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Introdução a Petrologia Ígnea e Metamórfica - John D. Winter.pdf

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John D. Winter 
 
 
 
 
 
 
 
INTRODUÇÃO A 
PETROLOGIA ÍGNEA E 
METAMÓRFICA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Segunda Edição 
 
1 
 
SUMÁRIO 
 
Capítulo 1 ...................................................................................................................................... 6 
Alguns conceitos fundamentais ..................................................................................................... 6 
1.1 Introdução ........................................................................................................................... 6 
1.2 O Interior da Terra............................................................................................................... 8 
1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra ................................................................................. 11 
1.4 Diferenciação da Terra ...................................................................................................... 12 
1.5 Como sabemos de tudo isso? ............................................................................................ 14 
1.6 Meteoritos ......................................................................................................................... 16 
1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade ................................................ 18 
1.7.1 O Gradiente de Pressão .............................................................................................. 18 
1.7.2 O Gradiente de Temperatura ...................................................................................... 19 
1.8 Geração de Magma na Terra ............................................................................................. 21 
Capítulo 2 .................................................................................................................................... 23 
Classificação e Nomenclatura de Rochas Ígneas ........................................................................ 23 
2.1 Introdução ......................................................................................................................... 23 
2.2 Termos Composicionais .................................................................................................... 23 
2.3 Classificação da IUGS ...................................................................................................... 25 
2.3.1 Calculando e Plotando ................................................................................................ 25 
2.3.2 Rochas Faneríticas ...................................................................................................... 26 
2.3.3 Modificando Termos .................................................................................................. 27 
2.3.4 Rochas Máficas e Ultramáficas .................................................................................. 28 
2.4 Rochas Afaníticas .............................................................................................................. 31 
2.5 Rochas Piroclásticas .......................................................................................................... 36 
Capítulo 3 .................................................................................................................................... 38 
Texturas de Rochas Ígneas .......................................................................................................... 38 
3.1 – Texturas Primárias (cristal/fusão interação) ................................................................... 38 
3.1.1 Taxa de Nucleação, Crescimento e Difusão ............................................................... 39 
3.1.2 Locais Preferidos para Nucleação .............................................................................. 43 
3.1.3 Zoneamento Composicional ....................................................................................... 43 
3.1.4 Sequência de Cristalização ......................................................................................... 44 
3.1.5 Reação e Ressorção Magmática ................................................................................. 47 
3.1.6 Movimento Diferencial de Cristais e Fusão ............................................................... 48 
3.1.7 Texturas Cumulativas ................................................................................................. 49 
2 
 
3.1.8 Geminação Primária (Primary Twinning) .................................................................. 50 
3.1.9 Texturas Vulcânicas ................................................................................................... 51 
3.1.10 Texturas Piroclásticas ............................................................................................... 52 
3.2 Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmáticas .......................................................... 53 
3.2.1 Transformações Polimórficas ..................................................................................... 54 
3.2.2 Geminação Secundária ............................................................................................... 55 
3.2.3 Exsolução ................................................................................................................... 56 
3.2.4 Reações e Reposições Secundárias ............................................................................ 57 
3.2.5 Deformação ................................................................................................................ 59 
Capítulo 4 .................................................................................................................................... 64 
Estruturas Ígneas e Interações entre Campo................................................................................ 64 
4.1 Processos Extrusivos ou Vulcânicos, produtos e transformações (formas de ilha) ........... 64 
4.1.1 Propriedades do Magma e Tipos de Erupções ........................................................... 64 
4.1.2 Saídas Centrais de Formas de Ilhas ............................................................................ 66 
4.1.3 Erupções Fissurais ...................................................................................................... 71 
4.1.4 Características dos Fluxos de Lava ............................................................................ 72 
4.1.5 Depósitos Piroclásticos .............................................................................................. 75 
4.2 Processos Intrusivos ou Plutônicos e Corpos .................................................................... 80 
4.2.1 Corpos Tabulares Intrusivos ....................................................................................... 80 
4.2.3 Relações entre o Contato de Plutons .......................................................................... 85 
4.2.4 Período de Intrusão ..................................................................................................... 86 
4.2.5 Profundidade das Deformações .................................................................................. 87 
4.2.6 Injeções Múltiplas e Plutons Zonados ........................................................................ 90 
4.2.7 O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem” .......... 91 
Capítulo 5 .................................................................................................................................... 95 
Introdução a Termodinâmica ...................................................................................................... 95 
5.1 Energia ..............................................................................................................................95 
5.2 Energia Livre de Gibbs ..................................................................................................... 96 
5.3 Energia Livre de Gibbs Para Uma Fase ............................................................................ 98 
5.4 – Energia Livre de Gibbs para Reação ............................................................................ 102 
5.4.1 Variação na Energia Livre de Gibbs para Reações com Temperatura e Pressão ..... 102 
5.4.2 O Estado de Equilíbrio ............................................................................................. 104 
5.4.3 Cálculos Termodinâmicos do Diagrama de Fase ..................................................... 104 
Capítulo 6 .................................................................................................................................. 108 
Fase Binária - A Regra de Fase e Sistema para Um ou Dois Componentes ............................. 108 
6.1 Introdução ao Comportamento da Fusão de Magmas Naturais....................................... 108 
3 
 
6.2 Equilíbrio de Fase e a Regra de Fase .............................................................................. 111 
6.3 Aplicação da Regra de Fase para um Sistema com H2O ................................................. 113 
6.4 Sistema de Uma Componente ......................................................................................... 116 
6.5 Sistema Binário de Duas Componentes .......................................................................... 118 
6.5.1 Sistemas Binários com Completas Soluções Sólidas ............................................... 118 
6.5.2 Sistema Binário Eutético .......................................................................................... 123 
6.5.3 Sistema Binário Peritético ........................................................................................ 127 
6.5.4 O Sistema dos Feldspatos Alcalinos ........................................................................ 131 
Capítulo 7 .................................................................................................................................. 136 
Fase Ternária - Sistema com Mais de Duas Componentes ....................................................... 136 
7.1 Sistemas de Três Componentes (Ternário) ..................................................................... 136 
7.1.1 Sistema Ternário Eutético ........................................................................................ 136 
7.1.2 Sistemas Ternários Peritéticos.................................................................................. 141 
7.1.3 Sistema Ternário com Solução Sólida ...................................................................... 142 
7.2 Sistemas com Mais de Três Componentes ...................................................................... 149 
7.3 Série de Reações ............................................................................................................. 151 
7.4 O Efeito da Pressão no Comportamento da Fusão .......................................................... 154 
7.5 Os Efeitos dos Fluídos no Comportamento da Fusão ..................................................... 155 
7.5.1 Os Efeitos do H2O .................................................................................................... 156 
7.5.2 Os Efeitos do CO2 .................................................................................................... 163 
Capítulo 8 .................................................................................................................................. 167 
Petrologia Química 1 - Elementos Maiores e Menores ............................................................. 167 
8.1 Métodos Analíticos ......................................................................................................... 168 
8.2 Resultados Analíticos ...................................................................................................... 171 
8.3 Elementos Maiores e Menores na Crosta ........................................................................ 174 
8.4 Minerais Normativos ....................................................................................................... 175 
8.5 Diagrama de Fase ............................................................................................................ 177 
8.5.1 Plotagem Bivariante ................................................................................................. 177 
8.5.2 Plotagem Triangular: O Diagrama AFM ................................................................. 182 
8.6 O Uso do Diagrama de Variação para Modelar a Evolução Magmática......................... 182 
8.6.1 Raios dos Elementos de Pearce (PER) ..................................................................... 182 
8.6.2 Modelos Gráficos e Matemáticos da Evolução Magmática ..................................... 185 
8.7 Séries Magmáticas........................................................................................................... 190 
Capítulo 9 .................................................................................................................................. 197 
Petrologia Química 2 - Elementos Traço e Isótopos ................................................................. 197 
9.1 Distribuição de Elementos .............................................................................................. 197 
4 
 
9.2 Modelos para os Processos de Fusão-Sólida ................................................................... 201 
9.2.1 Fusão em Grupos – Batch Melting ........................................................................... 201 
9.2.2 Fracionamento Rayleigh .......................................................................................... 204 
9.3 Os Elementos Terras Raras: Um Grupo Especial de Elementos Traço ........................... 205 
9.4 Diagrama Spider .............................................................................................................. 208 
9.5 Aplicação dos Elementos Traços nos Sistemas Ígneos ................................................... 210 
9.6 Critérios Geoquímicos para Descriminação entre os Ambientes Tectônicos.................. 212 
9.7 Isótopos ........................................................................................................................... 214 
9.7.1 Isótopos Estáveis ...................................................................................................... 214 
9.7.2 Isótopos Radioativos e Radiogênicos ....................................................................... 217 
Capítulo 10 ................................................................................................................................ 234 
Fusão do Manto e a Geração do Magma Basáltico ................................................................... 234 
10.1 Petrologia do Manto ...................................................................................................... 235 
10.1.1 Ofiolítos .................................................................................................................. 235 
10.1.2 Amostras escavadas a partir das Zonas Oceânicas Fraturadas ............................... 236 
10.1.3 Nódulos nos Basaltos ............................................................................................. 236 
10.1.4. Xenólitos em Corpos Kimberlíticos ...................................................................... 236 
10.2 Fusão do Manto ............................................................................................................. 239 
10.2.1 Elevando a Temperatura .........................................................................................239 
10.2.2 Redução da Pressão ................................................................................................ 240 
10.2.3 Adicionando Voláteis ............................................................................................. 241 
10.2.4 Um breve Sumário da Fusão do Manto .................................................................. 243 
10.3 Geração do Magma a partir de uma Quimicamente Uniforme ..................................... 244 
10.4 Magmas Primários......................................................................................................... 248 
10.5 Um Modelo de Manto Quimicamente Heterogêneo ..................................................... 251 
Capítulo 11 ................................................................................................................................ 257 
Diversificação do Magma ......................................................................................................... 257 
11.1 Fusão Parcial ................................................................................................................. 257 
11.2 Diferenciação Magmática ............................................................................................ 259 
11.2.1 Cristalização Fracional ........................................................................................... 260 
11.2.2 Transporte dos Voláteis .......................................................................................... 265 
11.2.3 Imiscibilidade de Líquidos ..................................................................................... 267 
11.3 Mistura do Magma ........................................................................................................ 270 
11.4 Assimilação ................................................................................................................... 272 
11.5 Limites de Camadas, Cristalização In Situ e Convenção Composicional ..................... 275 
11.6 Processos de Misturas ................................................................................................... 279 
5 
 
11.7 Associações Ígneas – Tectônicas .................................................................................. 280 
Capítulo 12 ................................................................................................................................ 282 
Intrusões de Camadas Máficas .................................................................................................. 282 
12.1 Acamadamento Ígneo ................................................................................................... 283 
12.2 Exemplos de Intrusões de Camadas Máficas ................................................................ 285 
12.2.1 O Complexo de Bushveld ...................................................................................... 286 
12.2.2 O Complexo Stillwater ........................................................................................... 290 
12.2.3 A Intrusão de Skaergard ......................................................................................... 293 
12.3 O Processo de Cristalização, Diferenciação, e Acamadamento nos LMIs .................... 298 
12.3.1 Estabelecimento da Gravidade ............................................................................... 299 
12.3.2 Recarga e Mistura do Magma ................................................................................ 300 
12.3.3 Oscilações Através do Cotético .............................................................................. 300 
12.3.4 Compactação .......................................................................................................... 300 
12.3.5 Cristalização e Convecção In Situ .......................................................................... 301 
12.3.6 Nucleação e Cristalização Preferencial .................................................................. 302 
12.3.7 Densidade Corrente ................................................................................................ 303 
12.3.8 Processos Combinados ........................................................................................... 306 
Capítulo 13 ................................................................................................................................ 310 
MORB - Vulcanismo das Cadeias Meso-Oceânicas ................................................................. 310 
13.1 O Vulcanismo em Bordas de Placas Construtivas ........................................................ 310 
13.2 As Cadeias Meso-Oceânicas ......................................................................................... 310 
13.3 Estrutura da Crosta Oceânica e o Manto Superior ........................................................ 314 
13.4 Petrografia do MORB e a Química dos Elementos Maiores ......................................... 316 
13.5 Elementos Traços do MORB e Química dos Isótopos .................................................. 322 
13.6 Petrogênese e Basaltos da Cadeia Meso-Oceânica ....................................................... 324 
Capítulo 14 ................................................................................................................................ 334 
OIB - Vulcanismo Oceânico Intraplaca .................................................................................... 334 
14.1 Atividade Vulcânica Intraplaca ..................................................................................... 334 
14.2 Tipos de Magmas OIB .................................................................................................. 336 
14.2.1 Petrografia OIB e Química dos Elementos Maiores .............................................. 337 
14.3 Química dos Elementos Traços da OIB ........................................................................ 342 
14.4 Química Isotópica do OIB ............................................................................................. 344 
14.4.1 Isótopos Sr e Nd ..................................................................................................... 345 
14.4.2 Isótopos Pb ............................................................................................................. 346 
14.5 A Petrogênese dos OIBs ................................................................................................ 350 
 
6 
 
Capítulo 1 
Alguns conceitos fundamentais 
 
 
Neste capítulo inicial, resumirei e apresentarei os capítulos mais detalhados que virão. Depois de uma breve 
apresentação das rochas ígneas, tentarei organizar nossa abordagem do tema da petrologia ígnea. Depois, porque os 
magmas são criados a partir do derretimento de material nas profundezas da Terra, abordaremos, num sentido mais 
geral, a construção e estrutura interna da Terra, seguida por um resumo das teorias atuais a respeito de como ela 
assumiu essa configuração. Finalmente, revisaremos, num sentido bem geral, o modo de ocorrência das rochas 
ígneas comuns. Presumir-se-á que vocês, estudantes, estão familiarizados com os conceitos mais básicos, tais como 
a diferença entre rochas ígneas vulcânicas, plutônicas e piroclásticas, etc. Como vocês podem querer uma breve 
revisão do capítulo sobre rochas ígneas e processos no texto do seu curso de geologia introdutória, isto refrescará 
sua memória e garantirá um painel inicial de como procedemos para refinar as idéias. Revisar o capítulo de placas 
tectônicas poderia ajudar nesta questão. 
 
 
1.1 Introdução 
 
Petrologia ígnea é o estudo do magma e das rochas que dele são cristalizadas. O surgimento pela 
cristalização do magma parece um critério simples demais para classificar uma rocha como ígnea.Mas podemos 
apenas raramente observar a formação das rochas ígneas diretamente e isto vale somente para algumas lavas da 
superfície. Devemos, logo, desenvolver uma forma separada de critério de observação para determinar que uma 
rocha é, de fato, de origem ígnea. Tais critérios serão desenvolvidos mais adiante, mas, a propósito de introduzi-los, 
eles incluem: 
 
1) Critérios de Campo. Corpos ígneos intrusivos comumente atravessam as “rochas originais” nas quais eles 
penetram, conseqüentemente truncando estruturas externas como um leito ou foliação. Eles podem também exibir 
alguns tipos de efeitos de contato. Quando desenvolvidos, uma estreita, bem-granulada margem fria (ou “zona 
fria”), dentro da qual a margem do corpo ígneo, ou localizada atrás das rochas originais, são bons indicadores de 
uma origem ígnea para corpos plutônicos. Além disso, temos associado certas formas especificas de corpos rochosos 
a uma origem ígnea. Por exemplo, um extrato vulcânico, um corrente cordada, uma soleira ou lacólito etc. tem sido 
associados com processos ígneos, ambos pela observação de um evento ígneo ou pela aplicação de alguns dos 
critérios acima. Aspectos de campo de rochas ígneas serão discutidos mais adiante no Capítulo 4. 
 
2) Critérios de Textura. Petrografia é a ramificação da petrologia que lida com o exame microscópico de finas 
seções, analisando amostras de rochas e gradientes de espessura, a fim de que possam prontamente transmitir a luz. 
Pela observação de rochas ígneas ao microscópico, associamos a uma específica textura entrelaçada com lenta 
cristalização de um magma (Figura 1-1). Quando cristais estão se formando em um magma frio, eles normalmente 
desenvolvem uma forma quase perfeita de cristal, enquanto o magma assegura a não obstrução da forma de cristal 
preferida. Enquanto o magma continua a esfriar e mais cristais se formam, eles eventualmente começam a interferir 
uns com os outros e a crescer uns entre outros. A textura entrelaçada resultante mostra cristais se interpenetrando, de 
forma parecida à de um quebra-cabeça. Como discutiremos no Capítulo 3, quanto ao relativo desenvolvimento das 
formas de cristal, inclusões e interpenetrações podem comumente ser usadas para inferir a seqüência na qual 
minerais de diferentes espécies são cristalizados. 
 
 
 
7 
 
 
Figura 1-1 Texturas entrelaçadas em um granodiorito. De Bard (1986). 
 
 
O rápido resfriamento e solidificação do magma pode resultar em outra textura característica: textura de 
vidro. Quando o magma solidifica rapidamente para formar estruturas de cristal ordenadas, o resultado é um sólido 
não cristalino, ou vidro. O vidro é prontamente reconhecido sob o microscópio petrográfico por seu óptico caráter 
isotrópico. 
 
Como os líquidos não podem sustentar tensões direcionadas substanciais, as foliações raramente se 
desenvolvem. Um critério de textura comum para distinguir uma ígnea de uma rocha metamórfica cristalina em 
desenvolvimento, logo, é baseado na textura isotrópica (orientações ocasionais de cristais alongados) do formador. 
O que requer cuidado, contudo, ao se usar este critério, assim como alguns processos ígneos, tais como cristais 
sedimentados e fluxos magmáticos, pode produzir alinhamentos minerais e foliações em rochas ígneas. 
 
Depósitos piroclásticos (aqueles que resultam de erupções explosivas) podem ser talvez os mais difíceis de 
reconhecer como ígneos. Normalmente, a porção se solidificou e esfriou consideravelmente, antes sendo depositada 
com uma porção significativa das rochas pré-existentes pulverizadas apanhadas na explosão. A atual deposição de 
material piroclástico é, em grande parte, um processo sedimentar, daí a dificuldade de reconhecimento. De fato, há 
alguns debates entre geólogos se as rochas piroclásticas devem ser consideradas ígneas ou sedimentares. Elas são 
ígneas no sentido que o são todos os materiais cristalizados do magma, embora uma proporção possa ter se 
originado de depósitos vulcânicos anteriores. Esta é a “piro” parte. Elas são sedimentares também. Na medida em 
que elas representam partículas sólidas depositadas por fluido médio: ar ou, algumas vezes, água. Esta é a “clástica” 
parte. Alguns geólogos têm sabiamente sugerido que evitemos este debate inútil, considerando-se as piroclásticas 
como ígneas em construção e sedimentares como ígneas em desagregação. 
 
No Capítulo 3, discutiremos as texturas ígneas mais detalhadamente, incluindo aquelas espécies 
examinadas em desenvolvimento e aquelas analisadas em corte fino com a ajuda do microscópio petrográfico. 
 
Como inicialmente consideramos o estudo e os processos de rochas ígneas, talvez devamos primeiro 
considerar o que é exatamente isto que queremos saber. O caráter de muitas questões gerais que poderíamos esperar 
ter respondido pode incluir a seguinte: como os magmas são gerados? O que é o magma e onde encontrá-lo? O que é 
produzido por esse derretimento? Como realmente o magma então produzido se cristaliza para formar rochas ígneas 
e quais processos acompanham esta cristalização? De que modo às porções líquidas e sólidas se envolvem durante o 
processo de derretimento e cristalização? A grande variedade na composição de rochas ígneas agora encontradas na 
superfície da Terra resulta de diferentes fontes de magma ou pode ser atribuída a variações no processo de 
derretimento e cristalização? Há uma relação entre tipos de rochas ígneas e seções tectônicas? Se há, o que controla 
isto? 
 
Finalmente podemos perguntar, “O que precisamos saber para avaliar isto?” Em outras palavras, de que 
prévias experiências e abordagens um bom e moderno petrólogo precisa? Como conhecimentos imperativos, eu 
sugeriria os seguintes: 
 
8 
 
1. Um petrólogo precisa de experiências de observação de rochas e texturas. Ele não pode começar a estudar rochas 
sem saber como reconhecê-las, descrevê-las, organizá-las e analisá-las. 
 
2. Dados experimentais (de amostras sintéticas e naturais) são também necessários. Podemos compreender melhor a 
criação e cristalização do magma pela recriação desses processos em laboratório, simulando as condições 
encontradas em grandes profundidades e analisar os resultados. 
 
3. Alguma teoria é também necessária, para que possamos organizar e compreender melhor os resultados 
experimentais e aplicá-los para além da composição exata e das condições dos experimentos. Um pouco de química, 
incluindo a dos grandes elementos, elementos residuais e isótopos são necessários, assim como termodinâmicos. 
Assim que os visualizamos, estas técnicas também nos ajudam a caracterizar rochas e avaliar regiões-fonte e 
processos em evolução. 
 
4. Também precisamos de conhecimentos sobre o que o interior da Terra contém e sobre as condições físicas que lá 
existem. Magmas são criados em regiões mais profundas do que podemos observar diretamente. Se quisermos saber 
o que é o magma e como surge, devemos rever o que é sabido sobre o interior da Terra e como os constituintes e as 
condições variam com o assentamento tectônico. 
 
5. Por fim, precisamos de experiências práticas com atividade tectônica. A pesquisa é baseada em literatura das 
rochas mais comuns e processos in natura, aponta modelos para todas as sugestões acima e dá um painel mais 
completo. 
 
Espero que possamos adquirir estas experiências e habilidades requisitadas nos capítulos que virão. Embora 
pudesse ser preferível desenvolver cada uma das habilidades acima seqüencialmente, isto não é prático e pode ser 
impossível, na medida em que estão integradas no processo cientifico. O estudante adquirirá experiência em 
observação direta nas aulas em laboratório, com a ajuda dos Capítulos 2 (classificação) e 3 (texturas). O Capítulo 4 é 
formuladopara lhe dar um levantamento das rochas ígneas em seus aspectos de campo. Isto é largamente uma 
revisão de conceitos fundamentais. Depois, pegaremos alguma teoria dos sistemas de magma e a aplicamos à análise 
de alguns sistemas experimentais simples. Então, procederemos aos sistemas naturais mais complexos e às 
ferramentas necessárias (em sua maioria químicas) para estudá-los. Por fim, embarcaremos na revisão das mais 
comuns e provinciais ígneas e do estado atual das modernas teorias para o seu desenvolvimento. Esta última porção 
irá demandar consideráveis aplicações e até amplificações das habilidades teóricas que temos adquirido. 
 
Numa escala maior, todos os processos ígneos, metamórficos e sedimentares contribuem para a forma 
diferenciada do planeta. Processos ígneos são de longe os mais dominantes neste aspecto, assim como os 
grandemente responsáveis pela separação da crosta em relação ao manto e pela origem de muitos recursos naturais. 
Manter esta grande escala de diferenciação em mente nos ajudará enquanto exploramos os componentes mais 
específicos que se seguirão. 
 
1.2 O Interior da Terra 
 
Como mencionado acima, virtualmente, todas as rochas ígneas se originam pelo derretimento de material 
localizado em grandes profundidades da Terra. Todas as rochas terrestres que agora temos na superfície da Terra 
foram derivadas inicialmente do manto, embora algumas vieram por meio de um ou mais ciclos de processos 
sedimentares, metamórficos e/ou ígneos subseqüentes. Se essas rochas têm uma origem inicialmente profunda, 
precisamos saber o que formou a Terra se queremos compreender essas origens mais detalhadamente. O interior da 
Terra é subdividido em três grandes unidades: a crosta, o manto e o núcleo (Figura 1-2). Estas unidades foram 
reconhecidas décadas atrás, durante o começo da sismologia, uma vez que elas eram separadas por grandes 
descontinuidades nas velocidades de P (compressional) e S (distensional) ondas que propagam ao longo daquelas 
camadas na Terra (Figura 1-3). 
9 
 
 
Figura 1-2 Principais subdivisões da Terra. Crust: crosta; Mantle: manto; Upper mantle: manto externo; Lower mantle: manto 
interno; Core: núcleo; Outer core (liquid): núcleo externo (líquido); Inner core (solid): núcleo interno (sólido); Transition zone: 
Zona de transição; Depth: profundidade. 
 
 
 
Figura 1-3 Variação nas ondas de velocidade em P e S a partir da profundidade. Subdivisões de composição da Terra estão à 
esquerda. Subdivisões reológicas à direita. 
 
Há também dois tipos básicos de crosta: crosta oceânica e crosta continental. A crosta oceânica é mais 
delgada (aproximadamente 10 km de espessura) e tem uma composição essencialmente basáltica. Aprenderemos 
mais sobre a composição, estrutura e origem da crosta oceânica no Capítulo 13. Como o processo das placas 
tectônicas passa pela criação de crostas oceânicas em cadeias meso-oceânicas e a consomem em zonas de 
subducção, a crosta oceânica é continuamente renovada e reciclada. A mais antiga crosta oceânica é a do Sudeste do 
Pacífico, com aproximadamente 160 milhões de anos. A crosta continental mais grossa (em média 36 km, mas 
estendida a 90 km) e mais heterogênea, incluindo todos os tipos de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas. 
Diferentemente da crosta oceânica, é muito flutuante para subduzir. A quantidade de crosta continental tem sido 
gradualmente ampliada ao longo dos últimos 4 Ga, principalmente na forma do magma derivado do manto. Algumas 
crostas continentais são, assim, muito antigas, enquanto que algumas são bem recentes. Haverá muito mais a dizer 
sobre a crosta continental ao longo deste livro. Uma composição bem geral da crosta continental poderia ser 
representada por um granodiorito. A crosta é fina demais para ser representada na Figura 1-2. Mesmo a parte mais 
espessa da crosta continental seria mais fina que a linha mais superior. Isto compreende cerca de 1% do volume da 
Terra. 
 
Imediatamente abaixo da crosta, estendendo-se por aproximadamente 3000 km, está o manto, contendo 
cerca de 83% do volume da Terra. O limite, ou descontinuidade, entre a crosta e o manto é chamado de Moho, ou 
descontinuidade de M (encurtado por Mohorovic, o nome do sismologista britânico que o descobriu em 1909). 
Nessa descontinuidade, a velocidade das ondas de P cresce abruptamente de aproximadamente 7 para mais 
8 km/seg. Isto resulta em refração, assim como em reflexão das ondas sísmicas assim que elas encontram a 
descontinuidade, tornando relativamente simples a determinação da profundidade. O manto é composto 
10 
 
predominantemente de Ferro e Magnésio, ricos em minerais silicáticos. Saberemos mais sobre a petrologia do manto 
no Capítulo 10. 
 
Dentro do manto, muitas outras descontinuidades sísmicas separam camadas que se distinguem mais por 
diferenças físicas que químicas. A camada mais superficial, entre 60 e 220 km, é chamada camada de baixa 
velocidade, pois, dentro dela, ondas sísmicas mergulham lentamente, se comparadas com a velocidade acima e 
abaixo da camada (Figura 1-3). Ondas sísmicas lentas são incomuns, porque sua velocidade geralmente aumenta 
com a profundidade, já que elas se propagam mais rapidamente através dos materiais densos (assim como o som 
viaja mais rapidamente através da água do que através do ar). Acredita-se que a razão para as ondas sísmicas 
mergulharem em baixa velocidade é devido ao índice de 1 a 10% do derretimento parcial do manto. O derretimento 
provavelmente forma uma fina descontinuidade ao longo dos veios limítrofes, que retardam as ondas sísmicas. O 
magma também enfraquece o manto nesta camada, fazendo-o se comportar de forma mais dúctil. A camada de baixa 
velocidade varia em espessura, dependendo do local da pressão, temperatura, ponto de derretimento e 
disponibilidade de H2O. Poderemos discutir a origem camada de baixa velocidade mais adiante no Capítulo 10. 
 
Abaixo da camada de baixa velocidade, encontramos mais descontinuidades sísmicas dentro do manto. A 
descontinuidade de 410 Km é creditada a uma fase de transição em que olivina (o principal mineral componente do 
manto) muda para uma estrutura espiral. A 660 km, o comando de Si no manto silicático muda da familiar IV-
camada para VI-camada. Estas duas transições resultam num abrupto crescimento da densidade do manto, 
acompanhado por um salto nas velocidades sísmicas. 
 
Abaixo da descontinuidade de 660 km, a velocidade das ondas sísmicas cresce bastante uniformemente 
(Figura 1-3) até que encontram o núcleo. O limite manto/núcleo é uma descontinuidade química profunda na qual os 
silicatos do manto dão lugar a uma liga metálica de Fe mais densa, com menores quantidades de Ni, S, Si, O etc. O 
núcleo externo está em estado líquido/derretido, enquanto que o núcleo interno é sólido. A composição dos núcleos 
internos e externos é provavelmente similar. 
 
A transição para um sólido resulta do aumento de pressão com a profundidade, que favorece o estado 
sólido. Ondas S não podem se propagar através de um líquido, porque os líquidos não resistem à distensão. Embora 
as ondas S sejam somente desaceleradas pelo líquido delgado em camadas de baixa velocidade, elas desaparecem 
inteiramente assim que alcançam o núcleo exterior (Figura 1-3). Ondas P desaceleram no núcleo líquido e se 
refratam mais abaixo, resultando na “zona de sombra” sísmica, uma zona em forma de anel em que terremotos de 
ondas P não alcançam a superfície da Terra pelo lado de fora do qual foram originadas. 
 
Uma forma alternativa de considerar as subdivisões da Terra é baseada nas propriedades reológicas. 
Usando este critério, podemos considerar a crosta e a porção mais rígida do manto superior, acima da camada de 
baixa velocidade, como umaunidade bastante uniforme, conhecidamente chamada de litosfera. A espessura da 
litosfera média é de 70 a 80 km abaixo do nível do mar e de 100 a 150 km de espessura abaixo dos continentes. O 
manto mais dúctil abaixo disso é chamado de astenosfera (do grego asthenes: “sem força”). 
 
A litosfera e a astenosfera são diferenciadas por suas propriedades mecânicas, não pela composição ou 
velocidade sísmica. Embora não estejam incluídas na Figura 1-2, elas são importantes na teoria das placas 
tectônicas, porque se considera que a ductibilidade da astenosfera garante a zona de deslocamento acima da qual as 
placas rígidas da litosfera se movem. O manto abaixo da astenosfera é comumente chamado de mesosfera. O limite 
exato astenosfera/mesosfera deve corresponder à transição de materiais dúcteis para materiais mais rígidos com a 
profundidade. A base da camada dúctil é insuficientemente comprimida. A maioria dos geofísicos acredita que a 
astenosfera se estende por cerca de 700 km de profundidade. Abaixo disso, a natureza do manto não é bem 
conhecida, mas as ondas sísmicas que atravessam a mesosfera abaixo de 700 km não são muito consideravelmente 
atenuadas, sugerindo que esta é uma camada de alta força. As subdivisões reológicas do manto estão ilustradas no 
lado direito da Figura 1-3. 
 
 
11 
 
1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra 
 
Agora que temos alguma idéia do que constitui a Terra, é interessante especular sobre como isto aconteceu. 
O cenário a seguir resume as teorias mais largamente aceitas sobre a origem do sistema solar. Embora isto seja 
apresentado como um fato, é feito somente para evitar o uso constante de discriminantes e frases indefinidas. Por 
favor, lembre-se que isto é apenas uma coleção de idéias consistentes internamente, por meio das quais explicamos 
o que agora observamos, embora a extensão dessa consistência de fato nos credencie para os modelos. 
 
O modelo mais popular para a origem do universo considera o Big Bang ocorrendo entre 12 a 15Ga antes 
da atual. De acordo com dados radiométricos de meteoritos, o sistema solar começou a ser formado há cerca de 4.56 
Ga da era atual, como uma grande nuvem de matéria chamada nebulosa solar (Figura 1-4). A nebulosa consistia em 
grande parte de H2 molecular mais algum He e, em menor quantidade, Be e Li (os únicos produtos do Big Bang). 
Um pouco mais de 2% contém elementos pesados, incluindo alguns outros gases e finas partículas sólidas 
(“poeira”), presumidamente criadas pela síntese de reações nucleares próximas a estrelas e supernovas. 
 
Figura 1-4 Teoria nebular da formação do sistema solar (a). A nebulosa solar se condensa da média interestelar e se contrai. (b) 
À medida que a nebulosa diminui, sua rotação provoca seu achatamento em forma de disco (c), com a maior parte da matéria 
concentrada em direção ao centro, como a um sol principal (d) Partículas sólidas mais externas se condensam e acrescem para 
formar os planetas (d) e (e). De Abell et al. (1988). 
 
A nuvem nebulosa começou a ruir lentamente por conta das interações gravitacionais de seus constituintes. 
Como estava girando, aplainou-se em forma de disco em função de forças centrífugas, com 1 a 10% de massa 
constituindo o disco central. A combinação do colapso gravitacional, força centrifuga e conservação de momento 
angular resultou em que a maioria da massa perdeu momento angular, caindo no centro do disco, provavelmente 
para formar o sol. Poucos metros para corpos quilometrados, chamados planetesimais, começaram a se formar e se 
desenvolver na nebulosa. O colapso gravitacional da massa e sua composição geraram aquecimento considerável, 
alcançando eventualmente o estágio em que a síntese nuclear (fusão) de hidrogênio e hélio se tornou possível. 
 
Os primeiros 100.00 anos testemunharam uma evolução muito rápida do “proto-sol”, acompanhada por 
uma alta luminosidade casada pelo aquecimento gerado pela contração inicial. Quando a compressão estava perto de 
acabar, o sol entrou no estágio T-Tauri, caracterizado por uma atividade menos vigorosa, durando mais 10 Ma. O 
vento solar, uma corrente de partículas carregadas, transformou-se durante o estágio T-Tauri e começou a emanar 
radialmente para fora do sol, em vez de espiralmente a partir dos pólos. A nebulosa perdeu aproximadamente a 
metade de sua massa inicial durante esse estágio. 
 
Do material remanescente, 99,9% da massa ruiu para formar o sol e outro 0,1%, com a maior parte do 
momento angular permanecendo no disco. O material circular teve massa suficiente para se contrair para o plano 
médio, onde, eventualmente, se separava em acumulações localizadas que formaram os planetas. O processo de 
criação planetária aconteceu dentro de altas temperaturas e gradiente de pressão, gerados pela proximidade do sol. 
Como resultado, os elementos mais voláteis contendo sólidas partículas de nebulosas evaporaram no interior, 
porções mais quentes do sistema solar. As partículas de vapor foram, então, estiradas pelo intenso vento solar T-
Tauri e diretamente condensadas em sólidos externamente, onde as temperaturas eram suficientemente baixas. 
Apenas o grande planetesimais sobreviveu a esta intensa atividade no interior do sistema solar. As temperaturas de 
condensação atuais (e daí a distância do sol em que a condensação ocorre) dependeram de elementos particulares ou 
12 
 
de componentes envolvidos. Apenas os elementos mais refratários sobreviveram ou se condensaram na zona 
intermediária, enquanto os constituintes mais voláteis foram movidos para a parte externa. Como resultado primário 
do gradiente de temperatura e do vento solar, a nebulosa experimentou, então, uma diferenciação química baseada 
em temperaturas condensadas. Óxidos refratários como Al2O3, CaO e TiO2, falharam na total volatilização ou se 
condensaram rapidamente nas porções intermediárias do sistema solar. Ligas metálicas de Fe-Ni, silicatos de Fe-
Mg-Ni, metais alcalinos e silicatos, sulfetos hidrosilicatos, H2O e sólidos de amônia, metano etc. se condensaram e 
se concentraram progressivamente no lado externo. À distância além da qual componentes muito voláteis como água 
e metano se condensaram tem sido chamada de linha de neve. Aparentemente, um gradiente de diminuição de 
pressão fora do centro da nebulosa também teve um efeito principalmente nas temperaturas condensadas relativas de 
Fe metálico versus silicatos e, logo, na proporção Fe/Si (e oxigênio contido) dos planetas. 
 
Os sólidos condensados próximos continuaram surgir como planetesimais. Na porção interior do sistema 
solar, os planetesimais mais refratários acumulados formaram os planetas terrestres – Mercúrio, Vênus, Terra e 
Marte – (parecidos com a Terra), assim como os corpos originais que produziram os atuais asteroides e meteoritos. 
Na porção exterior, além da linha de neve, grandes planetas gasosos são formados. Plutão é anômalo na órbita, 
assim como, provavelmente, sua composição. Ele pode ser a lua de um dos planetas que escaparam da órbita solar 
ou o corpo mais próximo de objetos gelados com órbitas além de Netuno. Desse esquema bem resumido, parece 
claro que a composição de um planeta é, em larga medida, resultado de condições específicas que existiram em uma 
distância radial particular do centro da nebulosa solar durante os primeiros 10 Ma da evolução estelar. 
 
A composição da Terra é, então, um resultado da natureza de antigas supernovas que “semearam” a 
nebulosa com partículas sólidas e de processos de evaporação/condensação associados com a temperatura particular 
da distância da Terra do sol T-Tauri. Logo, não esperaríamos que a composição da Terra fosse igual à de outros 
planetas ou da nebulosa solar como um todo. Os processos de diferenciação que produziram a variação químicaao 
longo do sistema solar não foram totalmente eficientes. A composição da Terra é complexa, contendo um pouco de 
cada elemento estável e não só aqueles que puderam se condensar na nossa distância do sol, incluindo os voláteis, 
contidos nos primeiros planetesimais, que eram grandes demais para resistir à vaporização completa durante o 
estágio quente T-Tauri da evolução solar, enquanto outros podem ter sido adicionados depois, via impactos de 
corpos similares a cometas do lado exterior do sistema solar. Contudo, o processo descrito acima favoreceu 
fortemente a concentração de certos elementos. Hoje, apenas sete elementos contêm 97% da massa da Terra (Figura 
1-5). Esses elementos são consolidados com a abundância solar que, acreditamos, ter sido formada a partir das 
pressões e temperaturas características da posição da Terra no gradiente nebuloso descrito acima. 
 
Figura 1-5 Relativas abundâncias atômicas dos sete elementos mais comuns que compõem 97% da massa terrestre. 
 
1.4 Diferenciação da Terra 
 
Os planetesimais que hoje formam a Terra provavelmente se acumularam de um modo seqüencial causado 
pela criação gravitacional de planetesimais mais densos primeiro, concentrando ligas de Fe-Ni e óxidos densos em 
direção ao centro. Se a Terra teve ou não esse início propenso à diferenciação é difícil dizer, mas ela se diferenciou 
mais extensivamente logo depois. Esta extensiva diferenciação resultou do aquecimento, causado pelo colapso 
gravitacional, choques e calor radioativo concentrado. Eventualmente, o planeta se aquecia suficientemente para 
iniciar o derretimento em algumas pequenas profundidades, provavelmente sob uma crosta sólida que se resfriou 
pela radiação quente para o espaço. Uma vez começado o derretimento, a mobilidade dentro da Terra cresceu. 
Porções mais densas de magma se aprofundaram, enquanto porções leves soergueram. A energia gravitacional 
13 
 
liberada por esse processo provavelmente gerou calor suficiente para derreter toda a Terra, com a possível exceção 
das camadas frias mais externas. Estas camadas poderiam também ter derretido se lá houvesse gases atmosféricos 
suficientes para retardar o esfriamento radiante. 
 
O resultado de tal processo para a Terra foi a separação em camadas controladas pela densidade e pelas 
afinidades químicas dos elementos nelas contidos. O conceito de afinidade química será desenvolvido adiante nos 
Capítulos 9 e 27, mas, nos termos mais simples, podemos dizer, por agora, que o comportamento dos elementos é 
controlado pela configuração dos elétrons das camadas externas, que afetam suas características de proximidade. 
 
Goldschimidt (1937) propôs que os elementos da Terra tendem a se incorporar em fases separadas, 
análogas às camadas em potes de minérios fundidos. Nós herdamos seus termos: 
 
 Litófila (“pedras-afins”) elementos formam uma leve fase silicática 
 Chalcófila (“cooperação”) elementos formam uma fase de sulfeto intermediária 
 Siderófila (“ferro-afins”) elementos formam uma densa fase metálica 
 
Uma fase de separação de elementos atmófila pode também ter se formado no início da Terra como um 
pequeno oceano e a atmosfera, mas a maioria destes elementos gasosos leves não foi sustentada pela Terra durante 
seus primeiros estágios e escaparam para o espaço. A maioria dos oceanos e da atmosfera provavelmente se formou 
lentamente depois. 
 
Isto é simples demais para determinar empiricamente a afinidade de cada elemento e usar os resultados para 
prever o tamanho (espessura) de cada reservatório nas primeiras diferenciações da Terra, mas esta abordagem não 
funciona muito bem. Por um momento, Fe, que deve ser siderófilo, ocorre em todas as três fases. Devemos lembrar 
que os átomos são ionizados, logo a necessidade de neutralidade elétrica deve ser também satisfeita. Freqüentemente 
nos concentramos em cátions, mas os ânions são igualmente importantes. Por exemplo, o enxofre é obviamente 
necessário para criar um sulfeto, logo a quantidade de enxofre determina o tamanho da corrente chalcófila em 
recipientes derretidos. Como não havia enxofre suficiente para satisfazer todas os cátions chalcófilos da Terra, o 
excesso de cátions chalcófilos teve de ir para outros lugares. O oxigênio é o principal ânion em minerais silicáticos. 
Combinado com o silício da camada litófila da Terra recém-formada, mas outros cátions foram necessários antes de 
a neutralidade ser alcançada. Os minerais mais comuns na recente litófila foram provavelmente olivina 
((Fe,Mg)2SiO4)), ortopiroxênio ((Fe,Mg)SiO3) e clinopiroxênio (Ca(Fe,Mg)Si2O6). Portanto, foi a abundância 
relativa de oxigênio que determinou a espessura da camada superior da litófila. A siderófila interna foi determinada 
pelo excesso de cátions siderófilos (a maioria Fe) deixados depois de alcançada a neutralidade com O e S. Todos os 
outros elementos remanescentes contidos nos 3% da massa terrestre entraram para a composição preferencial dessas 
camadas, de acordo com uma afinidade atômica particular. 
 
A partir da diferenciação do sistema solar, a diferenciação da Terra não foi, certamente, totalmente 
eficiente: nem todos os elementos ficaram restritos à camada prevista. Do contrário, nunca teríamos hoje elementos 
como ouro (siderófilo), cobre (chalcófilo), etc. na superfície da Terra. Isto pode ser causado, em parte, pela falta de 
um equilíbrio completo durante o processo de diferenciação, mas (como veremos nos Capítulos 9 e 27), mesmo se o 
equilíbrio fosse atingido, os elementos naturalmente se fragmentariam em diferentes porções menos do que em 
grandes proporções (não em uma única porção). Depois de poucas centenas de anos deste derretimento, o 
resfriamento diferenciado da Terra solidificou-se para uma condição similar à do planeta que hoje habitamos, tendo 
distintos gradientes de temperatura e pressão de acordo com a profundidade. 
 
As camadas litófila, chalcófila e siderófila não devem ser confundidas com as atuais camadas da Terra: 
crosta, manto e núcleo. O núcleo da Terra atual é uma camada siderófila, mas o componente da chalcófila era mais 
provavelmente dissolvido no núcleo da siderófila e nunca se separou como uma fase distinta. Embora tantas fases 
tenham se formado a partir de fusão, é bem menos provável que isto tenha acontecido a altas pressões no interior do 
núcleo. A Terra não é um recipiente fundido. Se uma chalcófila separada se formou, isto pode ser uma camada 
exterior do núcleo externo, mas que não fora detectada sismicamente. 
14 
 
O manto certamente representa a segregação da litosfera, mas o que dizer da crosta? Nem a crosta oceânica 
nem a crosta continental se formaram, nesse aspecto, devido a eventos com grande escala de diferenciação na Terra 
recém-formada (embora isso deva ter acontecido nas elevações da Lua ricas em plagioclásios). Em vez disso, a 
crosta oceânica se reciclou muitas vezes no passado e a crosta continental tem evoluído lentamente com o passar do 
tempo. Os processos pelos quais as diferenciações do manto produzem a crosta são predominantemente ígneos e 
naturais. Retornaremos a este assunto algumas vezes mais tarde. 
 
1.5 Como sabemos de tudo isso? 
 
Se você agora está se perguntando como possivelmente soubemos o que acabou de ser apresentado, 
abordaremos a petrologia com a atitude certa. Teorias, como aquelas concernentes à origem do universo, o sistema 
solar e a Terra representam as melhores interferências que podemos fazer baseados em nossa interpretação dos 
dados. A explanação mais simples de todos os dados, sem violar as “leis” físicas, é a preferida. Quanto mais a teoria 
explica a variedade do fenômeno na natureza, mais segurança ela nos dá. O cenário descrito acima é coerente com as 
“leis” físicas da mecânica celestial,da gravidade, da síntese nuclear e assim por diante. É também coerente com 
nossas observações das ondas sísmicas e da natureza e formação do sistema solar. Mas a evolução rigorosa desses 
critérios está bem alem do escopo deste livro. A pretensão do cenário, todavia, é somente a de apresentar um plano 
de informações. Os dados sobre a composição e divisões no interior da Terra nas Figuras 1-2 e 1-3 são o resultado 
final do processo e são apresentados como fato. Esses dados são muito importantes para o material que 
apresentaremos nas páginas adiante. Afinal, se rochas ígneas são os produtos do derretimento ocorrido em grandes 
profundidades, pode ser bom saber com alguma segurança qual a composição do que está sendo derretido. Para as 
preocupações petrológicas, vamos focar nosso ceticismo aqui por um momento. Não perfuramos ainda um buraco 
no manto (e nunca faremos isso no núcleo) para diretamente termos amostras desses materiais. E nossos manto e 
núcleo hipotéticos são bem diferentes dos materiais que encontramos na superfície da Terra. Que evidências temos, 
então, para sustentar a alegada composição e estrutura do nosso planeta? 
 
Primeiro, partindo de medidas cuidadosas, podemos apuradamente determinar a constante gravitacional e 
usá-la aliada à medição do momento de inércia da Terra, para calcular sua massa e, a partir daí, a densidade média. 
Muitos desses locais contêm os materiais que constituem a Terra. Por um momento, a densidade média da Terra é de 
aproximadamente, 5,52g/cm
3
. É relativamente fácil de observar o inventário de composição química das rochas 
expostas na superfície da Terra. Mas a densidade da superfície da Terra é raramente maior que 3,0 g/cm
3
. A Terra, 
portanto, deve conter uma grande proporção de material que é mais denso do que pode ser alcançado pela 
compressão das rochas superficiais, devido ao aumento da pressão nas profundezas. 
 
Alguém pode aparecer com uma variedade de receitas para explicar o material denso nas profundezas, pelas 
proporções combinadas de átomos de vários pesos atômicos. Contudo, uma abordagem tão vasta poderia ser melhor 
conduzida tendo em mente alguma idéia de quais elementos são mais naturalmente abundante. A Terra deve ter se 
formado da nebulosa solar, logo, os componentes da nebulosa devem nos garantir pistas significativas da formação 
do nosso planeta. O material que constitui o sistema solar pode ser analisado à distância por meios espectroscópicos. 
Átomos podem ser estimulados pelo calor ou por interações entre partículas e emitirem luzes espectrais 
características quando retornam para o estado de “baixa energia”. O comprimento de onda da luz que alcança a 
Terra pode ser determinado e relacionado ao tipo de elemento ou componente que o emite. Pela comparação com 
espectros de elementos medidos em laboratório, os átomos emitentes ou moléculas podem ser identificados. A 
intensidade das linhas espectrais é proporcional à concentração delas na fonte. Isto dá uma boa idéia de quais 
elementos constituem o sol, outras estrelas e até mesmo outras superfícies planetárias e, pela analogia destas, nosso 
próprio planeta. 
 
A figura 1-6 ilustra a concentração estimada dos elementos na nebulosa solar (estimados a partir de certos 
meteoritos, como discutimos abaixo). Note a escala logarítmica para a concentração, que torna mais fácil mostrar 
toda sorte de concentrações. Hidrogênio é de longe o elemento mais abundante, bem como o que constituiu a maior 
parte da nebulosa original. Outros elementos (exceto He) foram sintetizados a partir do H no sol e em outras 
estrelas. A diminuição em abundância com o crescimento de numero atômico (Z) reflete a dificuldade de sintetizar 
15 
 
progressivamente átomos maiores. Outra apresentação interessante que é clara na Figura 1-6 é a natureza 
“dentilhada” da curva. Isto está de acordo com a “regra Oddo-Harkins”, que diz que átomos com números pares são 
mais estáveis e, por isso, mais abundantes que os vizinhos de números ímpares. 
 
Figura 1-6 Abundâncias estimadas dos elementos na nebulosa solar (átomos por 10º Si). 
 
Devemos admitir que os elementos constituintes da Terra estão entre os elementos mais comuns da Figura 
1-6. Por exemplo, Fe e, em menor extensão, Mg e Ni são muito mais abundantes no sistema solar que na crosta 
terrestre, logo, podemos inferir que esses elementos estão concentrados em outra parte da Terra. Fe é, também, 
denso o suficiente para satisfazer as necessidades da alta densidade terrestre. Em outras palavras, usando os dados 
na Figura 1-6 como um ponto de partida para modelar um planeta com uma densidade média de 5,52 g/cm
3
, isso nos 
leva à direção da concentração na Figura 1-5. Claro que o processo é complicado, tanto pelas ausências de 
homogeneidade como pelas diferenciações radiais da nebulosa solar, variações de densidade e mudanças de fase 
associadas ao aumento de pressão na Terra. 
 
Estudos sísmicos se localizam além da compressão do material que constitui a Terra. A velocidade das 
ondas P e S em vários materiais com elevadas pressões e temperaturas pode ser medida em laboratório e comparada 
com as velocidades sísmicas dentro da Terra, como as determinadas por terremotos ou explosões provocadas pelo 
homem (Figura 1-3). Além disso, reflexão e refração de ondas sísmicas nas descontinuidades no interior da Terra 
fornecem evidências diretas sobre a estrutura interna da Terra e sobre as profundidades das descontinuidades que a 
subdividem em crosta, manto, núcleo externo e núcleo interno, assim como mais outros detalhes apresentados. 
 
Finalmente, embora não tenhamos abordado o manto ou o núcleo por amostras, tivemos exemplos enviados 
para a superfície (ao menos acreditamos). Aprenderemos mais sobre amostras de manto nos Capítulos 10 e 19, mas 
há algumas rochas encontradas na superfície que acreditamos serem originadas do manto. Em muitas zonas de 
subducção ativas e fósseis, fatias da crosta oceânica e subcamadas de manto são incorporadas ao prisma originário. 
O aumento do prisma, seguido por afloramentos e erosões, expõe as rochas de manto. Xenólitos de material 
presumido do manto são ocasionalmente carregados para a superfície em alguns basaltos. Acredita-se que o material 
de manto mais profundo vem para a superfície como xenólitos em canais de kimberlito em formato de diamante 
(Seção 19.3.3). A vasta maioria das amostras encontradas em todas essas situações são rochas olivínicas e 
piroxênios ultramáficos. Quando algumas dessas amostras são parcialmente derretidas em laboratório, elas 
produzem magmas similares às lavas naturais que acreditamos serem derivadas do manto. 
 
Por causa de sua grande densidade e profundidade, nem uma amostra sequer do núcleo da Terra alcança a 
superfície. Entretanto, acreditamos que pedaços do núcleo de outros planetesimais alcançaram a Terra na forma de 
alguns meteoritos. Discutiremos brevemente sobre os meteoritos na próxima seção e sobre como eles são pouco 
variados e garantem informações importantes sobre a composição da Terra e do sistema solar. 
 
 
16 
 
1.6 Meteoritos 
 
Meteoritos são objetos sólidos extraterrestres que golpeiam a superfície terrestre depois de sobreviverem à 
passagem ao longo da atmosfera. Acredita-se que a maior parte deles são fragmentos derivados de colisões de 
grandes corpos, principalmente asteróides ligados entre as órbitas de Marte e Júpiter. Eles são muito importantes, 
pois se considera que muitos representam estágios entre iniciais e intermediários do desenvolvimento da nebulosa 
solar que não sofreram alterações subseqüentes ou diferenciações como a Terra. Eles, por isso, dão dicas valiosas da 
criação de desenvolvimento do sistema solar. Meteoritos têm sido classificados de diversas formas.A Tabela 1-1 é 
uma , em que combinamos muitas subclasses para dar uma indicação geral dos tipos mais importantes e das 
porcentagens de cada uma das quedas observadas. 
 
 
Tabela 1-1 : Classificação Simplificada dos Meteoritos 
 
Ferros (Figura 1-7b) são compostos principalmente por liga metálica Fe-Ni, Pedras são compostas de 
minerais silicáticos e Pedras-ferrosas (Figura 1-7a) contêm quantidades desiguais de cada. 
 
Como as pedras parecem muito mais rochas terrestres, elas não são comumente reconhecidas como 
meteoritos, logo ferros (rapidamente reconhecidos por sua densidade) tendem a dominar nas coleções exibidas. 
Porém, quando consideramos apenas as espécies coletadas e observadas depois da queda, pedras correspondem a 
94% da composição dos meteoritos. 
 
Acredita-se que meteoritos ferrosos são fragmentos do núcleo de alguns planetas terrestres que têm passado 
por diferenciações em concentrações de silicatos, sulfetos e líquidos metálicos, da forma anteriormente discutida em 
relação à Terra. Estes meteoritos contêm porções siderófilas (ligas de Fe-Ni) e fases chalcófila (segregações de 
troilito: FeS). A Liga Fe-Ni é composta de duas fases, kamactito e taenito, que se originam de uma única e 
homogênea fase assim resfriada. 
 
As duas fases são entrelaçadas num padrão de entrechoque de exsolução lamelar chamado “textura 
Widmanstatten” (Figura 1-7b). Pedras ferrosas são similares a ferro, mas incluem uma porção significativa de 
silicatos (litófila) segregada em sua composição. Todos os ferros e pedras ferrosas são considerados meteoritos 
“diferenciados”, porque eles provêm de grandes corpos que sofreram alguns graus de diferenciação química. 
Meteoritos, porém, apresentam uma grande variação, na medida em que representam diferentes porções do planeta. 
Os corpos originais, cuja presença em asteróides se considera mais provável, eram de vários tamanhos e, por isso, 
capazes de distintos graus de diferenciação. Além disso, as colisões que romperam os corpos originais em 
fragmentos meteoríticos se recombinaram e até constituírem o material encontrado em muitos meteoritos. 
 
17 
 
 
Figura 1-7 Texturas meteoríticas (a). Seção polida de uma pedra ferrosa Springwater (Saskatchewan, Canadá) meteorito (a parte 
clara é ferro, escura tem 5 mm de olivina). Cortesia de Carleton Moore, Universidade do Estado do Arizona. (b) Textura 
Windmanstatten em Edmonton (Kentucky) meteorito ferroso. Cortesia de John Wood e do Observatório Astrofísico Smithsonian. 
(c) Côndrulos no meteorito condrito Allende (México). (d) Fotomicrografia côndrulo de 0,5 mm de diâmetro de meteorito 
condrito em Dhajala (India). 
 
Pedras estão à frente subdivididas pelo critério de conterem ou não côndrulos (Figura 1-7c e d), 
aproximadamente inclusões silicáticas esféricas entre 0,1 a 3 mm de diâmetro. Pelo menos algumas côndrulos 
parecem ter se formado como pedaços de vidro que se cristalizaram em seguida em minerais silicáticos. Pedras com 
côndrulos são chamadas condritos, enquanto aquelas não as possuem são chamadas acondritos. Assim como ferros 
e pedras ferrosas, acondritos são meteoritos diferenciados. Condritos, por outro lado, são considerados meteoritos 
“indiferenciados”, pois o calor necessário para permitir o derretimento e a diferenciação de um planeta poderia 
certamente ter destruído as côndrulos de vidro. O tamanho reduzido dos côndrulos indica rápido resfriamento (< 1 
hr), demandando uma nebulosa mais fria no momento de sua formação. Eles, provavelmente, se formaram depois da 
condensação, mas antes da formação dos planetesimais. Condritos são, assim, considerados os tipos mais 
“primitivos” de meteoritos, na medida em que se considera sua composição a mais próxima da nebulosa solar 
original (daí seu uso em estimativas de abundância solar na Figura 1-6). Isto tem sugerido que o interior de todos os 
planetas terrestres se formou a partir de um material de média composição condrítica. Isto nos levou ao Modelo 
Terrestre condrito (MTC). O modelo propõe um justo encaixe para a composição da Terra a partir de muitos 
elementos, mas há poucas diferenças importantes. Por exemplo, a Terra é mais densa e deve ter um índice de Fe/Ni 
maior que condritos. Modelos tais como esses apresentados acima, baseados na condensação de temperaturas em 
função da distância do sol, são muito melhores para a explicar a composição química dos planetas (particularmente 
suas variações) do que para assumir que alguns meteoritos os representam totalmente. 
 
O côndrulo é composto de placas esqueléticas de olivina numa matriz mais fina, incluindo fragmentos de 
cristal e vidro. Outros côndrulos podem ser dominados por ortopiroxênio ou por misturas de muitos minerais, 
incluindo sulfetos. Côndrulos podem ter grãos bem finos ou mesmo totalmente vítreos em meteoritos que sofreram 
pouco ou nenhum reaquecimento. 
 
Outra subdivisão de meteoritos é baseada em suas texturas e/ou conteúdos minerais. Há uma considerável 
variedade na maior parte (“grosso”) da composição, assim como na mineralogia. Mais de 90 minerais têm sido 
encontrados entre meteoritos de pedra, alguns dos quais não encontrados em outros pontos da Terra. Esses 
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meteoritos parecem ter vindo da Lua e de planetas vizinhos. Os meteoritos “SNC”, por exemplo, parecem ser de 
Marte. Dada a sua variedade, o estudo dos meteoritos pode nos oferecer valiosas informações sobre a composição 
química do sistema solar e de seus constituintes. 
 
1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade 
 
Agora temos uma boa idéia de qual é a composição da Terra e como esta adquiriu tal forma. Se vamos 
proceder ao conhecimento do magma (e depois do metamorfismo), devemos, a seguir, tentar compreender as 
condições físicas (pressão e temperatura) que ocorrem nas profundidades, para que possamos observar como esses 
materiais respondem e se comportam. À medida que a profundidade dentro da Terra cresce, ambas, pressão e 
temperatura, crescem também. O aumento de pressão é resultado do peso exercido pelo material das camadas 
superiores, enquanto o aumento de temperatura resulta da lenta transferência de calor do interior da Terra para a 
superfície. 
 
1.7.1 O Gradiente de Pressão 
 
A pressão exercida em um meio dúctil ou fluido, resulta do peso das colunas superiores do material. Por 
exemplo, a pressão de que um submarino experimenta nas profundidades é igual ao peso da água acima dele., que é, 
aproximadamente, dado pela equação: P = pgh (1-1). 
 
Em que P é pressão, p é a densidade (nesse caso, é a da água), g é a aceleração causada pela gravidade na 
profundidade considerada e h é a altura da coluna de água acima do submarino (a profundidade). Como a água é 
capaz de ondular, a pressão é equilibrada, então é a mesma em todas as direções. A pressão horizontal é, por isso, 
igual à pressão vertical. (o eixo ao longo do qual a coluna imaginária de água poderia se bifurcar). Esta pressão 
equilibrada é chamada de pressão hidrostática. Perto da superfície, as rochas se mostram de modo mais frágil, para 
que suportem pressões desiguais. Se a pressão horizontal excede a vertical, as rochas podem responder se quebrando 
ou se dobrando. Em maiores profundidades, contudo, a rochas se tornam dúcteis e capazes de ondulações. Como na 
água, a pressão então se torna igual em todas as direções e são chamadas pressões hidrostáticas. A equação 1-1 será 
também aplicada, com p sendo a densidade de rochas superiores. 
 
A relação entre pressão e profundidade é complicada, porque a densidade cresce com a profundidade à 
medida que a rocha é comprimida. Também, g decresce à medida que a distância do centro da rocha diminui. Uma 
abordagem mais apurada seria utilizar uma forma diferencial da relaçãoP - profundidade, completada com 
estimativas da variação em g e p e integrá-las acima da das taxas de profundidade. Todavia, as mudanças em g e a 
densidade de um tipo de rocha dada são relativamente menores na crosta e no manto superior e também tendem a se 
contrabalançar, logo, a Equação (1-1) deve suprir nossas necessidades. Só quando o tipo da rocha muda, como com 
Moho, seria necessário um valor diferente para p. Para isso, basta apenas calcular a pressão para a base da crosta 
usando uma média apropriada de densidade crustal e continuar com a profundidade usando uma densidade 
representativa do manto. 
 
Por exemplo, uma estimativa razoável da média de densidade da crosta continental é 2,8 g/cm
3
. Para 
calcular a pressão na base de 35 km de crosta continental, precisamos somente substituir esses dados na Equação (1-
1), tomando cuidado em manter as unidades uniformes. 
 
P = 2800 kg . 9,8 m . 35.000 m 
 m
3
 s
2
 
 = 9,6 x 10
8
 Kg/ (m s
2
) 
 = 9,6 x 10
8
 Pa = 1 GPa 
 
Substitua unidades e constantes se necessário. Disso resulta um bom gradiente de pressão na crosta 
continental de 1GPa/35 km, ou cerca de 0.03 GPa/Km, ou 30 MPa/Km. Por conta do (ascendente) arredondamento, 
19 
 
o gradiente também é apropriado para a crosta oceânica. A densidade representativa para o manto superior é 3,35 
g/cm
3
, resultando num gradiente de pressão do manto de cerca de 35 MPa/km. Esses são números que valem a pena 
lembrar, pois garantem uma boa forma de interpretar pressões nos diagramas de fase que virão. A Figura 1-8 mostra 
a variação na pressão a partir da temperatura, usando o Modelo de Referência Preliminar da Terra (MRPT) de 
Dziewonski e Anderson (1981). 
 
 
Figura 1-8 Variação da pressão com a profundidade. Segundo Dziewonski and Anderson (1981). Phys. Earth Planet. Int., 25, 
297-356. © Elsevier Science. 
 
1.7.2 O Gradiente de Temperatura 
 
Determinando o gradiente geotermal, a variação da temperatura com a profundidade é muito mais difícil 
que fazendo por pressão, assim como não há simples modelos físicos análogos à Equação (1-1). Há modelos, 
contudo, baseados em métodos de transferência de calor, que podem ser usados para conformar a medida de fluxos 
de calor na superfície (ou em buracos “profundos” e em minas). Há duas fontes primárias de calor na Terra. 
 
1. O calor desenvolvido precocemente na história da Terra a partir de processos de acreção e diferenciação 
gravitacional descritos na Seção 1.4 tem sido gradualmente liberado desde então. Isto configura um gradiente inicial 
de temperatura, uma vez que o planeta se solidificou e começou a esfriar. Algumas partições gravitacionais 
continuadas de ferro no interior do núcleo podem contribuir para o calor também. 
 
2. O calor gerado pelo declínio dos isótopos radioativos. Por razões que serão discutidas nos Capítulos 8 e 9, a 
maioria dos elementos radioativos está concentrada na crosta continental. A queda radioativa produz 30 a 50% do 
calor que alcança a superfície. 
 
Uma vez gerado, o calor é transferido de áreas mais quentes para áreas mais frias por qualquer um dos 
quatro processos a seguir, dependendo da natureza do material envolvido na transferência. 
 
1. Se um material é suficientemente transparente ou translúcido, o calor pode ser transferido pela radiação. 
Radiação é o movimento de partículas/ondas, tais como luzes ou partes infravermelhas do espectro, ao longo de 
outro meio. Esta é a principal forma pela qual uma luz perde calor, ou como a Terra perde o calor de sua superfície 
para o espaço. É também o modo por meio do qual recebemos energia quente do sol. O calor transferido pela 
radiação não é possível no interior da Terra sólida, exceto, possivelmente, em grandes profundidades, onde os 
minerais silicáticos podem ser tornar quentes o bastante para perder um pouco da sua radiação infravermelha. 
 
2. Se o material é opaco e rígido, o calor deve ser transferido através da condução. Isto envolve a transferência de 
energia cinética (em sua maioria vibracional) de átomos mais quentes para átomos mais frios. A condução de calor é 
razoavelmente eficiente para os metais, em que os elétrons são livres para migrar. Por essa razão, você pode se 
queimar se manipular uma barra de ferro. A condução é pobre para minerais silicáticos. 
20 
 
3. Se o material é mais dúctil e pode ser movido, o calor pode ser levado muito mais eficientemente pela convecção. 
No sentido mais comum, convecção é o movimento de material devido a diferenças de densidade causadas por 
variações termais ou de composição. Para os nossos propósitos, consideraremos o tipo de convecção que envolve a 
expansão do material à medida que se aquece, seguido pelo crescimento do material devido ao seu ganho em leveza 
(flutuabilidade). Esta convecção explica por que a temperatura de uma vela acesa é mais quente acima do que ao 
lado dela. O ar é aquecido, expande-se e se eleva, porque agora está mais leve do que o ar ao seu redor. O mesmo 
pode acontecer com rochas dúcteis ou líquidos. A convecção pode envolver fluxos em única direção, nos casos em 
que o material quente transportado se acumula no topo da porção dúctil do sistema (ou uma densidade atual mais 
fria se acumula na base). A convecção pode também ocorrer num movimento cíclico, tipicamente em uma célula 
fechada acima de uma dada fonte de calor. Em tais células de convecção, o material aquecido sobe e se move 
lateralmente assim que se resfria e é empurrado de lado pela matéria convectiva posterior. Assim que as porções 
superiores do sistema se aquecem, o material empurrado para a margem se esfria e afunda em direção à fonte de 
calor onde se aqueceu e o ciclo continua. 
 
4. A advecção é similar à convecção, mas envolve a transferência de calor com rochas que são de outra forma em 
movimento. Por exemplo, se uma parte sólida do fundo é levantada pelo tectonismo, fluxos induzidos ou erosão 
acontecem, o calor sobe fisicamente (apesar de passivamente) com as rochas. 
 
A convecção pode funcionar bem no núcleo liquido e um pouco no fluido astenosférico do manto e pode 
ser responsável pelas correntes de alta temperatura medidas nas margens meso-oceânicas. É também um método 
primário para a transferência de calor em sistemas hidrotermais acima dos corpos magmáticos ou dentro da crosta 
oceânica superior, onde a água é livre para circular acima do material rochoso quente. Além dessas áreas, porém, a 
condução e a advecção são os únicos métodos de transferência de calor disponíveis. 
 
 
Figura 1-9 Alcances estimados da oceânica (levantada) e continental (sólida) estado geotérmico estável numa profundidade de 
100 km (a base aproximada da litosfera), usando limites superiores e inferiores baseados nas correntes quentes medidas próximo 
à superfície. (Sclater et al.,1980). 
 
A transferência de calor é um conceito muito importante em petrologia, pois controla o processo de 
metamorfismo, derretimento e cristalização, bem como as propriedades mecânicas dos materiais terrestres. Muitos 
processos petrológicos, do vulcanismo explosivo às correntes de lava e nivelamento plutônico, são grandemente 
dependentes da manutenção de calor. 
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A corrente quente é relativamente alta e novamente gerada em crostas oceânicas e áreas orogênicas, onde o 
magma está se soerguendo pela convecção e/ou advecção para rasas profundidades. Contudo, esta alta corrente 
quente se estabelece num padrão de condutibilidade “estável” depois de cerca de 180 Ma na litosfera oceânica (fora 
da margem) e depois a cerca de 800 Ma nos continentes (Sclater et al. 1980). Os modelos matemáticos são mais 
complexos que cuidadosos ao lidar com isso, mas são baseados em modelos condutivos

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