apresenta duas direções</p><p>de clivagem, sendo uma perfeita e uma boa, as quais fazem ângulo de 89º30’ entre si. O</p><p>ângulo é tão próximo de 90º que dificilmente a diferença pode ser percebida a olho nu.</p><p>OCORRêNCIA: A microclina é um constituinte importante de rochas ígneas, ricas em</p><p>sílica e resfriadas lenta e profundamente, como granitos e sienitos. Também é comum em</p><p>pegmatitos. Nas rochas sedimentares, ela está presente em arcósios e conglomerados.</p><p>Nas rochas metamórficas, é encontrada em gnaisses.</p><p>ALTERAçãO: Quando os feldspatos alcalinos são atacados por águas ligeiramente</p><p>ácidas, como as águas superficiais, ou por águas quentes profundas, eles se alteram,</p><p>dando lugar a argilo-minerais ou muscovita, acompanhada de separação da sílica livre e</p><p>remoção dos álcalis em solução. Quando alterados, eles perdem o brilho vítreo e tornam-</p><p>se terrosos e foscos.</p><p>(b)(a)</p><p>y</p><p>y</p><p>c</p><p>c</p><p>c c c c</p><p>m</p><p>m</p><p>M M M</p><p>x x x x</p><p>mm b</p><p>b</p><p>c</p><p>M</p><p>x</p><p>123 PARTE 2</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A microclina pode ser distinguida do ortoclásio pela</p><p>observação da geminação quadriculada na primeira, o que raramente pode ser feito sem</p><p>a ajuda do microscópio.</p><p>ortoclÁsio (Kalsi</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>– sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Os cristais são usualmente prismáticos curtos,</p><p>alongados paralelamente ao eixo a, ou alongados paralelamente a c e achatados segun-</p><p>do o eixo b. Freqüentemente, geminados segundo a Lei de Carlsbad e, mais raramente,</p><p>segundo as leis de Baveno e Manebach (Figura 2.31b e c, respectivamente). Comumente</p><p>em cristais ou em massas clivadas de grão grosso a agregados granulares, maciço e</p><p>criptocristalino. Em rochas, mais freqüentemente, como grãos sem forma.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor, branco, cinza, vermelho, ra-</p><p>ramente amarelo ou verde. A cor vermelha do feldspato potássico pode ser atribuída à</p><p>substituição do Al3+ por Fe3+ ou à presença de finas partículas de hematita disseminadas</p><p>pelo cristal. Brilho: vítreo a perláceo; quando alterados, têm aspecto ceroso a sem brilho.</p><p>Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 2,57. Clivagem em duas</p><p>direções, sendo uma perfeita e uma boa, fazendo ângulo de 90º entre si. É este fato que</p><p>dá nome ao ortoclásio (do grego, orthos = reto, klasis = quebra ou fratura).</p><p>OCORRêNCIA: O ortoclásio é um dos principais constituintes de rochas ígneas</p><p>solidificadas a temperaturas e taxas de resfriamento moderadas, como alguns granitos,</p><p>granodioritos e sienitos.</p><p>ALTERAçãO: Os mesmos processos descritos para a microclina.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: O ortoclásio é reconhecido por sua cor, dureza e clivagem.</p><p>Em geral, as duas clivagens, a ângulos quase retos, o brilho vítreo a perláceo, a cor clara</p><p>e a dureza, a qual resiste à ponta da faca, permite o reconhecimento dos grãos de felds-</p><p>pato em uma rocha e a distinção entre outros minerais comuns, especialmente quartzo,</p><p>com o qual eles estão comumente associados. Distingue-se dos outros feldspatos, por</p><p>sua clivagem a ângulos retos e ausência de estrias de geminação polissintética. A cor</p><p>também pode ser de grande valia. De modo geral, se uma rocha contém dois feldspatos,</p><p>um dos quais é vermelho e o outro, não, o feldspato vermelho é quase certamente orto-</p><p>clásio ou microclina.</p><p>sanidina (Kalsi</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>– sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais freqüentemente tabulares e geminados</p><p>segundo a Lei de Carlsbad (Figura 2.31a).</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor. Brilho: vítreo. Transparente.</p><p>Traço: branco.</p><p>124 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 2,56 a 2,62. Clivagem em</p><p>duas direções, sendo uma perfeita e uma boa.</p><p>OCORRêNCIA: A sanidina ocorre como fenocristais em rochas ígneas extrusivas de</p><p>alta temperatura, resfriadas rapidamente, como riolitos e traquitos.</p><p>série dos feldspatos plagioclásios</p><p>alBita (naalsi</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>) – anortita (caal</p><p>2</p><p>si</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>), sistema triclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais freqüentemente tabulares, comumente</p><p>como grãos irregulares e massas clivadas. Quase sempre geminados polissinteticamente</p><p>segundo a lei da albita (Figura 2.31d) ou do periclíneo; e também segundo as leis de</p><p>Carlsbad, Baveno e Manebach (Figura 2.31a, b e c, respectivamente).</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a cinza, algumas vezes avermelhada</p><p>ou acastanhada e mais raramente esverdeada ou amarelada. Nas rochas, o feldspato</p><p>potássico pode apresentar coloração escura, em tons de cinza, cinza-azulado, casta-</p><p>nho-arroxeado ou mesmo pretos. O brilho dos feldspatos é vítreo, algumas vezes perláceo</p><p>nas superfícies de clivagem; quando alterados, têm aspecto ceroso a sem brilho. O traço</p><p>é branco. Transparente a translúcido. Labradorita e andesina podem apresentar um belo</p><p>jogo de cores nas superfícies de clivagem.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6; são riscados pelo quartzo, mas</p><p>riscam o vidro e o canivete; d = 2,62, na albita, a 2,76 na anortita. Clivagem em duas</p><p>direções, sendo uma perfeita e uma boa.</p><p>OCORRêNCIA: Os feldspatos plagioclásios são ainda mais amplamente distribuídos</p><p>e abundantes que os feldspatos potássicos. A anortita é usualmente encontrada em</p><p>calcários metamorfizados por contato. Bittownita e labradorita são características de</p><p>gabros e anortositos; andesina, de andesitos e dioritos; oligoclásio, de monzonitos e</p><p>granodioritos. A albita ocorre associada ao ortoclásio e microclina, em granitos, sienitos,</p><p>riolitos, traquitos e também em pegmatitos.</p><p>ALTERAçãO: O plagioclásio cálcico tende a se alterar para uma mistura complexa de</p><p>minerais, dentre os quais se destacam calcita e epidoto.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Os plagioclásios se distinguem dos feldspatos potássicos</p><p>pelas estrias de geminação sobre a superfície de clivagem basal. A diferenciação entre</p><p>as espécies individuais dentro dos plagioclásios é melhor obtida ao microscópio.</p><p>Um método para distinção entre feldspato potássico e plagioclásios é a colorimetria,</p><p>que envolve ataque químico ao material e é feito em laboratório químico.</p><p>125 PARTE 2</p><p>grupo dos feldspatóides</p><p>Os feldspatóides são um grupo de aluminossilicatos de sódio e potássio, que se for-</p><p>mam no lugar dos feldspatos, quando um magma rico em álcalis é deficiente em sílica.</p><p>Assim como os feldspatos, os feldspatóides são tectossilicatos, mas a relação entre as</p><p>diferentes espécies dentro do grupo é menos íntima que dentro dos feldspatos, e eles</p><p>cristalizam em vários sistemas, embora em maior parte eles sejam cúbicos ou hexagonais.</p><p>Os feldspatóides são relativamente raros e restritos a tipos especiais de rochas ígneas</p><p>incomuns, que constituem menos que 1% do total das rochas ígneas da Terra. Os felds-</p><p>patóides mais abundantes são a leucita, nefelina; além dos menos comuns, analcima,</p><p>cancrinita, hauyna, noseana e sodalita.</p><p>leUcita (Kalsi</p><p>2</p><p>o</p><p>– sistema tetragonal)</p><p>COMPOSIçãO: A composição da leucita é KAlSi</p><p>2</p><p>O</p><p>6</p><p>, mas parte do K é comumente</p><p>substituído por Na.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A leucita ocorre comumente como trapezoedros,</p><p>que são pseudomorfos da forma de alta temperatura, pois a leucita acima de 605ºC é</p><p>cúbica. Os cristais, quando imperfeitos, parecem aproximadamente esféricos. Alguns</p><p>cristais que parecem, à primeira vista, ser de leucita, revelam, após exame mais cuida-</p><p>doso, corresponder a intercrescimentos de nefelina, ortoclásio e analcima. Esses inter-</p><p>crescimentos são</p><p>conhecidos como pseudoleucita, pois são formados pelo colapso ou</p><p>alteração da leucita.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: cinza a branca; brilho: vítreo a fosco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6. d = 2½. Clivagem imper-</p><p>feita em uma direção. Fratura conchoidal.</p><p>OCORRêNCIA: A leucita ocorre quase totalmente em rochas ígneas, tanto intrusivas</p><p>como em lavas. A pseudoleucita está praticamente confinada a lavas, especialmente</p><p>aquelas com elevado conteúdo de potássio.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Reconhecida pela forma dos cristais.</p><p>nefelina [(na,K)alsio</p><p>4</p><p>– sistema hexagonal]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente sob a forma de prismas hexagonais</p><p>curtos e espessos, tendo bases e topos chatos, ocorrendo geralmente em grãos ané-</p><p>dricos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, mas ela é comumente cinza;</p><p>por vezes, apresentando-se cor de carne ou tijolo. A cor branca pode ser amarelada, o</p><p>cinza pode ser azulado ou esverdeado. Brilho: vítreo, quando fresca, a gorduroso. Traço:</p><p>branco. Translúcida.</p><p>126 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 2,55 a 2,61. Clivagem imperfeita</p><p>em uma direção. Fratura conchoidal. Os grãos pequenos são semelhantes ao quartzo.</p><p>Quebradiça.</p><p>OCORRêNCIA: A nefelina é o feldspatóide mais comum e é característica de muitas</p><p>rochas ígneas deficientes em sílica, tanto intrusivas quanto extrusivas. Nas superfícies</p><p>das rochas alteradas, a nefelina tende a ser corroída, uma feição que a distingue do feldspato</p><p>e do quartzo.</p><p>Quartzo e nefelina são incompatíveis, como indicado pela seguinte equação:</p><p>Nefelina + Quartzo = Albita</p><p>Na</p><p>3</p><p>(Na,K)(AlSiO</p><p>4</p><p>)</p><p>4</p><p>+ 8 SiO</p><p>2</p><p>= 4 NaAlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>série das escapolitas</p><p>marialita na</p><p>4</p><p>(alsi</p><p>3</p><p>o</p><p>8</p><p>)</p><p>3</p><p>cl – meionita ca</p><p>4</p><p>(al</p><p>2</p><p>si</p><p>2</p><p>o</p><p>8</p><p>)</p><p>3</p><p>(co</p><p>3</p><p>,so</p><p>4</p><p>), sistema tetragonal</p><p>COMPOSIçãO: As escapolitas são encontradas em rochas metamórficas e têm compo-</p><p>sições similares aos feldspatos. Os termos extremos da série são marialita Na</p><p>4</p><p>(AlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>8</p><p>)</p><p>3</p><p>Cl</p><p>e meionita Ca</p><p>4</p><p>(Al</p><p>2</p><p>Si</p><p>2</p><p>O</p><p>8</p><p>)</p><p>3</p><p>(CO</p><p>3</p><p>,SO</p><p>4</p><p>).</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Os cristais, quando podem ser vistos, são usual-</p><p>mente prismáticos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, cinza ou verde-claro. Brilho:</p><p>vítreo quando frescas. Transparentes a translúcidas; comumente fluorescem na luz ul-</p><p>travioleta.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 5½. d = 2,55 a 2,75. Clivagem</p><p>é imperfeita, mas distinta, o que permite distingui-las do quartzo. A escapolita pode ser</p><p>confundida com o feldspato, mas é ligeiramente mais macia.</p><p>OCORRêNCIA: Ela é encontrada apenas nas rochas de alto grau metamórfico, principal-</p><p>mente em xistos, gnaisses e anfibolitos e nas rochas metamórficas de contato associada</p><p>ao diopsídio e grossulária.</p><p>grupo das zeólitas</p><p>As zeólitas são um grupo de aluminossilicatos hidratados de cálcio, sódio e potássio.</p><p>As zeólitas mais comuns são natrolita, estilbita e heulandita.</p><p>Elas ocorrem principalmente como minerais secundários, formados a partir dos felds-</p><p>patos e feldspatóides, por ação de águas quentes circulantes, mas podem também se</p><p>127 PARTE 2</p><p>formar como minerais diagenéticos em alguns sedimentos, e como minerais metamórficos</p><p>em algumas rochas de baixo grau metamórfico.</p><p>O ambiente especial de zeólitas relativamente grandes é em lavas basálticas, onde</p><p>elas revestem as paredes das cavidades, comumente ocorrendo como feixes de agulhas</p><p>radiais. Nessas ocorrências, elas podem estar associadas ao quartzo, calcita e prehnita.</p><p>natrolita (na</p><p>2</p><p>al</p><p>2</p><p>si</p><p>3</p><p>o</p><p>10</p><p>.2h</p><p>2</p><p>o – sistema ortorrômbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A natrolita cristaliza sob a forma de prismas ortor-</p><p>rômbicos, geralmente longos, delgados e em agregados aciculares, que são comumente</p><p>arranjados em feixes divergentes ou compactados em massas fibrosas radiais. Também</p><p>maciça, granular a compacta.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor a branca, cristais raramente</p><p>amarelados a vermelhos. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida.</p><p>PROPRIEDADES LIGADAS À COESãO: D = 5 a 5½. d = 2,25. Clivagem perfeita em</p><p>uma direção.</p><p>OCORRêNCIA: A natrolita ocorre tipicamente, preenchendo cavidades em basaltos,</p><p>associada com outras zeolitas e com a calcita.</p><p>estilBita (Naca</p><p>2</p><p>al</p><p>5</p><p>si</p><p>13</p><p>o</p><p>36</p><p>.14h</p><p>2</p><p>o – sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A estilbita cristaliza em cristais monoclínicos</p><p>complexos, os quais geralmente estão agregados formando feixes.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, mais raramente amarela, marrom</p><p>e vermelha. Brilho: vítreo, perláceo na superfície de clivagem. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES LIGADAS À COESãO: D = 3½ a 4. d = 2,1 a 2,2. Clivagem perfeita</p><p>em uma direção.</p><p>OCORRêNCIA: A estilbita ocorre tipicamente preenchendo cavidades em basaltos,</p><p>associada com outras zeolitas e com a calcita.</p><p>heUlandita (caal</p><p>2</p><p>si</p><p>7</p><p>o</p><p>18</p><p>.6h</p><p>2</p><p>o – sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A heulandita cristaliza em cristais monoclínicos</p><p>achatados que agregam em indivíduos compostos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor a branca, amarela e vermelha.</p><p>Brilho: vítreo e perláceo na superfície de clivagem. Transparente a translúcida.</p><p>PROPRIEDADES LIGADAS À COESãO: D = 3½ a 4. d = 2,18 a 2,2. Clivagem perfeita</p><p>em uma direção.</p><p>128 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>OCORRêNCIA: A heulandita ocorre tipicamente preenchendo cavidades em basaltos,</p><p>associada com outras zeólitas e com a calcita.</p><p>6.2.2 filossilicatos</p><p>Todos os silicatos com estrutura em folha têm, como unidade estrutural básica, uma</p><p>folha polimerizada de tetraedros de sílica, na qual três dos quatro oxigênios são compar-</p><p>tilhados (Figura 2.32). Na estrutura dos filossilicatos, adicionalmente à folha tetraédrica,</p><p>folhas octaédricas também estão presentes. Nestas, Al3+ ou Mg2+ coordenam seis (OH)-,</p><p>resultando em uma configuração octaédrica (Figura 2.32). A folha tetraédrica é comumente</p><p>referida como t e a octaédrica, como o. A ligação entre os dois tipos de folha se dá pela</p><p>substituição de parte das hidroxilas das folhas octaédricas, pelos oxigênios livres das</p><p>folhas tetraédricas. Todos os filossilicatos têm uma clivagem pronunciada, paralela ao</p><p>plano das folhas. As diferenças entre eles originam-se do modo pelo qual as folhas são</p><p>empilhadas, i.e.: as diferentes combinações entre t e o; pela natureza dos cátions que</p><p>balanceiam as cargas insatisfeitas; e pelas relações de solução sólida. Como as micas</p><p>são os filossilicatos mais comuns, elas são discutidas primeiro.</p><p>Figura 2.32 – Representação esquemática da estrutura da caolinta, com uma folha tetraédrica,</p><p>superior, ligada a uma folha octaédrica, inferior.</p><p>Fonte: A partir de GRIM. Clay mineralogy.</p><p>grupo das micas</p><p>As micas são caracterizadas por apresentarem uma clivagem bem marcada em uma</p><p>direção, pela delgada espessura das lâminas clivadas e pela resistência e elasticidade</p><p>das lamelas de clivagem.</p><p>Em termos práticos, visando o estudo macroscópico das rochas, as micas podem ser</p><p>divididas em micas claras, das quais a muscovita é a mais comum, e as micas escuras,</p><p>das quais a biotita é a variedade mais encontrada.</p><p>Oxigênio</p><p>AI</p><p>129 PARTE 2</p><p>mUscoVita [Kal</p><p>2</p><p>(alsi</p><p>3</p><p>o</p><p>10</p><p>)(oh)</p><p>2</p><p>– sistema monoclínico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais tabulares com contorno hexagonal de bases</p><p>achatadas. Em rochas, usualmente se apresentam em massas lamelares ou pequenas</p><p>escamas, com superfícies de clivagem achatadas e brilhantes.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor, branca a cinza ou marrom-claro,</p><p>comumente com tons esverdeados. Brilho: vítreo a perláceo, nas superfícies de clivagem;</p><p>e sedoso, nas diminutas palhetas de muscovita, conhecidas como sericita. Em folhas</p><p>delgadas, as micas claras são transparentes. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 2 a 2½, sendo facilmente riscada</p><p>pela lâmina de uma faca. d = 2,76 a 2,88. Clivagem: perfeita em uma direção, permitindo</p><p>que o mineral se parta em folhas muito delgadas, flexíveis</p><p>e elásticas.</p><p>OCORRêNCIA: A muscovita é um constituinte de rocha amplamente distribuído, sendo</p><p>comum em granitos e pegmatitos. Ela também é freqüente nas rochas metamórficas,</p><p>como os xistos e gnaisses. Em algumas rochas metamórficas, especialmente em filitos,</p><p>ela está na forma de agregados de minúsculas escamas, que têm brilho sedoso e sem</p><p>as características macroscópicas comuns do mineral, como a clivagem. Essa importante</p><p>variedade é chamada sericita. Quando os feldspatos se alteram para muscovita, a sericita</p><p>é a forma comum.</p><p>A muscovita resiste fortemente aos processos de intemperismo, e suas escamas</p><p>comumente ocorrem nos solos constituídos de rochas intemperizadas, onde os demais</p><p>constituintes foram fortemente alterados. Em rochas sedimentares, como conglomerados</p><p>e arenitos, a muscovita é comum, sendo um remanescente das rochas originais, das quais</p><p>o material das rochas sedimentares foi derivado.</p><p>A lepidolita [K(Li,Al)</p><p>2-3</p><p>(AlSi</p><p>3</p><p>O</p><p>10</p><p>)(O,OH,F)</p><p>2</p><p>] é uma mica de lítio, usualmente de cor violeta,</p><p>praticamente restrita aos pegmatitos graníticos, onde aparece comumente acompanhada</p><p>pela turmalina. A paragonita ocorre mais restritamente, em certos xistos, onde ela</p><p>desempenha o papel da muscovita.</p><p>A paragonita é um mineral raro, encontrado em certos xistos e gnaisses. Ela é seme-</p><p>lhante à muscovita em todos os aspectos, e a distinção entre as duas apenas é possível</p><p>por análises químicas ou por raios-X.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A muscovita é reconhecida por sua clivagem perfeita e</p><p>cor clara.</p><p>Biotita K(mg,fe)</p><p>3</p><p>(alsi</p><p>3</p><p>o</p><p>10</p><p>)(oh)</p><p>2</p><p>– flogopita Kmg</p><p>3</p><p>(alsi</p><p>3</p><p>o</p><p>10</p><p>)(oh)</p><p>2</p><p>, sistema monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais prismáticos pseudohexagonais, mas</p><p>mais comumente se apresenta em placas lamelares, sem contorno definido. Em rochas,</p><p>usualmente se apresentam em massas lamelares ou em pequenas escamas.</p><p>130 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: amarelo-claro a castanho, na flogopita</p><p>e verde-escuro, marrom ou preto, na biotita. Em folhas delgadas, translúcida, com cores</p><p>fortes de marrom, marrom-avermelhado ou verde. Brilho: reluzente.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 2½ - 3, sendo facilmente riscada</p><p>pela lâmina de uma faca. d = 2,8 a 3,2. Clivagem: perfeita em uma direção. Folhas flexíveis</p><p>e elásticas.</p><p>OCORRêNCIA: A biotita é encontrada em uma grande variedade de ambientes geológi-</p><p>cos. Ela é abundante em muitas rochas ígneas, desde aquelas ricas em feldspatos, como</p><p>pegmatitos e granitos, a dioritos, gabros e peridotitos. Ela é abundante em muitas rochas</p><p>metamórficas, como xistos e gnaisses, e é um dos produtos freqüentes do metamorfismo</p><p>de contato. A flogopita, o membro rico em magnésio do grupo da biotita, é rara nas rochas</p><p>ígneas, mas é um mineral típico de kimberlitos. Ela ocorre principalmente como produto</p><p>do metamorfismo de rochas ricas em carbonato. A glauconita, a qual tem uma fórmula</p><p>muito complexa devido à solução sólida, está intimamente relacionada à biotita. Ela ocorre</p><p>como lâminas e pelotas verdes em certas rochas sedimentares marinhas.</p><p>ALTERAçãO: A biotita, sob ação do intemperismo, torna-se lixiviada de seus álcalis,</p><p>perde sua elasticidade e, eventualmente, as lamelas tornam-se descoloridas a acinzentadas.</p><p>Nos estágios intermediários, ela tem um brilho de bronze e torna-se dourada.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: As micas distinguem-se dos demais minerais formadores</p><p>de rocha, especialmente seu aspecto brilhante e clivagem proeminente. Esta última e a</p><p>dureza podem ser testadas prontamente pela ponta de uma faca. As micas podem ser</p><p>diferenciadas das cloritas e do talco (aos quais ela se assemelha) pela elasticidade de</p><p>suas lâminas. As lâminas delgadas do talco e cloritas são flexíveis, mas não elásticas. Do</p><p>cloritóide — um mineral de aparência micácea, de cor cinza ou verde, que comumente</p><p>ocorre em rochas metamórficas de baixo grau metamórfico — elas podem ser separadas</p><p>devido à maior dureza (6,5) e fragilidade do cloritóide.</p><p>grupo das cloritas</p><p>[(mg,fe)</p><p>3</p><p>(si,al)</p><p>4</p><p>o</p><p>10</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>.(mg,fe)</p><p>3</p><p>(oh)</p><p>6</p><p>– sistema monoclínico]</p><p>As cloritas são um grupo extenso e complexo de filossilicatos, assim chamadas devido</p><p>à sua cor verde (do grego, chloros = verde). Elas são principalmente de origem secundária,</p><p>formadas às expensas de silicatos previamente existentes, que contenham alumínio, ferro</p><p>e magnésio. Elas têm aparência semelhante à das micas, mas diferem destas porque as</p><p>folhas das cloritas não são elásticas. As cloritas têm certas propriedades em comum pelas</p><p>quais elas podem ser reconhecidas como um grupo. A distinção entre os membros do</p><p>grupo é difícil, porém, para fins macroscópicos, isto é de pouca importância. Na descrição</p><p>que se segue, as propriedades apresentadas correspondem à média do grupo.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: As cloritas se apresentam em tabletes e placas</p><p>de seis lados. Geralmente, elas ocorrem em agregados, de folhas e escamas irregulares,</p><p>variando de finamente granulares a maciças de grão grosso ou, menos comumente,</p><p>agrupadas em rosetas ou em forma de leque. As escamas podem ser achatadas ou em</p><p>formas curvas e dobradas.</p><p>131 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde variável, usualmente escuro.</p><p>Brilho: vítreo a perláceo, na superfície de clivagem. Transparente a translúcida. Traço:</p><p>verde-claro a branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 2 a 2½; igual à da unha. d = 2,6 - 3,3.</p><p>Clivagem: perfeita em uma direção paralela à base das placas. As folhas de clivagem são</p><p>flexíveis e resistentes, mas, diferentemente das micas, elas não são elásticas.</p><p>OCORRêNCIA: As cloritas são abundantes e ocorrem onde quer que as rochas</p><p>preexistentes contendo silicatos magnesianos — tais com biotita, anfibólio e piroxênio</p><p>— tenham sido alteradas por processos geológicos. Muitas rochas ígneas alteradas devem</p><p>sua cor verde ao seu conteúdo em clorita, os silicatos ferro-magnesianos originais tendo</p><p>totalmente, ou quase, sido alterados para elas. Algumas cloritas ricas em ferro ocorrem</p><p>abundantemente em formações ferríferas sedimentares.</p><p>grupo das argilas</p><p>As argilas são um dos grupos mais difíceis para se trabalhar. Elas são de grão tão fino</p><p>que é virtualmente impossível vê-los individualmente, mesmo com uma lupa de mão, de</p><p>modo que a identificação macroscópica não pode ser feita. As propriedades gerais do</p><p>grupo podem ser descritas em termos do argilo-mineral mais comum, a caolinita.</p><p>COMPOSIçãO: com base nas propriedades físicas, tais como a capacidade de</p><p>absorver líquidos, e na composição química, quatro famílias principais de argilo-minerais</p><p>são reconhecidas. Elas são:</p><p>1. CAOLINITAS: Al</p><p>4</p><p>(Si</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>)(OH)</p><p>8</p><p>2. ILLITAS: KAl</p><p>4</p><p>(AlSi</p><p>7</p><p>O</p><p>20</p><p>)(OH)</p><p>4</p><p>3. MONTMORILLONITAS: (½Ca, Na)</p><p>0,7</p><p>(Al, Mg,Fe)</p><p>4</p><p>[(Si,Al)</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>]</p><p>2</p><p>(OH)</p><p>4</p><p>.n(H</p><p>2</p><p>O)</p><p>4. VERMICULITAS: (Mg,Ca)</p><p>0,7</p><p>(Mg,Fe,Al)</p><p>8</p><p>[(Si,Al)</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>]</p><p>2</p><p>(OH)</p><p>4</p><p>.8(H</p><p>2</p><p>O)</p><p>Dentro das famílias individuais, as composições variam amplamente por solução sólida</p><p>e por adição ou subtração de água (particularmente nas montmorillonitas).</p><p>caolinita [al</p><p>2</p><p>(si</p><p>2</p><p>o</p><p>5</p><p>)(oh)</p><p>4</p><p>– sistema triclínico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Usualmente em agregados terrosos, mas também</p><p>em placas ou escamas pequenas, delgadas. As placas têm contorno hexagonal e são</p><p>flexíveis e inelásticas. As escamas em geral são diminutas e ocorrem em agregados.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, mas pode tornar-se amarela,</p><p>marrom ou cinza. Brilho: geralmente terroso, fosco; perláceo quando em placas. Traço:</p><p>branco.</p><p>132 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES LIGADAS À COESãO: D = 2 a 2½. d = 2,60. No entanto, nem a</p><p>dureza nem o peso específico podem ser usados para testes práticos. Apertada entre</p><p>os dedos, os argilo-minerais provocam uma sensação macia, untuosa e gordurosa que</p><p>permite distingui-los dos agregados finos de outros minerais. Grande parte dos agregados</p><p>argilosos tem um cheiro de mofo quando úmidos.</p><p>OCORRêNCIA:</p><p>As argilas são minerais secundários, formados pelo intemperismo ou</p><p>alteração hidrotermal de minerais aluminosos ou de vidro vulcânico previamente existente.</p><p>Embora as propriedades das argilas não permitam separá-las macroscopicamente, seu</p><p>modo de ocorrência é, por vezes, uma indicação de qual grupo de argilo-minerais está</p><p>presente.</p><p>As caolinitas são formadas principalmente pela alteração hidrotermal e intemperismo</p><p>de feldspatos e feldspatóides. Assim, as caolinitas ocorrem nas zonas de alteração ao</p><p>redor de corpos de minério, em massas hidrotermalmente alteradas de rochas ígneas, e</p><p>em solos onde os materiais parentais eram micas ou feldspatos alcalinos.</p><p>As	illitas são os argilo-minerais presentes nos siltitos, argilitos e folhelhos. Elas tam-</p><p>bém são comuns em calcários.</p><p>As montmorillonitas, também conhecidas como esmectitas, são espalhadas, embora</p><p>ocorrendo em pequenas quantidades. Elas são misturas de outras argilas em solos, parti-</p><p>cularmente nos solos derivados pelo intemperismo de basaltos e outras rochas máficas.</p><p>A montmorillonita é o principal constituinte dos depósitos de bentonita, os quais são</p><p>formados pela alteração de tufos e cinzas vulcânicas.</p><p>A	vermiculita é formada a partir do intemperismo ou alteração hidrotermal da biotita,</p><p>de modo que ela é comumente encontrada como pseudomorfo a partir da biotita; ela</p><p>também ocorre em solos.</p><p>grupo da serpentina</p><p>O grupo das serpentinas compreende três minerais polimorfos: CRISOTILA, LIZARDITA</p><p>e ANTIGORITA. Exceto pela crisotila, que possui hábito fibroso e é usada como asbesto,</p><p>as três serpentinas são indistinguíveis macroscopicamente.</p><p>crisotila, lizardita e antigorita [mg</p><p>3</p><p>(si</p><p>2</p><p>o</p><p>5</p><p>)(oh)</p><p>4</p><p>– sistema monoclínico e</p><p>hexagonal]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A serpentina ocorre em uma grande variedade de</p><p>formas e cores. Ela é usualmente maciça, variando de fina a grossamente granular. Algumas</p><p>amostras são fibrosas — as fibras sendo finas, flexíveis e facilmente separáveis.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: freqüentemente variegada, mostrando</p><p>diferentes tons de verde; sendo verde-amarelado brilhante, verde-oliva, verde-enegrecido</p><p>133 PARTE 2</p><p>ou aproximadamente preto, nas variedades maciças e marrom, marrom-amarelado,</p><p>marrom-claro; ou quase branca, nas variedades fibrosas. Brilho: gorduroso nas variedades</p><p>maciças e sedoso nas fibrosas. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3 a 5. d = 2,5 a 2,6. As variedades</p><p>maciças têm fratura conchoidal a estilhaçada e causam sensação macia e gordurosa ao</p><p>tato.</p><p>OCORRêNCIA: A serpentina é um mineral secundário, formado pela alteração de sili-</p><p>catos magnesianos, como piroxênio, anfibólio e especialmente olivina. O processo com</p><p>a olivina é representado pela seguinte equação:</p><p>Olivina	+	Água	+	Dióxido	de	carbono	=	Serpentina	+	Magnesita</p><p>2(Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>)	+	2(h</p><p>2</p><p>O)	+	(CO</p><p>2</p><p>)	=	Mg</p><p>3</p><p>(Si</p><p>2</p><p>O</p><p>5</p><p>)(Oh)</p><p>4</p><p>+	MgCO</p><p>3</p><p>A equação mostra porque a magnesita aparece comumente associada à serpentina.</p><p>Outro modelo de alteração levando à formação de serpentina se dá pela ação de</p><p>soluções aquosas contendo sílica dissolvida:</p><p>3(Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>)	+	4(h</p><p>2</p><p>O)	+			SiO</p><p>2</p><p>=	2[Mg</p><p>3</p><p>(Si</p><p>2</p><p>O</p><p>5</p><p>)(Oh)</p><p>4</p><p>]</p><p>Portanto, como um produto de alteração originado pela ação de soluções hidrotermais,</p><p>a serpentina é mineral comum e amplamente distribuído, que ocorre em rochas ígneas</p><p>e metamórficas. Ela é comumente disseminada como pequenas massas nas rochas ou</p><p>formando grandes corpos independentes.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A serpentina é facilmente distinguível do epidoto e de</p><p>outros silicatos verdes pela sensação gordurosa e maciez.</p><p>talco [mg</p><p>3</p><p>(si</p><p>4</p><p>o</p><p>10</p><p>)(oh)</p><p>2</p><p>– sistema monoclínico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: O talco raramente ocorre em cristais distintos,</p><p>usualmente aparecendo sob a forma de massas compactas ou fortemente foliadas, ou em</p><p>agregados escamosos ou achatados, agrupados em formas globulares ou de roseta.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-maçã, branca, e cinza a cinza-</p><p>escuro na pedra-sabão. Brilho: gorduroso a perláceo. Traço: branco. Translúcido.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1 e ele é facilmente riscado pela</p><p>unha. d = 2,7 a 2,8. Como a mica, ele tem clivagem perfeita em uma direção, mas as</p><p>lâminas resultantes, embora flexíveis, não são elásticas. Ele é séctil e causa sensação</p><p>macia e gordurosa ao tato.</p><p>OCORRêNCIA: O talco é um mineral secundário produzido pela ação de fluidos quentes</p><p>circulando sobre silicatos magnesianos, especialmente aqueles livres de alumínio, como a</p><p>olivina e alguns piroxênios e anfibólios. O processo é ilustrado pela seguinte equação:</p><p>Enstatita	+	Água	+	Dióxido	de	carbono	=	Talco	+	Magnesita</p><p>4(MgSiO</p><p>3</p><p>)	+	h</p><p>2</p><p>O	+			CO</p><p>2</p><p>=	Mg</p><p>3</p><p>(Si</p><p>4</p><p>O</p><p>10</p><p>)(Oh)</p><p>2</p><p>+	MgCO</p><p>3</p><p>134 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>O talco comumente ocorre em rochas ígneas, especialmente em peridotitos e piroxe-</p><p>nitos, como subproduto da alteração de silicatos magnesianos. O talco é particularmente</p><p>abundante nas rochas metamórficas onde ele forma grandes massas, como na pedra-</p><p>sabão, ou ainda ocorre como um importante componente de rochas xistosas, como em</p><p>talco-xistos.</p><p>pirofilita [al</p><p>2</p><p>(si</p><p>4</p><p>o</p><p>10</p><p>)(oh)</p><p>2</p><p>– sistema triclínico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Nunca em cristais distintos, foliada, em alguns</p><p>casos, em agregados lamelares radiais. Também granular a compacta. Idêntica ao talco</p><p>na aparência.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, verde-clara, cinza ou marrom.</p><p>Brilho: perláceo a gorduroso. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1 a 2. d = 2,8. Clivagem: perfeita</p><p>em uma direção, produzindo folhas que são flexíveis, mas não elásticas. A pirofilita causa</p><p>sensação gordurosa ao tato e é facilmente confundida com o talco.</p><p>OCORRêNCIA: A pirofilita é um mineral comparativamente raro, encontrado em rochas</p><p>metamórficas ricas em alumínio, freqüentemente associada à cianita.</p><p>prehnita [ca</p><p>2</p><p>al(alsi</p><p>3</p><p>o</p><p>10</p><p>) (oh)</p><p>2</p><p>– sistema ortorrômbico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais raros, na maior parte das vezes ela ocorre</p><p>em intercrescimentos de cristais tabulares ou em massas arredondadas, usualmente</p><p>estalactítica, reniforme, e em grupos arredondados de cristais tabulares.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: tipicamente verde-clara, mas pode ser</p><p>branca. Brilho: vítreo. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6 a 6½. d = 2,8 a 2,95.</p><p>OCORRêNCIA: Comumente presentes como mineral secundário preenchendo ca-</p><p>vidades em basaltos e rochas vulcânicas relacionadas, associada com zeólitas, calcita,</p><p>datolita e pectolita.</p><p>6.2.3 inossilicatos</p><p>Os inossilicatos têm, como unidade estrutural básica, fitas polimerizadas de tetraedros</p><p>de sílica. As fitas podem ser simples (Figura 2.28d), como nos piroxênios; ou duplas, como</p><p>nos anfibólios; ou ainda triplas, como no mineral jimthompsonita. A despeito das diferenças</p><p>subjacentes às estruturas das fitas, todos os inossilicatos são semelhantes e difíceis</p><p>de serem distinguidos uns dos outros. Devido às suas similaridades composicionais e</p><p>e os, a partir do nome dos dois grupos mais comuns, os piroxênios e os anfibólios.</p><p>135 PARTE 2</p><p>grupo dos piroxênios</p><p>Os piroxênios são comuns em rochas ígneas; de fato, algumas rochas ígneas são com-</p><p>postas quase totalmente destes minerais e são, naturalmente, chamadas de piroxenitos.</p><p>É freqüentemente difícil reconhecer piroxênios em rochas e distingui-los de vários outros</p><p>minerais, principalmente os anfibólios, por métodos macroscópicos. Em geral, é impossível</p><p>separar macroscopicamente muitas das variedades dos piroxênios reconhecidas pelos</p><p>mineralogistas e petrógrafos. Isto porque as variedades diferem na composição química</p><p>e nas propriedades cristalográficas, que podem ser detectadas apenas por meios óticos</p><p>ou de raios-X. Para a identificação dos piroxênios formadores de rocha, apenas os piro-</p><p>xênios petrograficamente mais importantes serão descritos: a série dos ortopiroxênios,</p><p>representados pelos termos extremos ENSTATITA – FERROSSILITA, os clinopiroxênios</p><p>cálcicos da série do DIOPSÍDIO – HEDENBERGITA E AUGITA e os piroxênios alcalinos</p><p>JADEÍTA E AEGIRINA, que também são monoclínicos.</p><p>Composição: Os piroxênios são soluções sólidas de grande complexidade, para os</p><p>quais pode se propor a seguinte fórmula geral: XYZ</p><p>2</p><p>O</p><p>6</p><p>, onde X pode ser Na+1, Ca+2,</p><p>Mn+2, Fe+2, Mg+2 e Li+1; e Y pode ser Mn+2, Fe+2, Mg+2, Fe+3, Al+3, Cr+3 e Ti+4, e Z é</p><p>principalmente Si+4, mas também pode ser Al+3, no sítio tetraédrico. As composições</p><p>dos piroxênios mais comuns, bem como as relações de solução sólida são melhor visu-</p><p>alizadas através do diagrama triangular que representa o sistema CaSiO</p><p>3</p><p>(wollastonita,</p><p>um piroxenóide) - MgSiO</p><p>3</p><p>(enstatita) - FeSiO</p><p>3</p><p>(ferrossilita) (Figura 2.33). A porção inferior</p><p>trapezoidal deste diagrama inclui os membros da série de solução sólida compreendida</p><p>pelos minerais diopsídio (CaMgSi</p><p>2</p><p>O</p><p>6</p><p>) - hedenbergita (CaFeSi</p><p>2</p><p>O</p><p>6</p><p>) e da série da enstatita</p><p>– ferrossilita.</p><p>Figura 2.33 - Composição e nomenclatura dos piroxênios no sistema CaSiO</p><p>3</p><p>-MgSiO</p><p>3</p><p>-FeSiO</p><p>3</p><p>.</p><p>Fonte: A partir de MORIMOTO, M. 1988, Min. Mag., 52, 535-550</p><p>136 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Além disso, existem diferenças estruturais entre os piroxênios, que permitem distin-</p><p>gui-los em duas famílias. Uma é a família dos ortopiroxênios, cristalizados no sistema</p><p>ortorrômbico, cuja composição corresponde à base do diagrama triangular da Figura 2.33,</p><p>e da qual, a bronzita e o hiperstênio são as espécies mais comuns. Os ortopiroxênios</p><p>formam uma série de solução sólida relativamente simples, em que apenas Mg+2 e Fe+2</p><p>estão presentes, e os mesmos tipos de íons ocupam os sítios X e Y. Os termos extremos</p><p>da série de solução sólida dos ortopiroxênios são: enstatita, MgSiO</p><p>3</p><p>, e ferrosilita, FeSiO</p><p>3</p><p>,</p><p>abreviados como En e Fs, respectivamente. Todos os ortopiroxênios presentes nas rochas</p><p>têm composições intermediárias. Os intervalos composicionais para os dois mais comuns</p><p>são: En</p><p>87,5</p><p>Fs</p><p>12,5</p><p>a En</p><p>70</p><p>Fs</p><p>30</p><p>, para a bronzita; e En</p><p>70</p><p>Fs</p><p>30</p><p>a En</p><p>50</p><p>Fs</p><p>50</p><p>, para o hiperstênio.</p><p>A outra família de piroxênios, que abrange os demais piroxênios, é a dos clinopiroxênios,</p><p>os quais se cristalizam no sistema monoclínico. Entre os clinopiroxênios, os membros</p><p>individuais são separados pela composição (Figura 2.33). O diopsídio tem fórmula</p><p>CaMg(SiO</p><p>3</p><p>)</p><p>2</p><p>, sendo que o Fe2+ pode substituir o Mg2+ em quantidades significativas,</p><p>até o termo extremo hedenbergita, cuja fórmula é CaFe(SiO</p><p>3</p><p>)</p><p>2</p><p>. A augita é o piroxênio</p><p>mais comum e tem a fórmula geral (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti) [(Si,Al)O</p><p>3</p><p>]</p><p>2</p><p>. As augitas comuns,</p><p>encontradas em rochas, usualmente contêm apenas 60% do termo extremo diopsídio.</p><p>A aegirina, por vezes também chamada acmita, tem a fórmula ideal NaFe3+(SiO</p><p>3</p><p>)</p><p>2</p><p>, mas</p><p>existe extensiva solução sólida, através da substituição casada Na+1Fe+3 = Ca+2Mg+2</p><p>para dar lugar à aegirina-augita. A jadeíta é NaAl3+(SiO</p><p>3</p><p>)</p><p>2</p><p>, com limitada solução sólida</p><p>de Al3+ por Fe3.</p><p>enstatita (mgsio</p><p>3</p><p>) – ferrossilita (fesio</p><p>3</p><p>), sistema ortorrômbico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente em cristais prismáticos, usualmente</p><p>maciço, fibroso ou lamelar. Os cristais são tão raros que a distinção entre cristais de piroxênio</p><p>ortorrômbicos e monoclínicos raramente é usada na determinação macroscópica.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a verde-claro nas variedades</p><p>pobres em ferro (enstatita), verde-acastanhado, castanho-escuro a preto com o aumen-</p><p>to no teor em ferro (hiperstênio), algumas vezes cor de bronze (bronzita – En</p><p>87,5</p><p>Fs</p><p>12,5</p><p>a</p><p>En</p><p>70</p><p>Fs</p><p>30</p><p>). Brilho: vítreo a perláceo nas superfícies de clivagem. A bronzita pode ter brilho</p><p>submetálico. Traço: branco a cinza-claro esverdeado. Translúcido.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6. d = 3,2 a 3,9; aumentando</p><p>com o teor em ferro. Clivagem: todos os piroxênios são clivados paralelamente às duas</p><p>faces do prisma, sendo que nos piroxênios ortorrômbicos, o ângulo entre as direções de</p><p>clivagem é de 88,25º. A clivagem é geralmente boa, mas não é perfeita.</p><p>OCORRêNCIA: Os ortopiroxênios são comuns em rochas ígneas básicas a ultrabásicas,</p><p>pobres em cálcio, como peridotitos, piroxenitos, gabros, noritos e basaltos, freqüente-</p><p>mente associados com clinopiroxênios, olivina e plagioclásio. Em geral, os ortopiroxênios</p><p>ígneos contêm quantidades pequenas a moderadas de ferro. Também ocorrem em rochas</p><p>metamórficas de alto grau.</p><p>137 PARTE 2</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Usualmente reconhecida por sua cor, clivagem e brilho.</p><p>As variedades ricas em ferro são difíceis de serem distinguidas da augita, sem exame</p><p>microscópico.</p><p>diopsídio camgsi</p><p>2</p><p>o</p><p>6</p><p>– hedenBergita cafesi</p><p>2</p><p>o</p><p>6</p><p>,</p><p>aUgita (ca,na)(mg,fe,al)(si,al)</p><p>2</p><p>o</p><p>6</p><p>, sistema monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A forma comum segundo a qual os piroxênios</p><p>monoclínicos se cristalizam é a de prismas, geralmente curtos e grossos, embora alguns</p><p>sejam mais alongados e delgados, com as terminações piramidais. Embora as faces do</p><p>prisma sejam bem desenvolvidas e brilhantes, as faces piramidais podem ser imperfeitas</p><p>ou ausentes, e os cristais ficam arredondados nas extremidades. A feição cristalográfica</p><p>mais importante dos piroxênios é o ângulo quase reto entre as faces do prisma, de modo</p><p>que ele tem seção basal aproximadamente quadrada. Quando truncada por a e b, o prisma</p><p>tem oito lados, como mostrado na Figura 2.34a. Apesar de ocorrerem como prismas, os</p><p>piroxênios são comuns em grãos, ou como massas irregulares; este é o modo como eles</p><p>aparecem nas rochas ígneas maciças, como gabros e peridotitos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a verde-clara no diopsídio;</p><p>passando de verde a preto, dependendo das quantidades e proporções de ferro férrico</p><p>e ferroso presentes. A augita é preta a verde-fosco. Brilho: vítreo. Traço: branco a cinza.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 3,25 a 3,55. Clivagem:</p><p>todos os piroxênios são clivados paralelamente às duas faces do prisma, com ângulo de</p><p>clivagem de 87º nos piroxênios monoclínicos. A clivagem é geralmente boa, mas não é</p><p>perfeita. Esses valores são tão próximos de 90º que as clivagens dos piroxênios parecem</p><p>fazer ângulos retos (Figura 2.34a). Esse ângulo quase reto para as direções de clivagem</p><p>serve para distingui-los dos anfibólios. Alguns piroxênios, em conseqüência das pressões</p><p>às quais estiveram submetidos, têm uma boa partição. A partição lembra a clivagem, mas</p><p>sua direção difere daquela da clivagem. A partição leva o mineral a parecer lamelar, quase</p><p>micáceo, como nos piroxênios de alguns gabros. Fratura: irregular. Quebradiços.</p><p>Figura 2.34 - Representação esquemática da seção basal de um cristal de piroxênio (a) e de</p><p>um anfibólio (b), ressaltando as diferenças na morfologia e no ângulo de clivagem entre os</p><p>mesmos.</p><p>(a) (b)</p><p>138 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>OCORRêNCIA: Os piroxênios ocorrem principalmente em rochas ígneas, especialmente</p><p>aquelas ricas em cálcio, ferro e magnésio. Correspondem aos minerais escuros dessas</p><p>rochas. Eles são escassos na maior parte das rochas ígneas ricas em quartzo; portanto,</p><p>são raros em granitos e pórfiros félsicos.</p><p>A augita é o mineral ferro-magnesiano mais importante de rochas ígneas, sendo comum</p><p>em lavas basálticas e rochas associadas, sob a forma de cristais bem formados, mas nos</p><p>gabros e peridotitos ela geralmente ocorre como grãos irregularmente formados.</p><p>Diopsídio e hedenbergita ocorrem em rochas metamórficas de médio e alto graus,</p><p>especialmente aquelas ricas em cálcio. Nestas, o diopsídio ocorre em cristais bem</p><p>formados, disseminados em mármores impuros, ou formando agregados em grandes</p><p>massas.</p><p>Como são prontamente decompostos pelo intemperismo, os piroxênios não são</p><p>encontrados em rochas sedimentares.</p><p>ALTERAçãO: Os piroxênios são propensos a sofrer alterações, cuja natureza depende</p><p>do tipo de processo aos quais eles são submetidos e de sua composição. Sob ação do</p><p>intemperismo, alguns piroxênios podem se alterar para</p><p>carbonatos como a calcita, en-</p><p>quanto outros, contendo Fe, podem colapsar completamente, dando lugar a uma mistura</p><p>de limonita e carbonatos.</p><p>Durante o metamorfismo, eles podem passar a clorita ou hornblenda, usualmente de</p><p>cor verde. Este processo é de grande importância geológica. Por meio de tais mudanças,</p><p>rochas ricas em piroxênio, geralmente de origem ígnea, como gabros, peridotitos e basaltos</p><p>são transformadas em rochas ricas em clorita e anfibólio, como os xistos-verdes, anfi-</p><p>bolitos e anfibólio-xistos.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Quando em cristais bem formados, a observação cuidado-</p><p>sa pode mostrar se é ou não um piroxênio, pela presença ou não das formas previamente</p><p>descritas. Deve ser especialmente notado se a seção basal do prisma é quadrada ou não.</p><p>Os piroxênios podem ser confundidos com outros minerais formadores de rocha como</p><p>hornblenda, epidoto e turmalina. A ausência de clivagem, dureza mais elevada e seção basal</p><p>triangular da turmalina permitem distingui-la prontamente do piroxênio. O epidoto tem</p><p>uma clivagem perfeita e outra de má qualidade e é mais duro que os piroxênios comuns,</p><p>6 a 7; e, embora verde, comumente tem um tom amarelado. A distinção entre piroxênios</p><p>e hornblenda será tratada na seção destinada à determinação dos anfibólios.</p><p>A distinção entre as várias espécies do grupo dos piroxênios requer meios laboratoriais.</p><p>aegirina (nafesi</p><p>2</p><p>o</p><p>6</p><p>– sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais prismáticos delgados com terminações</p><p>piramidais agudas; também como massas irregulares. Freqüentemente geminada.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-escuro, castanho-esverdeado a</p><p>quase preto. Brilho: vítreo. Traço: cinza. Translúcido.</p><p>139 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6 a 6½. d = 3,4 a 3,55. Clivagem:</p><p>boa em duas direções, fazendo ângulo de 87º.</p><p>OCORRêNCIA: A aegirina é um mineral formador de rocha relativamente raro,</p><p>encontrado principalmente nas rochas ígneas ricas em sódio e pobres em sílica, como</p><p>os nefelina-sienitos e fonolitos. Ocorre associada a feldspatóides, ortoclásio e anfibólios</p><p>sódicos. Também em rochas metamórficas, associada à glaucofana e riebeckita.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Usualmente reconhecida pelos cristais delgados, por sua</p><p>cor castanha a verde e associação com feldspatóides e anfibólio alcalino.</p><p>Jadeíta (naalsi</p><p>2</p><p>o</p><p>6</p><p>– sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente em cristais, usualmente em agregados</p><p>finamente granulares ou em massas compactas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-maçã a verde-esmeralda, algumas</p><p>vezes branca e raramente castanha ou violeta. Brilho: vítreo, perláceo nas superfícies de</p><p>clivagem. Traço: branco. Translúcido.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6½ - 7. d = 3,3 a 3,5. Clivagem:</p><p>boa em duas direções, fazendo ângulo de 87º. Extremamente duro e difícil de quebrar.</p><p>OCORRêNCIA: A jadeíta é encontrada apenas em rochas metamórficas formadas em</p><p>regimes de alta pressão e baixa temperatura.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Caracterizada por sua cor verde e pelos rijos agregados</p><p>de fibras compactas.</p><p>grupo dos anfibólios</p><p>Os anfibólios, assim como os piroxênios, formam um grupo grande e complexo, no</p><p>qual diferenças composicionais e cristalográficas são observadas. Muitas variedades</p><p>reconhecidas pelos mineralogistas, usando instrumentos laboratoriais não podem ser</p><p>reconhecidas macroscopicamente. Assim como nos piroxênios, a identificação será limitada</p><p>aos anfibólios mais comuns e distintivos: ANTOFILITA, CUMMINGTONITA-GRUNNERITA,</p><p>TREMOLITA-ACTINOLITA, HORNBLENDA E GLAUCOFANA-RIEBECKITA.</p><p>Os anfibólios têm uma fita dupla de tetraedros de sílica na qual sempre ocorre alguma</p><p>substituição do silício por alumínio. Três grupos de cátions estão presentes, de modo</p><p>que a fórmula geral dos anfibólios é W</p><p>0-1</p><p>X</p><p>2</p><p>Y</p><p>5</p><p>Z</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH,F)</p><p>2</p><p>, onde W pode ser Na+1 e K+1;</p><p>X pode ser Ca+2, Na+1, Mn+2, Fe+2, Mg+2 e Li+1; Y envolve Fe+2, Mg+2, Fe+3, Al+3 e Ti+4,</p><p>ao passo que Z refere-se ao Si+4 e Al+3 no sítio tetraédrico.</p><p>A composição e a nomenclatura dos anfibólios mais comuns são apresentadas na</p><p>Figura 2.35. O anfibólio ortorrômbico mais comum é a antofilita, Mg</p><p>7</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>, na qual</p><p>140 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>W é zero e o magnésio ocorre tanto no sítio Y como no Z. Cerca de 30 % dos íons Mg+2</p><p>podem ser substituídos por Fe+2.</p><p>Figura 2.35 - Composição e nomenclatura dos anfibólios no sistema Mg</p><p>7</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>-</p><p>Ca</p><p>7</p><p>Si8O</p><p>2</p><p>(OH)</p><p>22</p><p>-Fe</p><p>7</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>.</p><p>Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p. 458.</p><p>Os demais anfibólios destacados são monoclínicos. Tremolita é Ca</p><p>2</p><p>Mg</p><p>5</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>,</p><p>e a substituição de Mg+2 por Fe+2 é possível, dando origem à actinolita. A cummingto-</p><p>nita, (Fe,Mg)</p><p>7</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>relaciona-se composicionalmente à antofilita, mas é mais rica</p><p>em Fe e é monoclínica. A hornblenda tem uma composição extremamente complexa,</p><p>que pode ser simplificada como (Ca,Na)</p><p>2-3</p><p>(Mg,Fe+2,Al)</p><p>5</p><p>Si</p><p>6</p><p>(Si,Al)</p><p>2</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>, mas Ti+4</p><p>e Fe+3 podem também estar presentes. A glaucofana é Na</p><p>2</p><p>Mg</p><p>3</p><p>Al</p><p>2</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>, com</p><p>possível substituição de Fe+2 por Mg+2 e de Fe+3 por Al+3, para dar lugar à riebeckita,</p><p>Na</p><p>2</p><p>Fe+2</p><p>3</p><p>Fe+3</p><p>2</p><p>Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>. A arfvedsonita, com a fórmula escrita nos padrões acima, fica</p><p>NaNa</p><p>2</p><p>(Fe+24Fe+3)Si</p><p>8</p><p>O</p><p>22</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>, uma vez que o sódio ocupa os sítios W e X, enquanto tanto</p><p>o Fe+2 como o Fe+3 são encontrados no sítio Y.</p><p>antofilita [(mg,fe)</p><p>7</p><p>(si</p><p>4</p><p>o</p><p>11</p><p>)</p><p>2</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>– sistema ortorrômbico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente em cristais, comumente lamelar ou</p><p>fibrosa.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: cinza a vários tons de verde, marrom</p><p>a bege. Brilho: vítreo. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Os cristais de anfibólios monoclínicos e ortorrôm-</p><p>bicos são parecidos. Além disso, os cristais de antofilita são tão raros que, em termos</p><p>práticos, a discussão será restrita às variedades monoclínicas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6. d = 2,85 a 3,2; aumentando</p><p>com o conteúdo em ferro. Clivagem: perfeita em duas direções, que fazem ângulo de 55º.</p><p>141 PARTE 2</p><p>OCORRêNCIA: A antofilita é sempre um produto de metamorfismo, particularmente</p><p>de rochas ígneas ultramáficas.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A antofilita é caracterizada por sua cor castanha, mas, a</p><p>menos que esteja em cristais, não pode ser distinguida de outros anfibólios sem estudos</p><p>óticos ou de raios-X.</p><p>cUmmingtonita (fe,mg)</p><p>7</p><p>si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>– grUnnerita fe</p><p>7</p><p>si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>, sistema</p><p>monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente em cristais, frequentemente em agre-</p><p>gados lamelares ou fibrosos usualmente radiados.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: castanho-claro a escuro. Brilho: sedoso.</p><p>Translúcida. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6. d = 3,1 a 3,26. Clivagem:</p><p>os anfibólios têm clivagem perfeita em duas direções, que fazem ângulo de 54º e 126º.</p><p>OCORRêNCIA: A cummingtonita é um constituinte de rochas metamorfizadas regionalmente</p><p>e ocorre em anfibolitos, comumente em coexistência com hornblenda e actinolita.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Caracterizada por sua cor castanha e hábito acicular,</p><p>freqüentemente radial. Pode ser indistinguível de outros anfibólios sem estudos óticos</p><p>ou de raios-X.</p><p>tremolita ca</p><p>2</p><p>mg</p><p>5</p><p>si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>– actinolita ca</p><p>2</p><p>(mg,fe)</p><p>5</p><p>si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>, sistema</p><p>monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais comumente prismáticos, usualmente em</p><p>agregados de cristais prismáticos alongados, algumas vezes fibrosos e asbestiformes.</p><p>Granular fina a grossa. Compacta.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca na tremolita, tornando-se verde</p><p>com o aumento no teor em ferro na actinolita. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida.</p><p>Traço: branco.</p><p>OCORRêNCIA: A tremolita ocorre principalmente em mármores impuros, em zonas</p><p>de metamorfismo de contato e em algumas rochas metamórficas xistosas. Em tais</p><p>ocorrências,</p><p>ela pode ter uma estrutura fibrosa extraordinariamente fina e é capaz de ser</p><p>partida em fibras asbestiformes de grande força e finura. A actinolita aparece em xistos e</p><p>é o anfibólio verde-claro a brilhante de muitos anfibólitos, anfibólio-xistos e xistos-verdes.</p><p>Em muitos destes, ela é secundária a partir do piroxênio original de gabros ou basaltos</p><p>e descrita como uralita.</p><p>ALTERAçãO: Sob a ação de vários agentes, os anfibólios passam a serpentina ou</p><p>clorita, ou ambos, com a simultânea formação de carbonatos, algumas vezes de epidoto</p><p>142 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>e quartzo. Sob a ação do intemperismo continuado, eles entram em colapso, levando à</p><p>formação de carbonatos, limonita e quartzo.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Caracterizado pelo aspecto delgado e alongado dos</p><p>prismas e boa clivagem prismática. Distingue-se dos piroxênios pelo ângulo de clivagem</p><p>e da hornblenda pela cor mais clara.</p><p>hornBlenda (ca,na)</p><p>2</p><p>-</p><p>3</p><p>(mg,fe+2,al)5si6(si,al)2o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>– sistema monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais prismáticos, usualmente com seção basal</p><p>hexagonal; também em massas irregulares e maciças. Pode ser colunar ou fibrosa.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-escuro, castanho-escuro a preta.</p><p>Brilho: vítreo, sedoso quando fibrosa. Traço: branco a cinza. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 6. d = 3,0 a 3,4. Clivagem:</p><p>Os anfibólios têm uma clivagem perfeita, paralela às faces do prisma, como ilustrado na</p><p>seção basal da Figura 2.34b. O ângulo entre as direções de clivagem é o mesmo daquele</p><p>entre as faces, 126 e 54º, uma feição de grande importância no reconhecimento dos</p><p>anfibólios.</p><p>OCORRêNCIA: A hornblenda comum ocorre tanto em rochas ígneas como em meta-</p><p>mórficas. Ela é encontrada em granitos, sienitos e dioritos. Ela é abundante como feno-</p><p>cristais em pórfiros félsicos e rara em basaltos. Nas rochas metamórficas, ela ocorre em</p><p>gnaisses e hornblenda-xistos.</p><p>Uralita é o nome dado à hornblenda colunar, fibrosa ou acicular, secundária a partir do</p><p>piroxênio, produzida por processos metamórficos. A forma externa do piroxênio é mantida,</p><p>mas o material é hornblenda, em feixes paralelos de prismas delgados. Geralmente, o</p><p>anfibólio secundário aparece em agregados, no plano de xistosidade.</p><p>ALTERAçãO: A mesma da actinolita.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A forma dos cristais e o ângulo de clivagem permitem</p><p>distinguir a hornblenda dos piroxênios. Distingue-se dos demais anfibólios por sua cor</p><p>mais escura.</p><p>Deve ser enfatizado que é freqüentemente impossível, especialmente quando se exa-</p><p>mina rochas ígneas de grão fino, dizer, simplesmente através do exame macroscópico,</p><p>se um mineral ferro-magnesiano escuro presente é anfibólio ou piroxênio, ou, como é</p><p>comum, uma mistura de ambos. Para resolver esta situação, o mais adequado é classi-</p><p>ficar o mineral como piribólio, implicando que um ou ambos estão presentes, mas não</p><p>podem ser distinguidos.</p><p>143 PARTE 2</p><p>rieBecKita na</p><p>2</p><p>fe+2</p><p>3</p><p>fe+3</p><p>2</p><p>si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>– arfVedsonita nana</p><p>2</p><p>(fe+2</p><p>4</p><p>fe+3)si</p><p>8</p><p>o</p><p>22</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>,</p><p>sistema monoclínico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Em delgados cristais aciculares, freqüentemente</p><p>agregados; a riebeckita pode ser fibrosa.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: vários tons de azul, de azul-lavanda a</p><p>azul-escuro e também preta, tornando-se mais escura com o aumento na quantidade de</p><p>ferro. Brilho: vítreo a sedoso nas variedades fibrosas. Translúcida. Traço: branco a azul-</p><p>acinzentado.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 3,1 a 3,4. Clivagem: perfeita,</p><p>paralela às faces do prisma, como ilustrado na seção basal da Figura 2.34b. O ângulo</p><p>entre as direções de clivagem é o mesmo daquele entre as faces, 126 e 54º, uma feição</p><p>de grande importância no reconhecimento dos anfibólios.</p><p>OCORRêNCIA: A glaucofana é encontrada apenas em rochas metamórficas, espe-</p><p>cialmente xistos formados por metamorfismo de alta pressão e baixa temperatura. A</p><p>riebeckita também é formada por metamorfismo, particularmente de rochas sedimentares</p><p>ricas em ferro. Ela também ocorre em rochas ígneas alcalinas, particularmente sienitos</p><p>e em certos granitos.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A glaucofana e a riebeckita distinguem-se dos demais</p><p>anfibólios por sua cor azul.</p><p>6.2.4 ciclossilicatos</p><p>Berilo (Be</p><p>3</p><p>al</p><p>2</p><p>si</p><p>6</p><p>o</p><p>18</p><p>– sistema hexagonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Embora não seja um mineral formador de rocha,</p><p>o berilo está presente em muitos pegmatitos graníticos. A unidade estrutural básica do</p><p>berilo é um anel de tetraedros de sílica de seis lados, e este fato se reflete nos belos</p><p>cristais prismáticos de base hexagonal, encontrados com freqüência.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: comumente verde-azulado ou verde,</p><p>mas pode ser branco ou amarelo. Quando transparente e sem fraturas, o berilo é uma</p><p>gema — esmeralda, água-marinha e morganita são as três variedades mais conhecidas.</p><p>Brilho: vítreo.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7½ a 8. d = 2,65 a 2,8. Clivagem:</p><p>imperfeita, paralela à base do prisma.</p><p>OCORRêNCIA: Os pegmatitos graníticos são a ocorrência mais comum para o berilo,</p><p>mas os xistos adjacentes a granitos e rochas alteradas, associadas com certos minérios</p><p>de estanho, podem alojar cristais de berilo.</p><p>144 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>tUrmalina [(na,ca)(mg,li,al)</p><p>3</p><p>(al,fe,mn)</p><p>6</p><p>(Bo</p><p>3</p><p>)</p><p>3</p><p>(si</p><p>6</p><p>o</p><p>18</p><p>)(oh,f)</p><p>4</p><p>– sistema romboédrico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Cristais prismáticos delgados, longos; raramente</p><p>curtos e grossos. Geralmente, com um prisma trigonal proeminente alternado a um prisma</p><p>hexagonal subordinado, levando ao aspecto estriado. Sua seção basal, lembrando um</p><p>triângulo esférico, é muito característica. A turmalina raramente ocorre como grãos ou</p><p>massas irregulares. Os prismas delgados e agulhas são comumente reunidos em feixes</p><p>ou grupos radiados.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: extremamente variável, dependendo da</p><p>composição química de cada espécie: preta, quando rica em ferro (schorl ou schorlita é</p><p>a mais comum); marrom, quando magnesiana (dravita); verde, rosa e azul nas turmalinas</p><p>de lítio (elbaíta, contendo sódio e liddiocoatita, contendo cálcio). Raramente branca ou</p><p>incolor. Um único cristal pode apresentar várias cores diferentes, arranjadas em camadas</p><p>concêntricas ou em barras perpendiculares ao prisma. Algumas variedades são fortemene</p><p>pleocróicas. Brilho: vítreo a resinoso. Traço: incolor.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7 a 7½. d = 3,0 a 3,25. Fratura:</p><p>conchoidal. Quebradiça.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: Fortemente piro e piezoelétrica.</p><p>OCORRêNCIA: A turmalina é abundante nos diques pegmatíticos associados a granitos</p><p>intrusivos. Sua presença no granito, próxima ao contato, indica que ela deverá ocorrer nas</p><p>rochas encaixantes. Ela pode estar também associada com certos depósitos de minério</p><p>e ocorre também em certos gnaisses, xistos e mármores.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A cor, a forma cristalina e o modo de ocorrência geral-</p><p>mente permitem sua identificação. A schorlita é facilmente distinguível da hornblenda</p><p>preta por sua ausência de clivagem, por sua dureza mais elevada e, especialmente, pela</p><p>forma da seção basal.</p><p>cordierita [(mg,fe)</p><p>2</p><p>al</p><p>4</p><p>si</p><p>5</p><p>o</p><p>18</p><p>sistema ortorrômbico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Poucos minerais são tão confundidos como a</p><p>cordierita, pois ela se assemelha ao quartzo. Os cristais prismáticos, robustos, de seis</p><p>lados são comuns e, embora eles sejam realmente ortorrômbicos, eles são ditos pseudo-</p><p>hexagonais devido à sua forma. Comumente maciça.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: vários tons de azul a cinza-azulado. Pode</p><p>ser pleocróica. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Traço: incolor.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7 a 7½. d = 2,6 a 2,66. Clivagem:</p><p>ruim e imperceptível macroscopicamente.</p><p>OCORRêNCIA: Ela é um constituinte comum de rochas argilosas metamorfizadas</p><p>regionalmente, particularmente os gnaisses. Diferentemente do quartzo, a cordierita é</p><p>comumente alterada para</p><p>mica, clorita ou talco.</p><p>145 PARTE 2</p><p>6.2.5 sorossilicatos</p><p>Os sorossilicatos são constituídos por unidades estruturais baseadas em duplas de</p><p>tetraedros, onde apenas um oxigênio é compartihado (Figura 2.28b). Os minerais do grupo</p><p>do epidoto são os únicos representantes de importância petrográfica desta subclasse.</p><p>grupo do epidoto</p><p>Os epidotos apresentam a particularidade de conterem tanto tetraedros em dupla</p><p>(Si</p><p>2</p><p>O</p><p>7</p><p>) quanto (SiO</p><p>4</p><p>) isolados em sua estrutura.</p><p>COMPOSIçãO: O epidoto é uma solução sólida. O termo extremo é clinozoisita</p><p>Ca</p><p>2</p><p>Al</p><p>3</p><p>O(SiO</p><p>4</p><p>)(Si</p><p>2</p><p>O</p><p>7</p><p>)(OH); o epidoto comum tem aproximadamente 1/3 do Al+3 substituído</p><p>por Fe+3, dando lugar à composição Ca</p><p>2</p><p>FeAl</p><p>2</p><p>O(SiO</p><p>4</p><p>)(Si</p><p>2</p><p>O</p><p>7</p><p>)(OH). Outras substituições são</p><p>possíveis. Quando o Mn+3 substitui o Fe+3, forma-se o epidoto de cor rosa arroxeada,</p><p>piemontita. Quando o césio e elementos terras raras substituem o cálcio, a allanita, um</p><p>epidoto da cor preta do piche, se forma.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: O epidoto cristaliza no sistema monoclínico. Via</p><p>de regra, os cristais bem desenvolvidos ocorrem apenas em drusas, veios e cavidades,</p><p>e nestas, a forma cristalina geralmente não é de muito uso na determinação macroscó-</p><p>pica do mineral. O epidoto é comum em prismas tabulares estendidos segundo o lado</p><p>ac. Cristais em forma de agulhas delgadas são comuns, especialmente agregados em</p><p>feixes. As terminações dos prismas são geralmente arredondadas. O epidoto também</p><p>ocorre como grãos esféricos e como agregados de tais grãos, os quais, individualmente,</p><p>tendem a ser microscópicos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde, geralmente um verde-amarelado</p><p>peculiar, variando de verde-pistache a verde-oliva e verde muito escuro; ele raramente é</p><p>castanho. Brilho: vítreo. Traço: esbranquiçado. Translúcido a opaco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6 a 7. d = 3,2 a 3,5. Clivagem:</p><p>perfeita paralela à direção mais alongada. Fratura: irregular. Quebradiço.</p><p>OCORRêNCIA: O epidoto é tipicamente um produto de alteração de outros minerais.</p><p>Quando rochas ígneas máficas sofrem metamorfismo moderado, o epidoto se forma.</p><p>As ocorrências mais notáveis são em calcários impuros, contendo impurezas arenosas,</p><p>argilosas e limoníticas, quando submetidos a metamorfismo regional ou de contato.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A cor verde-amarelada peculiar e a dureza elevada</p><p>geralmente são suficientes para distinguir o epidoto de olivina, hornblenda, piroxênio e</p><p>turmalina, com os quais pode ser confundido. A dureza o distingue das variedades de</p><p>serpentina que são de mesma cor que ele.</p><p>146 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>VesUVianita [ca</p><p>10</p><p>(mg,fe)</p><p>2</p><p>al</p><p>4</p><p>(si</p><p>2</p><p>o</p><p>7</p><p>)(sio</p><p>4</p><p>)</p><p>5</p><p>(oh,f)</p><p>4</p><p>, sistema tetragonal]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A vesuvianita ocorre tipicamente em cristais pris-</p><p>máticos de base quadrada, terminados em pirâmide. Também ocorre em grãos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: geralmente verde-maçã, amarela ou</p><p>castanha. Brilho: vítreo. Subtransparente a subtranslúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6½. d = 3,4. Clivagem: ruim e</p><p>perceptível na direção paralela às faces do prisma. Fratura é irregular.</p><p>OCORRêNCIA: A vesuvianita ocorre tipicamente em calcários que se tornaram cris-</p><p>talinos, de grão grosso, através do metamorfismo de contato. A formação do mineral</p><p>é determinada pela emanação de vapores e flúor, que partem do magma e alcançam o</p><p>calcário. Nessas ocorrências, está comumente associada com granada, piroxênio, tur-</p><p>malina e outros.</p><p>pUmpellyita [ca</p><p>4</p><p>mgal</p><p>5</p><p>o(si</p><p>2</p><p>o</p><p>7</p><p>)</p><p>2</p><p>(sio</p><p>4</p><p>)</p><p>2</p><p>(oh)</p><p>3</p><p>.2h</p><p>2</p><p>o]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A pumpellyita é comumente observada em fibras</p><p>minúsculas ou placas delgadas, mas é usualmente de difícil reconhecimento.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-azulada.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½. d = 3,2. Clivagem: boa em</p><p>uma direção.</p><p>OCORRêNCIA: Comumente associada com a prehnita e zeólitas, em amigdalas e em</p><p>rochas metamórficas associadas à glaucofana.</p><p>6.2.6 nesossilicatos</p><p>Os nesossilicatos caracterizam-se pela presença de tetraedros isolados em sua es-</p><p>trutura. Destacam-se nessa subclasse os minerais do grupo das granadas e das olivinas,</p><p>além de vários outros minerais.</p><p>grupo das granadas</p><p>[(ca,fe,mg,mn)</p><p>3</p><p>(al,fe,cr)</p><p>2</p><p>(sio</p><p>4</p><p>)</p><p>3</p><p>– sistema cúbico]</p><p>COMPOSIçãO: As granadas têm a fórmula geral X+2</p><p>3</p><p>Y+3</p><p>2</p><p>(SiO</p><p>4</p><p>)</p><p>3</p><p>, onde X pode ser</p><p>Ca+2, Mg+2, Fe+2 e Mn+2; ao passo que Y pode ser Al+3, Fe+3 ou Cr+3. As composições</p><p>dos termos extremos são:</p><p>147 PARTE 2</p><p>Nome X Y</p><p>Almandina Fe Al</p><p>Piropo Mg Al</p><p>Espessartita Mn Al</p><p>Grossulária Ca Al</p><p>Andradita Ca Fe</p><p>Uvarovita Ca Cr</p><p>Existe extensa solução sólida entre os termos extremos (Figura 2.36). A granada mais</p><p>comum tem a almandina como principal componente.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: As granadas cristalizam no sistema cúbico sob a</p><p>forma de dodecaedros rômbicos ou trapezoedros mostrados na Figura 2.37. Os cristais</p><p>são comuns e alguns mostram essas formas bem desenvolvidas, embora, com freqüência,</p><p>os cristais não sejam tão bem desenvolvidos e a granada apareça como massas ou grãos</p><p>aproximadamente esféricos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: A grossulária é, algumas vezes, branca,</p><p>mas é geralmente verde-clara ou amarela; algumas são amareladas ou castanho-averme-</p><p>lhadas. O piropo é vermelho-escuro a preto. A almandina é vermelho-escura a castanho-</p><p>avermelhada; a andradita é cor de mel, amarela a preta, mas pode lembrar a grossulária.</p><p>A espessartita é castanho-avermelhada a vermelha. Infelizmente, portanto, a cor não é um</p><p>guia confiável sobre a composição das granadas. Traço: claro. Brilho: vítreo a resinoso.</p><p>Figura 2.36 - Solução sólida no grupo das granadas. As áreas sombreadas indicam o campo</p><p>composicional de granadas naturais.(a) Solução sólida substitucional no sítio A; e (b) Solução</p><p>sólida substitucional entre Al3+ e Fe3+ no sítio B (base do diagrama) e entre Ca2+ e demais</p><p>cátions bivalentes ocupantes do sítio A.</p><p>Porcentagem</p><p>Molecular</p><p>148 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 2.37 - Cristais de granada: rombododecaédricos (a) e trapezoédricos (b).</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6,5 a 7,5. d = 3,53 (na grossulária)</p><p>a 4,32 (na almandina). Clivagem: ausente. Fratura: subconchoidal. Partição: algumas gra-</p><p>nadas de rochas cisalhadas, podem desenvolver partição, levando à impressão de uma</p><p>estrutura lamelar. Quebradiça.</p><p>OCORRêNCIA: A almandina é amplamente distribuída como constituinte de rochas</p><p>metamórficas. Sua ocorrência mais freqüente é em micaxistos e em gnaisses e hornblenda-</p><p>xistos. Ela está presente em pegmatitos e granitos. O piropo, a granada mais usada</p><p>como gema, ocorre em eclogitos e é um componente menor de alguns peridotitos e</p><p>serpentinitos deles derivados. A grossulária ocorre especialmente em calcários impuros</p><p>metamorfizados, como resultado tanto de metamorfismo regional como de contato. A</p><p>andradita ocorre em enormes massas de certos minérios, formados por metamorfismo</p><p>de contato.</p><p>ALTERAçãO: As granadas são resistentes ao intemperismo. Aquelas contendo ferro</p><p>são as menos resistentes e podem alterar dando manchas enferrujadas de limonita e</p><p>outros produtos de decomposição.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A forma dos cristais, aparência, cor e dureza geralmente</p><p>são suficientes para reconhecer as granadas. Contudo, testes quantitativos refinados são</p><p>necessários para determinar a composição exata de uma granada.</p><p>grupo das olivinas</p><p>Olivina é um nome dado a uma série contínua de solução sólida, variando da forsterita,</p><p>Mg</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>à faialita, Fe</p><p>2</p><p>SiO</p><p>4</p><p>. Esses termos extremos ocorrem em rochas, mas são raros.</p><p>A olivina, de composição intermediária entre os dois termos extremos, é abundante em</p><p>basaltos, gabros e peridotitos. Em todos esses, a olivina é fortemente magnesiana.</p><p>forsterita mg</p><p>2</p><p>sio</p><p>4</p><p>– faialita fe</p><p>2</p><p>sio</p><p>4</p><p>, sistema ortorrômbico</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A forma dos cristais não é relevante, pois a olivina</p><p>raramente</p><p>se apresenta nas rochas em cristais bem desenvolvidos, mas sim sob a forma</p><p>de massas de grãos, pequenas e irregulares.</p><p>(a) (b)</p><p>149 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde, variando de verde-oliva a ama-</p><p>relado; verde-garrafa também é comum. Brilho: vítreo. Transparente ou translúcida, mas</p><p>torna-se castanha ou vermelho-escura e mais ou menos opaca devido à oxidação de seu</p><p>conteúdo em ferro. Traço: branco a amarelado.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6½ a 7,0. d = 3,22 e 4,39; aumen-</p><p>tando com o conteúdo em ferro. Clivagem: de má qualidade e imperceptível macrosco-</p><p>picamente. Fratura: conchoidal.</p><p>OCORRêNCIA: A olivina é característica das rochas ígneas ricas em minerais ferro-</p><p>magnesianos, como gabros, peridotitos, basaltos e dunitos, que são peridotitos com-</p><p>postos totalmente de olivina. Em basaltos, a maior parte da olivina ocorre em grãos de</p><p>Cor verde-garrafa; nos gabros e peridotitos, ela é comumente escurecida por inclusões.</p><p>Cristais transparentes finos de olivina de lavas basálticas são lapidados como gemas e</p><p>comumente chamados de peridotos. O mineral também é encontrado em meteoritos.</p><p>A forsterita ocorre em rochas metamórficas, especialmente em mármores dolomíticos</p><p>e em outras rochas compostas de quantidades variáveis de outros silicatos magnesianos</p><p>(e cálcicos), tais como anfibólio, piroxênio e talco. Sua origem é atribuída a reações entre</p><p>dolomita e diopsídio.</p><p>ALTERAçãO: Quando a olivina altera por oxidação do ferro, ela torna-se avermelhada ou</p><p>acastanhada e eventualmente forma-se uma massa de limonita, acompanhada de carbo-</p><p>natos e alguma forma de sílica. O rústico produto ferruginoso é indicativo do processo.</p><p>Muito das olivinas altera-se para serpentinitos, não como resultado do intemperismo</p><p>superficial, mas em resposta a processos mais profundos. Outros minerais como mag-</p><p>nesita, magnetita e quartzo ocorrem como subprodutos do processo.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A aparência, associações e características descritas acima</p><p>permitem identificar a olivina. Embora ela possa ser confundida com grãos esverdeados,</p><p>mais ou menos transparentes, de piroxênio, a ausência de clivagem e maior dureza ge-</p><p>ralmente permitem distingui-la desse mineral.</p><p>A olivina pode ser confundida com o epidoto. Ambos os minerais têm dureza similar,</p><p>mas o epidoto tem uma clivagem boa, e a olivina, não. Além disso, o epidoto é formado</p><p>por alteração de outros minerais e aparece comumente associado com clorita, calcita e</p><p>quartzo, nenhum dos quais é associado à olivina.</p><p>polimorfos do al</p><p>2</p><p>sio</p><p>5</p><p>Três polimorfos aluminossilicáticos são tipicamente encontrados em rochas desen-</p><p>volvidas por intenso metamorfismo de folhelhos argilosos: ANDALUZITA, CIANITA E</p><p>SILLIMANITA. As relações de estabilidade entre os três polimorfos podem ser vistas na</p><p>Figura 2.38.</p><p>150 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>andalUzita (al2sio5 – sistema ortorrômbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A andaluzita geralmente ocorre em prismas de</p><p>seção basal aproximadamente quadrada. Os prismas podem ocorrer em grupos radiais.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a rosa ou vermelha a castanha,</p><p>mas a andaluzita pode conter impurezas, especialmente partículas de matéria carbonosa,</p><p>cuja cor é escura a preta. Comumente, as partículas estão arranjadas simetricamente no</p><p>cristal, de modo que, quando ele é cortado ou quebrado, as seções basais resultantes</p><p>mostram um padrão simétrico marcante, como uma cruz preta em um quadrado branco.</p><p>Esta feição ajuda a identificar o mineral. Subtranslúcido em lascas delgadas. Brilho:</p><p>vítreo.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7½. d = 3,2. Clivagem: paralela ao</p><p>prisma é boa; as outras direções são de má qualidade. Fratura: irregular a subconchoidal.</p><p>Quebradiço.</p><p>OCORRêNCIA: A andaluzita é característica das zonas de metamorfismo de contato</p><p>circundando rochas ígneas intrusivas, como os granitos. Ela ocorre também em áreas</p><p>metamorfizadas regionalmente, pela alteração de ardósias e folhelhos. Mais raramente,</p><p>ela ocorre em granito devido à contaminação, i.e., o magma granítico dissolve rochas</p><p>sedimentares aluminosas e o excesso de alumina então adquirido leva à formação de</p><p>andaluzita no granito.</p><p>cianita (al</p><p>2</p><p>sio</p><p>5</p><p>– sistema triclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A cianita geralmente aparece em longos cristais</p><p>tabulares (os quais raramente mostram faces nas extremidades) ou em massas colunares.</p><p>Figura 2.38 - Diagrama de fases para os</p><p>polimorfos do Al</p><p>2</p><p>SiO</p><p>5</p><p>.</p><p>151 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca a azul e o centro do cristal pode</p><p>ser azul bordejado por margens brancas ou, raramente, cinza a verde ou preta. Traço:</p><p>branco. Transparente a translúcida. Brilho: vítreo a perláceo.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 7, dependendo da direção, ela</p><p>é mais macia paralelamente ao comprimento das ripas e mais dura (7) na direção trans-</p><p>versal. d = 3,56 a 3,67. Clivagem: perfeita em uma direção, e outra, menos perfeita; o</p><p>ângulo entre estas é de cerca de 74º.</p><p>OCORRêNCIA: A cianita é caracteristicamente desenvolvida nas regiões submetidas</p><p>a metamorfismo intenso. Ela ocorre em gnaisses e micaxistos. Nos últimos, a mica é</p><p>principalmente muscovita. A cianita está geralmente associada com a granada e estau-</p><p>rolita ou coríndon.</p><p>A cianita é facilmente distinguível de outros minerais, especialmente andaluzita, por sua</p><p>forma, cor e por ter diferentes durezas em diferentes direções e seu peso específico.</p><p>sillimanita (al</p><p>2</p><p>sio</p><p>5</p><p>– sistema ortorrômbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A sillimanita ocorre como prismas delgados de</p><p>quatro lados, comumente em grupos paralelos, chamados fibrolita, ou como agregados</p><p>radiais.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca ou cinza claro. Brilho: vítreo.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6 a 7. d = 3,2. Clivagem</p><p>perfeita.</p><p>OCORRêNCIA: A sillimanita é produto de intenso metamorfismo, sendo formada a</p><p>temperaturas maiores e/ou pressões menores que a cianita. Ela é encontrada em gnaisses</p><p>que são comumente associados com muscovita, biotita, quartzo e plagioclásio.</p><p>estaUrolita [fe</p><p>2</p><p>al</p><p>3</p><p>o</p><p>6</p><p>(sio</p><p>4</p><p>)</p><p>4</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>, sistema ortorrômbico]</p><p>COMPOSIçãO: A estaurolita tem a composição do termo extremo Fe</p><p>2</p><p>Al</p><p>3</p><p>O</p><p>6</p><p>(SiO</p><p>4</p><p>)</p><p>4</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>,</p><p>mas podem ocorrer substituições: Mg2+ pode substituir Fe+2, Fe+3 pode substituir Al+3</p><p>e O-2 pode substituir OH-.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A estaurolita ocorre geralmente como cristais</p><p>prismáticos distintos. Eles são robustos e espessos, raramente longos e delgados. O</p><p>ângulo das faces prismáticas m é 50º40’. Elas são terminadas por bases chatas, mas estas</p><p>em geral não são vistas em rochas. A estaurolita comumente forma cristais geminados,</p><p>cruciformes. O nome do mineral é derivado do grego (stauros = cruz) em alusão a esta</p><p>feição tão marcante.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: avermelhada-escura, marrom-amarelada</p><p>ou quase preta.</p><p>152 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7 a 7½. d = 3,72. Clivagem: fraca,</p><p>mas distinta. Fratura: subconchoidal.</p><p>OCORRêNCIA: A estaurolita ocorre em rochas metamórficas. Ela é um mineral</p><p>característico dos xistos e é também encontrada em filitos de origem pelítica e nos</p><p>micaxistos e gnaisses correspondentes. Ela é comumente associada com granadas de</p><p>cor vermelha- escura.</p><p>cloritóide [fe</p><p>2</p><p>al</p><p>4</p><p>o</p><p>2</p><p>(sio</p><p>4</p><p>)</p><p>4</p><p>(oh)</p><p>2</p><p>, sistema monoclínico ou triclínico]</p><p>COMPOSIçãO: A composição do termo extremo é Fe</p><p>2</p><p>Al</p><p>4</p><p>O</p><p>2</p><p>(SiO</p><p>4</p><p>)</p><p>4</p><p>(OH)</p><p>2</p><p>, mas os clo-</p><p>ritóides naturais quase sempre têm algum Mg2+ substituindo o Fe+2 e até 25% do Al+3</p><p>pode ser substituído pelo Fe+3.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: O cloritóide é monoclínico, mas raramente ocorre</p><p>em cristais. As formas comuns são massas foliadas ou escamas delgadas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: escura a verde.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6½. d = 3,5 e 3,8. Clivagem: boa,</p><p>mas não é perfeita como nas micas, e as lamelas são</p><p>quebradiças.</p><p>OCORRêNCIA: O cloritóide pode se formar durante o metamorfismo de rochas sedi-</p><p>mentares, ricas em ferro e alumínio, e aparece freqüentemente associado e confundido</p><p>com a clorita, mas é muito mais duro. No metamorfismo de baixo a médio grau, a maior</p><p>parte das rochas ricas em ferro contém cloritóide. Os minerais comumente associados</p><p>a ele são muscovita, estaurolita e granada.</p><p>titanita (catisio5 – sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A titanita forma cristais caracteristicamente em</p><p>forma de cunha.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: cinza, marrom, verde ou preta. Brilho:</p><p>resinoso.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 5½. d = 3,4 a 3,5. Clivagem:</p><p>distinta em uma direção.</p><p>OCORRêNCIA: A titanita ou esfena é um mineral acessório, comum em granitos e</p><p>outras rochas ígneas faneríticas ricas em sílica, especialmente nefelina-sienitos. Ela tam-</p><p>bém ocorre em algumas rochas metamórficas.</p><p>topÁzio [al</p><p>2</p><p>(sio</p><p>4</p><p>)(f,oh)</p><p>2</p><p>– sistema ortorrômbico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: O topázio é geralmente visto em prismas termi-</p><p>nados em ponta.</p><p>153 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: geralmente transparente ou incolor,</p><p>e mais raramente, amarelo a castanho-amarelado (topázio imperial) ou branco. Brilho:</p><p>vítreo. Translúcido.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 8. d = 3,5. Clivagem: perfeita em</p><p>uma direção. Fratura: irregular. Quebradiço.</p><p>OCORRêNCIA: Embora o topázio não seja um mineral formador de rocha importante,</p><p>ele é interessante por ser característico dos estágios finais na formação das rochas ígneas,</p><p>quando os gases estão sendo liberados. Ele ocorre como cristais nas cavidades miarolíticas</p><p>de granitos, onde os vapores foram coletados, e também ocorre essencialmente do</p><p>mesmo modo em afanitos félsicos, especialmente em riolitos. O topázio também ocorre</p><p>em alguns pegmatitos e nas fissuras das rochas circundantes que serviram como canais</p><p>para a fuga dos gases quentes. Nessas ocorrências, ele está geralmente associado com</p><p>quartzo, mica e turmalina e, em alguns locais, com cassiterita.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A forma, cor, clivagem e grande dureza do topázio, asso-</p><p>ciados ao seu modo de ocorrência, servem para distingui-lo de outros minerais.</p><p>zircão (zrsio</p><p>4</p><p>– sistema tetragonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Comumente visto em pequenos cristais prismá-</p><p>ticos tetragonais, biterminados em pirâmide.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: tons de marrom, mas também incolor,</p><p>cinza ou verde. Brilho: adamantino.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 7½. d = 4,7. Clivagem: ruim em</p><p>uma direção.</p><p>OCORRêNCIA: O zircão é um mineral acessório, presente em rochas ígneas e meta-</p><p>mórficas. Ele é Pouco afetado pelo intemperismo e tende a passar imutável para as rochas</p><p>sedimentares, onde seu elevado peso específico leva à sua concentração em depósitos</p><p>em placers. Ele é relativamente comum nas areias de rio e praia.</p><p>6.3 os minerais não-silicatos</p><p>Embora existam muitas classes composicionais, apenas oito, em adição aos silicatos,</p><p>são importantes para estudos petrográficos macroscópicos. Estas são os óxidos, hidró-</p><p>xidos, sulfetos, sulfatos, fosfatos, haletos e os elementos nativos.</p><p>154 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>6.3.1 sulfatos</p><p>gipso (caso</p><p>4</p><p>.2h</p><p>2</p><p>o – sistema monoclínico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Mais comumente, como constituinte de rocha,</p><p>o gipso é granular. Menos comumente, ele é foliado, com superfícies curvas. Alguns</p><p>podem ser fibrosos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor ou branco. Transparente a</p><p>translúcido. Variedades maciças podem ser de cores vermelha, laranja, amarela, marrom</p><p>ou preta, devido a impurezas, e podem variar de translúcidas a opacas. Brilho: vítreo a</p><p>perláceo na superfície de clivagem; acetinado nas variedades fibrosas; e as formas ma-</p><p>ciças são cintilantes a foscas. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1½ a 2. d = 2,32. Clivagem:</p><p>perfeita paralela ao lado b. Nas superfícies de clivagem, folhas muito delgadas, com</p><p>brilho sedoso, podem ser obtidas, quase como na mica. Tais folhas se rompem em</p><p>uma direção ao longo de linhas retas, mas com fratura subconchoidal. Esta quebra é</p><p>o resultado de outra clivagem, paralela ao lado entre as faces prismáticas. Se as folhas</p><p>forem arqueadas, aparecerão rachaduras nelas, fazendo ângulos de 66º a 114º com a</p><p>fratura reta mencionada. Se o arqueamento paralelo a esta direção continuar, as folhas</p><p>se romperem com uma fratura fibrosa, um losango de clivagem será obtido. No gipso</p><p>maciço de grão grosso, as clivagens podem usualmente ser obtidas e elas constituem</p><p>um meio de identificação. É possível que nenhuma clivagem seja vista. O gipso fibroso</p><p>simplesmente cliva paralelamente às fibras.</p><p>OCORRêNCIA: O gipso é amplamente distribuído em rochas sedimentares, comumente</p><p>formando camadas espessas e relativamente puras, como resultado da evaporação da</p><p>água do mar. Ele também ocorre em depósitos lacustres, em folhelhos e lamas, como</p><p>produto de oxidação de sulfetos e também pode ser depositado a partir de fumarolas</p><p>vulcânicas.</p><p>anidrita (caso</p><p>4</p><p>– sistema ortorrômbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A anidrita aparece sob a forma de grãos grossos</p><p>a extremamente finos em rochas, ou menos comumente, ela é fibrosa.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, mas pode ser azulada. Brilho: vítreo</p><p>a perláceo na superfície de clivagem, fosco nas variedades maciças. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3 a 3½, maior que a do gipso, mas</p><p>ela é facilmente cortada por uma faca. d = 2,95. Clivagem: em três direções, fazendo</p><p>ângulos retos entre si; na anidrita cristalina de grão grosso, a clivagem pode produzir</p><p>fragmentos assemelhados ao cubo.</p><p>155 PARTE 2</p><p>OCORRêNCIA: Como a anidrita reage com as águas superficiais para formar o gipso, ela</p><p>é muito menos comum nas rochas aflorantes que nos seus equivalentes de subsuperfície.</p><p>Como o gipso, a anidrita forma camadas que são interestratificadas em seqüências sedi-</p><p>mentares. Ela também é encontrada em massas e em geodos. Ela aparece comumente</p><p>associada com o sal-gema e com o gipso.</p><p>6.3.2 fosfatos</p><p>apatita [ca</p><p>5</p><p>(po</p><p>4</p><p>)</p><p>3</p><p>(f,oh) - sistema hexagonal]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A apatita cristaliza em prismas hexagonais, cujas</p><p>terminações ou são arredondadas ou piramidais.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, verde, azul ou castanha. Brilho:</p><p>vítreo. Transparente em pequenos cristais e opaca em grandes massas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 (ela pode ser riscada pela ponta</p><p>de uma faca). d = 3,15 a 3,2. Não possui clivagem distinta e é quebradiça.</p><p>OCORRêNCIA: A apatita ocorre em grandes cristais em pegmatitos e em calcários</p><p>metamorfizados interacamadados com xistos. Estes podem ser ditos os seus principais</p><p>modos megascópicos de ocorrência. A apatita também ocorre como cristais microscópicos</p><p>em essencialmente todos os tipos de rochas ígneas e em muitas rochas metamórficas.</p><p>O estudo microscópico de lâminas delgadas de tais rochas tem mostrado que, dessa</p><p>forma, a apatita é quase universalmente distribuída como mineral acessório. Uma forma</p><p>rara, mas importante, de rocha sedimentar, o fosforito, consiste grandemente de apatita</p><p>em crostas de pequenas massas e/ou nódulos sem forma. O fósforo é essencial para</p><p>o crescimento das plantas e para o nosso próprio, uma vez que a apatita é o principal</p><p>constituinte de ossos e dentes.</p><p>monazita [(ce,la,y,th)po</p><p>4</p><p>– sistema monoclínico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A monazita é tipicamente maciça e anédrica.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: castanho-vermelho a amarela. Brilho:</p><p>resinoso.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 5½. d = 5,4. Clivagem: au-</p><p>sente.</p><p>OCORRêNCIA: A monazita ocorre como mineral acessório em muitos granitos,</p><p>pegmatitos, nefelina-sienitos e gnaisses e também como mineral resistente em sedi-</p><p>mentos clásticos de grão grosso.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: Ela pode ser confundida com o zircão e titanita, mas a</p><p>monazita é mais macia que o zircão e</p><p>se prolonga até o</p><p>centro do planeta, chegando à profundidade de 6.371km. Essas subdivisões, assim como</p><p>suas principais propriedades físicas são mostradas na Figura 1.4a e b.</p><p>Figura 1.4 - (a) subdivisões do interior da Terra (A-G), mostrando a crosta, litosfera, astenosfera,</p><p>manto inferior e superior, núcleo interno e externo e as principais descontinuidades sísmicas,</p><p>entre outros aspectos; (b) variações das propriedades físicas com a profundidade no interior</p><p>da Terra. P = pressão em 1011 Pa (pascals; 1 pascal = 1 Nilton/m2 ou n/m2), p (densidade em</p><p>g/cm3), B= velocidade das ondas S em km/s, a = velocidade das ondas P em km/s e G =</p><p>gravidade em Gal.</p><p>Fonte: Baseado em SHERIFF, 1984. Ver: Encyclopaedia Britannica 19, p. 38.</p><p>0</p><p>- 1</p><p>50</p><p>k</p><p>m</p><p>65</p><p>0</p><p>km</p><p>M</p><p>es</p><p>os</p><p>fe</p><p>ra</p><p>Zona de transiçãoManto superior</p><p>Manto inferior</p><p>Núcleo externo</p><p>Núcleo</p><p>interno</p><p>Litosfera</p><p>Crosta</p><p>Superfície</p><p>Astenosfera</p><p>Profundidade</p><p>de compensação</p><p>Descontinuidade</p><p>de Mohorovicic</p><p>Des</p><p>co</p><p>nt</p><p>in</p><p>ui</p><p>da</p><p>de</p><p>de</p><p>G</p><p>ut</p><p>em</p><p>be</p><p>rg</p><p>Z</p><p>on</p><p>a</p><p>de</p><p>Tr</p><p>an</p><p>siç</p><p>ão</p><p>7 - 70 km</p><p>400 km</p><p>600 km</p><p>2900 km</p><p>5100 km</p><p>6371 km</p><p>A</p><p>C</p><p>D</p><p>E</p><p>F</p><p>G</p><p>B</p><p>20 4 6 8 10 12 14</p><p>20</p><p>P</p><p>G</p><p>G</p><p>ρ</p><p>ρα</p><p>α</p><p>P</p><p>β</p><p>β</p><p>4 6 8 10 12 14</p><p>(a) (b)</p><p>23 PARTE 1</p><p>a crosta</p><p>A crosta é a parte mais superficial da Terra e a que nos toca mais diretamente, pois</p><p>suporta toda a vida no planeta. Seu conhecimento em profundidade foi iniciado com os</p><p>estudos do cientista croata Andrija Mohorovicic, em 1909. Ele observou que ondas P e</p><p>S de certos terremotos percorriam dois caminhos diferentes a partir do hipocentro até a</p><p>estação sismográfica que as captou. Ele concluiu que um par de ondas tinha se propaga-</p><p>do diretamente na crosta e um outro par, que tinha chegado à estação receptora em um</p><p>tempo mais curto, portanto, viajando a uma velocidade maior, tinha se refratado em uma</p><p>fronteira no interior da Terra e se propagado com velocidade maior e depois se refratado</p><p>para cima, alcançando a estação receptora.</p><p>Para entender a proposta de Mohorovicic, vejamos que, no primeiro caso, a estação</p><p>receptora estava relativamente próxima do hipocentro do terremoto e as ondas, mais rasas,</p><p>propagavam-se principalmente na crosta. Já no segundo caso, em que estações estavam</p><p>situadas a distâncias maiores do hipocentro (200km ou mais), as ondas se aprofundavam</p><p>e atingiam a parte superior do manto, onde se propagavam com velocidades superiores</p><p>àquelas que se propagavam na crosta. Essas últimas ondas tinham alcançado uma região</p><p>de alta velocidade sísmica, situada a profundidades de cerca de 25-40 quilômetros nos</p><p>continentes e de 5-8 quilômetros nos fundos oceânicos.</p><p>Com base nessas evidências, Mohorovicic formulou a hipótese de que teriam sido as</p><p>mudanças na composição química dos materiais que influenciaram esse comportamen-</p><p>to das ondas sísmicas, e separou a crosta daquela zona de composição diferenciada,</p><p>introduzindo o conceito de descontinuidade	sísmica, que marca a base da crosta. Essa</p><p>descontinuidade passou a ser denominada descontinuidade de Mohorovicic ou Moho,</p><p>ou simplesmente descontinuidade M.</p><p>Comparada com o raio da Terra (6.371km) a crosta é apenas uma fina casca que recobre</p><p>o planeta, sendo, entretanto, química e fisicamente diferenciada do manto. Com base em</p><p>suas características físicas e composições químicas predominantes, foi subdividida em</p><p>crosta	oceânica, que forma os assoalhos oceânicos, e crosta	continental, que constitui</p><p>as partes emersas do planeta onde se posicionam os continentes.</p><p>a crosta continental</p><p>Em sua maior parte, mostra espessuras da ordem de 35 a 40km, e densidades por</p><p>volta de 2,7g/cm3. Essa espessura é, contudo, muito variável, ao contrário do que ocorre</p><p>com a da crosta oceânica (Figura 1.5a e b). Por exemplo, em zonas de estiramento crustal,</p><p>onde se formam grandes aberturas lineares, a crosta se fende formando os denominados</p><p>riftes, onde sua espessura pode reduzir-se para 25km. Por outro lado, nos locais onde ela</p><p>é comprimida, gerando a formação das grandes cadeias montanhosas, ela forma raízes</p><p>que se aprofundam, fazendo com que, excepcionalmente, sua espessura possa chegar</p><p>aos 70km.</p><p>24 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>A crosta continental mostra ainda uma enorme e complexa variedade composicional,</p><p>o que propicia também uma grande variedade litológica, na qual, entretanto, predominam</p><p>rochas claras (félsicas ou ácidas). Por exemplo, continentes normalmente mostram grandes</p><p>e antigos núcleos estáveis, normalmente constituídos por rochas arqueanas (> 2.5 Ga)</p><p>altamente metamorfizadas, denominados crátons, de composição félsica (granitóides),</p><p>circundados por rochas mais jovens e deformadas, formando cinturões móveis de rochas</p><p>dobradas, que podem exibir as mais variadas composições, desde rochas magmáticas</p><p>básicas e ultrabásicas, intrusivas e extrusivas (vide Parte 3), até rochas sedimentares</p><p>metamorfizadas. Esses terrenos antigos podem sofrer subsidência e formar bacias sedi-</p><p>mentares, onde vão se acumular pilhas de sedimentos diversos, como rochas siliciclás-</p><p>ticas, carbonáticas, químicas etc. (vide Parte 4).</p><p>Segundo Parker (1967), uma estimativa da distribuição de tipos de rochas na crosta</p><p>continental seria:</p><p>Rochas plutônicas ácidas (granitos, gnaisses, granodioritos,</p><p>granulitos, migmatitos)</p><p>78%</p><p>Xistos, filitos, folhelhos 9%</p><p>Rochas plutônicas básicas (anfibolitos, dioritos, gabros,</p><p>peridotitos)</p><p>8%</p><p>Quartzitos, arenitos 4%</p><p>Outros litotipos (calcário, evaporitos etc.) 1%</p><p>Figura 1.5 - (a) seção vertical mostrando as diferenças entre a crosta continental e a crosta</p><p>oceânica; (b) seção vertical na crosta abrangendo parte do manto, mostrando a diferença entre</p><p>a crosta continental e a crosta oceânica, enfatizando que a espessura da crosta continental, ao</p><p>contrário da oceânica, pode variar muito, notadamente nas raízes das grandes cordilheiras. A</p><p>litosfera é indicada, compreendendo a crosta e parte superior do manto.</p><p>Fonte: Modificado de MARSHAK. Earth: portrait of a planet, p. 42.</p><p>Crosta continental (Sial) Crosta oceânica (Sima)</p><p>(distâncias horizontais fora de escala)</p><p>Crosta</p><p>Moho</p><p>Crosta oceânica</p><p>Astenosfera</p><p>Manto litosférico</p><p>Manto superior</p><p>Litosfera</p><p>Li</p><p>to</p><p>sf</p><p>er</p><p>a</p><p>Moho</p><p>0 km</p><p>50</p><p>100</p><p>150</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>n</p><p>o</p><p>rm</p><p>al</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>ad</p><p>el</p><p>g</p><p>aç</p><p>ad</p><p>a</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>es</p><p>p</p><p>es</p><p>sa</p><p>d</p><p>a</p><p>Crosta continental (Sial) Crosta oceânica (Sima)</p><p>(distâncias horizontais fora de escala)</p><p>Crosta</p><p>Moho</p><p>Crosta oceânica</p><p>Astenosfera</p><p>Manto litosférico</p><p>Manto superior</p><p>Litosfera</p><p>Li</p><p>to</p><p>sf</p><p>er</p><p>a</p><p>Moho</p><p>0 km</p><p>50</p><p>100</p><p>150</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>n</p><p>o</p><p>rm</p><p>al</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>ad</p><p>el</p><p>g</p><p>aç</p><p>ad</p><p>a</p><p>C</p><p>ro</p><p>st</p><p>a</p><p>co</p><p>n</p><p>ti</p><p>n</p><p>en</p><p>ta</p><p>l</p><p>es</p><p>p</p><p>es</p><p>sa</p><p>d</p><p>a</p><p>(a) (b)</p><p>25 PARTE 1</p><p>a crosta oceânica</p><p>A crosta oceânica (Figura 1.5a e b) exibe espessuras de 7 a 10km, sendo de quatro a</p><p>cinco vezes mais delgada que a crosta continental, com densidade em torno de 2,9 g/cm3.</p><p>É constituída por basalto, que serve de base para uma fina capa de sedimentos, oriundos</p><p>das áreas continentais, que mostram espessuras médias de 0,3km. Tais sedimentos são</p><p>compostos por calcário, presente nas plataformas continentais, turbiditos (sedimentos</p><p>detríticos), que se descolam da plataforma e descem ao longo do declive continental,</p><p>além de, nas áreas mais profundas, argilas carbonáticas e silicosas (oozes), originárias da</p><p>deposição de restos de carapaças de plânctons e, em menor escala, poeira extraterrestre.</p><p>O substrato basáltico, por sua vez, se posiciona sobre uma camada de gabro.</p><p>A crosta oceânica, ao contrário da continental, exibe grande uniformidade composi-</p><p>cional apesar de sua enorme distribuição geográfica. Por exemplo, o assoalho do oceano</p><p>Atlântico Sul é constituído, quase em sua totalidade, por basalto, cujas expressões mais</p><p>antigas encontram-se nas costas oriental do Brasil e ocidental da África. São rochas</p><p>representativas do início da abertura do rifte que, no limite entre o Cretáceo Inferior e</p><p>o Cretáceo</p><p>mais densa que a titanita. Também, a monazita</p><p>156 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>é tipicamente maciça ou anédrica, ao passo que o zircão e a titanita tendem a formar</p><p>cristais distintos.</p><p>6.3.3 carbonatos</p><p>As composições dos carbonatos formadores de rocha mais comuns, bem como as</p><p>relações de solução sólida entre os mesmos são sintetizadas no diagrama triangular da</p><p>Figura 2.39.</p><p>Figura 2.34 - Representação esquemática da seção basal de um cristal de piroxênio (a)</p><p>e de um anfibólio (b), ressaltando as diferenças na morfologia e no ângulo de clivagem</p><p>entre os mesmos.</p><p>calcita (caco</p><p>3</p><p>– sistema romboédrico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Os cristais de calcita, via de regra, são bem</p><p>desenvolvidos e perfeitos e alguns são de grande tamanho. Ela tem uma grande variedade</p><p>de formas cristalinas, muitas das quais são complexas. Ocorrem onde a calcita reveste</p><p>cavidades em rochas, como drusas e amígdalas, geodos e sobre a superfície de juntas e</p><p>fissuras. A calcita também se forma em cavernas e em todos os lugares onde tenha sido</p><p>depositada por infiltração da água, que carrega o mineral dissolvido em solução.</p><p>Porcentagem Molecular</p><p>CaCO3</p><p>Calcita</p><p>FeCO3</p><p>Siderita</p><p>CaFe(CO3) 2</p><p>Ankerita</p><p>CaMg(CO3) 2</p><p>Dolomita</p><p>MgCO3</p><p>Magnesita</p><p>Figura 2.39 - Composição e nomenclatura dos carbonatos, no sistema CaCO</p><p>3</p><p>-MgCO</p><p>3</p><p>-FeCO</p><p>3</p><p>.</p><p>Fonte: A partir de ANOVITZ; ESSENCE. Phase equielibria in the system CaCO</p><p>3</p><p>-MgCO</p><p>3</p><p>-FeCO</p><p>3</p><p>..</p><p>157 PARTE 2</p><p>Em rochas, a calcita é maciça, sendo de grão grosso a finamente granular no mármore,</p><p>compacta no calcário comum ou pulverulenta na cal. Ela tem uma estrutura esponjosa e</p><p>aberta no travertino, arredondada a estalactítica nos depósitos formados por gotejamento</p><p>das cavernas e em concreções.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor ou branca, podendo apresentar</p><p>uma grande variedade de cores devido à presença de impurezas e pode ser avermelhada</p><p>ou amarelada devido ao óxido de ferro, cinza a preta devido à matéria orgânica, ou verde,</p><p>vermelha ou azul devido a outras substâncias. Brilho: vítreo nos cristais e reluzente a fosco</p><p>nas formas maciças sãs. Transparente a opaca. Traço: branco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3 (ela é prontamente riscada pela</p><p>ponta de uma faca). d = 2,71. Clivagem: romboédrica perfeita nas três direções paralelas</p><p>às faces do romboedro. Embora esta clivagem seja melhor produzida em cristais isola-</p><p>dos, ela pode ser prontamente vista sobre as superfícies fraturadas de rochas maciças</p><p>cristalinas de grão grosso, como muitos mármores e rochas relacionadas, e nas calcitas</p><p>maciças de veios. Os ângulos das faces dos losangos produzidos pela clivagem são 78</p><p>e 102º.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: Os fragmentos efervescem livremente na presença de</p><p>ácido clorídrico diluído a frio. Este teste distingue a calcita da dolomita, a qual efervesce</p><p>apenas se estiver finamente pulverizada.</p><p>OCORRêNCIA: A calcita é um dos minerais mais abundantes e amplamente distri-</p><p>buídos. Ela ocorre nas rochas ígneas como produto da alteração de silicatos cálcicos,</p><p>por ação da água contendo dióxido de carbono dissolvido. A calcita então formada pode</p><p>permanecer por um tempo na rocha, mas, eventualmente, à medida que a rocha se trans-</p><p>forma em solo, a calcita é, em grande extensão, transportada em solução.</p><p>A calcita também ocorre em cavidades minúsculas de rochas ígneas inalteradas,</p><p>principalmente aquelas intrusivas. Sua presença é provavelmente devida à infiltração</p><p>e deposição de material derivado das rochas vizinhas. Em muitas de tais cavidades, a</p><p>calcita comumente não pode ser observada megascopicamente, mas sua presença é</p><p>facilmente presumida, pela imersão de um fragmento de rocha em ácido diluído a frio e</p><p>pela observação de efervescência. A calcita também ocorre em cavidades amigdaloidais</p><p>em lavas, especialmente em basaltos.</p><p>Nas rochas sedimentares e metamórficas, a calcita é muito mais importante. Ela é</p><p>muito comumente distribuída através delas, ou como finas partículas ou cimentando outros</p><p>grãos minerais. A partir deste papel menor, ela aumenta mais e mais em abundância</p><p>como constituinte, até, finalmente, ocorrer como enormes massas rochosas, tais como</p><p>cal, calcários e mármores, que são compostos amplamente ou totalmente por calcita.</p><p>É importante mencionar que, nas rochas sedimentares, a calcita é um constituinte im-</p><p>portante de cal, calcários, margas e arenitos calcários. Ela é também parte importante</p><p>do travertino e veios; e nas rochas metamórficas, ela compreende muitos mármores e</p><p>ocorre em rochas que são misturas de calcita e vários silicatos.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A calcita, se de grão suficientemente grosso, é facil-</p><p>mente reconhecida por sua baixa dureza e clivagem romboédrica. Esta determinação</p><p>158 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>pode ser confirmada quimicamente por sua pronta solubilidade em ácidos diluídos, com</p><p>efervescência causada pela liberação de dióxido de carbono gasoso. Para distinção com</p><p>a dolomita, veja o texto a seguir.</p><p>dolomita [camg(co3)2 – sistema romboédrico]</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A dolomita, como a calcita, ocorre como cristais</p><p>romboédricos simples, cujas faces são paralelas às clivagens. Freqüentemente, as faces</p><p>são curvas e podem adquirir configurações de sela de montar. Como mineral formador</p><p>de rocha, a dolomita é geralmente maciça e varia de granular de grão grosso a extrema-</p><p>mente fino.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, mas também avermelhada,</p><p>castanha, esverdeada, cinza ou ainda preta, devido a outras substâncias. Brilho: vítreo,</p><p>pe rláceo fosco ou reluzente nas variedades compactas. Translúcida a opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3½ a 4, mais dura que a calcita,</p><p>mas facilmente riscada pela ponta de uma faca. d = 2,87. Clivagem: perfeita nas três</p><p>direções paralelas às faces do romboedro simples. Os ângulos dos losangos de clivagem,</p><p>de aproximadamente 74 e 106º, diferem apenas uns poucos graus daqueles da calcita e</p><p>não constituem critério para distingui-la da calcita.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: Se pulverizada, a dolomita efervesce, em presença de</p><p>ácido clorídrico diluído a frio, embora não tão prontamente como a calcita. Mesmo em</p><p>fragmentos, a dolomita efervesce em ácido quente e dissolve rapidamente. A diferença</p><p>na ação do ácido frio sobre o pó, em contraste com a ação sobre a amostra maciça, é</p><p>um meio conveniente de distinção entre dolomita e calcita, no campo.</p><p>OCORRêNCIA: A grande importância da dolomita como mineral formador de rocha</p><p>está no fato de que ela forma espessas camadas superficialmente extensas em séries</p><p>de rochas sedimentares e metamórficas, i.e., existem rochas que são compostas,</p><p>predominante ou totalmente, por dolomita. A dolomita ocorre comumente associada à</p><p>calcita e em calcários e mármores deles derivados; elas podem estar presentes nas mais</p><p>diferentes porcentagens.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A clivagem romboédrica e a baixa dureza separam a</p><p>dolomita, como a calcita, de outros minerais formadores de rocha. As superfícies nor-</p><p>malmente curvas ajudam a distingui-la da calcita, mas o já mencionado teste com HCl é</p><p>a melhor distinção.</p><p>aragonita (caco</p><p>3</p><p>– sistema ortorrômbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A aragonita ocorre como massas de cristais pira-</p><p>midais, como placas, e, em alguns casos, como cristais pseudohexagonais formados por</p><p>geminação. Agregados maciços, colunares e estalactíticos também são conhecidos.</p><p>159 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, amarela a incolor, ou raramente</p><p>cinza. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3½ a 4. d = 2,95. Clivagem: distinta</p><p>em uma direção e de má qualidade em uma segunda.</p><p>OCORRêNCIA: Ela é o carbonato comum, de grão fino nas conchas dos moluscos.</p><p>Ela também ocorre como crostas, em serpentinitos, e em cristais em drusas e basaltos,</p><p>e pode estar associada com a glaucofana na forma de corpos maciços em certas rochas</p><p>metamórficas afetadas</p><p>por metam orfismo de alta pressão e baixa temperatura.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A composição é a mesma da calcita e ela também efer-</p><p>vesce em presença de ácido clorídrico frio. A aragonita pode ser distinguida da calcita</p><p>pela clivagem e peso específico.</p><p>6.3.4 haletos</p><p>halita (nacl – sistema cúbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A halita é o principal cloreto que ocorre como</p><p>constituinte de rocha em quantidades importantes e é facilmente reconhecida por seus</p><p>cristais cúbicos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: incolor e transparente ou branca e</p><p>translúcida; ela também pode se apresentar de várias cores devido a impurezas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 2,5. Clivagem: cúbica perfeita.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: A halita é solúvel em água e possui gosto salgado.</p><p>OCORRêNCIA: A halita ocorre em camadas, algumas das quais são de enorme</p><p>extensão, em formações sedimentares evaporíticas. Ela é geralmente acompanhada pelo</p><p>gipso e anidrita e, em uns poucos lugares, por outros cloretos de valor econômico, como</p><p>a silvita, KCl, e carnallita, KMgCl</p><p>3</p><p>.6H</p><p>2</p><p>O. Talvez, mais marcantes que as grandes camadas</p><p>de sal são os domos salinos, os “plugs” intrusivos e “stocks” de sal que soerguem de</p><p>camadas salinas profundamente soterradas, para formar domos nas rochas sedimentares</p><p>acima delas.</p><p>flUorita (caf</p><p>2</p><p>– sistema cúbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Comumente forma cristais cúbicos ou octaédricos,</p><p>mas também pode ser maciça e granular.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: verde-clara, azul, amarela, roxa ou</p><p>incolor. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida.</p><p>160 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 4. d = 3,18. Clivagem: perfeita,</p><p>paralela às faces do octaedro, sendo propriedade distintiva.</p><p>OCORRêNCIA: A fluorita é um mineral comum e amplamente distribuído, mas sempre</p><p>em quantidades acessórias. É comum em muitos veios hidrotermais e em cavidades em</p><p>calcários e mármores.</p><p>6.3.5 óxidos</p><p>O grupo mais comum de minerais, após os silicatos, são os óxidos. Entre estes, os</p><p>óxidos de ferro e de titânio são, de longe, os mais importantes.</p><p>grupo dos espinélios</p><p>O grupo tem fórmula geral X+2O.Y+3</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>. Todos eles cristalizam no sistema cúbico, tipi-</p><p>camente na forma de octaedros. As composições das espécies mais importantes são:</p><p>Nome X2+ Y+3</p><p>Cromita Fe Cr</p><p>Magnetita Fe Fe</p><p>Hercinita Fe Al</p><p>Espinélio Mg Al</p><p>A magnetita é o membro mais comum do grupo dos espinélios. Extensas soluções</p><p>sólidas são possíveis. A cromita é comum em peridotitos e outras rochas ultramáficas, e</p><p>pode, ocasionalmente, formar agregados suficientemente grandes para formar massas</p><p>chamadas cromitito. Sua cor é preta do ferro a preto-acastanhado, lembrando a mag-</p><p>netita, mas seu traço é castanho-escuro. Sua dureza é 5½ e seu peso específico é 4,6.</p><p>As variedades aluminosas, espinélio e hercinita, são muito mais duras, entre 7 e 8. Elas</p><p>podem ser incolores, pretas, verdes ou de outras cores; não têm clivagem e geralmente</p><p>apresentam brilho intenso. O espinélio é comumente encontrado em rochas metamórfi-</p><p>cas ricas em Al, em muitos casos, junto com o diopsídio e forsterita. A hercinita tem um</p><p>modo de ocorrência similar, mas ela é encontrada em rochas mais ricas em Fe.</p><p>magnetita (fe</p><p>3</p><p>o</p><p>4</p><p>– sistema cúbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Ocorre comumente sob a forma de octaedros e</p><p>também em dodecaedros ou uma combinação de ambos. Nas rochas, a magnetita pode</p><p>ocorrer como cristais distintos, mas geralmente aparece em pequenos grãos, cuja forma</p><p>não pode ser percebida. Também ocorre em massas maiores irregulares.</p><p>161 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: cinza-escura a preto do ferro. Brilho:</p><p>metálico a embaçado. Opaca. Quando presente em rochas, ela comumente lembra</p><p>pedaços de ferro ou aço. Traço: preto.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6. d = 5,18. Clivagem: ausente.</p><p>Fratura: irregular.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: Fortemente magnética.</p><p>OCORRêNCIA: A magnetita é um dos minerais mais amplamente distribuídos. Ocorre</p><p>em rochas ígneas de todos os tipos, geralmente como grãos pequenos. Em alguns lugares,</p><p>contudo, ela forma agregados em massas consideráveis — grandes o suficiente para</p><p>constituírem corpos de minério. Ela também ocorre em rochas produzidas por meta-</p><p>morfismo de contato e em xistos cristalinos. Embora comum em rochas sedimentares</p><p>não metamorfizadas, ela raramente é abundante. Não é confundida com outro mineral,</p><p>exceto a ilmenita.</p><p>A magnetita é resistente ao intemperismo, mas pode alterar-se para limonita. Sob</p><p>condições de intemperismo laterítico, ela pode alterar para pseudomorfos, que consistem</p><p>de óxido férrico e são chamados martita.</p><p>hematita (fe</p><p>2</p><p>o</p><p>3</p><p>– sistema romboédrico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Como constituinte de rocha, a hematita raramente</p><p>é encontrada em cristais bem formados, de tamanho observável, e ocorre em três diferentes</p><p>aspectos: hematita especular, também chamada de especularita, hematita micácea e a</p><p>hematita vermelha comum, chamada de ocre vermelho. Como hematita especular, ela</p><p>forma massas e placas, essas últimas comumente de contorno hexagonal. Como hematita</p><p>micácea, ela ocorre em lamelas delgadas que lembram a mica. As lamelas podem ser</p><p>tão delgadas que se tornam translúcidas e de cor vermelha forte. A hematita vermelha</p><p>comum é diminutamente cristalina. Sua aparência é maciça, colunar, granular, em massas</p><p>estalactíticas ou mamilares, ou terrosa. Quando em octaedros pseudomorfos a partir da</p><p>magnetita, recebe o nome de martita.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUz: Cor: preta a cinza do aço, e também</p><p>vermelha na hematita vermelha comum. Brilho: metálico a submetálico, sendo metálico</p><p>reluzente na especularita e fosco na hematita vermelha comum. Traço: vermelho brilhante</p><p>a acastanhado, o que constitui um critério para a distinção entre a hematita, magnetita</p><p>e limonita. Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6½, mas a variedade ocre</p><p>vermelho, devido ao diminuto das partículas, parece ser mais macia que 5½. d = 5,25.</p><p>Clivagem: ausente. Fratura: subconchoidal.</p><p>OCORRêNCIA: A hematita é um dos minerais mais amplamente distribuídos. A he-</p><p>matita micácea é um componente acessório comum de rochas ígneas feldspáticas, tal</p><p>como o granito. Ela ocorre abundantemente nos itabiritos. Também como minúsculas</p><p>escamas microscópicas, ela forma pontos que tingem de vermelho as rochas ígneas e</p><p>162 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>metamórficas. E ainda, a cor vermelha de muitos feldspatos potássicos é atribuída à sua</p><p>presença.</p><p>A hematita vermelha comum ocorre em camadas e massas, muitas delas de grande</p><p>tamanho, em rochas sedimentares e metamórficas. Algumas das camadas constituem</p><p>depósitos de minério de ferro. A hematita também ocorre como cimento intersticial de</p><p>muitas rochas estratificadas. Como pigmento vermelho na forma de pó, ela é amplamente</p><p>espalhada em rochas de todas as classes e em solos.</p><p>ilmenita (fetio</p><p>3</p><p>– sistema hexagonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A ilmenita raramente é vista em bons cristais</p><p>megascópicos em rochas e ocorre, tipicamente, como grãos e massas disseminados,</p><p>ou como placas irregulares ou de contorno hexagonal.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: preta do ferro, e, mais raramente, com</p><p>fracos tons avermelhados ou acastanhados. Brilho: submetálico. Traço: preto a vermelho</p><p>acastanhado. Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5½ a 6. d = 4,7. Clivagem: ausente.</p><p>Fratura: conchoidal. Quebradiça.</p><p>OUTRAS PROPRIEDADES: Alguns espécimes de ilmenita são fracamente magné-</p><p>ticos.</p><p>OCORRêNCIA: A ilmenita é amplamente distribuída como componente acessório nas</p><p>rochas ígneas, como a magnetita, a qual ela geralmente acompanha. Ela também ocorre</p><p>como um componente menor em xistos e gnaisses. A menos que os grãos sejam de</p><p>tal tamanho que possam ser facilmente testados por suas propriedades magnéticas, a</p><p>ilmenita não pode ser facilmente distinguida da magnetita, por simples inspeção</p><p>visual.</p><p>As ocorrências mais importantes de ilmenita macroscópica estão nos gabros e anortositos</p><p>de grão grosso, onde ela é muito comum. De fato, em alguns locais, a ilmenita ocorre em</p><p>tão grandes quantidades que ela é uma fonte comercial de titânio. A ilmenita também</p><p>ocorre em muitos sedimentos de grão grosso e em pláceres.</p><p>coríndon (al</p><p>2</p><p>o</p><p>3</p><p>– sistema hexagonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Geralmente em forma de prisma de seis lados,</p><p>alargado na porção central, adquirindo forma de barril, ou em tabletes de seis lados. As</p><p>formas de barril espesso são muito comuns quando ele aparece em rochas maciças como</p><p>o sienito. Ele também ocorre na forma de grãos irregulares.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: cinza-escuro, cinza-azulado ou enfu-</p><p>maçado em rochas. A variedade azul recebe o nome de safira, e vermelha, rubi. Brilho:</p><p>adamantino a vítreo, mas pode ser fosco ou gorduroso nos grãos de rocha. Translúcido</p><p>a opaco. Traço: incolor.</p><p>163 PARTE 2</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 9, ele é o mineral formador de rocha</p><p>de maior dureza. d = 4. Clivagem: não apresenta, mas possui partição que simula uma</p><p>clivagem perfeita paralela à base, além de três partições de má qualidade, paralelas às</p><p>faces do romboedro. Em algumas superfícies de partição, uma geminação polissintética</p><p>pode ser vista. Quebradiço.</p><p>OCORRêNCIA: O coríndon é um importante mineral primário de certas rochas ígneas,</p><p>como o nefelina-sienito e os pegmatitos a ele associados. Também ocorre em algumas</p><p>zonas de contato de rochas ígneas, onde ocorre na forma de delgados cristais tabulares.</p><p>Ele está presente em algumas rochas metamórficas.</p><p>pirolUsita (mno</p><p>2</p><p>– sistema tetragonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Raramente em cristais. Na maior parte das vezes,</p><p>ocorre como fibras radiais, colunar, em filmes dendríticos sobre as superfícies de fratura</p><p>ou em massas terrosas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor e traço: pretos do ferro. Brilho: metálico;</p><p>fosco nas variedades terrosas. Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1 – 2 na variedade terrosa, sujando</p><p>os dedos; mas D = 6 a 6½ para a polianita, nome dado à variedade cristalina de grão</p><p>grosso. d = 4,75. Fratura: estilhaçada. Clivagem: perfeita, quando cristalina.</p><p>OCORRêNCIA: A pirolusita, um dos minerais de manganês mais comuns, é sempre</p><p>formada sob condições altamente oxidantes. Ela é mais comumente encontrada sob a</p><p>forma de nódulos pretos de manganês no assoalho oceânico profundo, nos pântanos</p><p>e fundo dos lagos; e sob a forma de manchas ou películas delgadas nas superfícies de</p><p>juntas e fraturas, onde ela é depositada pelas águas meteóricas circulantes.</p><p>psilomelano – uma mistura de romanechita, criptomelano e manjiroíta</p><p>COMPOSIçãO: O psilomelano corresponde a uma mistura de vários óxidos de man-</p><p>ganês dos quais a romanechita Ba</p><p>3</p><p>Mn</p><p>8</p><p>O</p><p>16</p><p>(OH)</p><p>6</p><p>, um mineral ortorrômbico, é o principal</p><p>constituinte, além de criptomelano, KMn</p><p>8</p><p>O</p><p>16</p><p>; manjiroíta, (Na,K)Mn</p><p>8</p><p>O</p><p>16</p><p>.nH</p><p>2</p><p>O; e todorokita,</p><p>(Mn,Ca, Mg)Mn</p><p>3</p><p>O</p><p>7</p><p>.H</p><p>2</p><p>O.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Maciço, botrioidal. Também estalactítico e</p><p>terroso.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: preta. Traço: preto a castanho. Brilho:</p><p>submetálico. Opaco.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 6. d = 4,7.</p><p>OCORRêNCIA: O psilomelano é tipicamente secundário, formado sob condições</p><p>superficiais, freqüentemente associado à pirolusita, goethita, limonita e hausmanita.</p><p>164 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>6.3.6 hidróxidos</p><p>limonita [feo(oh).nh</p><p>2</p><p>o – amorfa ou criptocristalina]</p><p>COMPOSIçãO: Por muitos anos, a limonita foi considerada como uma forma amorfa</p><p>coloidal de hidróxido férrico misturado com sílica ou outro material de grão fino. Estudos</p><p>de raios-X têm mostrado, contudo, que o principal constituinte da limonita é uma forma</p><p>microcristalina de goethita, FeO.OH, e que pouco ou nenhum material amorfo está</p><p>presente. A análise de limonita usualmente mostra mais água que os 10,1% indicados</p><p>pela fórmula da goethita. Presumivelmente, a água adicional é retida por forças capilares</p><p>entre os grãos microcristalinos. Adicionalmente, substâncias de grão fino, como hema-</p><p>tita e outros minerais de ferro, podem estar presentes. Então, a menos que as fibras de</p><p>goethita pura possam ser identificadas macroscopicamente, o nome limonita permanece</p><p>como um conveniente termo de campo.</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A limonita ocorre como filmes e coberturas, em</p><p>massas terrosas, e, quando em depósitos consideráveis, comumente mostra formas</p><p>estalactíticas ou mamilares e concrecionárias.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: tons de marrom, variando de muito</p><p>escuro a amarelado. A superfície das formas mamilares ou estalactíticas pode ter uma</p><p>cobertura com aparência envernizada. Brilho: geralmente fosco e terroso, mas também</p><p>sedoso a submetálico em algumas variedades compactas. Opaca. Traço: castanho ama-</p><p>relado; constitui o melhor meio de distinguir entre limonita e hematita.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 5 a 5½ . d = 3,6 a 4. A limonita</p><p>não possui clivagem.</p><p>OCORRêNCIA: A limonita é um produto de alteração comum de minerais de ferro</p><p>e pode ser encontrada em todos tipos de rocha. Ocorre freqüentemente associada à</p><p>hematita e minérios de manganês.</p><p>BaUxita – uma mistura de diásporo, gibbsita e boehmita</p><p>COMPOSIçãO: A bauxita não é um mineral e corresponde à laterita, rica em alumínio,</p><p>formada por lixiviação tropical. O alto conteúdo em Al é atribuído à presença de gibbsita,</p><p>Al(OH)</p><p>3</p><p>, e/ou diásporo, α(AlO.OH), e/ou boehmita, γ(AlO.OH).</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Pisolítica, em grãos concrecionários, arredondados,</p><p>e também maciça, terrosa.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: branca, cinza, amarela ou avermelhada.</p><p>Brilho: fosco e terroso. Translúcida.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1 a 3. d = 2 – 2,55.</p><p>165 PARTE 2</p><p>OCORRêNCIA: A bauxita é de origem supérgena, comumente formada sob condições</p><p>climáticas tropicais a subtropicais, por intemperismo prolongado e lixiviação da sílica de</p><p>rochas aluminosas.</p><p>6.3.7 sulfetos</p><p>pirita (fes2 – sistema cúbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A pirita ocorre quase invariavelmente em cristais</p><p>e raramente em grãos e massas. Freqüentemente vista em cubos (Figura 2.40a) ou em</p><p>piritoedros (Figura 2.40b), ou combinações das duas (Figura 2.35c). As faces cúbicas são</p><p>geralmente estriadas por linhas finas, produzidas por uma combinação oscilatória do</p><p>piritoedro sobre as faces do cubo. Outras formas complexas também ocorrem.</p><p>Figura 2.40 - Formas comuns aos cristais de pirita: cubo (a), piritoedro (b) e acombinação de</p><p>ambos (c).</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: amarelo-latão. Brilho: metálico resplan-</p><p>decente. Traço: preto-esverdeado ou acastanhado. Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 6 a 6½, alta para um sulfeto. d =</p><p>5,0. Clivagem: ausente. Fratura: irregular a conchoidal.</p><p>OCORRêNCIA: A pirita é o sulfeto mais comum e o primeiro a ser suspeitado e</p><p>testado quando um sulfeto é encontrado. A pirita ocorre em todos os tipos de rochas</p><p>como um componente espalhado, geralmente em pequenos cristais distintos ou, menos</p><p>comumente, em agregados. As grandes massas de pirita são encontradas nos depósitos</p><p>de minério, principalmente formadas pela ação de soluções hidrotermais. Nas rochas</p><p>ígneas, ela ocorre em pequenas quantidades. Nas rochas sedimentares ela é comum,</p><p>como material de substituição da matéria orgânica nos fósseis.</p><p>166 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A cor e a forma costumam ser suficientes para sua</p><p>identificação e distinção de outros minerais.</p><p>calcopirita (cufes</p><p>2</p><p>– sistema tetragonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: Ela raramente é vista na forma cristalina, ocorrendo</p><p>em fragmentos maciços e grãos anédricos.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor: amarelo-latão; comumente embaçada</p><p>e levemente iridescente. Brilho: metálico. Traço: preto esverdeado. Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 3½ a</p><p>4. d = 4,2. Fratura: irregular.</p><p>Quebradiça.</p><p>OCORRêNCIA: A calcopirita é o mineral de cobre mais comum e ocorre como peque-</p><p>nos grãos acessórios em rochas ígneas máficas e em muitos xistos, mas a calcopirita é</p><p>mais comum em veios e minérios de cobre.</p><p>ASPECTOS DIAGNóSTICOS: A calcopirita é reconhecida por sua cor em superfícies</p><p>fraturadas frescas, baixa dureza, traço e ausência de magnetismo.</p><p>galena (pbs – sistema cúbico)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A galena comumente ocorre em cristais cúbicos,</p><p>algumas vezes truncados pelo octaedro; também maciça e granular.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor e traço: cinzas-chumbo. Brilho: metálico.</p><p>Opaca.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 2½. d = 7,4 a 7,6. Clivagem: per-</p><p>feita e paralela às faces do cubo, produzindo fragmentos cúbicos, o que constitui uma</p><p>característica distintiva do mineral. Quebradiça.</p><p>OCORRêNCIA: A galena é o mais importante minério de chumbo e também um dos</p><p>sulfetos mais comuns. Ela ocorre em muitos tipos de depósitos: em rochas sedimentares,</p><p>em veios hidrotermais e também em pegmatitos. Comum em veios de minério maciço,</p><p>geralmente associada à esfalerita. Em muitos lugares, ela é também encontrada com a</p><p>pirita e calcopirita.</p><p>167 PARTE 2</p><p>6.3.8 elementos nativos</p><p>grafita (c – sistema hexagonal)</p><p>PROPRIEDADES MORFOLóGICAS: A grafita ocorre como massas foliadas ou esca-</p><p>mosas.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À LUZ: Cor e traço: pretos. Brilho: metálico, podendo,</p><p>em algumas situações, se tornar fosco e terroso.</p><p>PROPRIEDADES RELACIONADAS À COESãO: D = 1 a 2, de modo que a grafita suja a</p><p>mão e marca o papel. d = 2,23. Clivagem: perfeita e tão fácil que a grafita causa distintiva</p><p>sensação escorregadia. Lamelas flexíveis, mas não elásticas.</p><p>OCORRêNCIA: A grafita ocorre principalmente em rochas metamórficas, onde ela é,</p><p>aparentemente, o produto final de metamorfismo de matéria carbonosa. A grafita pode</p><p>ser confundida com a molibdenita, porém, seu peso específico é menor.</p><p>168 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>referências</p><p>BERRY, L. G.; MASON, B. 1959. Mineralogy: concepts, descriptions, determinations. San Francisco: W. H. Freeman</p><p>and Company.</p><p>BLOSS, D. 1994. Crystallography and crystal chemistry: an introduction. Reprint of original text of 1971. Washington,</p><p>D.C.: Mineralogical Society of America.</p><p>DIETRICH, R. V.; SKINNER, B. J. 1979. Rocks and rock minerals. New York: John Willey & Sons, Inc.</p><p>GRIM, R. E. 1968. Clay mineralogy. 2. ed. New York: McGraw-Hill.</p><p>HAWTHORNE, F. C.; HENRY, D. J. 1999. Classification of the tourmaline group. Eur. J. Mineral., 11: 201-215.</p><p>HOLDAWAY, M. J. 1971. Stability of andalusite and the aluminum silicate stability diagram. Amer. Jour. of Science.</p><p>271:97-131.</p><p>KLEIN, C. 2002. Manual of mineral science. 22. ed. New York: John Willey & Sons, Inc.</p><p>KLEIN, C. 1994. Mineral and rocks: exercises in crystallography, mineralogy, and hand specimen petrology. Rev. ed.</p><p>New York: John Willey & Sons, Inc.</p><p>LIMA, P. R. A. dos S. 2004. Guia de mineralogia. Belo Horizonte: Rona Editora.</p><p>MASON, B.; MOORE, C. B. 1982. Principles of geochemistry. 4. ed. New York: John Willey & Sons, Inc.</p><p>MORIMOTO, N.; et al. 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73:1.123-1.133.</p><p>NICKEL, E. H. 1995. Definition of a mineral. Can. Mineral. 33, 689-690.</p><p>REVIEWS IN MINERALOGY 2. 1983. Feldspar mineralogy. 2. ed. Washington, D.C. Mineralogical Society of America.</p><p>SKINNER, J. B.; PORTER, S. C. 1989. The dynamic Earth – an introduction to physical geology. 3. ed. New York: John</p><p>Willey & Sons, Inc. Cap. 2: Minerals. p. 47-75.</p><p>pArTe 3</p><p>rochas magmÁticas</p><p>pATrÍciA bArbosA de AlbuQuerQue sGArbi</p><p>lista de tabelas</p><p>Tabela 3.1 composição química de algumas rochas magmáticas brasileiras 0</p><p>Tabela 3.2 classes de granulação 0</p><p>Tabela 3.3 Alcali-alumino-silicatos formadores de rocha 0</p><p>Tabela 3.4 Minerais normativos 0</p><p>Tabela 3.5 classificação das rochas ígneas de acordo com o tamanho dos grãos 0</p><p>Tabela 3.6 classificação macroscópica das rochas porfiríticas 0</p><p>Tabela 3.7 classificação das rocchas piroclásticas e tefra baseada no tamanho dos</p><p>clastos</p><p>lista de figuras</p><p>figura 3.1 distribuição das rochas ígneas na litosfera da Terra 000</p><p>figura 3.2 condições de formação de magmas graníticos e basálticos 000</p><p>figura 3.3 processos de diferenciação magmática 000</p><p>figura 3.4 Assimilação de fragmentos das rochas encaixantes pelo magma 000</p><p>figura 3.5 riolito-basalto misturados do rio Gardiner,</p><p>parque Nacional de Yellowstone 000</p><p>figura 3.6 séries de cristalização de bowen 000</p><p>figura 3.7 ocorrências das rochas magmáticas e</p><p>suas relações com as encaixantes 000</p><p>figura 3.8 diferentes modalidades de texturas porfiríticas 000</p><p>figura 3.9 relação entre velocidade de resfriamento do</p><p>magma e tamanho dos cristais 000</p><p>figura 3.10 Texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cristais 000</p><p>figura 3.11 classificação mineralógica de rochas magmáticas comuns 000</p><p>figura 3.12 diagramas tipo harker 000</p><p>figura 3.13a classificação e nomenclatura de rochas magmáticas plutônicas 000</p><p>figura 3.13b classificação e nomenclatura de rochas magmáticas vulcânicas 000</p><p>figura 3.14 classificação e nomenclatura de rochas ultramáficas 000</p><p>figura 3.15 classificação química de carbonatitos 000</p><p>figura 3.16 classificação das rochas magmáticas</p><p>com melilita modal > 10% em volume 000</p><p>figura 3.17 classificação e nomenclatura de</p><p>rochas vulcânicas usando diagrama TAs 000</p><p>lista de estampas</p><p>estampa 3.1 imiscibilidade magma silicatado x carbonatado 000</p><p>estampa 3.2 paisagens magmáticas 000</p><p>estampa 3.3 corpos intrusivos menores</p><p>estampa 3.4 corpos intrusivos menores</p><p>estampa 3.5 lavas pahoehoe e aa</p><p>estampa 3.6 Tubo de lava</p><p>estampa 3.7 vesículas e amígdalas</p><p>estampa 3.8 Traquito orbicular</p><p>estampa 3.9 disjunção colunar</p><p>estampa 3.10 feições de intemperismo em rochas ígneas básicas</p><p>estampa 3.11 enclaves</p><p>estampa 3.12 lavas em almofadas</p><p>estampa 3.13 Texturas afanítica e fanerítica</p><p>estampa 3.14 Textura gráfica</p><p>estampa 3.15 rochas ácidas</p><p>estampa 3.16 rochas intermediárias</p><p>estampa 3.17 pegmatitos</p><p>estampa 3.18 foid-sienitos</p><p>estampa 3.19 rochas com pseudomorfos de leucita</p><p>estampa 3.20 rochas magmáticas básicas</p><p>estampa 3.21 riolito de cores variadas</p><p>estampa 3.22 rochas kamafugíticas da província Alcalina Alto do paranaíba, MG</p><p>estampa 3.23 rochas kamafugíticas italianas</p><p>estampa 3.24 lamproíto Torre Alpina, norte da província romana, itália</p><p>estampa 3.25 Textura spinifex</p><p>estampa 3.26 lapilitos cretácicos da província Alcalina Alto do paranaíba, MG</p><p>174 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>estampa 3.27 piroclastos kamafugíticos</p><p>estampa 3.28 brechas vulcânicas cretácicas, província Alcalina Alto do paranaíba, MG</p><p>estampa 3.29 rochas piroclásticas cretácicas da província Alcalina Alto do paranaíba, MG</p><p>estampa 3.30 rochas piroclásticas cretácicas da província Alcalina Alto do paranaíba, MG</p><p>estampa 3.31 depósitos piroclásticos inclinados de magma kamafugítico</p><p>estampa 3.32 depósito piroclástico de caldeira do distrito vulcânico vulsini, itália</p><p>175 PARTE 3</p><p>sumário</p><p>1. iNTrodução</p><p>2. MAGMA</p><p>2.1 conceito</p><p>2.2 Geração</p><p>2.3 composição</p><p>2.4 processos de modificação de um magma-pai</p><p>2.4.1 diferenciação magmática</p><p>2.4.2 contaminação ou assimilação</p><p>2.4.3 Mistura de magmas</p><p>2.5 consolidação do magma</p><p>2.6 Alteração das rochas magmáticas</p><p>3. Modos de ocorrêNciA dAs rochAs MAGMáTicAs</p><p>3.1 rochas intrusivas</p><p>3.2 rochas extrusivas</p><p>4. esTruTurAs dAs rochAs ÍGNeAs</p><p>4.1 estruturas de pequena escala .</p><p>4.1.1 vesículas</p><p>4.1.2 Amígdalas</p><p>4.1.3 esferulitos</p><p>4.1.4 litófises</p><p>4.1.5 perlitos .</p><p>4.1.6 Miároles</p><p>4.1.7 orbículas</p><p>4.1.8 estrutura glomeroporfirítica</p><p>4.1.9 estrutura nodular</p><p>4.2 estruturas de grande escala</p><p>4.2.1 estruturas clásticas</p><p>176 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4.2.2 estruturas de fluxo 000</p><p>4.2.3 fraturas 000</p><p>4.2.4 inclusões ou encraves 000</p><p>4.2.5</p><p>estruturas em almofadas (pillow) 000</p><p>4.2.6 segregações 000</p><p>4.2.7 estruturas zonadas 000</p><p>5. TexTurAs de rochAs MAGMáTicAs 000</p><p>6. pArAGêNese MiNerAl 000</p><p>7. coMposição QuÍMicA dAs rochAs ÍGNeAs 000</p><p>8. relAção eNTre coMposição QuÍMicA e</p><p>MiNerAlÓGicA dAs rochAs ÍGNeAs 000</p><p>9. coMposição NorMATivA 000</p><p>10. clAssificAção dAs rochAs MAGMáTicAs 000</p><p>10.1 introdução 000</p><p>10.2 parâmetros utilizados para classificação</p><p>10.2.1 Ambiente de formação e modo de ocorrência</p><p>10.2.2 Granulometria (grau de cristalização)</p><p>10.2.3 conteúdo em sílica</p><p>10.2.4 saturação em sílica</p><p>10.2.5 composição e concentração dos feldspatos</p><p>10.2.6 conteúdo de anortita nos plagioclásios</p><p>10.2.7 Índice de cor e o papel dos constituintes máficos</p><p>10.3 classificação internacional para rochas ígneas – sistemática da iuGs</p><p>10.3.1 classificação TAs</p><p>10.3.2 Nomenclatura</p><p>177 PARTE 3</p><p>11. descrição MAcroscÓpicA suciNTA dos</p><p>priNcipAis Tipos de rochAs MAGMáTicAs 000</p><p>11.1 rochas faneríticas 000</p><p>11.1.1 Ganitos 000</p><p>11.1.2 sienitos 000</p><p>11.1.3 dioritos ou gabros 000</p><p>11.1.4 Anortositos 000</p><p>11.1.5 peridotitos, piroxenitos ou hornblenditos 000</p><p>11.2 rochas porfiríticas 000</p><p>11.2.1 pórfiros 000</p><p>11.3 rochas afaníticas 000</p><p>11.3.1 felsitos e felsitos pórfiros. 000</p><p>11.3.2 basaltos e basaltos pórfiros 000</p><p>11.4 Tipos principais de rochas afaníticas 000</p><p>11.4.1 rochas afaníticas félsicas a intermediárias 000</p><p>11.4.2 rochas vulcânicas máficas 000</p><p>12 rochAs piroclásTicAs</p><p>12.1 definição</p><p>12.2 classificação e nomenclatura das rochas piroclásticas 000</p><p>12.3 piroclastos</p><p>12.3.1 fragmentos juvenis 000</p><p>12.3.2 cristais 000</p><p>12.3.3 fragmentos líticos 000</p><p>12.3.4 bombas</p><p>12.3.5 blocos</p><p>12.3.6 lapili</p><p>12.3.7 Grãos de cinza</p><p>178 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>12.4 depósitos piroclásticos</p><p>12.4.1 depósito piroclástico de queda (pyroclastic fall deposit)</p><p>12.4.2 depósito piroclástico de fluxo (pyroclastic flow deposit)</p><p>12.4.3 depósito piroclástico de surgência (pyroclastic surge deposit) 000</p><p>referêNciAs 000</p><p>1 introdução</p><p>“Rochas ígneas” significa “rochas formadas pelo fogo”. As rochas ígneas ou magmáticas</p><p>são aquelas formadas a partir da solidificação de massas fundidas, derivadas do interior</p><p>da Terra. Abaixo da superfície da Terra, esse material é chamado de magma. Quando o</p><p>magma alcança a superfície da Terra, através de um vulcão ou de uma fissura, torna-se</p><p>lava. A lava resfria mais rapidamente porque está na superfície. As rochas ígneas podem</p><p>ser divididas em intrusivas (ou plutônicas) e extrusivas (ou vulcânicas).</p><p>As rochas intrusivas são formadas pelo resfriamento e solidificação do magma antes</p><p>deste atingir a superfície da Terra, estando, portanto, cercadas por outros corpos rochosos</p><p>constituintes da crosta terrestre superior.</p><p>As rochas extrusivas, por outro lado, são formadas quando o magma, originado no</p><p>manto ou na crosta inferior, atinge a superfície da Terra, se espalhando e solidificando,</p><p>formando massas rochosas.</p><p>A atividade magmática ocorre nas cordilheiras mesoceânicas e em outras zonas de rifte</p><p>(zonas de espalhamento), nos arcos de ilhas (zonas de subducção) e nos pontos quentes</p><p>(vulcanismo intraplaca). Quanto à composição química e mineralógica, as rochas ígneas dos</p><p>diferentes ambientes tectônicos diferem drasticamente. A Figura 3.1 mostra a distribuição</p><p>das rochas ígneas na litosfera terrestre, de acordo com a teoria da tectônica de placas.</p><p>A maioria das rochas ígneas é maciça e homogênea, não apresentando estratificações</p><p>ou foliações. A presença de amígdalas e a ausência de fósseis são também indicativos</p><p>da natureza ígnea das rochas.</p><p>180 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>2. magma</p><p>2.1 conceito</p><p>Magma é rocha fundida (ou parcialmente fundida) da qual a rocha ígnea é formada.</p><p>O magma é constituído, geralmente, de fusão silicatada, embora fusões carbonáticas e</p><p>sulfetadas também ocorram. Ele migra tanto em profundidade quanto para a superfície</p><p>terrestre, quando é ejetado como lava. Durante o processo de deslocamento, cristais e</p><p>fragmentos de rochas, não fundidos, em suspensão, podem ser transportados no magma;</p><p>substâncias voláteis dissolvidas podem separar em bolhas e algum líquido pode cristalizar</p><p>durante o movimento.</p><p>2.2 geração</p><p>O magma é formado quando são alcançadas as condições de temperatura e pressão</p><p>adequadas para fusão de rochas, ou seja, em profundidade, abaixo da superfície terrestre.</p><p>Os magmas podem ser formados no manto e na crosta inferior, ou podem representar</p><p>uma mistura de materiais fundidos do manto e da crosta inferior.</p><p>O calor e, conseqüentemente, as temperaturas elevadas no interior da Terra (possivel-</p><p>mente causadas por calor residual e calor gerado pela atividade de elementos radioativos)</p><p>causam a vibração dos íons dos minerais das rochas em suas posições na rede cristalina.</p><p>Com o aumento do calor, a rede cristalina pode eventualmente entrar em colapso, formando</p><p>líquido ou material fundido.</p><p>Bacia Oceânica</p><p>Bordas de placas</p><p>divergentes</p><p>Bordas de placas</p><p>convergentes</p><p>Arco VulcânicoCráton</p><p>Continental</p><p>Ultramáficas</p><p>(rochas ígneas</p><p>do manto superior)</p><p>e.g. peridotito/dunito</p><p>e.g. andesitos</p><p>nível do mar</p><p>e.g. riolitos</p><p>Máfico</p><p>Rochas Ígneas Máficas</p><p>e.g. dunito</p><p>peridotito</p><p>Resíduo</p><p>fracionado</p><p>Fusão</p><p>Parcial</p><p>Ponto</p><p>Quente</p><p>Rochas ígneas</p><p>intermediárias</p><p>e.g. granitos,</p><p>sienitos,</p><p>monzonitos,</p><p>granodioritos</p><p>etc.</p><p>Ígneas Félsicas Rochas Ígneas Máficas</p><p>basalto/gabro</p><p>e.g. dioritos, granodioritos,</p><p>plagiogranitos</p><p>plumas</p><p>mantélicas</p><p>gabro</p><p>basaltos almofadados</p><p>fossa</p><p>Rochas</p><p>Figura 3.1 - Distribuição das rochas ígneas na litosfera da Terra.</p><p>Fonte: http://jmu.edu/geolat/</p><p>181 PARTE 3</p><p>A alta temperatura no interior da Terra ocasiona o gradiente geotérmico, ou seja, o</p><p>aumento de temperatura com a profundidade. A temperatura aumenta, em média, cerca</p><p>de 30oC/km em direção ao interior da Terra, em áreas continentais. Os processos de fusão</p><p>que formam o magma envolvem, além de altas temperatura e pressão, a presença de</p><p>substâncias voláteis como água (H</p><p>2</p><p>O) e dióxido de carbono (CO</p><p>2</p><p>). Estes gases exercem</p><p>papel importante no modo como a rocha é fundida.</p><p>À medida que a pressão aumenta, a temperatura de fusão também aumenta para</p><p>rochas que não contenham água. A presença de água ou vapor de água nas rochas causa</p><p>a diminuição da temperatura de fusão da rocha. Uma rocha hidratada fundirá a uma</p><p>temperatura mais baixa que uma rocha seca de mesma composição. Além disso, o pro-</p><p>cesso de fusão raramente é completo. Uma mistura de minerais funde em um intervalo</p><p>de temperatura de cerca de 200oC; sendo assim, a primeira fusão formada tende a subir</p><p>e se separar do resíduo não fundido, carregando, muitas vezes, junto, cristais isolados</p><p>e até fragmentos de rochas. A composição do magma formado depende da fração da</p><p>rocha-mãe que foi fundida antes de a separação ocorrer.</p><p>Os diagramas a seguir (Figura 3.2) mostram os gradientes geotérmicos para rochas</p><p>continentais (graníticas) e oceânicas (basálticas).</p><p>A uma profundidade de 35 a 40km, o gradiente geotérmico é suficiente para iniciar</p><p>a fusão de rocha de composição crustal média, na presença de água, produzindo um</p><p>magma granítico.</p><p>O basalto nas ilhas do Havaí contém pouca água (0,01%), indicando que é derivado</p><p>de um processo de fusão seco no manto, que tem composição peridotítica. A cerca de</p><p>350km (profundidade máxima), o gradiente geotérmico é suficiente para fundir um pe-</p><p>ridotito anidro e produzir um líquido basáltico. A profundidade de 350km é considerada</p><p>máxima porque, na presença de água, o ponto de fusão baixaria e a fusão ocorreria a</p><p>profundidades menores. Este material fundido é menos denso que a rocha encaixante</p><p>e começa a subir para a superfície, atravessando, fundindo e deformando as camadas</p><p>sobrejacentes.</p><p>Magmas Graníticos Magmas Basálticos</p><p>Gradiente</p><p>Geotérmico</p><p>magma</p><p>granítico</p><p>Ponto de fusão</p><p>crustalP</p><p>ro</p><p>fu</p><p>nd</p><p>id</p><p>ad</p><p>e</p><p>(k</p><p>m</p><p>)</p><p>Temperatura (º C)Temperatura (º C)</p><p>P</p><p>ro</p><p>fu</p><p>nd</p><p>id</p><p>ad</p><p>e</p><p>(k</p><p>m</p><p>)</p><p>Superfície</p><p>temperatura</p><p>aumenta abaixo</p><p>dos oceanos</p><p>magma basáltico</p><p>Superfície</p><p>0</p><p>5</p><p>10</p><p>15</p><p>20</p><p>25</p><p>30</p><p>35</p><p>40</p><p>45</p><p>0 200 400 600 800 1000</p><p>0</p><p>100</p><p>200</p><p>300</p><p>400</p><p>500</p><p>0 500 1000 1500 2000</p><p>Fusão</p><p>ocorre</p><p>nesta</p><p>área</p><p>Fusão</p><p>ocorre</p><p>nesta</p><p>área</p><p>Figura 3.1 - C. Condições de formação de magmas graníticos e basálticos.</p><p>Fonte: http://www.coweb.net%7Ebug2/rock.htm</p><p>182 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Outros fatores influem na composição do magma formado, como veremos a seguir.</p><p>2.3 composição</p><p>A variação de composição da maioria dos magmas pode ser visualizada através da</p><p>composição das rochas ígneas cristalizadas a partir deles. Abaixo estão os intervalos de</p><p>variação dos conteúdos dos elementos mais comuns nas rochas ígneas, excetuando-se</p><p>os raros carbonatitos:</p><p>Se partirmos da composição de um peridotito até a composição de um granito, veri-</p><p>ficamos que as quantidades de SiO</p><p>2</p><p>, K</p><p>2</p><p>O e Na</p><p>2</p><p>O aumentam e a de FeO, FeO</p><p>total</p><p>e MgO</p><p>diminuem. As rochas sieníticas com fóides e fonolíticas, rochas com feldspatóides, ten-</p><p>dem a ter conteúdos de SiO</p><p>2</p><p>baixos e de Na</p><p>2</p><p>O e K</p><p>2</p><p>O altos. A Tabela 3.1 a seguir ilustra</p><p>composições de algumas rochas ígneas.</p><p>tabela 3.1 - composição química de algumas rochas magmáticas brasileiras</p><p>mafurito basalto ne-sienito sienito traquito granito</p><p>SiO</p><p>2</p><p>39,09 48,30 56,3 58,07 62,9 65,50</p><p>Al2O</p><p>3</p><p>5,64 15,0 20,4 19,01 20,2 15,90</p><p>TiO</p><p>2</p><p>5,9 2,60 0,33 0,74 0 0,80</p><p>Fe</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>4,20 7,50 3,0 2,64 3,1 1,20</p><p>FeO 8,81 6,00 0,43 0,74 0,42 2,30</p><p>MnO 0,21 0,21 0,12 0,17 0,25 0,04</p><p>MgO 10,94 4,70 0,13 0,31 0,12 1,10</p><p>CaO 14,70 6,50 0,85 2,50 0,38 2,30</p><p>Na</p><p>2</p><p>O 0,84 3,60 5,1 5,77 6,2 3,40</p><p>K</p><p>2</p><p>O 1,89 1,40 12,0 8,04 3,3 6,10</p><p>P</p><p>2</p><p>O</p><p>5</p><p>1,24 0,93 0,08 0,04 na 0,46</p><p>PF 4,79 2,3 0,90 0,97 na* 0,17</p><p>* H</p><p>2</p><p>O+ = 2,00; CO</p><p>2</p><p>= 0,84; F = 0,11</p><p>Fontes: Mafurito da Província Alcalina Alto do Paranaíba, região de Carmo do Paranaíba,</p><p>MG (SGARBI; VALENçA, 1995); basalto da suíte Parapuí, Graben Jaibaras, NW do Ceará</p><p>(NASCIMENTO; GORAYEB, 2004); nefelina sienito cinza do Anel Norte do Maçiço Alcalino de</p><p>Poços de Caldas, MG (ULBRICH, 1984); sienito do nível médio do Complexo do Tanguá, RJ</p><p>(VALENçA, 1980); traquito orbicular da parte central do dique associado ao magmatismo alcalino</p><p>do Maciço da Pedra Branca, região de Bangu, RJ (PORTO JR. et al., 1991); granito porfirítico da</p><p>região de Pedra Azul, MG (FERNANDES,1991).</p><p>SiO – 30-78% em peso MgO – 0-40% em peso</p><p>Al</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>– 3-34% em peso CaO – 0-20% em peso</p><p>Fe</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>– 0-5% em peso Na</p><p>2</p><p>O – 0-10% em peso</p><p>FeO – 0-15% em peso K</p><p>2</p><p>O – 0-15% em peso</p><p>183 PARTE 3</p><p>mistura de</p><p>Veios</p><p>e diques</p><p>magma de composição</p><p>diferente, não miscível</p><p>com magma principal</p><p>FUSÃO PARCIAL DE ROCHAS DIFERENTES</p><p>magmas a temperaturas diferentes</p><p>criam fluxo turbulento no</p><p>interior da câmara cristais depositam nas</p><p>paredes e no fundo da</p><p>câmara magmática</p><p>dois magmas</p><p>Magma</p><p>DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA</p><p>2.4 processos de modificação de um magma-pai</p><p>A grande variação nas composições de rochas ígneas pode ser explicada por fatores</p><p>primários e secundários. Os fatores primários estão relacionados com a origem do magma.</p><p>Como vimos, o magma é formado por fusão parcial de rochas da litosfera (crosta e manto</p><p>mais superior) ou de uma região do manto situada imediatamente abaixo da litosfera, que</p><p>ocorre por perturbações locais na pressão, temperatura ou composição. Em geral, essas</p><p>perturbações estão associadas aos limites de placas litosféricas, mas manifestações</p><p>magmáticas relacionadas a ambientes de intraplaca continental ou oceânico também</p><p>ocorrem.</p><p>A composição dos materiais fundidos, o grau de fusão parcial e as condições sob as</p><p>quais a fusão ocorreu são os principais fatores primários que originam a diversidade dos</p><p>magmas.</p><p>Os fatores secundários decorrem da evolução do magma parental formado, ou seja,</p><p>as modificações que esse magma sofre antes e durante a sua cristalização. As possibili-</p><p>dades de evolução magmática podem ser agrupadas como abaixo.</p><p>2.4.1 diferenciação magmática</p><p>Existem pelo menos quatro mecanismos de diferenciação magmática: fracionamento</p><p>cristal-líquido, imiscibilidade de líquidos, transporte de vapores e difusão termo-gravitacional.</p><p>O fracionamento cristal-líquido ocorre quando cristais coexistentes com o líquido são</p><p>separados do magma, deixando a fusão residual com composição diferente da original.</p><p>Acumulações desses cristais separados do magma são conhecidas como cumulados</p><p>(Figura 3.3).</p><p>Figura 3.3 - Processos de diferenciação magmática.</p><p>Fonte: http://www.gly.fsu.edu/~salters/GLY1000/8Igneous_rocks/8_Igneous_rocks.htm</p><p>Florida State University – department of geological sciences</p><p>184 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Imiscibilidade de líquidos envolve a separação de um magma originalmente homo-</p><p>gêneo em duas frações líquidas coexistentes (Figura 3.3). Em fusões silicatadas, o grau</p><p>de imiscibilidade é muito pequeno, mas em fusões de composição silicato-carbonato e</p><p>silicato-sulfeto a imiscibilidade líquida é mais extensa e o processo parece operar em</p><p>grande escala.</p><p>Um exemplo de textura de imiscibilidade silicato-carbonato pode ser visto no complexo</p><p>carbonatítico Catalão I (Ribeiro et al., 2005). Evidências texturais de imiscibilidades de</p><p>líquidos ocorrem em brecha vulcânica de conduto, constituída de fragmentos da maioria</p><p>dos tipos petrográficos existentes no complexo. A matriz da brecha é de flogopita picrito.</p><p>A imiscibilidade inicia com a formação de glóbulos de carbonato, que coalescem para</p><p>formar bolsões centimétricos a decimétricos, enxames de diques e veios e, finalmente,</p><p>corpos de carbonatito métricos a decimétricos (Estampa 3.1). No final desta Parte, são</p><p>apresentadas várias Estampas, com descrições de estruturas magmáticas.</p><p>O papel do fracionamento líquido é ainda bastante discutido e tem importância secun-</p><p>dária quando comparado com o fracionamento cristal-líquido. O fracionamento líquido</p><p>pode ocorrer por gradiente de temperatura ou por gravidade. Walker e De Long (1982)</p><p>estudaram a variação composicional desenvolvida em um basalto, mantido acima de sua</p><p>temperatura liquidus por 219 horas (cerca de 9 dias), num gradiente de temperatura de</p><p>265oC, por uma distância de 8mm. O lado quente tornou-se enriquecido em Si, Na e K e</p><p>o lado frio tornou-se enriquecido em Ti, Fe, Mg e Ca. O efeito do fracionamento líquido</p><p>foi comparável em magnitude ao grau de diferenciação que poderia ser obtido pelo</p><p>fracionamento de cristal.</p><p>A difusão gravitacional envolve a separação dos compostos pesados e leves por</p><p>gravidade em um magma completamente fundido. Ivanov et al. (1975) estudaram experi-</p><p>mentalmente a difusão gravitacional. Um basalto fundido a 1.400oC foi submetido a uma</p><p>aceleração de 103 vezes a aceleração da gravidade em uma centrífuga, por 30 minutos.</p><p>A fusão foi, então, resfriada e analisada em microssonda eletrônica. O fracionamento</p><p>apresentado não correspondia a nenhum tipo familiar de variação magmática. SiO</p><p>2</p><p>mi-</p><p>grou para o topo e Al</p><p>2</p><p>O</p><p>3</p><p>para o fundo da fusão, mas Fe, Mg, Ca e Ti mantiveram uma</p><p>distribuição uniforme.</p><p>A difusão de água em um magma por qualquer mecanismo teria importância particular</p><p>devido à tendência de certos cátions, particularmente os elementos alcalinos, de serem</p><p>coordenados pelas moléculas de água.</p><p>Como sugerido por alguns pesquisadores (ver Hildreth, 1981), a influência combinada</p><p>de um gradiente térmico vertical e um campo gravitacional, em um corpo de fusão silicá-</p><p>tica, pode produzir um sistema convectivo que produziria transporte químico por difusão.</p><p>No modelo imaginado, uma cobertura de magma mais frio, menos denso, mais silicoso e</p><p>mais rico em água se formaria no topo da câmara magmática. A formação dessa cobertura</p><p>dependeria de vários fenômenos relacionados, mas pouco compreendidos.</p><p>185 PARTE 3</p><p>2.4.2 contaminação ou assimilação</p><p>Os magmas muitas vezes incorporam material das rochas encaixantes. Esse processo</p><p>é chamado de contaminação</p><p>ou assimilação e pode ocorrer por fusão, reação ou incor-</p><p>poração mecânica dos materiais estranhos ao magma (Figura 3.4).</p><p>Existem dois mecanismos diferentes pelo qual o material contaminante pode ser in-</p><p>corporado ao magma: a) fusão e mistura da fração fundida do material contaminante ao</p><p>corpo principal de magma; b) reação química e incorporação mecânica, não envolvendo</p><p>fusão. Este segundo processo é o mais importante e freqüente.</p><p>Para um magma conseguir fundir suas rochas encaixantes deve fornecer calor equi-</p><p>valente ao calor latente de fusão do material das rochas encaixantes. Sendo assim, a</p><p>quantidade de rocha encaixante fria que um magma pode assimilar é limitada pela energia</p><p>térmica do próprio magma. A transferência de calor do magma para rochas mais frias</p><p>ocasiona a solidificação do magma na área de transferência, formando uma barreira de</p><p>rocha sólida ao redor de parte do corpo magmático, impedindo outras interações quími-</p><p>cas por difusão. Os efeitos da assimilação podem ser percebidos em muitos sistemas</p><p>magmáticos com base em alguns critérios:</p><p>a) a rocha contaminada está localizada próximo ao limite entre o material magmático parental</p><p>e a rocha encaixante.</p><p>b) a presença de xenólitos fisicamente desagregados e xenocristais corroídos em material</p><p>magmático.</p><p>c) a rocha contaminada tem composição química intermediária entre o material contaminante</p><p>e o material magmático parental.</p><p>2.4.3 mistura de magmas</p><p>Magmas de composições diferentes podem ocorrer juntos e, portanto, há possibilidade</p><p>de haver misturas entre eles, formando um produto híbrido de composição intermediária;</p><p>por outro lado, diferenças de densidade e viscosidade tendem a inibir esse processo.</p><p>A B C</p><p>rochas encaixantes</p><p>Figura 3.4 - Assimilação de fragmentos das rochas encaixantes durante ascensão do magma.</p><p>Fonte: http://www.gly.fsu.edu/%7Esalters/GLY1000/8Igneous_rocks/Slide23.jpg</p><p>Florida State University – department of geological sciences</p><p>a b c</p><p>186 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>A mistura magmática é difícil de ser comprovada, embora existam exemplos. As</p><p>chamadas “lavas misturadas” e os agmatitos venulados em rede são exemplos de mistura</p><p>física de magmas diferentes (Figura 3.5). Estes dois exemplos representam um estágio</p><p>inicial de mistura magmática; para se obter uma homogeneização maior, com interação</p><p>química mais profunda, seria necessário tempo e, principalmente, energia térmica e/ou</p><p>mecânica consideráveis.</p><p>2.5 consolidação do magma</p><p>A consolidação de um magma pode ocorrer essencialmente onde ele foi gerado, por</p><p>resfriamento e cristalização. A maioria dos magmas, entretanto, se move geralmente para</p><p>cima, pois líquidos possuem mobilidade e tendem a ser menos densos que sólidos. Isso</p><p>permite que se consolidem em outro lugar.</p><p>Magmas cristalizam devido a mudanças significativas nas variáveis de estado — pressão</p><p>(P), temperatura (T) e composição (X) — como decréscimo de temperatura ou diminuição</p><p>da concentração de água. Durante a cristalização, os minerais precipitam sequencialmente</p><p>Figura 3.5 - Riolito-basalto misturados do Rio Gardiner, Parque Nacional de Yellowstone, EUA.</p><p>Fonte: BEST, 1982.</p><p>1 cm</p><p>Fig. 3.5 Riolito-basalto misturados do Rio Gardiner, Parque Nacional de Yellowstone, EUA</p><p>(retirado de Best, 1982).</p><p>187 PARTE 3</p><p>num intervalo de temperatura e, eventualmente, pressão. A seqüência exata de formação</p><p>e a natureza dos minerais formados dependem de suas solubilidades específicas e da</p><p>composição química e pressão confinante da fusão. Como a maioria dos minerais for-</p><p>madores de rocha são soluções-sólidas, os equilíbrios cristal-líquido são dominados por</p><p>comportamento incongruente; fusões residuais subalcalinas são enriquecidas em Na, K</p><p>e Fe em relação aos cristais precipitados, que são enriquecidos em Ca e Mg.</p><p>As relações de reação cristal-líquido são feições fundamentais em um corpo magmá-</p><p>tico em processo de cristalização. Existem dois tipos de séries de reações cristalinas: a</p><p>série de reação contínua e a série de reação descontínua. Estas séries foram descobertas</p><p>por Bowen e colaboradores, em magmas máficos. Segundo Bowen (1928), estas séries</p><p>seriam uma simplificação do processo de cristalização magmática, com o objetivo de se</p><p>apresentar o assunto, muito complexo, de forma concreta. As séries de reação de Bowen</p><p>(Figura 3.6) consistem de duas séries paralelas condicionadas pela temperatura, da mais</p><p>alta para a mais baixa: uma série descontínua de olivina, piroxênio, anfibólio e biotita; e</p><p>uma série de reação contínua de plagioclásio cálcico até sódico.</p><p>A série de reação contínua consiste de reações ininterruptas entre cristais de solução</p><p>sólida, formados previamente, e o material fundido, à medida que a T e a P mudam dentro</p><p>de um intervalo amplo. O sistema plagioclásio é um exemplo de série de reação contínua</p><p>e pode ser expresso como se segue:</p><p>plagioclásio</p><p>a</p><p>+	fusão</p><p>m</p><p>=	plagioclásio</p><p>b</p><p>+	fusão</p><p>n</p><p>A série de reação descontínua consiste na reação de cristais previamente formados e o</p><p>material fundido, causando a transformação dos primeiros e a precipitação concomitante</p><p>de uma nova espécie mineral. O exemplo tradicional da série de reação descontínua é:</p><p>olivina	+	fusão</p><p>m</p><p>=	piroxênio	+	fusão</p><p>n</p><p>As séries de reações cristalinas contínuas e descontínuas podem ocorrer em siste-</p><p>mas magmáticos naturais, paralelamente umas às outras, refletindo a complexidade</p><p>ortoclásio</p><p>quartzo</p><p>muscovita</p><p>biotita</p><p>anfibólio</p><p>piroxênio</p><p>plagioclásio</p><p>olivina</p><p>rico</p><p>em Na</p><p>rico em Ca</p><p>Composição</p><p>do magma</p><p>félsico,</p><p>riolítico</p><p>(alta SiO2)</p><p>intermediário</p><p>andesítico</p><p>máfico,</p><p>basáltico</p><p>ultramáfico</p><p>(baixa SiO2)</p><p>cristalização</p><p>simultânea</p><p>cristalização</p><p>inicial, alta T</p><p>(~1200ºC)</p><p>cristalização</p><p>tardia, baixa T</p><p>(~600ºC)</p><p>Temperatura</p><p>Figura 3.6 - Séries de cristalização de Bowen.</p><p>Fonte: http://www.gly.fsu.edu/%7Esalters/GLY1000/8Igneous_rocks/Slide23.jpg</p><p>Florida State University – department of geological sciences</p><p>188 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>dos processos de cristalização magmática. A exata natureza dessas séries nas rochas</p><p>ígneas depende da pressão e composição do sistema magmático. Reações incompletas</p><p>entre cristais e fusão durante a precipitação originam cristais com zonamento composi-</p><p>cional, bordas de reação e outros padrões de variação composicional no corpo de rocha</p><p>magmática.</p><p>Quando o magma é ejetado de um vulcão pode ser tão rapidamente resfriado que a</p><p>formação de cristais não ocorre. O resultado é uma rocha vítrea, composta por materiais</p><p>amorfos. Essa rocha tem uma textura chamada vítrea. O vidro vulcânico é, portanto, um</p><p>líquido extremamente viscoso. A obsidiana é um vidro natural que ocorre comumente</p><p>em lavas, com composição semelhante à do granito e riolito.</p><p>2.6 alteração das rochas magmáticas</p><p>Além dos efeitos magmáticos primários, as rochas ígneas são sujeitas a alterações</p><p>pós-consolidação. Como muitos desses efeitos ocorrem em resposta às atividades mag-</p><p>máticas finais, essas alterações podem ser consideradas como parte do ciclo relacionado</p><p>às rochas magmáticas. Os processos mais comuns são os seguintes:</p><p>CLORITIzAÇÃO – alteração de hornblenda, biotita e, menos comumente, outros minerais</p><p>máficos para formar clorita.</p><p>SAUSSURITIzAÇÃO – alteração de plagioclásio cálcico, como labradorita, para uma mistura</p><p>composta principalmente por albita e um ou mais minerais do grupo</p><p>do epidoto, mais ou menos calcita, sericita e uma ou mais zeólitas.</p><p>Fenocristais esverdeados com aspecto gorduroso em alguns basaltos</p><p>são ilustrativos desse tipo de alteração.</p><p>SERPENTINIzAÇÃO – alteração de minerais máficos, especialmente olivina, para serpentina.</p><p>ESPILITIzAÇÃO – alteração de plagioclásio cálcico, especialmente em basaltos, em</p><p>albita.</p><p>URALITIzAÇÃO – substituição de piroxênio para anfibólio, tipo hornblenda, chamado</p><p>uralita.</p><p>Os resultados de cada um desses processos, com exceção da espilitização,</p><p>podem</p><p>ser observados macroscopicamente.</p><p>189 PARTE 3</p><p>3. modos de ocorrência das rochas magmáticas</p><p>3.1 rochas intrusivas</p><p>As rochas plutônicas ou intrusivas são formadas pela consolidação do magma, gerado</p><p>em profundidade, no interior da crosta.</p><p>A gravidade representa o papel mais importante no estabelecimento das rochas ígneas</p><p>plutônicas. O modo de intrusão é grandemente determinado pela diferença de densidade</p><p>entre o magma e as rochas encaixantes; outros fatores, como a viscosidade do magma ou</p><p>o regime de tensão nas rochas encaixantes, têm apenas uma influência modificadora.</p><p>Todos os corpos intrusivos são denominados “plútons” (Estampa 3.2). Podem ser distin-</p><p>guidos de acordo com seu tamanho e relação com as rochas encaixantes (Figura 3.7).</p><p>Figura 3.7 - Alguns tipos de ocorrências das rochas magmáticas e suas relações com as rochas</p><p>encaixantes.</p><p>Fonte: segundo DIETRICH; SKINNER, 1979.</p><p>Autores: Os corpos intrusivos menores são veios, diques (tabulares discordantes),</p><p>apófises (diques ou veios com ligações evidentes com corpos intrusivos maiores), soleiras</p><p>(tabulares concordantes), lacólitos (forma de um cogumelo), lopólitos (forma de pires),</p><p>facólito	(forma de uma sela) e pescoços	vulcânicos (consolidação do magma dentro de</p><p>chaminés vulcânicas). Diatremas são condutos vulcânicos de kimberlitos no formato, em</p><p>geral, de funil, nos quais as rochas são fragmentadas devido à rápida descompressão</p><p>dos gases magmáticos (Estampas 3.3 e 3.4).</p><p>fluxo de lava</p><p>conduto vulcão</p><p>fluxos de lava</p><p>caldeira vulcânica com cone cone de</p><p>cinzas</p><p>picos cobertos com</p><p>lava</p><p>lopolito</p><p>lacolito</p><p>dique</p><p>conduto vulcânico e diques</p><p>soleira</p><p>xenólitosbatólito stock</p><p>tetos</p><p>pendentes</p><p>190 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Os corpos intrusivos maiores são representados pelos batólitos (corpos que se apre-</p><p>sentam em superfície superior a 100km2) e pelos stocks (área menor). Ambos, batólitos</p><p>e stocks, são corpos intrusivos discordantes, que cortam as estruturas das rochas en-</p><p>caixantes.</p><p>3.2 rochas extrusivas</p><p>As rochas ígneas extrusivas são produtos da atividade vulcânica. Elas se formam na</p><p>superfície quando a lava se espalha e endurece; ou são constituídas de fragmentos de</p><p>rocha (formadas da consolidação do magma no ar), cristais ou de rochas do conduto,</p><p>ejetados de chaminés por explosões violentas de magma rico em fases voláteis. Os</p><p>modos de ocorrência dos corpos rochosos, em grande escala, incluem os vulcões (Es-</p><p>tampa 3.2), as caldeias vulcânicas, os domos de lava, os grandes derrames de lava e as</p><p>corridas de lavas.</p><p>Os vulcões diferem na forma, em função do tipo de magmatismo: vulcões fissurais</p><p>(fissuras), vulcões de escudo e estrato-vulcões.</p><p>As erupções	fissurais (vulcanismo de rifte) não formam cone vulcânico. A presença</p><p>de fissuras profundas na crosta permite a ascensão do magma, em geral de composição</p><p>básica, originado na base da litosfera. Os “vulcões fissurais” formam derrames de lava</p><p>cobrindo uma vasta área, derivando de um magma muito fluido. Esse tipo de magmatis-</p><p>mo pode produzir uma cobertura espessa de lava basáltica, mais comumente chamada</p><p>de platô basáltico, e a acumulação de numerosas corridas de lavas pode resultar num</p><p>platô de até 3.000 metros de espessura. O platô basáltico brasileiro cobre uma área de</p><p>700.000km2 na Bacia do Paraná e espessuras máximas que ultrapassam 1.500m.</p><p>Os vulcões	de	escudo são vulcões centrais típicos. Eles são construídos a partir de</p><p>um magma muito fluido, que escapa de uma chaminé tubular e derrama em todas as</p><p>direções. No topo, vulcões de escudo têm em geral crateras achatadas, com laterais bem</p><p>inclinadas, que colapsam de vez em quando, devido ao enfraquecimento de suas bases</p><p>pela lava. Existem dois tipos de vulcões de escudo. O tipo islândico é representado por</p><p>pequenos vulcões, como o Skjaldbreid, raramente atingindo 1.000m de altura e algumas</p><p>vezes com apenas 100m, enquanto o diâmetro de sua base pode ser de até 20 vezes sua</p><p>altura. Os vulcões de escudo do tipo havaiano são, entretanto, de dimensões gigantescas.</p><p>Mauna Loa, incluindo a parte submersa na água, tem cerca de 10.000m de altura e um</p><p>diâmetro de base de cerca de 400km. Suas encostas são muito suaves e o topo é um</p><p>platô contendo uma cratera minada com laterais muito inclinadas na qual freqüentemente</p><p>se forma um lago de lava.</p><p>Os estratos-vulcões incluem todos os cones vulcânicos formados por alternância de</p><p>lavas e acumulações de material clástico. A forma mais simples de vulcão estratificado</p><p>é a de um cone truncado com lados côncavos, com uma cratera no topo, de onde a</p><p>erupção ocorre. Mais tarde, fissuras radiais podem se abrir ao longo das quais podem</p><p>ocorrer erupções. Quando o magma é fluido, numerosas chaminés eruptivas se abrem</p><p>191 PARTE 3</p><p>ao longo do comprimento das fissuras. Aquelas mais altas atiram escória e as mais</p><p>baixas emitem lava. Crateras de vulcões estratificados ativos estão sujeitas a variações</p><p>freqüentes. Erupções explosivas violentas alargam e aprofundam a cratera, ao passo que</p><p>erupções efusivas sucessivas enchem a cratera novamente. Mudanças espetaculares</p><p>ocorrem quando, durante erupções particularmente explosivas, todo o conduto e parte</p><p>da câmara magmática explodem. A parte central do vulcão não está mais sustentada e</p><p>colapsa, formando uma enorme cratera de cume, conhecida como caldeira, na qual novas</p><p>estruturas vulcânicas podem, mais tarde, serem formadas. Exemplos de estrato-vulcões</p><p>são o Etna e o Vesúvio, na Itália.</p><p>Erupções de magmas muito viscosos, de composição ácida, formam, principalmente,</p><p>domos	de	lava congelados, ou domos endogênicos. Primeiramente, estes têm aparên-</p><p>cia de um capacete, com uma fina crosta solidificada. Sob a força do magma fluindo da</p><p>chaminé, a crosta se quebra em blocos que descem pelos flancos e forma um anel de</p><p>fragmentos ao redor do domo. Um exemplo clássico de domo de lava é o Monte Tarawera,</p><p>na Nova Zelândia.</p><p>Os “lençóis”	de	ignimbrito são outra estrutura vulcânica típica. Sua origem, seme-</p><p>lhante a das camadas de basaltos, está relacionada de perto com a formação de fissuras,</p><p>através das quais o magma viscoso se introduz. Erupções explosivas então ocorrem,</p><p>quando os gases, escapando violentamente do magma, saem pelas fissuras carregando</p><p>púmice incandescente de pequenos fragmentos. Isto origina uma “nuvem brilhante”,</p><p>composta por uma suspensão extremamente móvel de material parcialmente fundido a</p><p>altas temperaturas, que se expande enormemente e pode se movimentar a velocidades</p><p>muito altas. O depósito dessas nuvens incandescentes flutuantes forma uma enorme</p><p>camada de ignimbrito.</p><p>Corpos extrusivos menores incluem corridas de lava conhecidas como pahoehoe e</p><p>aa. Estes termos foram escolhidos pelo povo havaiano nativo para descrever as lavas</p><p>nas ilhas vulcânicas do Havaí. O nome “pahoehoe” significa “lava que se pode andar</p><p>descalço sobre ela”, pois são lavas lisas e limitadas por superfícies arredondadas; “aa”</p><p>significa “lava que não se pode andar descalço sobre ela”, pois são formadas por blocos</p><p>de formas angulares, cobertos por fraturas devido ao resfriamento. A	lava	em	corda ou</p><p>“pahoehoe” é uma lava basáltica, que, em contato com o ar, resfria-se formando uma</p><p>crosta fina, enquanto o fluxo magmático continua abaixo dela, criando feições retorcidas</p><p>na película rochosa em processo de solidificação (Estampa 3.5). A	 lava	em	bloco ou</p><p>“aa” forma-se quando o escape de gases dissolvidos no magma durante a consolidação</p><p>causa rápido aumento na viscosidade do material superficial. O fluxo desse tipo de lava</p><p>é naturalmente mais lento que o da lava pahoehoe. Desse modo, é produzida uma capa</p><p>mais grossa, que pode atingir de 3 a 4m. A lava aa se quebra em blocos irregulares, na</p><p>medida em que o fluxo magmático interno continua (Estampa 3.5).</p><p>Túnel	de	lava é formado no interior de uma corrida de lava pelo resfriamento da super-</p><p>fície da lava que permanece imóvel. O fluxo interno da lava continua a uma temperatura</p><p>elevada, protegido pela crosta endurecida</p><p>de lava, e pode percorrer grandes distâncias</p><p>(Estampa 3.6).</p><p>192 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4. estruturas das rochas ígneas</p><p>A estrutura de uma rocha ígnea compreende as descontinuidades apresentadas pe-</p><p>las rochas e todo tipo de variações texturais. Normalmente, as estruturas só podem ser</p><p>descritas em relação a massas de rochas maiores que uma amostra de mão, e a maioria</p><p>de suas características pode ser relacionada às condições físicas que existiam quando</p><p>a rocha foi formada.</p><p>4.1 estruturas de pequena escala</p><p>4.1.1 Vesículas</p><p>Entre as feições estruturais mais comuns das rochas vulcânicas estão os “poros” deixa-</p><p>dos pelo escapamento de gases da lava em resfriamento. Estas cavidades são chamadas</p><p>“vesículas” e as rochas nas quais elas ocorrem são ditas “vesiculares” (Estampa 3.7).</p><p>Quando as cavidades ocorrem muito próximas umas das outras e formam grande parte da</p><p>rochas originam uma estrutura escoriácea. Sua abundância relativa é ainda maior na rocha</p><p>vítrea siálica, denominada púmice, que é essencialmente espuma vulcânica congelada.</p><p>Quanto à forma, as vesículas variam de arredondada a oval e, quanto ao tamanho, de</p><p>milimétrica a centimétrica; aquelas formadas enquanto a lava estava ainda em movimento</p><p>tendem a ser achatadas e a se orientar na direção do fluxo. Outras são cilíndricas ou de</p><p>formas irregulares, dependendo da forma como ocorre o escape dos gases da lava em</p><p>resfriamento; a maioria das alongadas ocorre em arranjos subparalelos.</p><p>4.1.2 amígdalas</p><p>Muitas vesículas são parcialmente ou completamente preenchidas por quartzo, calce-</p><p>dônia, opala, calcita, epidoto, zeólitas ou outros minerais. Essas estruturas são chamadas</p><p>de amígdalas e as rochas em que elas estão presentes são chamadas amigdaloidais</p><p>(Estampa 3.7). Algumas têm um padrão de preenchimento concêntrico, outras contêm</p><p>séries de camadas horizontais dispostas em arranjo centrípeto e outras possuem uma</p><p>cavidade central para a qual, a partir das paredes, se projetam cristais bem formados.</p><p>4.1.3 esferulitos</p><p>São massas subesféricas, de cores claras, que em geral consistem de fibras e pla-</p><p>cas finas de álcali-feldspatos, irradiando a partir de um centro. A maioria é milimétrica a</p><p>centimétrica, mas alguns podem ter diâmetro métrico. Aqueles relativamente grandes</p><p>193 PARTE 3</p><p>tendem a ter uma estrutura interna complexa, contendo camadas concêntricas de fibras</p><p>de feldspato com ou sem quartzo, tridimita ou vidro associado. Esferulitos ocorrem</p><p>principalmente em rochas vulcânicas vítreas; ocorrem também em rochas parcial ou</p><p>totalmente cristalinas, que incluem tipos intrusivos de pequena profundidade. Muitos são</p><p>claramente produtos de cristalização rápida, talvez em pontos de concentração de gases</p><p>em magmas em resfriamento. Outros, por outro lado, foram formados mais lentamente,</p><p>pela desvitrificação de vidros vulcânicos, provavelmente logo após seu endurecimento e</p><p>enquanto eles estavam ainda relativamente quentes.</p><p>4.1.4 litófises</p><p>Também conhecidas como “bolhas de pedra” são cavidades mais ou menos esfé-</p><p>ricas, compostas por camadas concêntricas de álcali-feldspatos finamente cristalinos,</p><p>separadas por espaços vazios. São comumente associadas aos esferulitos, em rochas</p><p>vulcânicas vítreas ou parcialmente cristalinas, de composição siálica. Têm tamanhos em</p><p>geral centimétricos. As litófises são associadas a episódios curtos de cristalização rápida,</p><p>alternados com períodos de escapamento de gases quando os espaços vazios são abertos,</p><p>rompendo-se as camadas de feldspatos, ou por contração associada com resfriamento.</p><p>As cavidades curvas comumente são marcadas pela presença de diminutos cristais de</p><p>quartzo, tridimita, feldspato, topázio ou outros minerais depositados a partir dos gases.</p><p>4.1.5 perlitos</p><p>São áreas de algumas rochas vítreas de composição silicática, marcadas pela presença</p><p>de fraturas fortemente curvas, dispostas concentricamente, que promovem a ruptura da</p><p>rocha em massas arredondadas. Perlito é mais comum em rochas silicáticas vítreas que</p><p>interagiram com água e se tornaram hidratadas. Durante o processo de hidratação, a</p><p>água penetra no vidro quebrando as ligações Si-O, causando uma expansão na estrutura</p><p>do vidro e originando as fraturas curvas. O grau de hidratação do vidro, indicado pela</p><p>quantidade de perlito formado, depende do clima e do tempo. Em uma dada área, onde</p><p>o clima é considerado consistente, a espessura de hidratação da superfície do vidro foi</p><p>usada por arqueólogos para datar artefatos, como flechas, compostos de vidro vulcânico</p><p>escuro (obsidiana) confeccionado por nativos americanos no passado.</p><p>4.1.6 miároles</p><p>Rochas miarolíticas são rochas faneríticas, em geral félsicas, caracterizadas pela</p><p>presença de lentes ou camadas, normalmente com espessuras máximas de alguns</p><p>centímetros, nas quais seus minerais essenciais são subédricos a euédricos, de granu-</p><p>lação mais grossa, ou apresentam textura pegmatítica. Muitos desses corpos, chamados</p><p>de miároles, contêm cavidades centrais com os cristais dispostos ao redor destas, que</p><p>são chamadas de drusas ou cavidades miarolíticas. Uma disposição interna, zonada,</p><p>194 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>dos minerais é também comum e a seqüência mais característica é o intercrescimento</p><p>gráfico de feldspato alcalino e quartzo, feldspato alcalino e um preenchimento central</p><p>de quartzo. Estrutura miarolítica representa provavelmente uma concentração local de</p><p>gases durante as fases finais de cristalização da rocha hospedeira. Exemplos brasileiros</p><p>de granitos portadores de cavidades miarolíticas são encontrados na região de Arenópolis</p><p>e Piranhas, na porção sul do estado de Goiás.</p><p>4.1.7 orbículas</p><p>O termo “orbicular” é aplicado a massas arredondadas com camadas concêntricas,</p><p>semelhante à cebola, distribuídas de várias maneiras em rochas faneríticas, de compo-</p><p>sições silicáticas a básicas. As camadas, em cada estrutura individual, são tipicamente</p><p>finas, irregulares e bem definidas. Distinguem-se das suas vizinhas imediatas em textura</p><p>ou composição. Algumas camadas contêm cristais minerais tabulares ou prismáticos,</p><p>distribuídos radialmente em relação à orbícula que as contêm e, portanto, são semelhantes</p><p>aos esferulitos em rochas vulcânicas. Os minerais na maioria das orbículas são os mesmos</p><p>da rocha que as contém, mas não são necessariamente nas mesmas proporções. A estru-</p><p>tura concêntrica parece refletir uma cristalização rítmica em relação a centros específicos,</p><p>comumente nos estágios iniciais de consolidação da massa rochosa geral. No município</p><p>do Rio de Janeiro, ocorre um traquito orbicular (Estampa 3.8) em dois diques associados</p><p>ao magmatismo alcalino de idade Mesocenozóica (Porto; Valente, 1989).</p><p>4.1.8 estrutura glomeroporfirítica</p><p>Nas rochas porfiríticas há dois elementos texturais contrastantes pela dimensão: os</p><p>fenocristais e os cristais formadores da matriz. Quando os fenocristais se concentram</p><p>em certos pontos da rocha, tem-se uma estrutura glomeroporfirítica.</p><p>4.1.9 estrutura nodular</p><p>Quando cristais se concentram em massas arredondadas, ou nódulos, a estrutura é</p><p>dita nodular.</p><p>4.2 estruturas de grande escala</p><p>Muitos tipos de estrutura de grande escala ocorrem tanto nas rochas intrusivas quanto</p><p>nas extrusivas. Algumas são descritas a seguir:</p><p>195 PARTE 3</p><p>4.2.1 estruturas clásticas</p><p>São feições que expressam o acúmulo de fragmentos ou a ruptura e o deslocamento</p><p>de material sólido. Em ambientes vulcânicos, essas estruturas resultam de atividade</p><p>explosiva ou da incorporação de fragmentos sólidos pela lava em movimento. São, por-</p><p>tanto, características das rochas piroclásticas. Entre as rochas plutônicas, elas aparecem</p><p>principalmente em zonas, que podem ser tanto restritas como extensas, de fraturas,</p><p>deslocamentos e granulações, mais bem observáveis ao microsocópio. Essas feições</p><p>desenvolvidas antes do final da consolidação da rocha são chamadas protoclásticas;</p><p>aquelas desenvolvidas após a consolidação final,</p><p>são as cataclásticas.</p><p>4.2.2 estruturas de fluxo</p><p>São feições planares ou lineares resultantes do fluxo de magma, contendo ou não</p><p>cristais. Várias formas de acamamento ou lineamento, fraca a perfeitamente definidos,</p><p>refletem a não-homogeneidade composicional ou textural e são, muitas vezes, acentuados</p><p>por concentração ou orientação preferencial de cristais, inclusões, vesículas, esferulitos</p><p>e outras feições.</p><p>4.2.3 fraturas</p><p>São superfícies de ruptura, com rugosidades variadas, diretamente associadas com</p><p>a formação da rocha ou posteriormente impostas a ela. Fraturas primárias, também</p><p>denominadas diáclases, geralmente podem estar relacionadas com a formação da rocha</p><p>ou com o resfriamento subseqüente da massa de rocha encaixante. A disjunção colunar</p><p>ou prismática encontrada em várias rochas vulcânicas básicas é um resultado típico da</p><p>contração por resfriamento (Estampa 3.9). A disjunção esferoidal consiste em uma série</p><p>de fraturas concêntricas esféricas ou elípticas, freqüentes em rochas eruptivas básicas,</p><p>como diabásios, gabros etc. Em geral, o intemperismo da rocha acompanha essas su-</p><p>perfícies de fraqueza, ressaltando a presença das fraturas, sendo esse tipo de alteração</p><p>conhecido como “casca de cebola” (Estampa 3.10).</p><p>4.2.4 inclusões ou encraves</p><p>São massas angulares ou arredondadas, de material sólido, inclusas em uma rocha</p><p>de composição ou textura reconhecidamente diferente. Aquelas constituídas de material</p><p>mais velho (antigo), não relacionado diretamente com a rocha encaixante, são denominadas</p><p>“xenólitos”; aquelas representadas por partes mais antigas, quebradas e isoladas do</p><p>mesmo corpo ígneo que as engloba, são chamadas “xenólitos cognatos” ou “autólitos”</p><p>(Estampas 3.4 e 3.11).</p><p>196 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>4.2.5 estruturas em almofadas (pillow)</p><p>São agregados de massas ovais parecendo almofadas ou sacos de grãos em forma e</p><p>tamanho, que ocorrem em muitas rochas vulcânicas básicas. As massas são separadas</p><p>ou intercomunicadas e cada uma possui uma crosta vesiculada espessa ou uma camada</p><p>mais fina e densa de vidro. A parte interna, normalmente, é de granulação mais grossa</p><p>e menos vesiculada. Estrutura almofadada é formada por resfriamento rápido de lava</p><p>altamente fluida, em contato com água ou sedimentos saturados em água, acompanha-</p><p>da do desenvolvimento de protuberâncias com crostas elásticas resistentes. À medida</p><p>que mais lava é introduzida em cada protuberância, esta se transforma em almofada e</p><p>continua crescendo, até que a ruptura da crosta permite o escapamento de lava fresca</p><p>que forma uma nova protuberância e uma nova almofada (Estampa 3.12).</p><p>4.2.6 segregações</p><p>São tipos especiais de inclusões, que são intimamente ligadas a suas rochas hospedeiras</p><p>e, em geral, são ricas em um ou mais dos minerais da rocha hospedeira. Elas variam de</p><p>pequenas porções a camadas extensas de acumulações de cristais por gravidade, no</p><p>magma, em estágios iniciais da cristalização, até concentrações de material de granulação</p><p>grossa, desenvolvida in situ, em fase bem tardia de cristalização.</p><p>4.2.7 estruturas zonadas</p><p>São arranjos de unidades de rocha com composições ou texturas contrastantes em</p><p>um corpo ígneo, comumente em disposição, grosso modo, concêntrica. Bordas resfriadas</p><p>(limites de granulação fina ou vítrea ao longo das bordas de muitos corpos extrusivos</p><p>ou intrusivos, próximos à superfície) representam o resfriamento rápido do magma ao</p><p>longo dos contatos com a rocha encaixante mais fria. Outros tipos de zonamentos geral-</p><p>mente refletem a cristalização fracionada do magma e são úteis para traçar o curso de</p><p>diferenciação magmática.</p><p>5. texturas de rochas magmáticas</p><p>A textura de uma rocha ígnea normalmente é definida pela forma e pelo tamanho</p><p>absoluto e relativo de seus cristais minerais e pelas relações espaciais entre eles. A</p><p>textura pode ser descrita independentemente do total da rocha, e suas características</p><p>geométricas indicam as condições em que a rocha foi formada.</p><p>197 PARTE 3</p><p>Entre as propriedades fundamentais das rochas ígneas estão a cristalinidade e a</p><p>granulação. Esses termos refletem diferenças na composição dos magmas e as diferenças</p><p>entre os diversos ambientes de formação de rochas vulcânicas e plutônicas.</p><p>A cristalinidade da rocha pode ser classificada nas seguintes categorias:</p><p>holocristalina - totalmente cristalina</p><p>hipocristalina - material cristalino e vítreo</p><p>holohialina - totalmente vítrea</p><p>As rochas holocristalinas, nas quais os cristais minerais podem ser reconhecidos</p><p>com a vista desarmada ou com lupa de mão, com ampliação de até 10 vezes, são cha-</p><p>madas faneritos e sua textura, chamada fanerítica. Aquelas rochas com cristais minerais</p><p>tão pequenos que seus contornos não podem ser observados a não ser com a ajuda</p><p>de um microscópio são chamadas afanitos e sua textura, chamada afanítica. Rochas</p><p>afaníticas são ainda descritas como microcristalinas ou criptocristalinas, dependendo se</p><p>seus constituintes individuais podem ser, ou não, identificados ao microscópio óptico</p><p>(Estampa 3.13).</p><p>Texturas afaníticas ou vítreas representam resfriamento relativamente rápido do magma</p><p>e, portanto, são encontrados, principalmente, entre as rochas vulcânicas. A maioria das</p><p>rochas afaníticas é caracterizada por cristais minerais com diâmetros menores que 0,3mm.</p><p>As rochas afaníticas podem ser microcristalinas (cristais identificáveis ao microscópio</p><p>óptico) ou criptocristalinas (cristais não identificáveis ao microscópio óptico).</p><p>Resfriamentos mais lentos, seja abaixo da crosta terrestre ou no interior de massas</p><p>espessas de lava, favorecem a formação e o crescimento de cristais, originando as rochas</p><p>faneríticas. Essas rochas podem ser divididas de acordo com o tamanho dos cristais,</p><p>usando-se o diâmetro médio dos cristais dominantes na rocha (Tabela 3.2).</p><p>tabela 3.2 - classes de granulação</p><p>As rochas cujos cristais são aproximadamente do mesmo tamanho são ditas equi-</p><p>granulares; aquelas que possuem cristais claramente maiores, cercados por cristais</p><p>significativamente menores, são chamadas porfiríticas (Figura 3.8).</p><p>granulação fina < 2mm</p><p>granulação média 2-5mm</p><p>granulação grossa 5mm - 2cm</p><p>granulação muito grossa >2cm</p><p>198 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 3.8 – Diferentes modalidades de texturas porfiríticas: (a) vitrófiro; (b) afanito porfirítico ou</p><p>pórfiro (ex.: andesito porfirítico, riolito porfirítico, riolito pórfiro); (c) fanerito de matriz afanítica</p><p>escassa (ex.: granito pórfiro, sienito pórfiro); (d) fanerito porfirítico (ex.: granito porfirítico etc.).</p><p>Fonte: BARBOSA, 1974.</p><p>Quando se tenta interpretar a origem das texturas de rochas ígneas deve-se saber uma</p><p>regra geral simples: quanto mais rápido um magma se resfria e consolida, menor será a</p><p>granulação das rochas formadas (Figura 3.9). Considerando-se os diversos ambientes ge-</p><p>ológicos onde ocorre o resfriamento de um magma, pode-se dizer que o magma resfriado</p><p>a grandes profundidades no interior da crosta terrestre tende a ter um resfriamento mais</p><p>lento e formar rochas de granulações grossas; por outro lado, magmas derramados na</p><p>superfície da crosta terrestre tende a ter um resfriamento muito rápido e formar rochas</p><p>de granulações finas, ou mesmo congelar e formar vidro vulcânico.</p><p>Os cristais minerais constituintes de uma rocha podem ser classificados de acordo</p><p>com o grau de perfeição de suas formas cristalinas. Três grupos de termos descritivos</p><p>são utilizados para se indicar o grau de desenvolvimento das faces de um cristal:</p><p>euédrico = idiomórfico = faces totalmente desenvolvidas</p><p>subédrico = hipidiomórfico = faces parcialmente desenvolvidas</p><p>anédrico = xenomórfico = ausência de faces</p><p>Além do grau de desenvolvimento das faces cristalinas, os cristais minerais podem</p><p>ser descritos, de acordo com o seu hábito ou forma, como equidimensional, tabular, em</p><p>ripas, achatado, alongado, fibroso, acicular e irregular.</p><p>Uma rocha equigranular, caracterizada por</p><p>Superior, deu origem ao oceano Atlântico Sul. Já o oceano Atlântico Norte,</p><p>mais antigo, iniciou sua abertura um pouco antes, e mostra, nos litorais da América do</p><p>Norte e Europa, basaltos com idades jurássicas. Um resumo das principais propriedades</p><p>da crosta é mostrado a seguir, sendo que a idade máxima para a crosta continental foi</p><p>reportada por Carneiro et al., 2005 (vide o Site 1).</p><p>PROPRIEDADES CROSTA CONTINENTAL CROSTA OCEÂNICA</p><p>Rochas principais Granito (félsico) Basalto (máfico)</p><p>Elementos principais</p><p>(exceto Si e O)</p><p>Al, K, U, Th Mg, Fe, Na</p><p>Extensão na superfície da</p><p>Terra (área)</p><p>45% 55%</p><p>Variação nas espessuras 25-70km</p><p>Mais comumente 35-40km</p><p>7-10km</p><p>Densidade 2,7 g/cm3 2,9 g/cm3</p><p>Idades máximas 4.03 Ga 200 Ma</p><p>o manto</p><p>O manto é a parte interna da Terra que se posiciona entre a crosta e o núcleo. Apre-</p><p>senta uma espessura média de 2.885km e densidades que variam de 3,5 g/cm3 em seu</p><p>topo a 5,5 g/cm3 em sua base. Envolvendo o núcleo, possui o maior volume de todas as</p><p>subdivisões internas da Terra, sendo formado por peridotito, uma rocha rara na superfície</p><p>do planeta. Com base nas mudanças de velocidades das ondas sísmicas geradas pelos</p><p>terremotos, o manto foi subdividido em: manto	superior, cujo topo encontra-se a uma</p><p>26 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>profundidade de cerca de 400-410km; manto	transicional, que se estende dessa</p><p>profundidade até cerca de 600-660km; e no manto	inferior, dessa profundidade até a sua</p><p>fronteira com o núcleo, em cerca de 2.898km de profundidade (Figura 1.4a).</p><p>Quase todo o manto é sólido, entretanto, a profundidades abaixo de 100-150km ele</p><p>se torna tão quente que pode fluir e mudar de forma lentamente, a uma velocidade de</p><p>menos de 15cm/ano (Marshak, 2005). Em termos reológicos, não se comporta como</p><p>um líquido, mas como material pastoso, que se molda lentamente sem se quebrar. No</p><p>manto, os materiais mais quentes são os menos densos, enquanto os mais frios são mais</p><p>densos, sendo que o manto quente pode entrar em convecção, como água fervente em</p><p>um recipiente, fluindo para cima, enquanto suas partes mais frias afundam. As principais</p><p>propriedades físicas do manto podem ser vistas na Figura 1.4b.</p><p>o núcleo</p><p>O núcleo estende-se desde a profundidade de 2.898km, em sua fronteira com a base</p><p>do manto, até 6.371km, considerando a parte central da Terra com base na média entre</p><p>seus raios equatorial e polar. Supõe-se que ele seja constituído por uma liga de ferro com</p><p>menores quantidades de outros elementos como o níquel, com base na composição e</p><p>densidade conhecidas de Fe-meteoritos. Com base no comportamento das ondas sísmi-</p><p>cas geradas pelos terremotos, o núcleo foi subdivido em: núcleo	externo (entre 2.898km</p><p>a 5.155km de profundidade) e núcleo	interno (de 5.100km até o seu centro, a 6.371km)</p><p>(Figura 1.4a). O núcleo externo é considerado líquido pelo fato de não conduzir as ondas</p><p>elásticas secundárias (S), que necessitam, como foi mostrado, de um meio rígido para se</p><p>propagarem. É formado por ferro, níquel, oxigênio e outros elementos e, apesar de sua</p><p>alta densidade (10-12 g/cm3), ele se mantém em estado líquido devido à sua elevadíssima</p><p>temperatura, que sobrepuja os efeitos da pressão que tenderia a manter seus materiais</p><p>em estado sólido. Em função disso ele flui, e esse fluxo, acredita-se, é o responsável</p><p>pelo campo magnético da Terra.</p><p>O núcleo interno, com um raio de cerca de 1.220km e uma densidade de 13g/cm3,</p><p>comporta-se como uma liga sólida de ferro-níquel, podendo alcançar temperaturas pouco</p><p>abaixo de 5.000ºC. Mantém-se sólido devido às altas pressões a que é submetido. As</p><p>principais propriedades físicas do núcleo podem ser vistas na Figura 1.4b.</p><p>2.2 a estrutura reológica da terra</p><p>Os materiais que constituem o interior da Terra diferem também, entre si, em termos</p><p>de comportamento físico, distinguindo-se os materiais rígidos, que não podem fluir, e</p><p>os plásticos, relativamente moles e que podem fluir, sendo que as propriedades que</p><p>comandam a deformação e o fluxo da matéria constituem a ciência da reologia.</p><p>27 PARTE 1</p><p>A	TERRA	FOI	SUBDIVIDIDA,	EM	TERMOS	DE	SUA	ESTRUTURA	INTERNA,</p><p>E	BASEANDO-SE	NAS	VELOCIDADES	COM	QUE	SE	PROPAGAM	AS	ONDAS</p><p>SÍSMICAS	ORIGINÁRIAS	DE	TERREMOTOS,	EM	TRÊS	GRANDES	CAMADAS</p><p>(CROSTA,	MANTO	E	NÚCLEO),	TODAS	ELAS	MOSTRANDO	COMPOSIÇÕES</p><p>QUÍMICAS	DIFERENTES	ENTRE	SI.	OUTRO	MODO	DE	SUBDIVIDIR	O	INTERIOR</p><p>DA	TERRA	É	BASEADO	NO	COMPORTAMENTO	FÍSICO	DE	SEUS	MATERIAIS,</p><p>DISTINGUINDO-SE	AQUELES	MATERIAIS	QUE	SE	COMPORTAM	COMO	LÍQUI-</p><p>DO,	AQUELES	QUE	PODEM	FLUIR	DE	MANEIRA	PLÁSTICA	E	AQUELES	QUE</p><p>NÃO	FLUEM,	MOSTRANDO	COMPORTAMENTO	RÍGIDO.</p><p>2.2.1 a litosfera</p><p>Sabe-se que nos primeiros 100-150km da Terra os materiais se comportam como</p><p>rígidos que não podem fluir. Essa camada externa denominada litosfera é constituída da</p><p>crosta e da parte superior do manto. Deve-se ressaltar que os termos litosfera e crosta</p><p>não são sinônimos: a crosta é apenas uma parte da litosfera. A porção do manto com a</p><p>litosfera é denominada manto	litosférico (Figuras 1.4a e 1.5a e b).</p><p>A litosfera apóia-se sobre um substrato não-rígido, e isso faz com que ela esteja subme-</p><p>tida a dois esforços: um relacionado ao empuxo para cima, que a litosfera sofre devido à</p><p>sua condição de flutuabilidade no manto, e o outro, de origem gravitacional, que a “puxa”</p><p>para baixo, em direção ao centro do planeta. A condição de equivalência entre essas duas</p><p>forças contrárias é denominada isostasia, (do grego isos, igual, e stasis, posição ereta ou</p><p>de pé) ou “equilíbrio isostático”. A isostasia segue o princípio de Arquimedes, que postula</p><p>que “a redução do peso de um corpo imerso iguala o peso do líquido deslocado pela</p><p>parte do corpo abaixo da superfície do líquido”. Em outras palavras, “quanto mais denso</p><p>o líquido, menos o corpo se aprofunda nele”. Este é o modo como flutuam os icebergs.</p><p>Muitas regiões da superfície da crosta se encontram em equilíbrio isostático, porém,</p><p>ocasionais variações na densidade ou espessura da litosfera por fenômenos geológicos</p><p>podem fazer com que a superfície da crosta se eleve ou se afunde, para restabelecer o</p><p>equilíbrio isostático. Em termos de espessura, a litosfera não é homogênea; sua porção</p><p>que se encontra sob a crosta oceânica mostra espessuras da ordem de 100km e a que</p><p>se posiciona sob a crosta continental é mais espessa, mostrando espessuras da ordem</p><p>de 150km (Figura 1.5a e b).</p><p>2.2.2 a astenosfera</p><p>É a camada da Terra que se encontra abaixo da litosfera. Mecanicamente pouco resis-</p><p>tente, constitui a região onde se dá o equilíbrio isostático; magmas podem ser gerados e</p><p>as velocidades das ondas sísmicas são fortemente atenuadas. A astenosfera, que suporta</p><p>a litosfera, é a porção do manto no qual as rochas podem fluir quando submetidas à ação</p><p>de forças. A grande diferença entre essas duas regiões em termos reológicos é que as</p><p>28 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>rochas da litosfera são frias o bastante para ter rigidez, enquanto as rochas da astenos-</p><p>fera são suficientemente quentes para mostrar capacidade de fluir. Deve-se ressaltar que</p><p>sua capacidade de fluir não indica que ela esteja no estado líquido; na verdade, ela se</p><p>comporta como um sólido elástico. Apenas sua região na zona de baixa velocidade (ZBV)</p><p>encontra-se em estado de fusão. A astenosfera encontra-se inteiramente dentro do manto</p><p>e estende-se desde 100-150km até cerca de 650km de profundidade, na passagem para</p><p>a parte intermediária do manto.</p><p>2.2.3 a mesosfera, o núcleo interno e o núcleo externo</p><p>Abaixo da astenosfera, a partir de 650km de profundidade, encontra-se a mesosfera,</p><p>uma região quente, mas mais resistente que a astenosfera, devido ao aumento da pressão</p><p>que anula o efeito da temperatura. Evidências geofísicas indicam que algumas placas</p><p>em subdução continuam a se afundar naquela região do manto, contudo, não gerando</p><p>terremotos.</p><p>Logo abaixo da mesosfera encontram-se o núcleo externo (profundidades entre 2.900</p><p>e 5.100km) e o núcleo interno</p><p>apresentar minerais essenciais de uma</p><p>mesma ordem de tamanhos, pode ser classificada como idiomórfica	granular, hipi-</p><p>diomórfica	granular ou xenomórfica	granular, dependendo da ocorrência de minerais</p><p>dominantemente idiomórficos, hipidiomórficos ou xenomórficos.</p><p>resfriamento lento resfriamento rápido</p><p>Figura 3.9 - Desenho esquemático mostrando a relação entre velocidade de resfriamento do</p><p>magma e tamanho dos cristais formados.</p><p>a b c d</p><p>199 PARTE 3</p><p>A Figura 3.10 ilustra as texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cris-</p><p>tais.</p><p>Figura 3.10 - Texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cristais.</p><p>Fonte: Adaptado de DORADO, 1989.</p><p>Rochas inequigranulares são geralmente caracterizadas por uma trama seriada, na</p><p>qual a variação no tamanho dos cristais é gradual e contínua, ou uma trama porfirítica,</p><p>envolvendo mais de um intervalo de tamanhos de cristais. Esses dois tipos de texturas</p><p>são comuns. Os cristais relativamente grandes de uma rocha porfirítica são chamados</p><p>fenocristais; a massa de material fino é chamada de matriz da rocha. É comum, em muitas</p><p>rochas vulcânicas, os fenocristais ocorrerem em agregados, determinando uma textura</p><p>glomeroporfirítica, os grupos de minerais sendo chamados glomerocristais. Algumas ve-</p><p>zes, esses glomerocristais são monominerálicos, mas, mais comumente, são compostos</p><p>por dois ou mais minerais.</p><p>Xenocristais são cristais que não cristalizaram do magma que deu origem à rocha.</p><p>São trazidos pelo magma, tendo sido arrancados acidentalmente das rochas encaixantes</p><p>durante a subida deste. Um agregado de xenocristais forma um xenólito.</p><p>O tamanho dos fenocristais independe de sua abundância em relação à matriz e suas</p><p>formas variam de euédricas a anédricas. Como os constituintes da matriz de uma rocha</p><p>ígnea porfirítica variam bastante em tamanho e grau de cristalinidade, pode-se ter textura</p><p>porfirítica em rochas faneríticas, afaníticas e vítreas.</p><p>A mudança brusca de granulação entre fenocristais e grãos da matriz reflete uma</p><p>variação nas condições que afetam a cristalização do magma. Assim, os fenocristais de</p><p>muitas rochas crescem lentamente em profundidade e, depois, o magma sobe até níveis</p><p>mais elevados no interior ou alcança a superfície da Terra como lava, resfriando muito</p><p>mais rapidamente, e endurece, formando uma matriz de granulação fina ou vítrea. Uma</p><p>rocha vulcânica porfirítica com matriz vítrea é descrita como tendo uma textura vitrofírica e</p><p>pode ser chamada de vitrófiro. Outras rochas porfiríticas refletem deslocamentos menos</p><p>Idiomórficas</p><p>Equigranular</p><p>Inequigranular</p><p>Equigranular</p><p>Inequigranular</p><p>Equigranular</p><p>Inequigranular</p><p>Hipidiomórficas Xenomórficas</p><p>200 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>drásticos e mudanças nas condições de temperatura, pressão e razão de cristalização mais</p><p>sutis e complexas. Muitos fenocristais podem ter se desenvolvido no local onde eles se</p><p>encontram agora e alguns podem representar sistemas com duas fases fluidas, a saber:</p><p>magma e gás coexistente. Avaliações da composição de fenocristais, sua distribuição e</p><p>de seus períodos de crescimento em relação aos componentes da matriz que os envolve</p><p>são importantes para a compreensão de muitos processos ígneos.</p><p>O contato entre os cristais minerais é descrito como superfícies planares, suavemente</p><p>curvadas, sinuosas, suturadas ou irregulares. A distribuição e orientação dos cristais</p><p>minerais e dos cristais minerais e vidro são outros elementos da textura que podem ser</p><p>úteis para se estimar as condições e a seqüência de formação dos minerais nas rochas</p><p>ígneas.</p><p>Texturas direcionadas são produzidas pela orientação preferencial dos grãos achatados,</p><p>tabulares ou alongados, originando arranjos, grosso modo, planares ou lineares; são</p><p>geralmente resultantes do fluxo magmático.</p><p>Textura gráfica refere-se ao intercrescimento regular de dois minerais, um deles geral-</p><p>mente servindo como hospedeiro e o outro aparecendo nas superfícies do hospedeiro,</p><p>como unidades alongadas ou em cruz, com orientação grosso modo consistente. É</p><p>chamada gráfica devido à forma dos minerais, que lembra a escrita hieroglífica. O inter-</p><p>crescimento gráfico de quartzo e feldspato é um bom exemplo (Estampa 3.14). Exemplos</p><p>brasileiros de granitos portadores de textura gráfica são encontrados na região de Perus,</p><p>na porção norte da cidade de São Paulo (SP).</p><p>Textura ofítica é um termo geralmente usado para rochas basálticas e se refere a uma</p><p>situação em que as dimensões dos grãos de piroxênio são bem maiores que as dos</p><p>grãos de plagioclásio; assim, numerosas ripas de plagioclásio podem estar inclusas em</p><p>grãos individuais de clinopiroxênio. Textura subofítica é um termo também usado para</p><p>rochas basálticas, diabasóides e gabróicas e se refere a uma situação em que os grãos</p><p>de clinopiroxênio são um pouco menores que na textura ofítica e não muito maiores que</p><p>os cristais de plagioclásio; eles englobarão, portanto, apenas parcialmente as ripas de</p><p>plagioclásio.</p><p>A textura poiquilítica descreve a ocorrência de um mineral que é distribuído irregu-</p><p>larmente, com os cristais orientados ao acaso, em cristais hospedeiros bem maiores de</p><p>um outro mineral.</p><p>As texturas reacionárias ocorrem nas margens corroídas de cristais, pela corrosão das</p><p>bordas de cristais de um mineral por agregados de granulação fina de outro mineral, ou</p><p>como resultado de outras feições que indicam remoção parcial de material cristalino, por</p><p>reação com o magma ou outro fluido.</p><p>201 PARTE 3</p><p>6. paragênese mineral</p><p>Os minerais que predominam na composição das rochas magmáticas pertencem a</p><p>sete grupos de silicatos, a saber: quartzo (grupo da sílica), feldspatos, feldspatóides, micas,</p><p>anfibólios, piroxênios e olivinas. Esses minerais podem ocorrer como constituintes únicos</p><p>ou associados a um ou dois outros minerais, formando as diversas rochas ígneas. As</p><p>proporções dos diversos grupos são interdependentes e relacionadas à tendência de um</p><p>equilíbrio químico durante a cristalização dos magmas. Cada rocha é caracterizada por</p><p>uma associação de minerais específica, denominada paragênese mineral. No diagrama de</p><p>variação mineralógica nos tipos mais comuns de rochas ígneas, proposto por Pirsson e</p><p>Knopf (1946), verifica-se que o aumento no teor de plagioclásio geralmente é acompanhado</p><p>pela diminuição do quartzo e pelo aumento dos minerais ferromagnesianos (Figura 3.11).</p><p>O grau de compatibilidade ou incompatibilidade entre os diversos minerais magmáticos</p><p>pode ser exemplificado como se segue:</p><p>• Os feldspatóides, por serem subsaturados em SiO</p><p>2</p><p>, normalmente não ocorrem com o</p><p>quartzo.</p><p>• Dentre as olivinas, somente a variedade faialítica (rica em Fe2+) pode ocorrer em rochas com</p><p>quartzo; as variedades ricas em Mg também são raras em rochas com feldspatos alcalinos.</p><p>• A muscovita não se associa ao piroxênio e à olivina.</p><p>• Os constituintes ferromagnesianos mais freqüentes, nas rochas ricas em sílica, são as micas;</p><p>nas rochas intermediárias, os anfibólios; e nas rochas pobres em sílica, os piroxênios.</p><p>• Nas rochas ricas em sódio, as micas ficam escassas, sendo substituídas por anfibólios e</p><p>piroxênios sódicos.</p><p>• Entre os minerais acessórios, o zircão é mais freqüente nas rochas micáceas; a titanita nas</p><p>rochas anfibólicas e a cromita nas rochas olivínicas.</p><p>Textura</p><p>Afanítica</p><p>Fanerítica</p><p>Riolito</p><p>Granito</p><p>Andesito</p><p>Diorito</p><p>Tipo de rocha</p><p>Basalto</p><p>Gabro Peridotito</p><p>Quartzo</p><p>100</p><p>80</p><p>60</p><p>40</p><p>20</p><p>0</p><p>100</p><p>80</p><p>60</p><p>40</p><p>20</p><p>0</p><p>Biotita</p><p>K-feldspato</p><p>Olivina</p><p>Piroxênio</p><p>Hornblenda</p><p>Plagioclásio</p><p>Índice Máfico e Peso Específico cresce</p><p>Vo</p><p>lu</p><p>m</p><p>e</p><p>%</p><p>Vo</p><p>lu</p><p>m</p><p>e</p><p>%</p><p>rico em Ca</p><p>rico em Na</p><p>Figura 3.11 - Classificação de rochas magmáticas comuns pela associação mineralógica presente.</p><p>FONTE: Modificada DE PIRSSON; KNOPF, 1946.</p><p>202 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Os feldspatos se destacam: sua presença ou ausência e sua natureza alcalina ou</p><p>alcalicálcica são os fatores mineralógicos de</p><p>(profundidades entre 5.100km e o centro da Terra, na</p><p>profundidade de 6.371km). Acredita-se que o núcleo externo seja líquido, pelo fato de as</p><p>altas temperaturas existentes não permitirem a aglutinação dos átomos, mesmo sujeitos</p><p>às enormes pressões envolvidas. Supõe-se que seja formado de uma liga de ferro e níquel</p><p>com outros elementos (Figura 1.4a).</p><p>3. a dinâmica terrestre</p><p>Muitos pensadores tiveram a intuição de que a superfície da Terra era algo dinâmico</p><p>e não estático, observando a presença de fósseis marinhos no topo de cadeias monta-</p><p>nhosas com milhares de metros de altitude, ou a perfeita justaposição entre costas de</p><p>continentes separados por milhares de quilômetros, sendo que muitas dessas observações</p><p>foram claramente expostas por Leonardo da Vinci e Francis Bacon nos séculos XVI e XVII,</p><p>respectivamente.</p><p>O crédito principal é, contudo, devido ao meteorologista alemão Alfred Wegener que,</p><p>em 1915, publicou um livro intitulado A origem dos continentes e oceanos, que chocou</p><p>a comunidade científica mundial. Nele estava exposta a hipótese de que todos os conti-</p><p>nentes se moviam e que o oceano Atlântico não existia no passado geológico. Em sua</p><p>teoria, denominada Deriva	Continental, ele expôs de maneira explícita o conceito do</p><p>movimento dos continentes: construiu um mapa agrupando-os em um único bloco de</p><p>terras denominado Pangea, circundado pelo oceano Panthalassa. A configuração do</p><p>Pangea de Wegener foi confirmada posteriormente: de acordo com sua teoria, os conti-</p><p>nentes estiveram, no passado, unidos entre si, formando um único bloco de terras que</p><p>29 PARTE 1</p><p>(a)</p><p>(b)</p><p>depois se fragmentou, como sugere a geometria das linhas de costas da América do Sul</p><p>e do Norte, que se ajustam com as da África e Europa, respectivamente.</p><p>A configuração da superfície da Terra há cerca de 300 Ma é mostrada na Figura 1.6,</p><p>em que (a) aparece a reunião das terras formando o supercontinente Pangea, envolto pelo</p><p>oceano Panthalassa, continente esse que, posteriormente, se subdividiu nas terras do</p><p>norte, Laurásia e nas do sul, Gondwana, separados pelo Mar	de	Tethys. No hemisfério sul</p><p>do Pangea formou-se uma calota polar, cuja área, em branco mostra evidências das antigas</p><p>massas de gelo e é delimitada pela linha pontilhada; (b) mostra a configuração atual das</p><p>terras, com os registros daquela antiga glaciação apontados pelas setas na América do</p><p>Sul, África, Índia e Austrália, sendo que as evidências na Antártida provavelmente estão</p><p>cobertas pelas geleiras atuais.</p><p>Figura 1.6 - (a) Pangea, construído pela justa-posição das crostas continentais ao longo da linha</p><p>de contorno de 2000m abaixo do nível do mar, na base do declive continental; justaposição de</p><p>costas ocorre nas áreas em negro e interrupção na continuidade é mostrada em vermelho; as</p><p>áreas em branco foram as afetadas pela glaciação continental de 300 Ma atrás. (b) Mostra a</p><p>configuração atual dos continentes segundo a linha de contorno de 2.000m abaixo do nível do</p><p>mar; as setas mostram os sentidos de movimentos das geleiras.</p><p>Fonte: Permisão de John Wiley & Sons, Inc. (SKINNER; PORTER, 1987).</p><p>LAURÁSIA</p><p>Eurásia</p><p>América</p><p>do Norte</p><p>América</p><p>do Sul</p><p>África</p><p>MAR DE TETHYS</p><p>Equador</p><p>Antártida</p><p>Austrália</p><p>Capa de gelo</p><p>Índia</p><p>GONDWANA</p><p>PANT</p><p>H</p><p>A</p><p>LA</p><p>SS</p><p>A PANTH</p><p>A</p><p>LASSA</p><p>Equador</p><p>30 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>A Tectônica de Placas é a moderna concepção da Hipótese da Teoria da Deriva Conti-</p><p>nental. Deve-se ter em mente que Wegener falava de movimentos dos continentes e não</p><p>das placas. Essa é a diferença entre as duas teorias. As placas podem conter continentes,</p><p>ou oceanos, ou ambos. Mas é certo que as idéias de Wegener serviram de inspiração e</p><p>estimularam novas concepções sobre o planeta, gerando debates em todos os encontros</p><p>científicos da época.</p><p>3.1 placas litosféricas e plumas do manto</p><p>Os dois componentes maiores da dinâmica interna do planeta são as placas em movi-</p><p>mento e as plumas do manto, que possuem, como expressão na superfície do planeta,</p><p>os hotspots, que são centros vulcânicos fixos, comentados adiante, e que não mostram</p><p>relações genéticas com zonas de contatos entre as placas tectônicas. Seis grandes placas</p><p>litosféricas e diversas outras, menores, cobrem a superfície da Terra, movendo-se conti-</p><p>nuamente, nos sentidos mostrados pelas setas (Figura 1.7). Elas possuem três tipos de</p><p>margens: (1) divergentes ou de espalhamento; (2) convergentes ou de subdução, deli-</p><p>neadas por fossas oceânicas e (3) margens transformantes. Atividade vulcânica ocorre</p><p>principalmente nas fronteiras divergentes, que pode acontecer tanto nos continentes</p><p>(riftes continentais), como nos oceanos (cadeias meso-oceânicas), assim como podem</p><p>ocorrer também nos limites convergentes, tanto naqueles envolvendo continente-fundo</p><p>oceânico e fundo oceânico-fundo oceânico, formando os arcos continentais e arcos de</p><p>ilhas respectivamente.</p><p>3.1.1 placas litosféricas em movimento</p><p>A litosfera é toda fragmentada em placas que se movem. O calor interno da Terra e a</p><p>fricção entre as placas fazem com que ocorram fenômenos como cadeias montanhosas,</p><p>vulcões e terremotos, principalmente em certos limites entre as placas litosféricas. Em</p><p>termos reológicos, uma placa é um segmento rígido e sólido dessa parte superior da Terra,</p><p>e a palavra tectônica tem sua origem no grego, equivalendo ao verbo construir. Reunindo</p><p>esses dois conceitos, obtém-se a designação de “Tectônica de Placas”, que se refere à</p><p>teoria de que a superfície da Terra é construída por placas.</p><p>As placas litosféricas, movendo-se, geram a maioria das atividades sísmicas e</p><p>vulcânicas do nosso planeta (Figura 1.7). Seus movimentos relativos entre si modelam</p><p>continuamente, ao longo do tempo geológico, a geografia do planeta. Os movimentos</p><p>convergentes entre as placas geram montanhas e os movimentos de separação formam</p><p>as bacias oceânicas. Para se ter uma idéia da magnitude desses movimentos, as taxas de</p><p>abertura dos oceanos Atlântico Norte e Atlântico Sul são cerca de 2 e 3 cm/ano, respecti-</p><p>vamente. Já no Pacífico Oriental, as taxas de separação podem chegar a 10-12 cm/ano.</p><p>Por que ocorrem esses movimentos envolvendo materiais da magnitude de uma placa</p><p>litosférica? Responder tal questão seria esclarecer as causas da Tectônica de Placas, uma</p><p>31 PARTE 1</p><p>dúvida que persiste desde Alfred Wegener até hoje. O fato é que sabemos que o movi-</p><p>mento existe, mas não se tem certeza de por que ele acontece. Algumas teorias existem</p><p>para explicar esse mecanismo do movimento das placas, desde aquelas relacionadas com</p><p>convecção confinada à astenosfera, passando por convecção envolvendo todo o manto,</p><p>até as plumas termais que se elevam desde os limites manto-núcleo externo, formando</p><p>hotspots na superfície do planeta (Skinner; Porter, 1987).</p><p>Deve-se ter em conta que, globalmente, as placas formam um sistema integrado</p><p>que cobre completamente a superfície da Terra. Não necessariamente uma nova crosta</p><p>formada em algum limite divergente deva ser consumida, na mesma taxa, na zona de</p><p>convergência mais próxima, como se a quantidade total de crosta ali formada devesse</p><p>se igualar ao que foi destruído. A geração e o consumo de nova crosta são compensados</p><p>pelo conjunto, em um delicado equilíbrio, que mantém o planeta em volume constante.</p><p>Figura 1.7 - Distribuição das principais placas tectônicas. Nota-se que a placa do Pacífico</p><p>é totalmente oceânica e seus limites são predominantemente formados por zonas de</p><p>subducção.</p><p>Legenda:</p><p>1. Fossa das Aleutas; 2. Fossas Marianas; 3. Ilha de Trindade; 4. Arquipélago do Havaí; 5. Fossa</p><p>das Filipinas; 6. Fossa de Java; 7. Sutura Índia-Ásia; 8. Fossa de Riukiu; 9. Fossa da América</p><p>Central; 10. Fossa do Peru-Chile; 11. Fossa do Chile; 12. Fossa das Ilhas Sandwich do Sul;</p><p>13. Fossa de Kermadec; 14. Fossa de Tonga; 15. Fossa de São Cristóvão; 16. Fossa da Nova</p><p>Inglaterra; 17. Lineamento do Mar Morto; 18. Ofiolitos de Troodos (Chipre). (Modificado de</p><p>SZATMARI, 1990).</p><p>Fonte: Baseado em Turcotte e Schuster, 1982. Apud SZATMARI.</p><p>Origem e conceitos básicos</p><p>da tectônica de placas (Figura 8), p. 15-30.</p><p>Zona de Espalhamento (Acreção) Falha Transformante Zona de Subducção Indefinido</p><p>7</p><p>N</p><p>6</p><p>15</p><p>16</p><p>14</p><p>13</p><p>10</p><p>11</p><p>12</p><p>7</p><p>18</p><p>17</p><p>6</p><p>3</p><p>25</p><p>8</p><p>4</p><p>Placa</p><p>Juan de Fuca</p><p>Placa do</p><p>Pacífico</p><p>Placa das</p><p>Filipinas</p><p>Placa</p><p>do Índico</p><p>Placa de</p><p>Cocos</p><p>Placa de</p><p>Nazca</p><p>Placa</p><p>Norte Americana</p><p>Placa Sul</p><p>Americana</p><p>Placa</p><p>Africana</p><p>Placa</p><p>Caribeana Placa Arábica</p><p>Placa Eusasiática</p><p>Placa da Antártica</p><p>70º</p><p>60º</p><p>45º</p><p>30º</p><p>15º</p><p>0º</p><p>15º</p><p>30º</p><p>45º</p><p>60º</p><p>70º</p><p>75º 90º 105º 120º 135º 150º 165º 180º 165º 150º 135º 120º 105º 90º 75º 60º 45º 30º 15º 0º 15º 30º 45º 60º 75º 90º</p><p>32 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>3.1.2 as plumas do manto</p><p>A maioria das atividades sísmicas e vulcânicas é, conforme mencionado, concentrada</p><p>ao longo dos limites de placas onde a cordilheira meso-oceânica, os vales oceânicos com</p><p>arcos de ilhas e as cadeias de montanhas são formadas. Entretanto, observou-se que</p><p>algumas importantes atividades sísmicas e vulcânicas também ocorrem em suas partes</p><p>centrais, fora dos limites das placas.</p><p>O avanço da pesquisa científica, notadamente na área da geofísica, indicou que al-</p><p>guns desses locais mostravam uma fonte vulcânica fixa, que imprimia seus produtos,</p><p>principalmente basaltos, na superfície de uma placa móvel. Tal modelo de vulcanismo</p><p>intraplaca foi denominado hotspot ou ponto quente, um centro vulcânico fixo, persistente</p><p>por pelo menos algumas centenas de milhões de anos, que se pensa ser a expressão de</p><p>uma pluma mantélica na superfície terrestre.</p><p>Sobre a origem dos hotspots, Wilson (1963) observou que tais estruturas se desen-</p><p>volvem sobre uma fonte de calor que se forma no manto, a qual é fixa em relação ao</p><p>movimento das placas. Um vulcão ativo representaria a impressão, na superfície da crosta,</p><p>dessa fonte térmica, e uma linha de vulcões extintos formada a partir dele, representaria</p><p>os produtos do vulcanismo antigo impressos na placa em movimento. A fonte de calor</p><p>estaria associada com uma pluma	mantélica, uma coluna de calor que ascende a partir</p><p>da fronteira manto-núcleo externo, onde aparentemente se formam (Marshak, 2005).</p><p>Devido ao seu calor, as rochas sobrejacentes se aquecem e transferem calor para</p><p>cima na forma de uma coluna ascendente. Quando esse calor atinge a base do manto</p><p>litosférico, este se funde parcialmente como resultado da transferência de calor daquela</p><p>fonte ultraquente (temperaturas acima de 1.100oC), formando magma basáltico que se</p><p>move em direção à crosta e, durante essa trajetória, as rochas crustais também se</p><p>fundem (alcançam esse processo por volta de 650o-850oC), formando câmaras magmáticas</p><p>alimentadas pelo magma basáltico em ascensão. Quando alcança a superfície, esse</p><p>material extrude como magma em vulcões, formando um hotspot.</p><p>Um exemplo clássico e atual é o que pode ser observado na Cadeia do Imperador, onde</p><p>estão se formando as ilhas havaianas, no interior da Placa do Pacífico. Esse arquipélago,</p><p>posicionado no extremo sudeste de um lineamento SE-NW, representa os registros mais</p><p>jovens de uma longa cadeia linear de montanhas submarinas, que se estende por cerca</p><p>de 2.500km, desde a grande ilha do Havaí, a sudeste, até os vulcões submarinos extintos</p><p>da Cadeia do Imperador, a noroeste. Naquela área, a placa móvel do Pacífico move-se</p><p>sobre um hotspot fixo (Wilson, 1963; Wilson, 1976; Dalrymple et al., 1974). O vulcanismo</p><p>mais antigo formou ilhas que, com o movimento contínuo da placa para noroeste e depois</p><p>para o norte, formaram uma fileira de barreiras de recifes, atóis e finalmente montanhas</p><p>submersas, até entrarem na zona de subducção das Aleutas. Uma nova seqüência de ilhas</p><p>vulcânicas submarinas já está se alçando a partir do fundo oceânico para provavelmente</p><p>ocupar, no futuro, os lugares do Havaí e Mauí. Dessa maneira, a partir dessas ilhas, os</p><p>registros mais antigos daquele hotspot na forma de vulcões extintos submarinos vão se</p><p>tornando cada vez mais distantes e profundos, até atingirem e serem consumidos na</p><p>zona de subducção das Aleutas (Figuras 1.7 e 1.8).</p><p>33 PARTE 1</p><p>Figura 1.8 - Diagrama esquemático mostrando o contexto tectônico em que se encontram o</p><p>hotspot, as ilhas havaianas, a Cadeia do Imperador e a Fossa das Aleutas, na porção central-</p><p>noroeste da placa do Pacífico.</p><p>Fonte: Modificado de SKINNER; PORTER, 1987.</p><p>O vulcanismo tipo hotspot não é restrito às bacias oceânicas. Um centro térmico fixo,</p><p>que esteve ativo no Cretáceo Superior e em parte do Terciário e que afetou também a</p><p>parte continental da placa sul-americana, foi o da ilha de Trindade, no Atlântico Sul. Com</p><p>a rotação da placa sul-americana para NW durante sua separação da África, esse hotspot</p><p>imprimiu, na crosta continental, diversos centros vulcânicos, cujos registros, na forma</p><p>de rochas alcalinas-ultramáficas, atualmente, podem ser observados alinhados para NW</p><p>(Crough et al., 1980; Bizzi, 1993). Seus registros continentais mais jovens encontram-se</p><p>nas costas dos estados do Rio de Janeiro e do Espírito Santo, com idade de 40 Ma, e</p><p>suas demais ocorrências se prolongam para NW até alcançarem as imediações do Cráton</p><p>Amazônico, onde as idades chegam a 121 Ma.</p><p>A cadeia de ilhas ou centros vulcânicos continentais, alinhada pelas impressões de um</p><p>hotspot na placa a ele sobrejacente, nos fornece o sentido do movimento da placa e sua</p><p>velocidade pode ser inferida pelo acréscimo nas idades dos vulcões ao longo da cadeia.</p><p>Vulcanismo do tipo hotspot parece ter ocorrido durante a maior parte do Fanerozóico (Cloud,</p><p>1974), cujo número pode chegar a uma centena de estruturas reconhecidas como tal.</p><p>3.2 placas, seus limites, sua interação e a geodinâmica</p><p>Conforme mencionado, a litosfera é subdividida em segmentos móveis denominados</p><p>placas, que interagem entre si segundo três tipos de contatos ou margens: divergentes,</p><p>convergentes e laterais	ou	conservativos	(Figuras 1.7 e 1.9).</p><p>Movimento da placa</p><p>Atóis e recifes</p><p>Litosfera</p><p>Astenosfera</p><p>Ilhas</p><p>vulcânicas</p><p>Montanhas submarinas</p><p>Arco das Aleutas</p><p>Fossa</p><p>das Aleutas</p><p>34 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 1.9 - Diagrama tridimensional mostrando a geração e destruição de crosta e os três</p><p>tipos de margens de placas: divergentes, convergentes (ou de colisão) e transcorrentes (ou</p><p>transformantes).</p><p>Fonte: Modificado de ANDERSON. The dynamics of faulting and dike formation, with application</p><p>to Britain, 1951.</p><p>3.2.1 os limites divergentes</p><p>As maiores feições estruturais das placas oceânicas são as dorsais oceânicas ou</p><p>grandes sistemas de falhamentos, que se elevam de profundidades submarinas, perto</p><p>de 5km, até cerca de 2,5km em seus topos, sendo aproximadamente simétricas em</p><p>seção transversal. Essas falhas separam duas placas divergentes, ao longo de uma</p><p>mesma linha, e formam as cadeias mesoceânicas. O sistema estende-se, em termos</p><p>globais, nos fundos oceânicos, por mais de 60.000km de extensão. Por exemplo, a</p><p>Cadeia Mesoatlântica iniciou suas atividades há cerca de 160-145 Ma, quando teve início</p><p>a separação entre a América do Norte e a Eurásia, formando o oceano Atlântico Norte,</p><p>seguida posteriormente da separação entre as placas da África e da América do Sul para</p><p>formar o oceano Atlântico Sul.</p><p>O processo de separação requer a abertura de fissuras ou fraturas subverticais, ao</p><p>longo do eixo do vale, uma depressão linear que baliza as cordilheiras submarinas adja-</p><p>centes. Ali, a injeção de material basáltico aquecido ou líquido alcança a superfície através</p><p>desse sistema de fraturas. Na superfície, parte do líquido flui pelos declives da cordilheira</p><p>oceânica e se resfria em lâminas, podendo formar túneis de lavas ou se solidificar em</p><p>feições arredondadas na forma de almofadas (pillow lavas). Essas formas dependem da</p><p>declividade do terreno e da viscosidade e magnitude do magma. Pode ocorrer também</p><p>movimento das placas durante a ascensão do magma, que se resfria segundo</p><p>uma série de</p><p>diques verticais. Com a subida do fluxo magmático, as placas se movem, sendo que esse</p><p>espalhamento, em termos globais, varia de 1 a 16cm/ano. Fluidos hidrotermais também</p><p>Fossa de arco</p><p>de IlhaOceano Rifte Fossa</p><p>Continente</p><p>70km</p><p>350km</p><p>Placa estacionária</p><p>ou em movimento Placa estacionária</p><p>ou em movimento</p><p>Litosfera</p><p>Astenosfera</p><p>Mesosfera</p><p>Falha transformante</p><p>35 PARTE 1</p><p>participam dos processos magmáticos nas imediações das dorsais mesoceânicas. Eles</p><p>podem carrear metais e precipitá-los nas encostas das dorsais, pavimentando o assoalho</p><p>oceânico local com nódulos polimetálicos, extremamente ricos em metais importantes</p><p>como cobre, manganês etc.</p><p>Nódulos	metálicos,	ou	nódulos	de	manganês	são	estruturas	que	se	formam</p><p>nas	imediações	das	dorsais	mesoceânicas,	contendo	teores	elevados	de	cobre,</p><p>cobalto,	níquel	 e	outros	metais	pesados.	Constituem	 reservas	minerais	que,</p><p>no	futuro,	serão	explotadas	pelo	homem.	Suas	dimensões	variam	de	1	a	10cm</p><p>e	a	precipitação	dos	materiais,	em	volta	de	um	núcleo	detrítico	é	muito	lenta,</p><p>da	ordem	de	alguns	mm/milhões	de	anos.	A	formação	dos	nódulos	envolve	a</p><p>penetração	da	água	do	mar	em	fendas	que	se	formam	no	basalto	ainda	quente,</p><p>lixiviando	sílica	e	metais	da	rocha.	O	oxigênio	da	água	promove	a	reação	com	o</p><p>ferro	ferroso	e	outros	cátions	originários	do	basalto,	fazendo	precipitar	os	metais</p><p>como	óxidos	e	sulfetos.	As	estruturas	que	expelem	esses	fluidos	hidrotermais,</p><p>uma	espécie	de	salmoura	metalífera	que	alcança	350oC,	são	pequenas	chaminés</p><p>ou	condutos	vulcânicos	na	forma	de	tubos,	com	dimensões	métricas.	Os	que</p><p>mostram	cores	escuras	são	denominados	black smokers	sendo	constituídos	por</p><p>metais	e	óxidos;	os	claros	são	formados	por	anidrita	ou	sílica	amorfa.	A	zona</p><p>hidrotermal	ativa,	acima	da	câmara	magmática	que	alimenta	o	rifte	central,	é	da</p><p>ordem	de	4km	de	espessura.</p><p>Magma em ascenção pode obstruir a abertura formada pelo movimento divergente das</p><p>placas e, com a continuidade do movimento, esse magma em processo de resfriamento</p><p>é falhado e aberto. Um novo ciclo de material astenosférico é elevado do manto e o ex-</p><p>travasamento de magma inicia-se quando a crosta anteriormente formada move-se para</p><p>ambos os lados a partir do centro de espalhamento. Wilson (1965) observou que muitas</p><p>dorsais terminavam abruptamente em contato com crostas continentais; observou que</p><p>as dorsais sofrem movimentos transversais aos seus eixos e esses movimentos podem,</p><p>eventualmente, levar porções da crosta para zonas de fossas nas regiões de subducção.</p><p>Essas falhas, aproximadamente ortogonais aos eixos de espalhamentos, são ativas e foram</p><p>denominadas por Wilson de falhas	transformantes. Tais falhas inserem-se em uma feição</p><p>maior, denominada zona	de	fratura, que é o prolongamento de uma falha transformante a</p><p>partir de certa distância do centro de espalhamento. Ao contrário da falha transformante,</p><p>a zona de fratura é estável e nela não há deslocamento, não se constituindo, portanto,</p><p>em um limite entre placas (Figura 1.10).</p><p>36 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>(a) (b)</p><p>Figura 1.10 - (a) dorsais mesoceânicas, cortadas por falhas transformantes, ativas, e zonas de</p><p>fraturas, inativas. As setas bidirecionais mostram os sentidos dos movimentos relacionados</p><p>às falhas transformantes. (b) Mostra a interpretação de Wilson sobre o sistema; os asteriscos,</p><p>nas falhas transformantes, são locais de geração de terremotos, inexistentes nas zonas de</p><p>fraturas.</p><p>Fonte: MENARD. Encyclopaedia Britannica, p. 174, figura 35.</p><p>O processo de riftiamento para formar um centro de espalhamento ou dorsal oceânica</p><p>inicia-se em zonas continentais, com espessura entre 30 e 40km, recobrindo rochas</p><p>mantélicas. A fusão parcial do manto deforma a crosta continental, que se arqueia e se</p><p>fratura, permitindo a passagem do magma através das fissuras. O magma força o movi-</p><p>mento divergente da crosta, que se fratura segundo falhamentos normais. Forma-se uma</p><p>depressão onde, inicialmente, acumulam-se águas continentais na forma de lagos e rios,</p><p>podendo sofrer ocasionais ingressões marinhas. O vale é freqüentemente preenchido por</p><p>sedimentos, incluindo rochas piroclásticas e/ou lavas, sendo que em riftes continentais</p><p>as rochas ígneas são mais alcalinas que os toleítos oceânicos, estando comumente enri-</p><p>quecidas em silicatos de potássio e cálcio, além de carbonatos (carbonatitos). Havendo</p><p>evolução do rifte, pode ocorrer a formação de um oceano pleno, como ocorreu com o</p><p>Atlântico Sul e o Norte, no Cretáceo Inferior.</p><p>3.2.2 os limites convergentes</p><p>A contínua formação de nova crosta, originando novo assoalho oceânico, produz ma-</p><p>teriais que podem vir a ser consumidos em outro lugar. Nos locais onde duas placas em</p><p>movimento convergem, a litosfera é consumida, sendo reduzida em área. Podem ocorrer</p><p>diferentes situações: se ambas as margens são oceânicas, se uma é oceânica e a outra</p><p>continental, ou se ambas são continentais. Esse consumo pode ocorrer, por exemplo, em</p><p>uma zona de subducção, onde uma placa oceânica penetra sob uma placa continental.</p><p>Em zonas de subducção, a diferença entre placas que carregam a crosta oceânica e a</p><p>continental pode ser mais claramente vista. Se ambas as placas têm limites oceânicos, qualquer</p><p>Zona de fratura</p><p>Zona de fratura</p><p>Falha transformante</p><p>(Wilson)</p><p>Falhas transformantes</p><p>Eixo da dorsal</p><p>oceânica</p><p>Terremotos</p><p>FossaFossa</p><p>Zona de fratura</p><p>Zona de fratura</p><p>Falha transformante</p><p>(Wilson)</p><p>Falhas transformantes</p><p>Eixo da dorsal</p><p>oceânica</p><p>Terremotos</p><p>FossaFossa</p><p>37 PARTE 1</p><p>uma pode mergulhar sobre a outra. Em contato de placa oceânica-placa continental, a</p><p>menor densidade dessa última placa previne as bordas continentais do afundamento no</p><p>manto. Desse modo, é inevitável, por sua maior densidade, que a placa oceânica seja</p><p>subductada. Assim, os continentes são permanentemente preservados, enquanto os</p><p>assoalhos oceânicos são continuamente renovados. Se ambas as placas possuem uma</p><p>margem continental, nenhuma das duas pode ser subductada, e uma complexa seqüência</p><p>de eventos de dobramentos e cavalgamentos, além do aumento da pressão e da tempe-</p><p>ratura, proporcionam normalmente a formação de granitos, migmatitos e o aumento da</p><p>extensão vertical do relevo. Muito tempo após essas áreas terem sido largamente niveladas</p><p>pela erosão, seus limites permanecem na forma da linha de sutura que os ligava.</p><p>interação convergente placa continental - placa oceânica</p><p>Nessa situação, uma placa continental é mais leve e sempre resiste à subducção,</p><p>forçando assim a placa oceânica a subductar. A compressão pode deformar a margem</p><p>continental, a qual é enrugada pelo esforço, formando um cinturão	de	montanhas sobre</p><p>a margem da placa continental. Vulcanismo continental pode ocorrer devido à interação</p><p>da placa em subducção com o manto. Os Andes, na costa oeste da América do Sul,</p><p>notadamente nas costas do Peru e Chile, constituem um exemplo desse tipo de conver-</p><p>gência.</p><p>Esse processo de subducção, envolvendo a descida para manto de um pedaço de rocha</p><p>fria, por volta de 100km de espessura, é marcado por numerosos terremotos ao longo</p><p>de um plano inclinado em 30º-60º para dentro do manto, denominado zona de Benioff</p><p>(Figura 1.9). A maioria dos terremotos nessas zonas planas de mergulhos é resultado de</p><p>compressão e fricção entre rochas ao longo desse plano, e a atividade sísmica estende-</p><p>se por 300-700km abaixo da superfície.</p><p>A profundidades médias, que variam entre 400 e 500km, a placa em subducção perde</p><p>progressivamente seu conteúdo em substâncias voláteis, inclusive a água, fator que</p><p>aumenta a taxa da fusão parcial da astenosfera, na chamada cunha mantélica, onde então</p><p>ocorre fusão parcial do manto, formando magma. Este, menos denso que as rochas cir-</p><p>cundantes, ascende e pode formar vulcanismo continental do tipo basáltico. O magma,</p><p>sofrendo fracionamento (vide Parte 3), pode gerar andesitos ou materiais mais félsicos,</p><p>como batólitos graníticos, que formam uma linha de vulcões continentais, distante algumas</p><p>dezenas ou centenas de quilômetros além do limite da subducção. Exemplos clássicos</p><p>desse contexto geotectônico são as zonas de subducção que afetam as costas ocidentais</p><p>do México e dos Andes. A placa em subducção torna-se, com o tempo, sismicamente</p><p>indiferenciada do manto circundante, sendo ali reciclada (Figura 1.9).</p><p>O limite de subducção entre duas placas é usualmente marcado por uma depressão</p><p>ou fossa (Figura 1.9), que recebe os mais variados tipos de sedimentos originários do</p><p>continente. São depositados caoticamente, na forma de fragmentos e blocos angulosos</p><p>e muito mal selecionados, suportados por uma matriz silto-argilosa e que recebe o nome</p><p>38 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>de mélange, significando “mistura”. Esse material, situando-se na zona onde a placa</p><p>oceânica em subducção atrita a base da placa continental, vai se deformando e aprofun-</p><p>dando progressivamente no manto.</p><p>interação convergente placa continental - placa continental</p><p>Se duas placas continentais convergem em uma colisão de continente-continente,</p><p>podem ocorrer o estreitamento do fundo oceânico com a desativação da zona de</p><p>Benioff, a ausência de vulcanismo e a subseqüente fusão e espessamento das duas</p><p>massas siálicas. O protótipo clássico da colisão continente-continente é o sistema Índia-</p><p>Ásia, que resultou na formação dos Himalaias e na elevação do platô tibetano. O processo</p><p>iniciou-se quando a Índia, situada originalmente nas imediações da ilha de Madagascar,</p><p>no Hemisfério Sul, foi rifteada da Antártida e da Austrália e iniciou sua migração para o</p><p>norte, chocando-se contra a Ásia, originando a mais portentosa cadeia de montanhas do</p><p>planeta (Figura 1.11a e b).</p><p>Entre as placas indiana e asiática existia o prolongamento oriental do Mar de Tethys.</p><p>A porção indiana desse mar constituía uma margem continental passiva, com sedimentos</p><p>plataformais ao sul e fácies marinha profunda ao norte. Já no prolongamento dessa parte</p><p>de Tethys para norte, a sul do Tibete, encontrava-se um arco de margem continental com</p><p>andesitos e tufos ácidos de composição riolítica. A colisão efetivou-se durante o Terciário</p><p>Inferior (40 Ma atrás), originando um encurtamento crustal de quase 2.500km (Condie,</p><p>1989), quando toda a crosta oceânica então existente ao norte da Índia e ao sul do Tibe-</p><p>te foi consumida e as duas cunhas continentais entraram em contato, com a profunda</p><p>interpenetração entre os dois continentes. Como conseqüência dessa colisão, houve</p><p>geração de rochas metamórficas de alta pressão, que fundiu as zonas de raízes da crosta</p><p>para produzir migmatitos e leucogranitos. Desse modo, a crosta da Ásia foi deslocada</p><p>inicialmente para o norte e, quando esse movimento tornou-se inviável, houve o deslo-</p><p>camento lateral de grandes massas continentais da Índia e da Eurásia, em um contexto</p><p>de alívio de pressão relacionado com a tectônica de escape. Esses movimentos laterais,</p><p>comandados por falhamentos transcorrentes gigantes são ativos atualmente, sendo os</p><p>responsáveis pelos terremotos de grandes magnitudes que ocorrem no Irã, Afeganistão e</p><p>China Ocidental (Figura 1.11a e b). Analogamente, os Alpes são o resultado do movimento</p><p>da África para norte, forçando a região do Mediterrâneo contra o continente europeu,</p><p>produzindo amalgamentos de pequenas placas.</p><p>Nesse contexto, o exemplo da Itália é notável: em uma distância de cerca de 300km,</p><p>cruzando a península em sua parte centro-norte, pode-se ver na região de La Spezia, no</p><p>Mediterrâneo, a costa de uma área tectonicamente ativa, formada pela junção de placas</p><p>menores que deformaram as rochas locais e formaram um relevo montanhoso, praias de</p><p>seixos e brechas tectônicas. Do lado oposto, na região de Ancona, em uma região de costa</p><p>passiva nas margens do mar Adriático, a costa é completamente plana e os sedimentos</p><p>são areias siliciclásticas com carbonatos subordinados (Figura 1.12).</p><p>39 PARTE 1</p><p>Figura 1.11 - (a) Migração da Índia em direção norte até sua colisão com a Ásia. Notar a</p><p>deformação na forma de falhas transcorrentes resultantes da continuidade dessa penetração</p><p>em direção ao continente asiático; (b) seções cruzadas esquemáticas mostrando a geometria</p><p>dessa colisão, com o fechamento do oceano seguido pelo espessamento da crosta siálica e a</p><p>formação de montanhas na zona de sutura.</p><p>Fonte: Modificado de VAN ANDEL. New view on old planet, 1985.</p><p>Índia</p><p>no presente</p><p>Platô do Tibete</p><p>Transcorrências e empurrões</p><p>Cordilheira</p><p>do Himalaia</p><p>Índia</p><p>45Ma atrás</p><p>Índia</p><p>71Ma atrás</p><p>Zona de suturaTibeteÍndia</p><p>(a) (b)</p><p>Movimento de</p><p>migração</p><p>do Continente</p><p>Indiano</p><p>40 petrografia macroscópica das rochas</p><p>ígneas, sedimentares e metamóficas</p><p>Figura 1.12 - Relevo, rochas e sedimentos em regiões costeiras italianas tectonicamente</p><p>diversas. Em La Spezia, na costa do mar da Ligúria: (A) a costa com limite convergente exibe</p><p>relevo montanhoso (A) e com possibilidade da ocorrência de terremotos. A mesma região</p><p>mostra brechas tectônicas silicificadas (b) e praias de seixos arredondados (C). Do lado oposto</p><p>da península, em Ancona (A’) a costa tectonicamente passiva, em limite divergente, é plana e</p><p>baixa, com exclusiva sedimentação arenosa. (Fotos do Autor).</p><p>interação convergente placa oceânica - placa oceânica</p><p>Assim como ocorre uma zona de subducção na convergência oceano-continente, o</p><p>mesmo fenômeno se dá quando duas placas oceânicas se encontram. Nesse processo</p><p>também há a formação de uma fossa oceânica. A Fossa das Marianas, paralela às Ilhas</p><p>Marianas (Figura 1.7), com profundidade próxima a 11km, é produto da convergência da</p><p>Placa do Pacífico com a das Filipinas.</p><p>Nesse processo também ocorrem vulcões. Após milhões de anos de acúmulo de lavas</p><p>e rochas vulcanoclásticas originadas pelo vulcanismo submarino, formam-se inúmeras</p><p>ilhas vulcânicas. Estas, por sua vez, dão origem aos arquipélagos, conhecidos como arcos</p><p>de ilhas, situados atrás da zona de subducção.</p><p>Os diferentes ambientes tectônicos geram feições de acordo com os processos</p><p>e materiais envolvidos. Com a convergência entre as duas placas oceânicas, ocorre</p><p>km</p><p>3000</p><p>B</p><p>C</p><p>A</p><p>A’</p><p>41 PARTE 1</p><p>subducção de uma delas e, através da transferência de calor entre as placas e o manto</p><p>sobrejacente ocorre magmatismo. A maioria dos vulcões que afloram acima do nível</p><p>do mar, como, por exemplo, os do Japão, da Indonésia e das Ilhas Aleutianas, ocorrem</p><p>paralelos às profundas fossas oceânicas, ao longo das quais a placa oceânica e materiais</p><p>oceânicos de baixa temperatura mergulham no manto. Essas cadeias montanhosas são</p><p>denominadas arcos	de	ilhas.</p><p>Os arcos de ilhas ativos são caracterizados por:</p><p>1. conjunto de ilhas dispostas formando um arco;</p><p>2. manifestações de atividades vulcânicas no presente;</p><p>3. fossa profunda no lado do oceano e mar raso no lado do continente;</p><p>4. cinturão de anomalia gravitacional indicando grande desnível isostático;</p><p>5. sismicidade ativa, ocorrendo terremotos com focos intermediários a profundos;</p><p>6. movimentações tectônicas;</p><p>7. coincidência de arcos com cinturão orogenético recente.</p><p>sistemas de arcos vulcânicos</p><p>Arcos vulcânicos são cadeias de ilhas vulcânicas formadas sobre a crosta oceânica,</p><p>com taxa de convergência superior a 7cm/ano e espessura crustal variando de 20 até</p><p>40km. As ilhas ocorrem pela atividade de zonas de subducção que se desenvolvem na</p><p>crosta oceânica, ou seja, nas margens convergentes de placas oceânicas, onde ocorre</p><p>orogenia acrescionária (incorporação, por falhamentos tectônicos, de blocos alóctones</p><p>ao continente). Os arcos atuais são caracterizados por atividades sísmica e vulcânica</p><p>variável, mas geralmente intensas, com focos situados entre 100 e 200km de profundidade.</p><p>Possuem ainda fluxo de calor, anomalias gravimétricas, espessuras crustais e outras</p><p>propriedades também variáveis. São compostos por rochas vulcânicas, plutônicas e sedi-</p><p>mentos derivados. Durante a subducção a crosta vai sendo progressivamente aquecida</p><p>pelo calor do manto e pela fricção na superfície do pacote subductado. Com o aumento</p><p>da</p>