Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas

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CAPÍTULO 
2-1 Assembleias Minerais: Introdução aos 
Tipos de Rochas 
Fotografia de um afloramento de gar-
benschiefer (um termo alemão para 
designar um xisto com uma textura 
semelhante a um tufo) consistindo 
em agregados fibrorradiados de 
hornblenda de cor verde-escura em 
uma matriz de granulometria fina, 
composta de moscovita e plagioclá-
sio. A moeda com aproximadamente 
75 mm de diâmetro serve de escala. 
Proveniente do Vale Stillup, Áustria. 
(Fotografia cortesia de Jane Selvers-
tone, Universidade do Novo México, 
Albuquerque.) 
Na maioria dos cursos de minera-
logia {ciência dos minerais), as es-
pécies minerais selecionadas para 
estudo são predominantemente 
monominerálicas {o que significa consistirem em um único mineral). Tais espécies são mais adequadas para a avaliação 
e o estudo das suas propriedades físicas. Todos os espécimes minerais isolados foram especificamente selecionados 
a partir de tipos de rochas que geralmente contêm vários minerais. Na realidade, a maioria das rochas é composta não 
por um único mineral, mas por vários. Esses conjuntos de minerais são também chamados de assembleia mineral. As 
assembleias minerais refletem o ambiente de formação e geralmente são utilizadas como um parâmetro (ferramenta) 
diagnóstico. Pode-se dizer que assembleias minerais específicas são diagnósticas de tipos de rochas específicos. Mi-
nerais que ocorrem no mesmo ambiente são relacionados - este é um dos critérios para a classificação dos minerais 
no esquema usual. 
As rochas podem ser divididas em três grupos primários: ígneas, sedimentares e metamórficas. As rochas ígneas 
cristalizam a partir de um magma; as sedimentares formam-se pela consolidação de sedimentos químicos ou mecâni-
cos em temperaturas e pressões relativamente baixas; rochas metamórficas formam-se por recristalização no estado 
sólido de rochas pré-existentes sempre em temperaturas e pressões de uma faixa intermediária entre as de rochas íg-
neas e sedimentares. Uma breve revisão dos tipos mais comuns de rochas, bem como uma rápida dicussão da origem 
das várias rochas, fornece ao mineralogista uma introdução ao campo intimamente relacionado da petrologia {o estudo 
das rochas). 
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Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 605 
A petrologia requer a identificação dos minerais individuais 
de uma rocha, suas texturas, composições, abundância e os ta-
manhos dos grãos. Estas informações são fundamentais para o 
entendimento da origem da rocha, sua classificação, modifica-
ções posteriores e a sua associação com o ambiente tectônico 
na qual ela foi formada. Um petrólogo deve ter um sólido co-
nhecimento de mineralogia e identificação de minerais.Além 
disso, deve ter familiaridade com os processos associados com 
a origem das rochas e com estudos experimentais que eluci-
dam seu intervalo de estabilidade quanto à temperatura. 
I Rochas ígneas 
Rochas ígneas correspondem a aproximadamente 95% dos 
16 km mais superiores da crosta terrestre. Contudo, sua gran-
de abundância na superfície da Terra é encoberta por uma 
camada relativamente fina, ainda que amplamente espalha-
da, de rochas sedimentares e metamórficas. As rochas ígneas 
cristalizam-se a partir de uma fusão silicatada denominada 
magma. As temperaturas (aproximadamente 600 a 1400°C) 
necessárias para a geração de magmas, obtidas a partir de ex-
perimentos laboratoriais e de vulcões ativos, sugerem que as 
fontes estão dentro da Terra. Um magma é composto predo-
minantemente de O, Si, AI, Fe, Ca, Mg, Na e K, mas também 
contém consideráveis quantidades de H 20, C02 bem como 
compostos gasosos em menor quantidade: H 2S, HCl, CH4 
e CO. Em função desta composição global, há uma ordem 
definida de cristalização dos vários minerais constituintes, 
observada con1 o resfriamento do magn1a. Num magn1a con-
sistindo predominantemente em O, Si, Mg e Fe, por exem-
plo, o mineral com o ponto de fusão ·mais elevado cristaliza 
primeiro. Assim, a olivina magnesiana (Mg2Si0 4) cristaliza 
inicialmente sendo seguida pela cristalização de uma olivi-
na mais rica em Fe (Fe2Si04) (ver Figuras, 11.6a e 19.2)e 
cuja composição aproxima-se da faialita. Num magma que 
tem uma composição apropriada para a cristalização dos pi-
roxênios, os orto e clinopiroxênios ricos em Mg (Fig. 18.15), 
como a enstatita e a augita díopsídica, irão cristalizar antes da 
hedenbergita e dos ortopiroxênios ricos em Fe cujos pon-
tos de fusão são relativamente mais baixos. Naqueles mag-
mas ricos no componente plagioclásio (Figs.) l.-.6b, 18.54 
e 18.56), o plagioclásio rico em An irá dos 
membros ricos em Ab. Todas as sequências de cristalizaçio 
previamente mencionadas são o resultado de reações contí-
nuas que ocorrem sob condições de equilíbrio entre a fusão 
e os cristais precipitados como uma função do decréscimo de 
Se o equilíbrio químico não for mantido entre 
a fusão e os cristais durante o resfriamento, os cristais resul-
tantes podem apresentar um zoneamento composicional. Isto é 
especialmente <'!omum nos feldspatos do tipo plagioclásio e 
em membros da série dos piroxênios. Rochas ígneas também 
representam reações de descontinuidade que ocorrem 
... ., ....... - -- .. ----- ---.-. . - .. -.-.--------
em temperaturas razoavelmente definidas, contrastando com 
aquelas que ocorrem sob uma variação de temperaturas tais 
como as reações continuas. Nas.ro.çb_,;ls ígneas de composição 
total apropriada, é comum encorii:iiii"P.istais precoces de oli-
vina com borda ortopiroxênios tardios·. 
Cristais precocemente formados produzidos numa fusão 
em processo de resfriamento podem separar-se do líquido por 
deposição gravitacional ou podem ser removidos da fusão por 
deformação tectônica. Contudo, estes cristais podem não per-
manecer em equilíbrio com a fusão a partir da qual cristaliza-
ram e então trocas sistemáticas irão acontecer na composição 
total do líquido magmático residual. 
As reações continuas e descontínuas, bem como a sepa-
ração do magma e dos cristais, originam o processo conhe-
cido como diferenciação magmática. Este conceito foi 
inicialmente desenvolvido por N. L. Bowen com base rios 
seus estudos de texturas e de constituintes mineralógicos de 
muitos tipos de rochas ígneas e seus estudos experimentais 
correlacionados. Os silicatos das rochas ígneas ricos em Mg 
e Fe constituem uma série de grupos minerais que estão 
relacionados entre si por reações descontínuas. Por exem-
plo, olivina precocemente formada pode ser circundada por 
piroxênio; anfibólíos originam-se à custa de faixas de pi-
roxênio; e biotita pode ser formada como um produto de 
reação dos anfibólios precocemente cristalizados. Por ou-
tro lado, membros das séries dos plagioclásios representam 
uma série de reação contínua na qual o plagioclásio rico 
em An (anortita) cristaliza precocemente a partir de urna 
fusão, enriquecendo assim o líquido residual em alcalinos 
(Na e K). Isto leva a uma diferenciação química da fusão 
e a produção de mais feldspatos ricos em Na. A Fig. 21.1 
ilustra esquematicamente o que é conhecido como a série 
de reação de Bowen. O magma de composição basáltica 
resfria e inicialmente cristalizam a olivina e o plagioclásio 
rico em An. Se estes minerais permanecem em conta to com 
o magma, eles tendem a formar piroxênio e mais plagioclá-
sio enriquecido em Ab (albita) e a rocha resultante será um 
gabro ou um basalto. Se, contudo, todos os cristais de olivina 
precoce e de plagiodásio rico em An forem removidos por 
precipitação, a composição final da fusão residual tenderá a 
tornar-se enriquecida em Si, AI, Fe +2, álcalis e H 20 e C02 • 
Esta fusão irá produzir uma assembleia mineral consistindo 
predominantemente em anfibólios, alguma mica, feldspato 
·alcalino e Si02.lsto pode ser observado na Fig. 21.1, onde 
anfibólios, micas, feldspatos alcalinos equartzo são os pro-
dutos do estágio final de cristalização de baixa temperatura. 
Estes inúmeros processos que causam a diferenciação mag-
mática a partir de um magma inicial (parental) originam 
uma grande variedade de rochas ígneas. Estas rochas tam-
bém exibem uma grande variedade de texturas.A textura de 
uma rocha está relacionada ao seu grau de cristalização, seu 
tamanho de grão e às relações espaciais e geométricas entre 
os seus vários constituintes . 
606 Manual de Ciência dos Minerais 
Séries de reações descontínuas Séries de reações contínuas 
Alta 
temperatura 
precoce 
Minerais Tipo_ de estrutura 
Olivina Grupos ! isolados Si04 
Piroxênio Cadeias ! simples 
Anfibólio Cadeias ! duplas 
Tipo de 
estrutura 
Arcabouço 
Minerais 
Anortila 
t 
Bytownita t 
Labradorita 
t Andesina 
f 
Oligoclásio 
t Albita 
Série dos 
plagioclásios 
C.K-feld•pot 
Quartzo} ! Arcabouço FIGURA 21.1 Série de reação de Bo-wen, mostrando mudanças tanto nos grupos minerais (em reações descon-
tínuas) como na composição mineral 
(em reações contínuas) em função 
do decréscimo geral na temperatura 
durante a cristalização de um magma 
em processo de resfriamento. 
Baixa 
temperatura 
tardia 
Ocorrência geral e textura 
Zeólitas 
t 
Minerais 
hidrotermais 
As rochas extrusivas e as intrusivas são os dois grandes gru-
pos de rochas ígneas. O primeiro grupo inclui aquelas rochas 
que atingiram a superfície da Terra em um estado fundido 
ou parcialmente fundido. Como os vulcões modernos pro-
duzem fluxos de lava que se esparramam na crosta da Ter-
ra a partir de um cone ou fratura, tais rochas extrusivas ou 
vulcânicas tendem a resfriar e a cristalizar rapidamente e o 
resultado final é um tamanho de grão geralmente pequeno. 
Se o resfriamento foi tão rápido a ponto de não permitir a 
formação nem mesmo de pequenos cristais, a rocha resultante 
será um vidro (um vidro não apresenta arranjo cristalino em 
larga escala). Geralmente, somente a análise microscópica de 
estampas petrográficas permite identificar os constituintes mi-
nerais finamente cristalizados das rochas extrusivas (veja Ca-
pítulo 13). Rochas intrusivas ou plutônicas são o resultado 
da cristalização de um magma que não conseguiu atingir a 
superfície da Terra. Intrusões magmáticas que se apresentam 
de forma discordante com as encaixantes são denominadas de 
batólitos (grandes) ou plútons, dependendo das suas dimen-
sões e formato; quando a intrusiva é tabular e concordante é 
denominada de soleira (ou sill). Um magma situado a grande 
profundidade na crosta terrestre normalmente resfria lenta-
mente e o tempo é suficiente para que os minerais cristalizem 
atingindo um tamanho considerável (mm-cm) originando a 
textura com granulometria variando de média a grossa. Os 
grãos minerais destas rochas podem então ser identificados 
a olho nu. Quando um magma se introduz sob a forma de 
diques (corpos tabulares discordantes), as texturas são geral-
mente mais finas do que aquelas das rochas plutônicas, porém 
mais grossas em relação as rochas vulcânicas; estas rochas de 
textura intermediária são denominadas de hipoabissais. 
Algumas rochas ígneas apresentam uma distribuição bi-
modal para o tamanho de grão, pois minerais em cristais de 
grandes dimensões podem estar mergulhados numa porção 
de granulometria mais fina. Estes cristais maiores são de-
nominados de fenocristais e a parte mais :fina de matriz (veja 
Fig. 19.80) Estas rochas são denominadas de pórfiros. Os 
fenocristais podem apresentar dimensões variáveis desde um 
ou mais centímetros até poucos milimetros. A matriz pode 
ser composta de material de granulometria levemente mais 
grossa ou de grãos microscópicos. A diferença de tamanho 
entre os fenocristais e as partículas da matriz é a feição mais 
marcante de um pór:firo. O processo de desenvolvimento da 
textura porfírítica ocorre em dois estágios.Alguns dos cristais 
desenvolvem-se e atingem uma dimensão considerável sendo 
então incorporados à massa principal do magma previamente 
ao seu emplacement ou erupção. Qualquer um dos tipos de 
rochas ígneas descritas pode ter uma variedade porfirítica tal 
como um granito, diorito ou riolito póifzro.Variedades porfiríti-
cas são muito comuns em rochas vulcânicas, especialmente 
naqueles tipos mais ricos em Si. 
Composição química 
A composição química total de uma rocha ígnea exibe uma 
variação limitada. Os tipos comuns de rochas ígneas apre-
sentam variações de 40 até 75% em peso do óxido mais 
comum Si02 (veja Tabela 21.1 e Fig. 21.2). A120 3 varia 
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Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos lipos de Rochas 607 
TABELA 21.1 Composição química média de algumas rochas ígneas* 
Si02 54,83 59.41 72,08 66,15 51,86 48,36 43,54 40;re-
T!Oz 0,39 0,83 0,37 0,62 1,50 1,32 0,81 -õ:zo· 
Al203 22,63 17,12 13,86 15,56 16.40 16,84 3,99 0,84 
Fe20 3 1,56 2,19 0,86 1,36 2,73 2,55 2,51 1,88 
FeO 3.45 2,83 1,67 3.42 6,97 7,92 9,84 11,87 
MnO Traço 0,08 0,06 0,08 0,18 0.18 0,21 0,21 
MgO Traço 2,02 0,52 1,94 6,12 8,06 34,02 43,16 
C aO 1,94 4,06 1,33 4,65 8.40 11,07 3.46 0,75 
Nap 10,63 3,92 3,08 3,90 3,36 2,26 0,56 0,31 
K20 4,16 6,53 5,46 1.42 1,33 0,56 0,25 0,14 
H20 0,18 0,63 0,53 _Q,69 0,80 0,64 0.76 0,44 
PzÜs ____Qd8 _QJ8 ______lW_ _____Qd§_ 0,24 _Q.94 
Total 99,77 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 
*Todas as análises exceto do nefelinas-sienito são de Nockolds, S. R. 1954. Geologicaf Society of American Bulfetin, v. 65, 1007-
1032. 
entre 10 e 20% (exceto peridotito e dunito,Tabela 21.1) e 
cada um dos outros componentes geralmente não excede 
10% em peso (exceto MgO em peridotito e dunito; ver 
Tabela 21.1). 
Quando o magma tem baixo valor de Si02, as rochas 
resultantes irão conter minerais pobres em silica, tais como 
u, 
III :§.S 
Gl'-... 1:: Gl Gl z ·;;; 
70 
60 
o 50 
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Gl c. 40 
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1:: o 1-
6 N O t: III'-:I o Oi3 
o -..Q ca 
(!) 
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õ :2 -CD 4. 
a olivina, piroxênio, hornblenda, biotita e pouca ou nenhu-
ma Si02 livre (isto é, quartzo, cristobalita ou tridimita; Figs 
21.2 e 21.3). Estas rochas tendem a apresentar uma cor mais 
escura devido à sua alta porcentagem de minerais ferromag-
nesianos e são conhecidas como rochas máficas. Quando a 
fusão é pobre em Si02 (subsilicosa ou subsaturada em sílica) e 
o .. ·c 
:I o 
FIGURA 21.2 Relação entre as variações na composição quí-
mica e mineral das rochas ígneas. 
608 Manual de Ciência dos Minerais 
Denominação aproximada para 
os tipos de rochas ígneas (assumindo 
coexistência de feldspato, se necessário) 
o/o molecular Tipo granodiorito 
/ CaMgSi20 6 
"Ca7Si80 23"* Hornblendagabro, hornblendito 
/ 
/-- ---- CaSi03 
J 
FeO 
*Neste sistema anidro, anfibólios são representados por 
fórmulas anidras, em que 2(0H) são substitufdas por 
um oxigênio {por exemplo, Mg7Si80 22{0H)2 torna-se Mg7Si80 23). 
elevados valores para os álcalis e Al20 3 (como na composição 
de um nefelinassienito, Tabela 21.1), os produtos de cristali-
zação resultantes irão conter minerais pobres em Si02, tais 
como feldspatoides, e irão ser deficientes em Si02 livre, como 
o quartzo (Figs. 21.2 e 21.4). 
A cristalização de uma fusão rica em Si02 (supersaturada 
em sílica) resulta em rochas com quartzo abundante e feldspa-
to alcalino, acompanhados ou não pela moscovita e somente 
teores mínimos de minerais ferromagnesianos. Estas rochas 
são referidas como félsicas (ricas em feldspato alcalino) ou 
silicosas e apresentam uma coloração mais clara em relação às 
rochas máficas. De uma forma geral, quanto mais escura for 
a cor da rocha maior será a abundância dos minerais ferro-
magnesianos e quanto mais clara maior seráa abundância do 
quartzo, ou feldspatos ou feldspatoídes. 
Classificação 
As diferentes rochas ígneas mostram uma grande variação na 
mineralogia e na textura devido a uma considerável variação 
na química e nas condições de cristalização pelos 
magmas. Há uma completa gradação de uma rocha para outra 
e por isto as denominações das rochas ígneas e os limites entre 
os diferentes tipos são bastante arbitrários. 
C aO 
Gabro, piroxenito 
Olivinagabro 
Dunito e peridotito 
FIGURA 21.3 Composições dos 
membros finais e extensão aproxi-
mada da solução sólida nos maio-
res grupos minerais máficos, em 
termos de porcentagens molecu-
lares de Si02, MgO, FeO e CaO. 
Os diagramas triangulares para oli-
vinas, piroxênios e anfibólios são 
equivalentes àqueles dados nas 
Figs. 19.2, 18.15 e 18.21. respecti-
vamente. Nesta representação, to-
das composições são dadas como 
anidras: nos anfibólio 2(0Hr' são 
substituídas por um oxigênio, o-2• 
por razões de balanço de carga. A 
grande seta dentro do tetraedro 
mostra a progressão descontínua 
geral nos grupos silicatados máfi-
cos dos subsilicosos aos mais ricos 
em Si02 {compare com a Fig. 21.1 ). 
Alguns tipos de rochas ígneas. no 
lado direito do tetraedro são correla-
cionados com composições globais 
aproximadas em várias alturas aci-
ma da base do tetraedro. 
Si02 
o/o molecular 
NaAISi30 8 
Aibita "" 
;! KAISi30 8 
K-feldspato 
.-=--- KA1Si20s 
leu cita 
"7 
CaAI2Si20 8 -::>" 
anortita -::>" 
-------==-KAISi04 
' Kalsilita 
\ I 
I I 
\ 
FIGURA 21.4 Sistema Si02 (quartzo)- NaAISi04 {nefelina)- Ka1Si04 
(kalsilita) - CaAI20 4 mostrando as composições de feldspatos e de 
feldspatoides. Barras e campos indicam a extensão média da solu-
ção sólida. Uma fusão com composição X, (supersaturada em sílica) 
deverá produzir. uma assembleia quartzo-feldspática; uma fusão de 
·composição (saturada em sílica) e que recai no plano do feldspato 
deve produzir somente feldspatos e uma composição {subsatura-
da em sílica) resultaria em assembleias feldspato-feldspatoide. 
r 
Feldspato 
Sienito a 
feldspato 
alcalino 
. 10 Feldspato alcahno 
(ortoclásio, microclínio, 
pertita, anortoclásio, Ab100-Ab95) 
Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 609 
Quartzo 
Granito ide 
rico em 
quartzo 
Granito 
Ouartzo-
monzonito 
Monzonito 
35 65 
(a) 
Rochas 
plutônicas 
Quartzo (tridimita 
e cristobalita) 
I 
I 
I 
I ' I 
I 
I ' I 
Rochas 
vulcânicas 
Riólito Dacito 
I \ 
I \ 
I \ 
I \ 
--
Diorito, 
gabro, 
anortosito 
90 Plagioclásio 
Traquito a 
quartzo e 
feldspat 
alcalino 
Traquito a 
quartzo e 
feldspato 
alcalino 5 
I \ 
Feldspato 
alcalino 
35 
Ouartzo-
latito 
Latito 
(b) 
65 
Basalto 
andesito 5 
90 Plagioclásio 
FIGURA 21.5 Classificação geral e nomenclatura de alguns tipos comuns de rochas plutônicas (a) e de rochas 
vulcânicas (b). Esta classificação é baseada nas porcentagens relativas de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio 
medidas em de volume. (Adaptado de Subcommission on the Systematics of lgneous Rocks. 2002, 
and Hyndman, D. W. 1972. Petrology of igneous and metamorphic rocks. McGraw-Hill Book Co., New York, 35.) 
610 Manual de Ciência dos Minerais 
TABELA 21.2 Classificação simplificada das rochas ígneas 
__ -- · .:: ·: ·:.- -·-- __ ;_·:: .. ·: . .. · · ··-·- .. - ---. -• .. _ _. _ 
K-feldspato* > Granito Riólito 
plagioclásio 
Plagioclásio > Granodiorito Da cito 
K-feldspato 
Sienito Traquito 
Monzonito Latito 
Sienito** 
Monzossienito * * 
Monzodiorito * * 
Fonolito 
Plagioclásio Tonalito Da cito Monzodiorito Andesito Monzogabro 
Fonolito tefritico 
Basanito fonolítico 
(olivina > 10%) 
Tefrito fonolítico 
(olivina < 10%} (oligoclásio 
ou andesina) 
Plagioclásio Ouartzodiorito Andesito 
(labradorita 
até anortita) 
basalto 
Gabro Basalto Diorito"* 
Gabro"* 
Basanito 
(olivina > 10%} 
Tefrito 
Sem feldsapto Peridotito 
(olivina 
dominante) 
Piroxenito 
(piroxênio 
dominante) 
Hornblendito 
ljolito 
(olivina < 10%) 
Nefelinito 
(-olivina) 
Nefelina basalto 
(+olivina} 
(hornblenda 
dominante) 
* K-feldspato inclui ortoclásio, microclínio e micropertita; em rochas vulcânicas com alta T. pode ser sanidina ou anortoclásio 
• • Com feldspatoide. 
Diversos esquemas foram propostos para a classificação das 
rochas ígneas, mas a mais prática tem por base critérios mine-
ralógicos e texturais. Em geral, quatro critérios devem ser con-
siderados para a classificação das rochas ígneas: 1) Quantidade 
relativa de sílica; quartzo (ou tridimita ou cristobalita) indicam 
um excesso, enquanto feldspatoides indicam uma deficiência 
em sílica. 2) As variedades e as quantidades relativas de cada 
tipo de feldspato (feldspato alcalino versus plagioclásio). 3) A 
quantidade relativa e o tipo de mineral escuro (ferromagnesia-
no) 4) A textura e a granulometria.A granulometria da rocha 
é grossa ou fina, isto é, é uma rocha plutónica ou vulcânica? 
A determinação exata do tipo de feldspato ou a estima-
tiva correta da quantidade de cada um é impossível de ser 
obtida no campo ou em uma amostra de mão. Também não 
é possível reconhecer minerais individuais em rochas de gra-
nulometria fina. Este trabalho minucioso deve ser deixado 
para o laboratório e conduzido pela análise microscópica de 
estampas petrográficas (ver Capítulo 13). Contudo, é impor-
tante que as bases de classificação geral sejam entendidas para 
que a classificação simplificada de campo tenha algum sentido. 
Três grandes divisões podem ser obtidas com base no 
conteúdo de sílica (Fig. 21.4): 1) quartzo presente em teo-
res superiores a 5% (supersaturação em sílica); 2) ausência de 
quartzo e de feldspatoides (saturado em Si); 3) feldspatoides 
em teores superiores a 5% (subsaturada em sílica). Além das 
divisões acima obtidas em relação ao conteúdo em sílica, po-
de-se subdividir as rochas de acordo com o tipo e a presença 
(ou ausência) do feldspato. A maioria das rochas assim classi-
ficadas tem variedades tanto de granulometria grossa como 
de granulometria fina que recebem diferentes denominações. 
A Fig. 21.5 ilustra a classificação das principais rochas vul-
cânicas e plutónicas que são exemplificadas na Tabela 21.2. 
Considera-se que estas denominações para as rochas são as 
mais importantes, embora mais de 600 tenham sido propostas 
para indicar tipos específicos de rochas ígneas. 
Composição mineralógica 
Muitos minerais são encontrados nas rochas ígneas, mas aque-
les considerados formadores de rocha são relativamente pou-
cos. Na Tabela 21.3 são listados os principais minerais que 
constituem as rochas ígneas e podem ser divididos em 2 gru-
pos: 1) minerais comuns; 2) minerais acessórios. 
Observa-se na Tabela 21.4 a relação das assembleias e na 
Tabela 21.5 a porcentagem em volume dos minerais consti-
tuintes dos tipos de rochas mais comuns. 
Rochas plutônicas 
Granito-granodiorito. O granito é uma rocha de cor cla-
ra e textura consistindo principalmente em feldspato e quart-
zo (veja também Quadro19.1). Geralmente, tanto o feldspato 
TABELA 21.3 Mineralogia das rochas ígneas 
Quartzo, tridimita, cristobalita 
Feldspatos 
Ortoclásio 
Microclínio 
Sanidina 
Plagioclásio 
Nefelina 
Sodalita 
Leucita 
Mie as 
Moscovita 
Biotita 
Flogopita 
Piroxênios 
Augita 
Ortopiroxênio 
Egirina 
Anfibólios 
Hornblenda 
Arfvedsonita 
Riebeckita 
Olivina 
Zircão 
litanita 
Magnetita 
llmenita 
Hematita 
Apatita 
Pi ri ta 
Rutilo 
Turmalina 
Monazita 
Granada 
Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 611 
potássico como o oligoclásio (ou albita) estão presentes. O 
feldspato potássico pode ser cor de carne ou vermelho,en-
quanto o oligoclásio (ou albita) é geralmente branco, sendo 
reconhecido pelas estriações características da macla albita. 
O quartzo é reconhecido pelo brilho vítreo e ausência de 
clivagem. Os granitos comumente apresentam uma peque-
na quantidade (aproximadamente 8%) de mica ou de horn-
blenda. A mica é a biotita,.emhma moscovita também possa 
estar presente. Os minerais ace.SSÔri.os. são o zircão, titanita, 
apatita, magnetita, ilmenita e/ou turmalina. A Figura 21.6 
ilustra o diagrama liquidus (NaAISi30 8-KA1Si30 8-Si02-H20 
para o sistema aquoso do granito, com uma temperatura mí-
nima aproximada de 770°C na porção central de uma calha 
entre os campos liquidus da solução sólida de feldspato K-Na 
e quartzo de alta temperatura. A Figura 21.6 permite que as 
composições minerais de centenas de granitos expressas em 
termos de porcentagens de albita, K-feldspato e quartzo sejam 
plotadas. A distribuição dos pontos resultantes desta plotagem 
representa a composição da fusão residual a partir da qual os 
granitos se formaram durante sua história de cristalização. As 
composições das fusões coincidem amplamente com as re-
giões experimentalmente determinadas de temperaturas mí-
nimas entre 860 e 770°C. Conclui-se que muitos granitos 
resultam da cristalização de fusões a estas temperaturas. Há 
uma série completa gradando do granito onde o feldspato é 
inteiramente de variedades potássicas até o granodiorito com 
predomínio do plagioclásio e somente teores levemente su-
periores a 10% de K-feldspato. O limite ente os dois tipos é 
arbitrário. Assim pode-se dizer que granitos são aquelas rochas 
em que o K-feldspato geralmente excede o plagioclásio, en-
quanto nos granodioritos, o plagioclásio excede o K-feldspa-
to. Na maioria das situações, enquanto o teor de plagioclásio 
aumenta, a porcentagem de minerais escuros também aumen-
ta. Com isto, granodioritos têm cores mais escuras em relação 
aos granitos. Contudo, no can1po ou em amostras de mão é 
geralmente difícil distinguir com certeza entre os dois tipos 
TABELA 21.4 Assembleias minerais típicas de algumas rochas plutônicas 
(ver também a Tabela 21.5) 
Granito 
Granodiorito 
Sienito 
Nefelinassienito 
Monzonito 
Diorito 
Gabro 
Norito 
Anortosito 
Peridotito 
Dunito 
me (quase sempre pertítico) + Ab bt, ms, hbl, mt, zrc, ap, ttn, tur 
(ou olg) + qtz 
ads + kfs + qtz + hbl 
me + Ab (ou olig) 
or + ne 
pi+ or + aug 
olg (ou ads) + hbl 
pi (An50-An90) + aug + opx + ol 
lab (ou byt) + opx + algum ol 
lab (- 90%) 
ol (Fo) + opx 
ol (Fo)- 90% 
bt, ttn, ap, mt 
qtz, bt, hbl, ttn,ap, zrc 
ab, eg, arf, sod, ap, zrc, ttn 
hbl, qtz, bt, mt, ap, ttn 
bt, or, qtz, hbl, pyx, ap, zrc, mt 
bt, mt, sp, ilm, hbl 
aug, hbl, bt, ap, mt 
aug, hbl, bt 
hbl, chr, pi 
chr,mt, ilm, po 
Abreviaturas: Ab = albita, eg = egirina, ads = andesina, ap = apatita, arf = arfvedsonita. aug = augita, bt = 
biotita. byt = chr = cromita. hbl = hornblenda. ilm = ilmenita, 
Kfs = K-feldspato, Jab = labradoríta, mt = magnetita, me = mícroclfnío. ms = moscovita, ne = nefelina, olg = 
oligoclásio, ol = olivina. opx = ortopiroxênio, or = ortoclásio, 
pi = p!agíoclásío. po = pírrotíta, pyx = piroxênio, qtz = quartzo, sp = espinélio, sod = sodalita, 
ttn = titanita, tur =turmalina, zrc =zircão, (abreviaturas conforme Kretz, 1983, Symbols for rock forming mine· 
rals, American Mineralogist, 68. 277-279) 
612 Manual de Ciência dos Minerais 
Quartzo 25 21 20 2 
Ortoclásio e 40 72 15 6 3 
micropertita 
Oligoclásio 26 12 
Andesina 46 56 64 
Labradorita 65 63 62 
Biotita 5 2 3 4 5 1 
Anfibólio 7 13 8 12 3 
Ortopiroxênio 1 3 6 2 
Clinopiroxênio 4 3 8 14 21 29 
Olivina 7 12 3 95 
Magnetita 2 2 2 2 2 2 2 3 
llmenita 1 2 2 2 
Apatita Traço Traço Traço Traço Traço 
Tltanita Traço Traço 1 Traço Traço 
Índice de cor t 9 16 18 18 30 35 37 38 98-100 
• De larsen, E.S. 1942. Handbook of physica/s constants. Birch, F.. Schairer. Y.F., e Spicer. H.C. (eds.). Geological Society of America. Special Paper36. tabelas 
1.2. 3. Os valores de po.rcentagem estão baseados na contagem de grãos de minerais em estampa delgada utilizando o microscópio polarizador. Este processo 
é conhecido como analise modal. 
t fndice de cor- é um número que representa a porcentagem. em volume, dos minerais escuros (i.e. máficos) de uma rocha. 
NaAISi30 8 
Albita 
Tridimita 
%em peso 
Leucita 10 
KA1Si30 8 
K-feldspato 
FIGURA 21.6 Diagrama de equilíbrio isobárico para o sistema NaAISi30 8-K2AISi30 8-Si02-H20 projetado 
em um tetraedro (NaAISi30 8-K2AISi30 8-Si02-H,Ol de base anidra. Linhas de contorno indicam tempe-
raturas de fusão. Campos de estabilidade estão aproximadamente identificados. A área sobreada no 
centro representa as porcentagens de quartzo. albita e K-feldspato, com base em centenas de análises 
químicas de granitos. (De Tuttle, O. F. and Bowen, N.L. 1958. Origin of granite in the light of experimen-
tal studies in the system NaAISi,08-K2AISi,08-Si02-H20. Geological Society of America Memoir, 74.) 
., 
Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 613 
de rocha. Como consequência, o termo granitoide tem sido 
utilizado nas descrições de campo. 
Sienito-monzonito O sienito é uma rocha granular 
de coloração clara e textura uniforme composta esséncial-
mente de K-feldspato e plagioclásio e quantidades menores de 
hornblenda, biotita e piroxênio.Apesar de lembrar um granito, 
difere deste pois contêm menos de 5% de quartzo. Minerais 
acessórios são apatita, titanita, zircão e magnetita. 
Na Figura 21.5 observa-se que existe uma série entre o 
sienito e o monzonito com o aumento do conteúdo do pla-
gioclásio em direção ao campo do monzonito. Monzonitos 
são geralmente mais escuros do que os sienitos, pois o au-
mento do plagioclásio é acompanhado pelo incremento dos 
minerais escuros. No entanto, sem o auxílio do microscópio é 
quase impossível de identificar os dois tipos. 
Nefelina está presente em alguns sienitos e se a quantida-
_0de excede 5%, denomina-se de nefelinassienito.A nefelina tem 
um brilho graxa e pode ser confundida com quartzo, mas 
distingue-se deste pela dureza (5Y2-6) e por não ser transpa-
rente.Alguns nefelina-sienitos podem conter sodalita e outros 
tem coríndon. 
Leucitas-sienitos são rochas extremante raras em que a leu-
cita está presente em quantidades ·superiores a 5%. A leu ci-
ta pode ser reconhecida pela forma trapezoédrica (ver Fig. 
19.85). 
Tonalito-quartzodiorito Um tonalito é essencial-
mente composto por plagiodásio (oligodásio ou andesina) 
e quartzo, apresentando somente pequenas quantidades de 
K-feldspato (inferior a 5%). Minerais escuros, especialmen-
te biotita e hornblenda, são abundantes e o piroxênio está 
presente mais raramente. Apatita, magnetita e titanita são os 
minerais acessórios comuns. Embora não sejam essenciais para 
a classificação, minerais escuros são gerallll<;nte abundar e 
então, em geral, os tonalitos são mais escuros em relação aos 
granitos; ver o índice de cor na base da Tabela 21.5. 
O tonalito grada para o quartzodiorito e depois para o dia-
rito com o aumento do teor de Na no plagioclásio e com a 
redução do teor de quartzo. 
Diorito-gabro O diorito é uma rocha granular carac-
terizada pelo plagioclásio (oligoclásio ou andesina) e ausên-
cia de teores consideráveis de quartzo e K-feldspato. Embora 
a biotita esteja presente, a hornblenda é o principal mineral 
escuro. Piroxênios são componentes menores. Minerais aces-
sórios são a magnetita, ilmenita, apatita e, menos frequente-
mente, titanita e zircão. Geralmente, minerais escuros estão 
presentes em quantidades suficientes para conferir uma cor 
escura para a rocha (Tabela 21.5). 
Gabro é a rocha em que o .plagioclásio tem uma com-
posição mais cálcica do que andesina (labradorita ou anorti-
ta). Embora a identificação seja feita com base somenteneste 
critério, rochas'lcom labradorita ou plagioclásio mais cálcico 
geralmente têm piroxênio como o principal mineral máfico. 
Já os dioritos com plagioclásio mais sódico geralmente têm os 
anfibólios como os minerais máficos. Olivina e ortopiroxênio 
também estão presentes gabros. A associação 
do piroxênio-olivina-plagioclásio- -r-ico- em An é diagnóstica 
para temperaturas de cristalização relativamente elevadas dos 
diferentes tipos de rochas máficas. Na Fig. 11.9, forsterita e 
protoenstatita são apresentadas cristalizando conjuntamente 
de 1.55rC até aproximadamente 1.300°C (ao longo do ca-
minho de cristalização entre os dois campos). Estas tempera-
turas são muito mais elevadas do que aquelas determinadas 
para os granitos, por exemplo, na Fig. 21.5 Observar também 
a Fig. 21.1, que expressa qualitativamente estas diferenças re-
lativas de temperatura. 
O nome norito é dado para um gabro no qual o piroxê-
nio é essencialmente ortopiroxênio; é geralmente impossível 
ser feita uma distinção sem o auxílio do microscópio. Uma 
rocha ígnea denominada anortosito é composta de mais de 
90% de feldspato do tipo plagioclásio e pode, então, ser de 
cor clara. 
Se a de nefelina nos dioritos e nos gabros ex-
ceder 5%, as rochas são denominadas respectivamente de ne-
felinadiorito e de nefelinagabro. Estas rochas são raras. 
O termo diabásio é algumas vezes utilizado para indicar 
um gabro de granulometria muito fina. A textura "diabásica" 
apresenta ao microscópio os interstícios entre os grãos de pla-
gioclásio tabulares preenchidos por augita. 
Peridotito Um peridotito é uma rocha granular com-
posta de mais de 40% de olivina e com feldspato inferior a 
5% (insignificante). Os minerais são predominantemente pi-
roxênio e olivina em proporções variáveis, l!;las a hornblenda 
também está presente. Se a rocha apresenta qúantidades su-
periores a 60% de plagioclásio é denominado piroxenito e 
se tem mais de 90% de olivina é chamada de dunito. O nome 
hornblendito é dado a um raro tipo de rocha composto quase 
que inteiramente de hornblenda. Magnetita, cromita, ilme-
nita e granada são frequentemente associadas com peridoti-
tos. Platina é associada com a cromita em alguns peridotitos, 
geralmente, dunitos, enquanto diamante é encontrado numa 
variedade de peridotito alterado conhecido como kimberlito. 
A olivina nos peridotitos pode estar alterada para serpen-
tina. No entanto, se toda a rocha está alterada, ela recebe o 
nome de serpentinito (ver também página 632). 
Rochas vulcânicas 
Devido a sua textura finamente granulada, é mais difícil se-
parar os diferentes tipos de rochas vulcânicas do que os seus 
equivalentes plutônicos quando em amostras de mão. No 
campo, somente uma classificação primária aproximada com 
base na cor clara ou escura pode ser feita. O termo felsito é 
utilizado para incluir as rochas densas, finamente granuladas 
de todas as cores excetuando o cinza-escuro, o verde-escuro 
614 Manual de Ciência dos Minerais 
e o preto. O felsito engloba os tipos que serão descritos a 
seguir: riólito, traquito, quartzo latito, latito, dacito e andesito. 
Petrólogbs experientes podem;· com o auxílio- de uma lupa 
de mão, identificar diferenças na textura ou na composição 
mineralógica que lhes permitem classificar estas rochas, mas, 
para um observador não treinado, elas frequentemente são se-
melhantes. 
Riólito é uma rocha compacta, com granulometria fina, 
sendo o equivalente vulcânico do granito. É essencialmente 
composta de feldspato alcalino e quartzo, mas a sílica tam-
bém pode estar presente como cristobalita. Fenocristais de 
quartzo, sanidina e oligoclásio são comuns. Minerais escuros 
não são abundantes, mas a biotita castanha-escura é muito 
comum. Augi ta e hornblenda são encontrados em alguns ri-
ólitos. 
Riolitos podem ter um aspecto uniforme ou apresentar 
uma estrutura de fluxo que dá um aspecto bandado ou es-
triado para a rocha. A matriz pode ser total ou parcialmente 
vítrea. Quando" a rocha é completamente vítrea, compacta e 
geralmente preta recebe o nome de obsidiana*. Pámice é o 
vidro riolítico em que a expansão das bolhas gasosas durante 
o resfriamento do magma forma um material muito vesicular. 
No pámice, as cavidades são tão numerosas que perfazem boa 
parte da rocha e dão uma densidade relativa muito baixa. 
Traquito é o equivalente vulcânico do sienito. Com-
põe-se predominantemente de feldspato alcalino com alguns 
minerais escuros, mas o quartzo está ausente. Nas cavidades 
vesiculares observam-se pequenas quantidades de tridimi-
ta e de cristobalita. Fenocristais de sanidina são frequentes e 
apresentam a macia de Carlsbad característica; fenocristais de 
oligoclásio, biotita, hornblenda, piroxênio são pouco comuns. 
Olivina pode estar presente. 
Bandeamento ou estrias associadas ao fluxo são comuns 
nos traquitos. Ao contrário dos riólitos, o vidro é raramente 
encontrado como matriz e há poucos tipos vítreos ou ve-
siculares. Os cristais tabulares de feldspato frequentemente 
mostram uma orientação subparalela (devido ao fluxo) que é 
chamada de textura traquítica. 
Fonólito é o equivalente vulcânico do nefelinassienito 
sendo mais pobre em sílica do que o traquito. Mineralogica-
mente isto é expresso pela presença de feldspatoides. Orto-
dásio ou sanidina são os feldspatos comuns e albita raramente 
está presente. A nefelina ocorre na matriz como microcristais 
hexagonais e somente são observados com o auxílio do mi-
croscópio. Sodalita e outros feldspatoides podem estar presen-
tes geralmente já alterados para zeólitas. Leu cita está presente 
no leudtafon6lito. São cristais bem formados com diâmetro 
variando de microscópico até um centímetro. Egirina é o mi-
neral escuro comum ocorrendo como finos cristais tabulares, 
mas a biotita pode ser abundante nos tipos ricos em leucita. 
Os fonólitos são completamente cristalinos não havendo va-
riedades vítreas. 
* N. de R. T.: Usada como gema de baixo valor. 
Latito e quartzo-latito são os equivalentes vulcânicos 
do monzonito e do quartzomonzonito, respectivamente. Eles 
contêm quantidades aproximadamente iguais de plagioclásio 
e de feldspato alcalino. Os minerais escuros primários são a 
biotita e a hornblenda. A diferença entre eles tem por base a 
quantidade de quartzo presente; quartzo-latito contém mais 
de 5% de quartzo, lati to tem menos de 5% de quartzo. Ambos 
os tipos são raros. 
Dacito é o equivalente vulcânico compacto do grano-
diorito. Plagioclásio e quartzo quando presentes podem ocor-
rer como fenocristais. O mineral escuro geralmente é a horn-
blenda, mas a biotita é encontrada em algumas variedades. 
Vidro pode estar presente na matriz mas equivalentes vítreos 
dos dacitos são raros. 
Andesito é o equivalente vulcânico do quartzodiorito e 
é composto predominantemente de oligoclásio ou andesina. 
Feldspato potássico e quartzo estão ausentes ou em quanti-
dades inferiores a 10%. Hornblenda, biotita, augi ta ou orto-
piroxênio podem ocorrer frequentemente como fenocristais. 
Em alguns casos, fenocristais de olivina podem estar presen-
tes. Andesitos são geralmente denominados de acordo com 
o mineral escuro presente tal como hornblenda-andesito ou 
olivina-andesito. Em alguns andesitos, a matriz é parcialmente 
vítrea, porém somente em raros casos é totalmente vitrea. 
Andesitos são abundantes em certas localidades, especial-
mente Cordilheira dos Andes, de onde provém o nome. 
Basalto é uma rocha de cor escura, finamente granulada 
sendo o equivalente vulcânico do gabro (ver também Qua-
dro 19.1). O feldspato labradorita é o constituinte principal 
da matriz, enquanto o plagioclásio mais cálcico (bytownita 
ou anortita) pode estar presente como fenocristais. Augita e 
olivina geralmente estão presentes; augita é frequentemente 
encontrada tanto como fenocristais como na matriz, mas oli-
vina, como umaregra, somente em fenocristais. Hornblenda e 
biotita marrom estão presentes em alguns basaltos. A matriz de 
alguns basaltos contém pequenas quantidades de vidro inters-
ticial e em raras ocasiões é inteiramente vítrea. Bolhas gasosas 
(vesículas) próximo ao topo dos derrames de basalto podem ser 
suficientemente abundantes para a rocha ter aspecto vesicular. 
A presença de nefelina ou leucita no basalto dá origem 
aos raros tipos de rocha chamados tefrito e leucitatifrito. 
Basaltos são as mais abundantes rochas vulcânicas e for-
mam extensos fluxos de lava em muitas regiões, sendo a mais 
notável os derrames do rio Columbia, na região oeste dos 
Estados Unidos e os "traps" do Deccan, oeste da Índia**. As 
bacias oceânicas possuem na base extensos derrames de com-
posição basáltica. Muitos dos grandes vulcões, como os que 
formam as ilhas havaianas, são construídos por material basál-
tico. Além de formar massas de rochas extrusivas, o basalto é 
amplamente encontrado em inúmeros diques e outras intru-
sões de pequeno porte. 
** N. de R. T.: Os basaltos da bacia do Paraná, no sul do Brasil, ocupam 
1.200.000 Km2, muito mais que os 500.000 Km2 do Deccan. 
i 
[ 
I 
i 
t: i t ; 
Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 615 
Rochas ígneas fragmentadas 
Durante os períodos de atividade ígnea, vulcões ejetam ma-
terial fragmentado, o qual se acumula e forma as rochas {gneas 
fragmentadas ou rochas piroclásticas. Os materiais ejetados variam 
grandemente em relação às suas dimensões. Rocha composta 
de partículas mais finas de cinza vulcânica e de poeira vulcânica é 
chamada de tujo e pode ser do tipo tufo de queda ou de fluxo. 
Aquela composta de fragmentos mais grossos como bombas 
vukânicas e ejetada a partir dos cones vulcânicos é deno-
minada de aglomerado ou brecha vulcilnica. Se estas rochas são 
depositadas em água e estratificadas podem formar uma tran-
sição entre as rochas ígneas e sedimentares. 
Pegmatitos 
Pegmatitos são rochas ígneas de granulometria extremamente 
grossa e intimamente relacionadas sob o ponto de vista genético 
e espacial a grandes massas de rochas plutônicas. São encon-
tradas como veios ou diques atravessando rochas ígneas, mas 
geralmente estendem-se em direção às rochas encaixantes cir-
cundantes. Pegmatitos são geoquimicamente complexos. Eles 
são classificados em parte com base nas suas diferentes assina-
turas geoquímicas e expressas nos seus constituintes mineraló-
gicos. Outras classificações contam com a sua diferenciação da 
rocha parental e estão relacionadas ao tipo de granito a partir do 
qual foram derivados (ver Cerny e Ercit, 2005, para detalhes). 
Por exemplo, a família dos pegmatitos classificada como NYF 
caracteriza-se por elevadas concentrações de Nb,Y e F (soman-
do-se a Be, REEs, Se, Ti, Zr, Th e U), enquanto os pegmatitos 
LCT são caracterizados por elevadas concentrações de Li, Cs,Ta 
(adicionando-se Rb, Be, Sn, B, P e F ). O Quadro 19.5 fornece 
uma discussão adicional dos pegmatitos e tem uma ilustração 
mostrando a sua característica granulometria grossa. 
I Rochas sedimentares 
As rochas sedimentares ó5biêiií:;q:tl'QXimadamente 80% da su-
perfície da Terra, mas a sua confríbuição total para os 16 km 
mais superiores da crosta é de aproximadamente 5%. Como 
tal, as sequências sedimentares que observamos representam 
somente uma camada superficial sobre a crosta, consistindo 
predominantemente em rochas ígneas e metamórficas. 
Os componentes da maioria das rochas sedimentares são 
derivados a partir do intemperismo das massas rochosas pre-
viamente existentes. Intemperismo químico decompõe os 
minerais das rochas e o intemperismo mecânico é respon-
sável pela fragmentação fisica da rocha original. Os produtos 
da decomposição e desintegração são transportados e depo-
sitados em áreas de acumulação pela ação da água ou, menos 
frequentemente, pela ação eólica ou glacial. Tais sedimentos 
inconsolidados são convertidos em rochas por processos de 
diagênese e litificação, os quais incluem a compactação e cimen-
tação dos minerais desagregados. 
Os produtos da decomposição química podem ser trans-
portados em solução pela água até os lagos e mares, onde as 
trocas químicas (tais como as decorrentes da evaporação) ou 
organismos podem causar a precipitação. Por compactação, 
diagênese e litificação, estes precipitados químicos resultam 
nas rochas sedimentares químicas (Fig. 21.7). Estes sedimentos 
quimicamente depositados são representados por carbonatos 
(tais como o travertino), sequências evaporíticas e formações 
ferríferas sedimentares finamente bandadas. Estes verdadeiros 
sedimentos químicos são também denominados de rochas se-
dimentares ortoquímicas (da palavra grega que significa correto 
ou verdadeiro). Se organismos ocasionaram a precipitação dos 
principais componentes minerais sedimentares, ou se os mi-
lntemperismo Transporte Precipitação Diagênese Rochas Solução . . química -..... ,. ·- ... ' 
... ... 
químico e e 
precipitação litificação 
Rocha fonte 
lgnea, Cimentação, 
metamórfica ou 
sedimentar fragmentação e transporte 
(dentro da bacia} 
lntemperismo Transporte Sedimentos Soterramento Fragmentos 
químico e mecânico por água, elásticos e litificação 
gelo ou vento -(rnclusrve crmentaçao 
Si02 e CaC03) 
por exemplo 
FIGURA 21.7 Diagrama esquemático para a sequência rocha fonte intemperismo rocha sedimentar. As se-
tas representam processos; as caixas representam os produtos. {Stuttner, L. J. and J. Mayers, 1991. Field study 
of the petrology of sedimentary rocks. Manual for geologica/ field study of Northern Rocky Mountains. Universi-
dade de Indiana, Bloomington, 305-326.1 
sedimentares 
ortoquímicas 
Rochas 
sedimentares 
aloquímicas 
Rochas 
sedimentares 
terrígenas 
	0001.tif
	0002.tif
	0003.tif
	0004.tif
	0005.tif
	0006.tif
	0007.tif
	0008.tif
	0009.tif
	0010.tif
	0011.tif
	0012.tif
	0013.tif
	0014.tif
	0015.tif
	0016.tif
	0017.tif
	0018.tif
	0019.tif
	0020.tif
	0021.tif
	0022.tif
	0023.tif
	0024.tif
	0025.tif
	0026.tif
	0027.tif
	0028.tif
	0029.tif
	0030.tif
	0031.tif
	0032.tif
	0033.tif
	0034.tif
	0035.tif
	0036.tif
	0037.tif
	0038.tif
	0039.tif
	0040.tif
	0041.tif
	0042.tif
	0043.tif
	0044.tif
	0045.tif
	0046.tif
	0047.tif
	0048.tif
	0049.tif
	0050.tif
	0051.tif
	0052.tif
	0053.tif
	0054.tif
	0055.tif
	0056.tif
	0057.tif
	0058.tif
	0059.tif
	0060.tif
	0061.tif
	0062.tif
	0063.tif
	0064.tif
	0065.tif
	0066.tif
	0067.tif
	0068.tif
	0069.tif
	0070.tif
	0071.tif
	0072.tif
	0073.tif
	0074.tif
	0075.tif
	0076.tif
	0077.tif
	0078.tif
	0079.tif
	0080.tif
	0081.tif
	0082.tif
	0083.tif
	0084.tif
	0085.tif
	0086.tif
	0087.tif
	0088.tif
	0089.tif
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