Rochas Ígneas - Prof. Dr. Mario Sergio de Melo

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4 ROCHAS 
As rochas são os agregados de minerais que ocorrem naturalmente 
na superfície da Terra. São classificadas em função dos processos 
genéticos, textura, composição química e mineralógica, fatores que 
refletem a trajetória dos materiais rochosos no ciclo das rochas. 
4.1 Ciclo das rochas 
O ciclo das rochas (FIGURA 4.1) estabelece a história dos 
processos formadores dos materiais da Terra, mostrando as relações 
genéticas entre os diversos tipos de rochas. Estes processos envolvem: 
a) diferenciação contínua da composição da crosta (ascensão das 
fases com pesos específicos mais baixos); 
b) cristalização fracionada (com fusão parcial do material do manto); 
c) intemperismo (incluindo solução diferenciada e transporte 
mecânico); 
d) sedimentação e litificação; 
e) metamorfismo (incluindo metassomatismo). 
Tais processos são os geradores dos tipos básicos de rochas: 
ígneas, sedimentares e metamórficas. Existem também rochas 
ultrametamórficas, envolvendo fusão parcial, que se confundem com as 
rochas ígneas. 
4.2 Rochas ígneas (ou magmáticas) 
O processo básico gerador das rochas ígneas é a fusão, seja de 
material do manto, seja de rochas ígneas ou metamórficas preexistentes. 
As rochas ígneas constituem cerca de 80% das rochas da crosta da 
Terra. Resultam da solidificação de uma fusão principalmente de silicatos 
(magma), que pode conter uma fase gasosa. Esta fusão é gerada 
principalmente em condições enérgicas de P e T, em profundidade. 
Os diferentes tipos de rochas ígneas existentes dependem 
basicamente de: 
1) do tipo de magma primário (composição original); 
2) do tipo de evolução magmática (modificação da composição); 
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3) das condições de formação da rocha ígnea (velocidade de 
resfriamento do magma). 
Estes três fatores básicos determinam as características que 
permitem descrever e classificar as rochas ígneas, que são: 
a) a composição química e os minerais constituintes; 
b) a textura (granulação); 
c) a estrutura. 
 
 
 
 
FIGURA 4.1: O ciclo das rochas. 
 
4.2.1 Tipos de magmas 
Existe muita discussão a respeito dos tipos de magmas primários que 
originam as rochas ígneas. Alguns autores admitem a existência de três 
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tipos básicos, classificados de acordo com a tectônica de placas, cada um 
apresentando composição característica (QUADRO 4.1 e FIGURA 4.2): 
a) toleítico (ou basáltico ou cálcico): característico das cadeias 
meso-oceânicas; resulta de fusão parcial de rochas ultramáficas 
do manto superior, produzindo magma profundo que atinge a 
superfície da crosta oceânica, sob os mares; 
b) cálcico-alcalino (ou tipo Pacífico ou Andesítico): característico 
das margens compressivas; resulta da mistura de magmas 
produzidos pela fusão parcial profunda, nas raízes das cadeias de 
montanhas, de rochas máficas da crosta oceânica e de rochas 
félsicas da crosta continental; 
c) alcalino (ou tipo Atlântico ou granítico): característico das 
regiões intraplacas; resulta da fusão parcial de rochas félsicas da 
base da crosta continental, em áreas de anomalias térmicas. 
4.2.2 Evolução magmática 
A modificação da composição dos magmas primários realiza-se por 
três processos principais. 
 
Margem de placa Intraplaca 
Zona de subducção 
Cadeia meso-
oceânica 
Oceânica Continental 
Ilhas Rifts Cráton Colisão 
Toleítico 
Cálcico-alcalino 
Toleítico 
Toleítico 
Alcalino 
Toleítico 
Alcalino 
Alcalino 
Cálcico-
alcalino 
Compressão, 
cavalgamento 
Extensão Passivo Extensão Passivo 
Compres
-são 
 
QUADRO 4.1: Associações magmáticas e respectivas fontes no 
manto, de acordo com a tectônica de placas. 
 
 
 
 
 
 
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FIGURA 4.2: Suposição da origem dos diferentes tipos de magmas em relação à 
tectônica de placas. 
4.2.2.1 Diferenciação 
É o desdobramento do magma inicialmente homogêneo em frações 
de composição diferente. Vários mecanismos podem ocorrer: migração de 
íons ou moléculas, divisão em frações imiscíveis (caso de sulfetos), 
transferência gasosa de constituintes voláteis, fracionamento resultante da 
cristalização. Este último mecanismo é muito mais importante que os 
demais. 
O fracionamento pela cristalização decorre das diferentes 
temperaturas de cristalização dos minerais. Com o progresso da 
cristalização, existe tendência à manutenção do equilíbrio entre as fases 
sólida e líquida. Quando a temperatura baixa, os cristais precoces reagem 
com o líquido e mudam de composição. 
Quando a reação entre cristais e líquido se completa, os minerais da 
rocha final não são os precoces, mas os últimos que se formaram. Mas se 
a reação não for completa, devido à rapidez de resfriamento ou outras 
 
 5 
razões, os cristais precoces de ambas as reações podem persistir como 
componentes da rocha final. É por isto que se observam feldspatos 
zonados e cristais de um mineral ferromagnesiano envolvidos por camadas 
de outro. 
Alguns fatores influenciam a seqüência normal de cristalização: 
variedades isomórficas da série descontínua (forsterita-faialita), 
concentração de voláteis, relações entre elementos no magma. 
Alguns mecanismos interagem com o fracionamento pela 
cristalização, podendo gerar produtos rochosos diferenciados. São eles: 
a) diferenciação gravitativa (afundamento dos minerais pesados e 
flutuação dos leves), responsável pelas concentrações basais de 
cromita, olivinas, piroxênios e anfibólios (dunitos, peridotitos, 
piroxenitos); 
b) fluxos de gases (flotação de minerais); 
c) convecção (movimentos que formam bandas de composição 
concêntricas); 
d) filtragem sob pressão (expulsão dos líquidos residuais que 
percolam cristais já formados) são outros mecanismos 
acessórios. 
Distinguem-se vários estádios de consolidação do magma, que 
vão gerar produtos rochosos muito distintos: 
a) ortomagmático: primeiro estádio, durante o qual se formam os 
minerais pirogenéticos (precoces, de alta temperatura, anidros) 
(temperaturas acima de 800 C); 
b) pegmatítico: no qual coexistem fases líquida (fusão de silicatos), 
cristalina e gasosa (aquosa) (600-800 C); 
c) pneumatolítico: equilíbrio entre cristais e gases (400-600 C); 
d) hidrotermal: equilíbrio entre cristais, soluçðes aquosas e gases 
(100-400 C). 
Alterações de minerais preexistentes pelas soluçðes residuais finais 
da consolidação do magma, ricas em voláteis, são chamadas deutéricas. 
Incluem a zeolitização, albitização, cloritização e formação de 
intercrescimentos quartzo-feldspáticos. Dificilmente distinguem-se de 
alterações metassomáticas. 
4.2.2.2 Assimilação 
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Ocorre quando o magma for capaz de reagir com minerais da rocha 
encaixante, dissolvendo-os e assimilando-os. O magma original é 
contaminado, e as rochas por ele formadas são de origem híbrida. Tais 
rochas híbridas são especialmente comuns próximo às margens das 
grandes massas plutônicas. Alguns dioritos, por exemplo, originam-se por 
assimilação de paredes de gabro ou calcário por magma granítico. Supõe-
se que as rochas alcalinas possam ser geradas por magmas cálcico-
alcalinos, que assimilaram rochas carbonáticas. 
Nos casos em que a assimilação da rocha encaixante é parcial, 
conservando-se relíquias da sua estrutura antiga, geram-se os 
palimpsestos. 
4.2.2.3 Mistura de magmas 
Em muitas rochas ígneas intrusivas de pequena profundidade ou 
vulcânicas, observa-se associações íntimas de fenocristais de plagioclásios 
de composição muito diferente, ou ainda zoneamento reverso (bordas de 
plagioclásio mais cálcico que o núcleo, oubordas do piroxênio mais 
magnesianas que o núcleo). Estas evidências sugerem que tais rochas 
resultem da mistura de magmas. 
4.2.3 Condições de formação das rochas ígneas 
Quanto às condições de formação das rochas ígneas, elas podem 
ser subdivididas em intrusivas (ou plutônicas), hipoabissais e 
extrusivas (ou vulcânicas, ou efusivas). 
 
4.2.3.1 Rochas intrusivas profundas (ou plutônicas, ou abissais) 
São aquelas consolidadas em regiões profundas na crosta (vários 
quilômetros abaixo da superfície terrestre), normalmente sob condições de 
alta P e T. O resfriamento do magma é relativamente lento, as reações 
entre fase sólida e líquida são favorecidas, com tendência a 
desenvolvimento de cristais maiores e diferenciação acentuada dentro da 
câmara magmática. 
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Os corpos rochosos abissais (plútons), com texturas mais grossas, 
são sempre discordantes, sendo subdivididos de acordo com a extensão 
da área de afloramento: 
a) batólito: grande massa contínua de rocha magmática, geralmente 
muito antiga, cortando discordantemente as rochas encaixantes, 
apresentando mais de 100 km2 de superfície; 
b) stock: menor que o batólito (menos de 100 km2 de superfície). 
4.2.3.2 Rochas hipoabissais 
Solidificam-se em profundidades menores, resultando da 
consolidação de magma que penetra em fraturas e cavidades de rochas 
encaixantes mais superficiais, onde se cristalizam pela queda de 
temperatura e perda de pressão. 
Apresentam características intermediárias entre as rochas plutônicas 
e as extrusivas, mostrando textura média. Os corpos de rochas ígneas 
hipoabissais são divididos em: 
a) formas concordantes: quando obedecem à estrutura dominante 
das rochas encaixantes (foliação das rochas metamórficas, 
acamamento de rochas sedimentares, FIGURA 4.3); 
a.1) soleira (ou sill): corpos extensos e pouco espessos, de forma 
tabular (magma subsilicoso pouco viscoso); 
a.2) lacólito: corpos intrusivos lenticulares plano-convexos, 
formando-se cúpula na capa (magma enriquecido em sílica, 
mais viscoso); 
a.3) lopólito: corpos lenticulares de grandes dimensões, côncavo-
convexos, deprimidos na parte central (encaixados em 
sinclinais); 
a.4) facólito: corpos lenticulares convexo-côncavos, alçados na 
parte central (encaixados em anticlinais). 
 
b) formas discordantes: independem das estruturas da rocha 
encaixante, cortando-as discordantemente, mas obedecem 
estruturas rúpteis tais como fraturas e falhas; são mais freqüentes 
em porções superiores da crosta, onde os materiais têm 
comportamento mais rígido (rúptil): 
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FIGURA 4.3: Seções esquemáticas representando alguns tipos de corpos de 
rochas ígneas hipoabissais (sill = soleira). 
 
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b.1) dique: corpos tabulares extensos de possança variável (cm 
até km) preenchendo fraturas formadas por esforços 
distensivos; existem grupos de diques radiais (disposição 
radial em relação a um centro), anelares (concêntricos) e em 
enxames (paralelos); 
b.2) chaminé (neck): formas cilíndricas verticais (diâmetro de 
metros a 1,5 km), correspondendo à exumação, pela erosão, 
de antigos condutos de edifícios vulcânicos; 
b.3) apófise: formas ramificadas irregulares derivadas de corpos 
maiores (lacólitos, batólitos). 
 
4.2.3.3 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas) 
São aquelas formadas por magma que emerge à superfície ou 
regiões pouco profundas, consolidando-se rapidamente, sob condições 
relativamente baixas de P e T. O resfriamento é rápido, com tendência a 
desenvolvimento de cristais pequenos e pouca diferenciação magmática. 
As rochas ígneas efusivas (vulcânicas) resultam de dois processos 
principais: 
a) vulcanismo do tipo fissural (ou quiescente): volumes enormes 
de lava (caracteristicamente subsilicosa, escura e fluida) 
extravasam à superfície da Terra através de longas e profundas 
fissuras, originando corpos tabulares extensos que acompanham 
a superfície do terreno (p.e. derrames basálticos da Bacia do 
Paraná); 
b) vulcanismo do tipo central (erupção central): volumes menores 
de lava extravasadas de um conduto central constróem cones 
(edifícios) vulcânicos de dois tipos: 
b.1) vulcões em escudo: edifícios com flanco suave, resultantes 
de extrusão periódica de lavas fluidas, subsilicosas (p.e. 
vulcões havaianos); 
b.2) estrato-vulcões: cones com flancos mais abruptos, 
resultantes da sucessão de extrusões de lavas mais viscosas 
(enriquecidas em sílica) e extrusões explosivas de materiais 
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piroclásticos (cinzas, lapili) (p.e. Monte Fujiyama, Etna, 
Vesúvio, Kilimandjaro). 
4.2.4 Classificação das rochas ígneas 
As características principais que permitem classificar as rochas 
ígneas são: 
a) composição química (e minerais constituintes), que reflete a 
composição do magma original e suas transformações, em 
determinados ambientes tectônicos; 
b) textura ou granulação, que reflete principalmente as condições de 
formação das rochas, mas também os estádios de consolidação 
do magma. 
4.2.4.1 Classificação com base na filiação magmática, teor em sílica e 
textura 
Uma classificação possível (QUADRO 4.3) organiza as rochas de 
acordo com a filiação magmática (alcalinas, cálcico-alcalinas e toleíticas, 
com proporção decrescente de feldspatos alcalinos, e crescente de 
feldspatos cálcicos) e proporção em sílica (SiO2), esta supostamente 
refletindo diferenciação magmática sucessiva. Quanto ao teor em sílica, as 
rochas ígneas são classificadas em: 
a) ácidas: mais de 64% de SiO2; apresentam quartzo (mais de 10%) 
e feldspatos, os feldspatóides estão ausentes; 
b) intermediárias: 52% < SiO2 < 64%; apresentam feldspatos e 
feldspatóides, mas sem quartzo; 
c) básicas: 48% < SiO2 < 52%; feldspatóides dominantes, feldspatos 
em menor quantidade, quartzo ausente; 
d) ultrabásicas: menos de 48% de SiO2; apresentam feldspatóides, 
feldspatos ausentes (ou raros), quartzo ausente. 
A classificação do QUADRO 4.3 leva em conta também as condições 
de formação das rochas. Os termos colocados acima referem-se a tipos 
plutônicos, com granulação grossa (p.e. granito, tonalito, sienito, diorito, 
gabro). Os termos colocados abaixo referem-se a tipos extrusivos, com 
granulação fina (p.e. riolito, dacito, traquito, andesito, diabásio). 
 
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% SiO2 
proporção de tipos de feldspatos 
alcalina 
+ 2/3 felds. alc. 
cálcico-alcalina 
1/3<felds. 
alc.<2/3 
toleítica 
- 1/3 felds. alc. 
ácidas 
+ 64% 
granito alcalino 
 
granito, 
granodiorito 
riolito, riodacito 
tonalito 
dacito 
intermediárias 
52-64% 
nefelina sienito, 
sienito 
fonolito, traquito 
 
diorito, boninito 
andesito 
básicas 
48-52% 
gabro alcalino 
basalto alcalino 
gabro cálcico-
alcalino 
basalto cálcico 
alcalino 
gabro 
diabásio (toleíto) 
ultrabásicas 
-48% 
komatiito 
kimberlito 
 
picrito 
 
 
QUADRO 4.3: Classificação das rochas ígneas com base na 
proporção de feldspatos, teor em sílica e textura (tipos com textura 
grossa em letras normais, tipos com textura fina em itálico). 
 
Uma classificação usual é a de Streckeisen (FIGURA 4.4), baseada 
nas proporções dos minerais essenciais (quartzo, feldspatos alcalinos + 
albita, plagioclásios, feldspatóides), representados por meio de dois 
diagramas triangulares. 
Existe nítida associação entre tipos de rochas ígneas (conforme a 
filiação magmática) e seu ambiente tectônico (QUADRO 4.1 e FIGURA 
4.2). 
4.2.4.2 Classificaçõesmineralógicas 
O conteúdo mineralógico reflete a composição e história evolutiva do 
magma, e é uma base fundamental de classificação. 
Entre os minerais dominantes da rocha, identificam-se: 
a) minerais essenciais: sua presença é indispensável para se 
atribuir o nome de uma rocha (p.e. quartzo no granito, nefelina ou 
outro feldspatóide no fonólito); 
b) minerais acessórios: aparecem em menor quantidade, e são 
eventuais (não são indispensáveis); podem ser classificados em 
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acessórios característicos (mais de 5% da rocha) ou 
acessórios secundários (menos de 5%). 
 
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FIGURA 4.4: Classificação das rochas magmáticas de A. Streckeisen (1974), 
levando em conta a proporção dos minerais essenciais. Em letras normais: rochas 
plutônicas granuladas; em itálico: rochas efusivas afaníticas (= microlíticas). 
 
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Como já foi visto anteriormente, a presença ou ausência de quartzo, 
feldspatos e feldspatóides reflete a quantidade de sílica, e pode ser 
utilizada como critério de classificação em rocha ácida, intermediária, 
básica e ultrabásica. 
Também já vimos (QUADRO 4.3) que a proporção entre feldspatos 
alcalinos (ortoclásio, microclínio, albita) e cálcicos (anortita) é um critério de 
classificação importante. Um procedimento comum é o ensaio de 
coloração seletiva dos feldspatos, no qual a amostra de rocha polida é 
inicialmente tratada com ácido fluorídrico (que reage com os feldspatos e o 
quartzo) e posteriormente com solução de cobalto-nitrito de sódio (os 
feldspatos cálcicos produzem película branca, os alcalinos amarela e o 
quartzo incolor). 
4.2.4.3 Classificação com base na cor 
A cor é também um critério de classificação, visto que os minerais 
ferromagnesianos (biotita, piroxênios, anfibólios, olivinas), denominados 
máficos, são usualmente escuros e mais densos, e caracterizam as 
rochas básicas e ultrabásicas. 
Já os minerais geralmente desprovidos de ferro e magnésio, 
denominados félsicos (quartzo, feldspatos, feldspatóides, moscovita) são 
claros e leves, e na maioria das vezes caracterizam as rochas ácidas. Na 
classificação de Shand, calcada no volume de minerais escuros, 
distinguem-se as seguintes classes: 
a) rochas leucocráticas: menos de 30% de máficos; 
b) rochas mesocráticas: 30% < máficos < 60%; 
c) rochas melanocráticas: 60% < máficos < 90%; 
d) rochas hipermelanocráticas: mais de 90% de máficos. 
4.2.5 Textura das rochas ígneas 
Textura é um termo usado em petrografia que se refere ao grau de 
cristalização, ao tamanho dos grânulos (ou granulação) e às relações 
geométricas entre os constituintes menores (cristais, grãos) de uma rocha. 
Tem a ver, portanto, com feições de pequena escala (micro a 
mesoscópicas) das rochas. 
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No caso das rochas ígneas, tais aspectos são controlados pela 
velocidade e ordem de cristalização, o que depende da temperatura inicial, 
velocidade de resfriamento, composição, conteúdo em gás, viscosidade, 
pressão. As características texturais lançam muita luz sobre as condições 
de formação das rochas ígneas. 
Quanto ao grau de cristalização as rochas ígneas podem ser 
classificadas em: 
a) holocristalinas: compostas inteiramente de cristais (p.e. granito); 
b) holohialinas: compostas inteiramente de vidro (p.e. obsidiana); 
c) hipocristalinas ou mesocristalinas: contêm tanto vidro como 
cristais (p.e. basalto). 
Quanto à granulação, as rochas ígneas podem ser classificadas em: 
a) criptocristalinas: quando os cristais são tão diminutos que não 
podem ser identificados nem com o microscópio: 
b) afaníticas: quando a maior parte dos constituintes é tão pequena 
que não pode ser individualizada a olho nu; 
c) faneríticas: as rochas mais grossas, em que é possível 
individualizar a maior parte dos constituintes a olho nu; 
c.1) de granulação fina: diâmetro da maior parte dos cristais 
menor que 1 mm; 
c.2) de granulação média: diâmetros entre 1 e 5 mm; 
c.3) de granulação grossa: diâmetros entre 5 mm e 3 cm; 
c.4) de granulação muito grossa: diâmetros acima de 3 cm. 
Quanto às relações geométricas entre os constituintes das rochas 
ígneas, os grânulos são classificados em: 
 
a) euédricos (ou idiomórficos ou automórficos): apresentam 
formas características, completamente limitadas por faces de um 
cristal; 
b) subédricos (ou hipidiomóficos): são só parcialmente limitados 
por faces: 
c) anédricos (ou alotriomórficos ou xenomórficos): são 
desprovidos de faces geométricas. 
Várias texturas de rochas ígneas características são definidas pela 
granulação e relações geométricas dos constituintes. As principais destas 
texturas são (FIGURAS 4.6 a 4.10): 
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a) granular: a maioria dos minerais da rocha é aproximadamente 
equidimensional, refletindo variações contínuas de temperatura: 
a.1) granular-panidiomórfica, granular-automórfica ou 
lamprofírica: maioria dos minerais principais é euédrica (p.e. 
lamprófiros, rochas escuras hipoabissais); 
a.2) granular-hipidiomórfica, granular-hipantomórfica ou 
granítica: apresenta constituintes euédricos, subédricos e 
anédricos, sendo a textura granular mais comum (p.e. 
granitos); 
a.3) granular-alotriomórfica, granular-xenomórfica, aplítica ou 
sacaróide: quase todos os constituintes são anédricos (p.e. 
aplitos); 
 
b) porfirítica: granulação notavelmente desigual, destacando-se 
cristais relativamente grandes (fenocristais) em matriz fina, 
refletindo, em alguns casos, mudanças abruptas de temperatura 
durante a cristalização: 
b.1) microporfirítica: quando os fenocristais são pequenos, 
necessitando-se de um microscópio para identificá-los; 
b.2) vitrofírica: fenocristais em matriz vítrea; 
b.3) felsofírica: a matriz é um intercrescimento denso de quartzo 
e feldspato (felsito); 
b.4) ocelar: os fenocristais assemelham-se a olhos; 
c) textura gráfica ou micrográfica: intercrescimentos de quartzo e 
feldspato alcalino, por cristalização simultânea ou substituição; o 
quartzo é comumente cuneiforme, assemelhando-se a inscrições 
rúnicas; 
d) textura mirmequítica: intercrescimento de diminutas massas de 
quartzo em plagioclásio sódico; resulta da substituição de partes 
marginais de feldspatos potássicos em contato com plagioclásio; 
e) textura ofítica: ripas de plagioclásio são parcial ou totalmente 
envolvidas por cristais maiores (normalmente de piroxênio); 
comum em gabros, diabásios e basaltos; 
e.1) textura subofítica: as ripas de plagioclásio são maiores que 
os cristais de piroxênio, e são só parcialmente envolvidas por 
estes; 
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e.2) textura hialofítica: o vidro substitui o piroxênio na textura 
ofítica; 
f) textura poiquilítica: numerosos grânulos de vários minerais, 
orientados ao acaso, estão completamente envolvidos por cristais 
maiores, contínuos, de composição diferente; 
g) bordas quelifíticas: camadas concêntricas radiadas (bordas de 
reação) desenvolvidas sobre cristais precoces (p.e. olivina), por 
reações incompletas com a fusão ou com soluçðes tardi-
magmáticas (deutéricas); 
 
h) textura intergranular: os interstícios intergranulares entre 
feldspatos estão ocupados por grânulos ferromagnesianos 
(olivina, piroxênio, minérios de ferro), orientados ao acaso; 
h.1) textura intersertal: os interstícios intergranulares entre as 
ripas de feldspatos são parcialmente preenchidos com vidro, 
ou minerais secundários não granulares; 
h.2) textura hialopilítica: o vidro ocupa totalmente os interstícios 
minúsculos entre as placas de feldspato orientadas ao acaso; 
i) textura traquítica:os micrólitos (pequenas ripas) de feldspatos 
estão dispostos paralelamente, em conseqüência do fluxo em 
rochas extrusivas: 
i.1) textura pilotaxítica: as camadas fluidais são menos nítidas 
que nos traquitos. 
 
As relações geométricas permitem interpretar a ordem de 
cristalização (FIGURA 4.5): 
a) quando um mineral está envolvido por outro, o mineral envolvente 
é o mais jovem; 
b) os cristais precoces tendem a ser mais euédricos que o tardios; 
c) quando cristais grandes e pequenos coexistem, os grandes 
começaram a desenvolver-se primeiro. 
4.2.6 Estrutura das rochas ígneas 
O arranjo geométrico dos componentes maiores (conjuntos de 
cristais ou grãos) constitui a estrutura das rochas. As estruturas são 
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descontinuidades ou anisotropias que refletem arranjos não aleatórios dos 
componentes, conferindo algum tipo de feição de escala maior 
(macroscópica) que as feições determinadas pela textura. As principais 
estruturas presentes nas rochas ígneas são: 
a) vesículas: vazios pelo aprisionamento de gases em lavas (magma 
que extravasa à superfície) e intrusões de pequena profundidade; 
b) amígdalas: vesículas preenchidas com minerais deutéricos ou 
secundários (opala, calcedônia, calcita, zeólitas); 
c) estrutura fluidal: arranjo paralelo linear ou planar dos minerais 
precoces pelos fluxos do magma em solidificação; 
d) zoneamento (ou variações de granulação e composição): nos 
contatos ou bordas dos corpos magmáticos, onde o resfriamento 
é mais rápido, podem desenvolver-se zonas de granulação mais 
fina; próximo ao teto do plúton concentram-se gases e fluidos 
finais mais leves, pouco viscosos, que dão origem a texturas 
grossas, pegmatóides, e tipos rochosos enriquecidos em 
minerais contendo elementos voláteis (turmalina, topázio, fluorita); 
e) diáclases: juntas (ou fraturas ou superfícies de ruptura) formadas 
pela diminuição de volume em conseqüência da solidificação, 
resfriamento e alívio de carga.