APOSTILA DE GEOLOGIA rochas

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE PONTA GROSSA 
 
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
APOSTILA DE GEOLOGIA: 
ROCHAS 
 
PROF. Luiz Carlos Godoy 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PONTA GROSSA /2005 
 
 
16 
ÍNDICE 
 
2 ROCHAS.............................................................................................................................................................17 
2.1 Ciclo das rochas...........................................................................................................................................17 
2.2 Rochas ígneas ou magmáticas....................................................................................................................18 
2.2.1 Condições de formação das rochas ígneas ...............................................................................19 
2.2.1.1 Rochas plutônicas...........................................................................................................................19 
2.2.1.2 Rochas hipoabissais .......................................................................................................................19 
2.2.1.3 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas) ..............................................................................19 
2.2.2 Forma de ocorrência das rochas ígneas ...................................................................................20 
2.2.2.1 Formas extrusivas ..........................................................................................................................20 
2.2.2.2 Formas intrusivas............................................................................................................................21 
2.2.3 Estrutura das rochas ígneas ....................................................................................................23 
2.2.4 Texturas das rochas ígneas ....................................................................................................24 
2.2.5 Classificação das rochas ígneas ..............................................................................................25 
2.2.5.1 Classificações mineralógicas..........................................................................................................25 
2.2.6 Principais rochas ígneas .........................................................................................................26 
a) Granito ................................................................................................................................................26 
b) Riolito ..................................................................................................................................................26 
c) Granodiorito.........................................................................................................................................26 
d) Pegmatitos ..........................................................................................................................................26 
e) Aplito ...................................................................................................................................................26 
f) Sienitos ................................................................................................................................................27 
g) Dioritos ................................................................................................................................................27 
h) Gabro ..................................................................................................................................................27 
i) Diabásio ...............................................................................................................................................27 
j) Basalto .................................................................................................................................................27 
k) Peridotito .............................................................................................................................................28 
l) Piroxenito .............................................................................................................................................28 
2.3 Rochas sedimentares ..................................................................................................................................28 
2.3.1 Gênese.................................................................................................................................29 
2.3.2 Texturas sedimentares ...........................................................................................................29 
2.3.2.1 Texturas clásticas ...........................................................................................................................29 
2.3.2.2 Texturas não clásticas ....................................................................................................................31 
2.3.3 Estruturas sedimentares .........................................................................................................31 
2.3.3 1 Classificação das estruturas sedimentares ....................................................................................32 
2.3.3.1.1 Estruturas sedimentares primárias (singenéticas)...................................................................32 
2.3.3.1.2 Estruturas secundárias (epigenéticas).....................................................................................34 
2.3.4 Classificação das rochas sedimentares ....................................................................................35 
2.3.4.1 Rochas sedimentares detríticas .....................................................................................................35 
2.3.4.2 Rochas sedimentares químicas......................................................................................................37 
2.3.4.3 Rochas sedimentares orgânicas ....................................................................................................37 
2.4 Rochas metamórficas ..................................................................................................................................40 
2.4.1 Ambiente metamórfico ............................................................................................................40 
2.4.2 Agentes do metamorfismo ......................................................................................................40 
2.4.2.1 Temperatura ...................................................................................................................................40 
2.4.2.2 Pressão...........................................................................................................................................40 
2.4.2.3 Fluidos quimicamente ativos...........................................................................................................40 
2.4.3 Texturas e estruturas metamórficas .........................................................................................41 
2.4.4 Tipos de metamorfismo ..........................................................................................................41 
2.4.5 Principais rochas metamórficas ...............................................................................................42 
 
17 
2 ROCHAS 
 Rochas são agregados formados por um ou mais minerais (podendo incluir vidro vulcânico, matéria 
orgânica e precipitados químicos), de ocorrência naturalmente na litosfera, e que mantêm certa uniformidade de 
composição e de características. 
 Segundo os processos genéticos envolvidos na sua formação, as rochas classificam-seem três 
grandes grupos principais: ígneas, sedimentares e metamórficas. Existem também rochas 
ultrametamórficas, envolvendo fusão parcial, que se confundem com as rochas ígneas. 
2.1 Ciclo das rochas 
 O ciclo de geração das rochas estabelece os processos envolvidos na formação dos diferentes tipos 
de rochas ocorrentes na crosta, bem como as relações genéticas entre os diversos tipos de rochas (Fig. 8). 
Estes processos envolvem: 
a) Resfriamento e consolidação de material magmático em profundidade (rochas intrusivas), ou na superfície 
(rochas efusivas); 
b) Exposição de rochas geradas em profundidade através de levantamentos crustais; 
c) Intemperismo (incluindo solução diferenciada e transporte mecânico); 
d) Sedimentação e litificação; 
e) Metamorfismo; 
f) Ultrametamorfismo e fusão total. 
 
Energia solar
Intemperismo
(fragmentação,
decomposição
e dissolução)
Erosão, transporte
e sedimentação
Diagênese 
e litificação
ROCHA
SEDIMENTAR
MetamorfismoMetamorfismo
Exposição através
de levantamento
crustal e denudação
ROCHA
METAMÓRFICA
Fusão total
Desintegração radioativa
MAGMA
ROCHA ÍGNEA
INTRUSIVA
ROCHA ÍGNEA
EXTRUSIVA
 
 
 Fig. 8 - Ciclo de geração das rochas (mod. de Arthur N. Strahler, 1992). 
 
 
 
 
 
 
18 
 
 Fig. 8a – Representação esquemática de processos sedimentares 
2.2 Rochas ígneas ou magmáticas 
 Rochas ígneas (ou magmáticas) são aquelas originadas através do resfriamento e consolidação direta 
de uma massa em fusão, denominada de magma, o qual é gerado em regiões profundas da Terra, sob 
condições de temperatura e pressão elevadas. 
 Dada a sua origem, a natureza das rochas ígneas depende em grande parte da composição química 
dos magmas a partir dos quais foram formadas. 
 Os magmas são constituídos essencialmente por silício, alumínio, ferro magnésio, cálcio, sódio e 
potássio combinados, formando moléculas minerais mais ou manos dissociadas. Além destes constituintes, os 
magmas contêm ainda outros, em proporção relativamente diminuta, incluindo água e outros constituintes 
voláteis (flúor, cloro, boro, fósforo, arsênio, etc.). 
 Quando um magma se resfria, cada mineral cristaliza, à medida que alcança o seu ponto de 
supersaturação. Alguns minerais existentes na massa fluida cristalizam mais precocemente do que os outros e, 
assim, na maioria das rochas ígneas, pode ser determinada uma ordem mais ou menos definida de 
cristalização dos vários constituintes minerais. Em geral, os minerais escuros e os que contêm as menores 
quantidades de sílica são os que cristalizam em primeiro lugar; os minerais ricos em sílica são os últimos. 
 O fracionamento do magma pela cristalização decorre das diferentes temperaturas de cristalização dos 
minerais. Com o progresso da cristalização, existe tendência à manutenção do equilíbrio entre as fases sólida e 
líquida. Quando a temperatura baixa, os cristais precoces reagem com o líquido e mudam de composição. 
 Esta reação pode ser progressiva, produzindo uma sucessão de soluções sólidas homogêneas. No 
caso dos feldspatos plagioclásicos, os cristais precoces são os mais ricos em Ca. Quando a reação continua e 
a temperatura cai os cristais tornam-se progressivamente mais sódicos. As alterações desta natureza 
constituem uma série de reação contínua de Bowen (Fig. 9). 
 Certos minerais ferromagnesianos, quando o resfriamento e a reação continuam, transformam-se, a 
temperaturas definidas, em outros minerais, com estrutura cristalina diferente. Estas mudanças abruptas 
constituem uma série de reação descontínua de Bowen (Fig. 9). 
 Quando a reação entre cristais e líquido se completa, os minerais da rocha final não são os precoces, 
mas os últimos que se formaram. Mas se a reação não for completa, devido à rapidez de resfriamento ou 
outras razões, os cristais precoces de ambas as reações podem persistir como componentes da rocha final. É 
por isto que se observam feldspatos zonados e cristais de um mineral ferromagnesiano envolvidos por 
camadas de outro. 
 
 
19 
Sé
rie
 
co
n
t ín
ua
Série
 descontín
ua
Olivina
Piroxênio
Anfibólio
Biotita
FELDSPATO POTÁSSICO
MOSCOVITA
QUARTZO
Regime de
Temperatura
Alta
temperatura
(início da
cristalização)
Baixa
temperatura
(final da
cristalização)
Tipos de
rochas ígneas
Ultramáficas
(peridotito,
komatito)
Máficas
(basalto,
diabásio,
gabro)
Intermediárias
(andesitos,
dioritos)
Ácidas
(riolito,
granito)
SÉRIE DE CRISTALIZAÇÃO DE BOWEN
Ca
Ca-Na
Na-Ca
Na
PL
A G
IO
C L
Á S
IO
S
 
 
 Fig. 9 - Diagrama de Bowen. 
2.2.1 Condições de formação das rochas ígneas 
 Quanto às condições de formação das rochas ígneas, elas podem ser subdivididas em intrusivas e 
extrusivas (ou efusivas, ou vulcânicas). As intrusivas, por sua vez, são subdivididas em dois grupos: as 
intrusivas de grandes tamanhos e profundidade, denominadas de plutônicas, e as intrusões menores, situadas 
mais próximas da superfície, chamadas de hipoabissais. 
2.2.1.1 Rochas plutônicas 
 São aquelas consolidadas em regiões profundas na crosta (vários quilômetros abaixo da superfície 
terrestre), sob condições de altas P e T. O resfriamento do magma é relativamente lento, as reações entre fase 
sólida e líquida são favorecidas, com tendência a desenvolvimento de cristais maiores e diferenciação 
acentuada dentro da câmara magmática. 
 Portanto, as rochas ígneas originadas em regiões profundas da crosta, possuem textura grossa e seus 
constituintes minerais podem ser reconhecidos e diferenciados, usualmente, a olho nu. 
2.2.1.2 Rochas hipoabissais 
 São as rochas formadas em profundidades menores da crosta, ou seja, mais próximas da superfície, 
resultando da consolidação de magma que penetra em fraturas e cavidades das rochas encaixantes. 
Apresentam características intermediárias entre as rochas plutônicas e as extrusivas. 
2.2.1.3 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas) 
 Formam-se pelo resfriamento e solidificação de material magmático (lava) que extravasou à superfície 
da Terra, resfriando-se e solidificando-se rapidamente, sob condições relativamente baixas de P e T. Sob essas 
condições, as partículas minerais ainda não solidificadas têm oportunidade reduzida para crescer, resultando 
numa rocha de granulação fina. Em algumas situações o resfriamento é tão rápido que se torna impossível a 
separação de qualquer mineral, originando vidro vulcânico. 
 
20 
 
A) Stock 
B) Batólito 
C) Lacólito 
D) Batólito (magma) 
E) Dique 
F) Soleira (sill) 
G) Conduto vulcânico 
H) Edifício vulcânico 
I) Lava vulcânica 
J) Cone de cinzas 
K) Neck 
 
 
Fig. 10 
- Bloco 
diagra
ma 
mostra
ndo as 
relaçõe
s 
estruturais de vários corpos ígneos intrusivos e 
extrusivos, e as rochas encaixantes. 
 
 Fig. 11 – Representação de um Stock. 
2.2.2 Forma de ocorrência das rochas ígneas 
As rochas ígneas apresentam determinadas formas de ocorrência, merecendo destaque: 
2.2.2.1 Formas extrusivas 
a) Derrame: quando o magma é pouco viscoso, grandes volumes de lava altamente fluida, subsilicosa e 
escura, extravasam à superfície da Terra através de longas e profundas fissuras, originando corpos 
tabulares extensos (derrames) que acompanham a superfície do terreno (p.e. derrames basálticos da Bacia 
do Paraná). O vulcanismo que origina estes derrames é denominado vulcanismo do tipo fissural (Fig. 
12A); 
 
b) Vulcanismo do tipo central (erupção central): volumes menores de lava extravasadas de um conduto 
central constroem cones (edifícios) vulcânicos de dois tipos: 
 
• Vulcões em escudo: edifícios com flanco suave, resultantes de extrusão periódica de lavas fluidas, 
subsilicosas(vulcões havaianos - Fig. 12B); 
 
• Estrato-vulcões: cones com flancos mais abruptos, resultantes da sucessão de extrusões de lavas mais 
viscosas (ricas em sílica) e extrusões explosivas de materiais piroclásticos (cinzas, lapili). Constituem 
evidências de vulcanismo desse tipo os riolitos de Castro, no Paraná, e de Campo Alegre, em Santa 
Catarina, com idade de 450 Ma (Fig. 10 e 12C). 
 
• Estromboliano: o cone vulcânico é formado essencialmente por material piroclástico, em conseqüência de 
emissões explosivas devidas à maior viscosidade das lavas. O declive das encostas atinge cerca de 40o e a 
altura oscila em torno de 300 metros (Fig. 12D). 
 
 
21 
 
 A B 
 
 
 C D 
 
Figura 12 – Principais tipos de vulcões: (A) fissural, (B) havaiano, (C) estrato vulcão, (D) estromboliano. 
2.2.2.2 Formas intrusivas 
 Quando o magma consolida-se no interior da crosta são originadas rochas ígneas denominadas 
intrusivas, cuja forma dependerá da estrutura geológica e da natureza das rochas encaixantes. 
 Se o magma, ao penetrar nas crosta, acompanhar as orientações das rochas encaixantes (foliação e 
xistosidade das rochas metamórficas, acamamento das rochas sedimentares), a forma originada será 
concordante. Em caso contrário, quando o magma rompe as orientações das encaixantes, obedecendo 
principalmente as estruturas rúpteis como falhas e fraturas, originam-se as formas discordantes. Estas são 
mais freqüentes nas porções superiores da crosta, onde os materiais têm comportamento mais rígido (rúptil): 
 
a) Formas concordantes 
• Soleira (ou sill): corpos extensos e pouco espessos, de forma tabular (magma subsilicoso pouco viscoso) 
(Fig. 11, 13 e 14); 
• Lacólito: corpos intrusivos lenticulares plano-convexos, formando-se cúpula na capa (magma enriquecido 
em sílica, mais viscoso) (Fig. 10 e 14); 
• Lopólito: corpos lenticulares de grandes dimensões, côncavo-convexos, deprimidos na parte central 
(encaixados em sinclinais) (Fig. 14); 
• Facólito: corpos lenticulares convexo-côncavos, alçados na parte central (encaixados em anticlinais). 
 
b) Formas discordantes 
• Dique: corpos tabulares extensos de possança variável (cm até km) preenchendo fraturas formadas por 
esforços distensivos; existem grupos de diques radiais (disposição radial em relação a um centro), anelares 
(concêntricos) e em enxames (paralelos) (Fig. 10, 13, 14 e 15); 
• Chaminé (neck): formas cilíndricas verticais (diâmetro de metros a pouco mais de 1 km), correspondendo à 
exumação, pela erosão, de antigos condutos vulcânicos (Fig. 10 e 16); 
• Apófise: formas ramificadas irregulares derivadas de corpos maiores (lacólitos, batólitos); 
• Batólito: grande massa contínua de rocha magmática muito antiga, cortando discordantemente as rochas 
encaixantes, apresentando mais de 100 km2 de superfície (Fig. 10 e 11); 
• Stock: menor que o batólito (menos de 100 km2 de superfície) (Fig. 11). 
 
 
22 
 
 
 Fig. 13 – Foto mostrando soleiras e diques alimentadores das mesmas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 13 A – Representação esquemática tridimensional de corpos ígneos concordantes e discordantes. 
 
 
 
 
 Fig. 14 - Corpos ígneos intrusivos: Soleira, Lacólito e Dique. 
 
Soleira 
Dique 
 
23 
 
 
Fig. 15 – Dique aflorado por denudação. Fig. 16 - Neck vulcânico. 
2.2.3 Estrutura das rochas ígneas 
 O arranjo geométrico dos componentes maiores constitui a estrutura das rochas. As principais 
estruturas presentes nas rochas ígneas são: 
a) Vesículas: são vazios provocados pela expansão e aprisionamento de gases. Apresentam formas esféricas, 
elípticas, cilíndricas ou irregulares, e ocorrem em rochas vulcânicas; 
b) Amídalas: vesículas preenchidas com minerais secundários (calcita, zeólitas, quartzo, opala, calcedônia); 
c) Estrutura fluidal: arranjo paralelo linear ou planar dos minerais precoces devido ao escorrimento da lava 
em solidificação; 
d) Zoneamento (ou variações de granulação e composição): nos contatos ou bordas dos corpos 
magmáticos, onde o resfriamento é mais rápido, podem desenvolver-se zonas de granulação mais fina; 
próximo ao teto do plúton (corpo intrusivo) concentram-se gases e fluidos finais mais leves, pouco viscosos, 
que dão origem a texturas grossas, pegmatóides, e tipos rochosos enriquecidos em minerais contendo 
elementos voláteis (turmalina, topázio, fluorita); 
e) Diáclases: fraturas originadas pela diminuição de volume em conseqüência do resfriamento, solidificação e 
alívio de carga. 
 
 
 
 Fig. 17 – Basalto vesicular. Fig. 18 – Basalto amidaloidal. 
 
 
24 
 
 
 Fig. 19 – Riolito com estrutura fluidal. Fig. 19a – Basalto diaclasado. 
2.2.4 Texturas das rochas ígneas 
 A textura refere-se ao grau de cristalização, ao tamanho dos grânulos (ou granulação) e às relações 
geométricas entre os constituintes de uma rocha. 
 Tais aspectos são controlados pela velocidade e ordem de cristalização, o que depende da temperatura 
inicial, velocidade de resfriamento, composição, conteúdo em gás, viscosidade, pressão, lançando muita luz 
sobre as condições de formação das rochas ígneas. 
 Quanto ao grau de cristalização as rochas ígneas podem ser classificadas em: 
a) Holocristalinas: compostas inteiramente de cristais (p.e. granito); 
b) Holohialinas: compostas inteiramente de vidro (p.e. obsidiana); 
c) Hipocristalinas ou mesocristalinas: contêm tanto vidro como cristais (p.e. basalto). 
 
 Quanto à granulação, as rochas ígneas podem ser classificadas em: 
a) Afaníticas: quando a maior parte dos constituintes é tão pequena que não pode ser visíveis e caracterizados 
a olho nu; 
b) Faneríticas: quando é possível individualizar a maior parte dos constituintes a olho nu. São subdivididas em: 
b.1) fina: diâmetro da maior parte dos cristais menor que 1 mm; 
b.2) média: diâmetros entre 1 e 5 mm; 
b.3) grossa: diâmetros entre 5 mm e 3 cm; 
b.4) muito grossa: diâmetros acima de 3 cm; 
 
 Quanto às relações geométricas entre os constituintes das rochas ígneas, os cristais podem ser: 
a) Euédricos (ou idiomórficos ou automórficos): quando os cristais apresentam formas características, 
completamente limitadas por faces; 
b) Subédricos (ou hipidiomóficos): cristais apenas parcialmente limitados por faces; 
c) Anédricos (ou alotriomórficos ou xenomórficos): cristais desprovidos de faces. 
 
Quanto ao tamanho relativo dos cristais constituintes de uma rocha ígnea, a textura pode ser: 
a) Equigranular: quando os minerais da rocha ígnea possuem aproximadamente o mesmo tamanho; 
b) Inequigranular: quando ocorrem diferenças pronunciadas no tamanho dos minerais que formam a rocha. 
Neste caso, grandes cristais (pórfiros ou fenocristais) acham-se envolvidos por uma matriz de granulação 
fina, refletindo, em alguns casos, mudanças abruptas de temperatura durante a cristalização. Quando a 
rocha é inequigranular a mesma apresenta textura porfirítica. 
c) Textura gráfica ou micrografia: intercrescimentos de quartzo e feldspato alcalino, por cristalização 
simultânea ou substituição; o quartzo é comumente cuneiforme, assemelhando-se a inscrições rúnicas; 
d) Textura ofítica: ripas de plagioclásio são parcial ou totalmente envolvidas por cristais maiores (normalmente 
de piroxênio); comum em gabros, diabásios e basaltos; 
d.1) Textura subofítica: as ripas deplagioclásio são maiores que os cristais de piroxênio, e são só 
parcialmente envolvidas por estes; 
d.2) Textura hialofítica: o vidro substitui o piroxênio na textura ofítica; 
 
25 
 
 As relações geométricas permitem interpretar a ordem de cristalização: 
a) Quando um mineral está envolvido por outro, o mineral envolvente é o mais jovem; 
b) Os cristais precoces tendem a ser mais euédricos que o tardios; 
c) Quando cristais grandes e pequenos coexistem, os grandes começaram a desenvolver-se primeiro. 
2.2.5 Classificação das rochas ígneas 
 As características principais que permitem classificar as rochas ígneas são: 
a) Composição química (e minerais constituintes), que reflete a composição do magma original e suas 
transformações, em determinados ambientes tectônicos; 
b) Textura ou granulação, que reflete principalmente as condições de formação das rochas, mas também os 
estádios de consolidação do magma. 
 
 Outras formas de classificação referem-se ao teor em sílica, índice de cor das rochas ígneas. 
 O teor de sílica reflete a quantidade total de sílica (SiO2) presente na rocha ígnea, tanto na forma de 
quartzo (sílica livre), quanto combinado com outros elementos químicos, formando silicatos diversos. De uma 
forma geral, a quantidade total de sílica nas rochas ígneas varia de 30 a 80%. 
 Quanto ao teor em sílica as rochas ígneas podem ser: 
 
a) Ácidas: mais de 65% de SiO2; apresentam quartzo (mais de 10%) e feldspatos, os feldspatóides estão 
ausentes (granitos); 
b) Intermediárias: 52% < SiO2 < 65%; apresentam feldspatos (plagioclásio andesina), podem apresentar 
feldspatóides, quartzo em pequena quantidade (dioritos, sienitos); 
c) Básicas: 45% < SiO2 < 52%; Plagioclásio (labradorita e bitownita) e piroxênio (hiperstênio e augita), quartzo 
ausente (gabros, basaltos); 
d) Ultrabásicas: menos de 45% de SiO2; apresentam olivina e piroxênio. Os feldspatos e o quartzo estão 
ausentes ou são raros (dunitos e piroxenitos). 
 
 A cor é também um critério de classificação, visto que os minerais ferromagnesianos (biotita, 
piroxênios, anfibólios, olivinas), denominados máficos, são usualmente escuros e mais densos, e caracterizam 
as rochas básicas e ultrabásicas. 
 Já os minerais geralmente desprovidos de ferro e magnésio, denominados félsicos (quartzo, 
feldspatos, feldspatóides, moscovita) são claros e leves, e caracterizam as rochas ácidas. Na classificação de 
Shand, calcada no volume de minerais escuros, distinguem-se as seguintes classes: 
a) Rochas leucocráticas: menos de 30% de máficos; 
b) Rochas mesocráticas: 30% a 60% de máficos; 
c) Rochas melanocráticas: 60% a 90% de máficos; 
d) Rochas hipermelanocráticas: mais de 90% de máficos. 
2.2.5.1 Classificações mineralógicas 
 O conteúdo mineralógico reflete a composição e história evolutiva do magma, e é uma base 
fundamental de classificação. 
 Entre os minerais dominantes da rocha, identificam-se: 
a) Minerais essenciais: sua presença é indispensável para se atribuir o nome de uma rocha (p.e. quartzo no 
granito, nefelina ou outro feldspatóide no fonólito); 
b) Minerais acessórios: aparecem em menor quantidade, e são eventuais (não são indispensáveis); podem 
ser classificados em acessórios característicos (mais de 5% da rocha) ou acessórios secundários 
(menos de 5%). 
 Como já foi visto anteriormente, a presença ou ausência de quartzo, feldspatos e feldspatóides refletem 
a quantidade de sílica, e pode ser utilizada como critério de classificação em rocha ácida, intermediária, básica 
e ultrabásica. 
 A proporção entre feldspatos alcalinos (ortoclásio, microclínio, albita) e cálcicos (anortita) é outro 
importante critério de classificação. Um procedimento comum é o ensaio de coloração seletiva dos 
feldspatos, no qual a amostra de rocha polida é inicialmente tratada com ácido fluorídrico (que reage com os 
feldspatos e o quartzo) e posteriormente com solução de cobalto-nitrito de sódio (os feldspatos cálcico 
produzem película branca, os alcalinos amarela e o quartzo incolor). 
 
26 
2.2.6 Principais rochas ígneas 
a) Granito 
 O granito é uma rocha de coloração clara, composta essencialmente de quartzo e feldspato, com 
pequenas quantidades de outros minerais, principalmente mica (moscovita e/ou biotita) e anfibólio (em geral 
hornblenda). Podem ser encontrados ainda, disseminados na rocha, minerais acessórios como magnetita, 
ilmenita, apatita, zircão, esfênio, topázio, fluorita, granada, etc. A coloração clara dos granitos (acinzentada, 
rósea, avermelhada, esverdeada ou amarelada) é determinada pela cor do feldspato. 
Os granitos são classificados em quatro tipos, de acordo com o teor relativo de feldspatos: a) granito 
alcalino; b) granito normal; c) adamelito; d) granodiorito. A cada um desses tipos plutônicos correspondem 
rochas hipoabissais e efusivas de composição mineral similar, porém de textura diferente. 
 No granito normal, mais de 66% do conteúdo dos feldspatos é formado de feldspato alcalino, e menos 
de 34%, de plagioclásio, geralmente oligoclásio. 
Com o aumento do teor de plagioclásio, o granito normal passa a adamelito e a granodiorito. Quando 
o teor de feldspato alcalino predomina e o plagioclásio desaparece, o granito normal passa a granito alcalino. 
Neste caso, os minerais máficos também mudam, sendo substituídos por variedades alcalinas. 
b) Riolito 
 O riolito corresponde à forma efusiva do granito, porém ocorre igualmente na forma de diques e plugs 
vulcânicos. O magma que dá origem ao riolito é altamente viscoso, originando depósitos de lavas muito 
espessos em relação à extensão do derrame. Sua ocorrência restringe-se, freqüentemente, à chaminé 
vulcânica. 
 Contêm os mesmos minerais do granito disseminados numa matriz vítrea ou criptocristalina, onde 
podem ocorrer fenocristais de quartzo, feldspato, hornblenda ou mica. De maneira geral, os riolitos possuem 
granulação que varia de fina a muito fina. Sua coloração é clara, esbranquiçada, cinzenta, esverdeada, 
avermelhada ou castanha. A cor pode ser uniforme ou apresentar-se com faixas de tonalidades diversas, 
devido a diferenças texturais entre as várias camadas. 
 Geralmente apresentam vesículas ou amídalas. O púmice ou pedra-pomes constitui uma variedade de 
riolito altamente vesicular. A textura fluidal é comum nos riolitos, sendo algumas vezes muito evidente devido a 
diferenças de granulação e coloração. 
c) Granodiorito 
 O granodiorito forma intrusões plutônicas similares às do granito, diferenciando-se deste na 
composição dos feldspatos. Nos granodioritos, os plagioclásios (oligoclásio até andesina) predominam sobre os 
feldspatos alcalinos. O teor destes últimos não deve ultrapassar um terço do total dos minerais feldspáticos. 
Quando o teor de plagioclásio é máximo no granodiorito, este recebe o nome de tonalito. 
 Os equivalentes hipabissal e efusivo do granodiorito são representados pelo microgranodiorito e pelo 
dacito, respectivamente. 
 
d) Pegmatitos 
 Os pegmatitos são rochas de granulação muito grossa, consideradas, pela maioria dos geólogos, como 
produtos finais de uma seqüência de eventos que ocorrem durante o resfriamento e diferenciação de um 
magma ácido a subácido. 
 Com o progresso da cristalização de um magma granítico ou sienitico, os elementos mais raros 
concentram-se no líquido residual, formado pela água e produtos voláteis. Neste liquido residual concentram-se 
elementos mais leves (boro, lítio e berilo, entre outros), como também elementos mais pesados (wolfrâmio, 
estanho, nióbio, tântalo etc.), cujos átomos são, respectivamente, muito pequenos ou muito grandes para 
serem incorporados na estrutura cristalina dos principais minerais formadores de rocha, 
 Os pegmatitos formam depósitos de grande interesse econômico e constituem a fonte de numerosos 
minerais raros, como turmalina, berilo e topázio, entre muitos outros. 
e) Aplito 
 Os aplitossão rochas eqüigranulares de granulação fina, que ocorrem como veios e diques no interior 
dos corpos plutônicos e encaixantes. Embora possam derivar de diversos magmas, ocorrem mais intimamente 
ligados aos magmas graníticos. 
 Originam-se no estágio final da evolução magmática de uma rocha plutônica. A composição 
mineralógica é ligeiramente mais ácida do que a da rocha magmática, a que estão associadas. Os 
aplitogranitos são formados essencialmente de feldspatos alcalinos, quartzo e, eventualmente, pequenas 
quantidades de moscovita, turmalina, fluorita, topázio etc. 
 
27 
f) Sienitos 
 Os sienitos são rochas ígneas intermediárias, de composição semelhante à do granito, porém sem ou 
com muito pouco quartzo. São rochas leucocráticas de coloração branca, cinza, rosa ou vermelha, e de 
granulação variando de média a grosseira e textura holocristalina. A forma hipabissal é representada por diques 
e sills de microssienito de granulação média e textura holocristalina, ocasionalmente porfirítica. O equivalente 
efusivo, denominado traquito, é finamente granulado e de textura hialocristalina. 
 Esta rocha é constituída principalmente de feldspato alcalino e/ou plagioclásio sódico (albita ou 
oligoclásio), associados com minerais escuros, freqüentemente biotita, hornblenda e piroxênio. 
 O monzonito é um sienito em que o teor de feldspato alcalino é aproximadamente igual ao conteúdo 
de plagioclásio. 
g) Dioritos 
 Os dioritos constituem rochas intermediárias formadas essencialmente por plagioclásio (oligoclásio ou 
andesina) com um ou mais minerais máficos, como biotita, hornblenda, augita ou hiperstênio. Juntamente com 
plagioclásio pode ocorrer feldspato alcalino até um terço do conteúdo feldspático. O quartzo pode atingir até 
10% no quartzodiorito. Entre os minerais acessórios mais comuns ocorrem pequenos cristais de esfênio, 
magnetita, ilmenita e apatita. 
 A forma plutônica, conhecida pela designação de diorito, possui textura holocristalina, eqüigranular e 
granulação grossa, embora às vezes exiba textura porfirítica, com fenocristais de feldspatos ou hornblenda. Os 
minerais máficos são responsáveis pela coloração escura e pelo caráter mesocrático da rocha. 
 A forma hipabissal, também mesocrática, possui textura holocristalina e granulação média, sendo 
frequentemente porfirítica, com fenocristais de feldspato (hornblenda ou augita). É conhecida pela designação 
de microdiorito, diferindo do diorito pela sua granulação mais fina. 
 A forma efusiva correspondente ao diorito é denominada andesito. Trata-se de uma rocha de textura 
hialocristalina, de granulação fina, em parte vítrea, muitas vezes porfirítica, contendo fenocristais de plagioclásio 
(oligoclásio/andesina), hornblenda, augita ou placas de biotita. 
h) Gabro 
 É uma rocha ígnea cujo teor de sílica varia entre 45 e 55%. Compõe-se principalmente de: plagioclásio 
(geralmente labradorita), piroxênio (augita e/ou hiperstênio) e freqüentemente olivina. O quartzo pode estar 
ausente ou presente em pequenas quantidades como mineral acessório, ao lado de hornblenda, biotita, 
magnetita e ilmenita. 
 A família dos gabros é representada por formas intrusivas (plutônicas ou hipoabissais) e formas 
efusivas. 
 A forma plutônica holocristalina, eqüigranular de granulação grossa, recebe ó nome de gabro. Além de 
formar stocks, o gabro ocorre em diques, sills e, mais raramente, em lopólito. A textura ofítica é comum, 
enquanto que a porfirítica é rara. Apresenta coloração acinzentada, variando do cinza-claro ao cinza-escuro, ou 
preta, com eventual tonalidade azulada ou esverdeada (melanocrática). Com a diminuição ou o aumento de 
minerais escuros, o gabro passa, aos poucos, a anortosito ou peridotito, respectivamente. Quando o gabro 
contém sílica livre na forma de quartzo (no máximo até 10%), a rocha recebe o nome de quartzo-gabro. 
 Quando a composição mineralógica é formada por mais de 90% de plagioclásios (oligoclásio, andesina 
até bitownita), a rocha é referida como anortosito. Esta é leucocrática de coloração variando do cinza ao 
branco. Entre os minerais acessórios citam-se piroxênio, olivina e óxidos de ferro. O anortosito possui textura 
granular. Ás vezes apresenta acamamento similar ao apresentado pelo gabro. 
i) Diabásio 
 O diabásio é uma rocha escura (melanocrática), podendo apresentar, porém, coloração cinzenta ou 
esverdeada e às vezes mosqueada de preto e branco. Mineralogicamente apresenta composição similar à do 
gabro, isto é, constituído de plagioclásio (labradorita), augita e óxidos de ferro. Alguns diabásios podem conter 
quartzo (quartzo-diabásio), hornblenda ou biotita. O quartzo-diabásio é o equivalente hipabissal do quartzo-
gabro. 
 Os diabásios apresentam granulação média com textura ofítica e eventualmente porfirítica. Os 
ocasionais fenocristais podem ser de olivina (olivina-diabásio) e/ou piroxênio ou plagioclásio. Em alguns 
diabásios são encontradas vesículas e amídalas geralmente preenchidas com minerais secundários. 
 
j) Basalto 
 Os basaltos representam os equivalentes efusivos dos gabros e diabásios. Constituem as rochas 
efusivas mais freqüentemente encontradas na parte superior da crosta terrestre: formam o fundo dos oceanos e 
ocorrem nos continentes, originando extensos planaltos basálticos. No Brasil, ocorrem extensivamente nas 
 
28 
bacias do Paraná e do Parnaíba. A quantidade de lavas basálticas supera em muito o conjunto de todos os 
outros tipos de lavas. 
 O basalto, normalmente, constitui uma rocha melanocrática, densa, finamente granulada, holocristalina 
ou hialocristalina. Ás vezes se apresenta porfirítica, com fenocristais tabulares branco-cinzentos de plagioclásio, 
lustrosos de piroxênio ou esverdeados e com brilho vítreo, de olivina. A massa fundamental consiste em 
plagioclásio (geralmente labradorita), piroxênio, olivina e magnetita, além de diversos minerais acessórios. 
 
k) Peridotito 
 O peridotito é uma rocha ígnea ultramáfica composta de olivina, piroxênio e/ou hornblenda, sem ou 
com pouco feldspato, onde o mineral essencial é a olivina, ocorrendo, às vezes como acessórios a cromita e a 
granada. A designação dunito refere-se à rocha formada exclusivamente de olivina. 
 A coloração do peridotito varia de verde fosco a preto, e a do dunito de verde-clara até escura, com 
manchas amareladas a castanhas. 
 O peridotito possui textura granular (média a grosseira). A textura poiquilítica ocorre freqüentemente, 
enquanto que a porfirítica é muito rara. Ocorre em diques, sills e pequenos stocks. 
 
l) Piroxenito 
 O piroxenito é constituído predominantemente por clinopiroxênios ou ortopiroxênios. Entre os minerais 
associados podem ocorrer: olivina, hornblenda, óxidos de ferro, cromita ou biotita. Os feldspatos podem 
aparecer em pequenas quantidades ou estão ausentes. É uma rocha de coloração verde, verde-escura até 
preta. A textura é granular (média a grosseira). 
 Ocorre na forma de pequenas intrusões (stocks ou diques) e como camadas individuais dentro de 
seqüências diferenciadas do gabro. 
 As rochas ultramáficas (peridotitos, piroxenitos), via de regra, são de origem plutônica profunda. 
Aquelas que se formaram na superfície foram extrudidas juntamente com magmas basálticos. 
 
 
 
 Fig. 20 – Diagrama para comparação visual de percentagem. 
2.3 Rochas sedimentares 
 Rochas sedimentares são aquelas originadas a partir da remoção, acumulação e consolidação dos 
produtos resultantes da decomposição ou fragmentação de quaisquer rochas preexistente, através dos agentes 
 
29 
intempéricos, bem como da deposição de qualquer material proveniente da atividade orgânica (animal ou 
vegetal) ou precipitação de soluções químicas. 
 Elas representam a ação dos processos geológicos naturais através dos tempos, e seu estudo permite 
reconstituir os eventos da história geológica da Terra como, por exemplo,determinar quais foram as condições 
paleoambientais, paleoclimáticas ou paleogeográficas em que se deu a deposição das diversas seqüências de 
sedimentos. 
2.3.1 Gênese 
 Para a formação das rochas sedimentares, geralmente são necessárias quatro etapas: destruição das 
rochas preexistentes; transporte dos produtos resultantes dessa destruição; deposição desses produtos numa 
bacia de sedimentação; transformação dos sedimentos soltos em rocha compacta (diagênese). 
 
a) Destruição das rochas preexistentes: essa destruição será efetuada através da ação conjunta do 
intemperismo e da erosão; 
b) Transporte dos produtos originados pelo intemperismo: os produtos originados pela fragmentação e 
decomposição intempérica das rochas (fragmentos de rochas ou minerais e compostos solúveis), bem como 
fragmentos de organismos mortos ou produtos de origem orgânica, serão transportados pelos agentes 
externos como a água, o vento, as geleiras e a gravidade; 
c) Sedimentação: as partículas que foram transportadas mecanicamente sofrerão decantação e serão 
acumuladas quando a velocidade do agente transportador diminuir, originando, inicialmente, os depósitos 
sedimentares inconsolidados. Os compostos solúveis, transportados em solução, sofrerão precipitação 
química, como conseqüência direta de alterações físico-químicas do meio, ou indiretamente, através da 
atividade de organismos; 
d) Diagênese: conjunto de processos que atuam após a deposição das partículas, transformando-as em 
agregados naturais, denominados rochas sedimentares. Durante a diagênese os principais processos que 
atual são a compactação e a cimentação. 
d.1) Compactação: é a consolidação provocada pela pressão das camadas superiores, ocasionando uma 
diminuição dos espaços vazios nos sedimentos. 
d.2) Cimentação: é a percolação de soluções nos interstícios dos fragmentos e deposição da substância 
que estava dissolvida, aglutinando (cimentando) as partículas. Nem sempre o material cimentante 
provém da própria rocha. Os principais materiais cimentantes são: carbonatos, sílica, óxido de ferro 
(limonita) e argila. 
 
 O material clástico procede diretamente do transporte dos produtos sólidos do intemperismo das rochas 
preexistentes. Nas bacias de sedimentação, os depósitos químicos formam-se pela evaporação ou precipitação 
dos sais solúveis provenientes da alteração química das rochas da área-fonte. Os sedimentos orgânicos, por 
sua vez, derivam direta ou indiretamente das atividades vitais dos animais ou plantas. Geneticamente, as 
rochas sedimentares podem ser: residuais, detríticas, químicas ou orgânicas. Os sedimentos apresentam-se, 
inicialmente, como rochas incoerentes que se consolidam com o tempo, pela ação de material cimentante. 
2.3.2 Texturas sedimentares 
 A textura depende do tamanho, forma e arranjo das partículas que compõem um sedimento. O exame 
da textura permite indicar se um sedimento é de granulação fina ou grosseira e se os grãos são angulares, 
arredondados, polidos ou foscos. Através da análise da textura podem-se obter informações a respeito das 
várias etapas da sedimentação. O tamanho do grão relaciona-se com a energia ambiental e com o meio de 
transporte. 
Nas rochas sedimentares são consideradas as texturas clásticas e as não clásticas, sendo aquelas 
características dos sedimentos detríticos e as últimas, dos depósitos químicos. 
2.3.2.1 Texturas clásticas 
 Nestas texturas destacam-se os grânulos e a matriz. O tamanho da partícula é fundamental para a 
classificação dos depósitos clásticos. Por exemplo, um arenito é constituído predominantemente por 
fragmentos do tamanho dos grãos de areia (0,062 até 2 mm), ao passo que um conglomerado é formado por 
partículas maiores. 
 A análise da distribuição da granulação de uma rocha sedimentar constitui um critério de avaliação da 
capacidade e efetividade do transporte. A seleção dos tamanhos reflete as condições de transporte, bem como 
certas particularidades ambientais. Fluidos hidrodinamicamente normais (água corrente, ondas ou ventos) 
originam depósitos bem selecionados. Fluidos mais densos ou viscosos (corridas de lama ou correntes de 
 
30 
turbidez) formam depósitos de maior irregularidade textural no que diz respeito à distribuição do tamanho dos 
grãos. 
 A dimensão das partículas constitui igualmente um critério para avaliar a distância do transporte ou a 
energia ambiental. As rochas mais grosseiras indicam geralmente maior proximidade da área-fonte, enquanto 
que as mais finas sugerem maior distância. 
 Dependendo da quantidade de abrasão, os fragmentos de rochas e as partículas minerais podem ser 
arredondados, subarredondados, subangulares ou angulares. Os sedimentos derivados da ação glacial ou da 
ação direta da gravidade são, via de regra, angulares, enquanto que as partículas movidas pela água ou ventos 
se apresentam mais arredondadas. 
 A morfoscopia (arredondamento, esfericidade e textura superficial) é empregada juntamente com 
outros caracteres de textura na descrição das rochas sedimentares, bem como no estudo dos agentes 
geológicos e dos processos operantes no ambiente de sedimentação. Os dados morfoscópicos constituem 
informações complementares que, isoladamente, não resolvem os problemas genéticos das rochas 
sedimentares. Entretanto, quando utilizados em conjunto com outros elementos texturais, estruturais e 
estratigráficos, permitem melhor compreensão do ambiente de sedimentação e dos processos operantes na 
área-fonte. 
 
 O grau arredondamento é função da agudeza das 
arestas e cantos da partícula, independendo de sua forma. 
Indica a maior ou menor distância de transporte, e o rigor do 
transporte. A forma mais simples e rápida de se determinar o 
grau de arredondamento de uma partícula é através de 
comparação visual (Fig. 21 e 22). 
 
R
N
r
P
i∑ 





= 
Fig. 21 – Grau de arredondamento de partículas 
 
 O grau de esfericidade indica quanto a forma de uma partícula aproxima-se de uma esfera. A 
comparação visual é a forma mais simples e rápida para a determinação desta grandeza (Fig. 22). O grau de 
esfericidade pode ser expresso pela seguinte fórmula: 
3
partículaavecircunscrequeesferadaVolume
partículadaVolume
e.G = 
 
ALTA
ESFERICIDADE
BAIXA
ESFERICIDADE
Muito
angulosa Angulosa
Sub
angulosa
Sub
arredondada Arredondada
Muito
arredondada
 
 
Fig. 22 - Classes de arredondamento: a) muito angulosa; b) angulosa; c) sub-angulosa; d) sub-arredondada; e) 
arredondada; f) bem arredondada. Adaptado de Powers (1953) e Shepard (1973). 
 
O grau de seleção de um sedimento refere-se a maior ou menor concentração de vários tamanhos de 
partículas. A seleção constitui uma importante característica textural, pois pode fornecer informações a respeito 
do transporte e do ambiente de sedimentação. Um sedimento bem selecionado é formado predominantemente 
por um tamanho de grão e indica um transporte considerável. Um sedimento pobremente selecionado 
compreende vários tamanhos de partículas e indica um transporte rápido e de pequena duração por fluidos 
 
31 
densos (corrida de lama). A ação glacial é igualmente incapaz de selecionar os diferentes materiais, 
depositando simultaneamente partículas grosseiras e finas. 
 
 Quadro 8 - Escala granulométrica de Wentworth 
Intervalo de classe 
(mm) Designação 
> 256 Bloco 
64 - 256 Matacão 
4 - 64 Seixo 
2 - 4 Grânulo 
1 - 2 Areia muito grossa 
0,5 - 1 Areia grossa 
0,25 - 0,5 Areia média 
0,125 - 0,25 Areia fina 
0,062 - 0,125 Areia muito fina 
0,031 - 0,062 Silte grosso 
0,016 - 0,031 Silte médio 
0,008 - 0,016 Silte fino 
0,004 - 0,008 Silte muito fino 
< 0,004 Argila 
2.3.2.2 Texturas não clásticas 
 As texturas não clásticas são características dos sedimentos químicos e diferem notavelmentedaquelas das rochas sedimentares clásticas. Assemelham-se, até certo ponto, às texturas das rochas 
ígneas e metamórficas. 
As texturas cristalinas são referidas de acordo com o tamanho dos cristais: 
 
a) Macrocristalinas (acima de 0,75 mm); 
b) Mesocristalinas (de 0,2 a 0,75 mm); 
c) Microcristalinas (de 0,01 a 0,2 mm); 
d) Criptocristalinas (abaixo de 0,01 mm). 
 
 Uma rocha sedimentar possui textura oolítica quando é constituída, em grande parte, por oólitos. 
Estes são formas esféricas ou subesféricas, com diâmetro variando de 0,25 a 2 mm, de natureza 
acrescionária. Quando estas formas esféricas ou subesféricas possuem diâmetro superior a 2 mm, são 
denominadas pisólitos e a textura é pisolítica. 
2.3.3 Estruturas sedimentares 
 As estruturas sedimentares constituem os aspectos principais da organização interna da rocha 
sedimentar. Dizem respeito às relações mútuas das suas partículas constituintes, sendo melhor visualizadas 
em afloramentos do que em amostras de mão. As estruturas auxiliam, de certo modo, a interpretação do 
ambiente de sedimentação. Muitas delas permitem determinar o sentido das paleocorrentes, enquanto que 
outras possibilitam sugerir quais teriam sido as condições paleoclimáticas da época de deposição. 
 As estruturas podem ser classificadas segundo vários critérios. Podemos tomar como critério seu 
tamanho ou o tempo de sua formação, relacionando-as com as rochas que as contêm ou, ainda, segundo 
sua origem. De acordo com o tamanho podemos considerá-las como grandes, se são só visíveis no campo, 
ou pequenas, se visíveis em uma amostra. As menores estruturas, que requerem a utilização de 
instrumentos ópticos para seu estudo, são chamadas de microestruturas. 
 
32 
 Quanto ao tempo em que foram formadas, elas podem ser singenéticas ou primárias e 
epigenéticas ou secundárias. As primeiras são formadas durante a deposição ou pouco tempo após a 
deposição do sedimento. As epigenéticas são formadas muito depois da sedimentação. 
 Chama-se interface a superfície sobre a qual está se processando a sedimentação. Uma rocha 
sedimentar possui, portanto, muitas interfaces que correspondem ás diversas fases em que esteve exposta 
antes de ser recoberta por camadas sucessivas de sedimentos. Muitas das estruturas singenéticas formam-
se sobre as interfaces de deposição. 
 A situação de tais estruturas em relação aos corpos litológicos pode ser interna ou externa, segundo 
se localizem dentro da unidade litológica ou entre as unidades litológicas. Finalmente, quanto á origem, elas 
podem ser classificadas em físicas, químicas ou orgânicas. 
2.3.3 1 Classificação das estruturas sedimentares 
2.3.3.1.1 Estruturas sedimentares primárias (singenéticas) 
 
a.1) Estratificação - um dos aspectos mais característicos das rochas sedimentares é sua deposição em 
estratos ou camadas, umas sobre as outras. A estratificação é salientada pelas diferenças de 
composição, textura, dureza, coesão ou cor, dispostas em faixas aproximadamente paralelas. Algumas 
camadas não apresentam estratificação nítida. Ela pode estar oculta e vir a ser realçada pelo 
intemperismo ou percebida pelo exame com raios X. Outras vezes a estratificação está completamente 
ausente (estrutura maciça). 
 
a.2) Estratificação cruzada - Consiste na disposição de estratos em ângulos diversos em relação a um 
plano horizontal ou à inclinação original da rocha. É uma estrutura comum nas rochas sedimentares, 
principalmente nas de granulação arenosa. Permite determinar, com grande precisão, o sentido das 
paleocorrentes, isto é, a direção de transporte nos mares, rios e desertos. A estratificação cruzada 
caracteriza muitas formações depositadas em ambiente subaquático (por exemplo, Arenito Furnas) ou 
eólico (por exemplo, Arenito Botucatu) (Fig. 24). 
 
 
 
 Fig. 23 – Estratificação plano paralela em arenito. 
 
 
 
33 
 
 
 Fig. 24 - Estratificação cruzada com indicação da direção da corrente. 
 
a.3) Estrutura gradacional - Na estrutura gradacional verifica-se, numa mesma camada, uma mudança 
progressiva da granulação do sedimento, de sorte que o tamanho do grão diminui de baixo para cima 
até aumentar abruptamente na camada seguinte. Esta, por sua vez, apresenta a mesma característica 
em relação à que se segue (Fig. 25 e 26). 
 
a.4) Imbricação - Nos depósitos rudáceos, com freqüência os seixos apresentarem imbricação, isto é, 
orientarem-se com o eixo longo inclinando no sentido de onde vem a corrente. O estudo estatístico da 
imbricação permite determinar o sentido do transporte (Fig. 27). 
 
a.5) Marcas ondulares - As marcas ondulares são produzidas por correntes (fluxos) de água ou ar. 
Encontram-se principalmente em sedimentos arenosos e menos freqüentemente em siltitos. Existem 
diversas formas de marcas ondulares, que estão condicionadas a vários fatores, como velocidade das 
correntes, movimentos das ondas, suprimento e granulação dos sedimentos e profundidade da água. 
Prestam-se para determinação da direção da corrente. Podem ser simétricas (geralmente causadas 
por oscilação), ou assimétricas (correntes) (fig. 14). 
 
 
 Fig. 25 - Estrutura gradacional. Fig. 26 - Estrutura gradacional. 
 
 
34 
 
 
 Fig. 27 - Estrutura imbricada com indicação da direção da corrente. 
 
 
 
 
 Fig. 28 – Fotografia e desenhos esquemáticos de marcas de onda. 
 
 
a.6) Gretas de contração - As gretas de contração são abundantes em algumas seqüências geológicas, 
como, por exemplo, nos siltitos da Formação Teresina. São freqüentes nos depósitos síltico-argilosos 
e nos calcários e praticamente ausentes nos sedimentos arenosos. A origem das gretas está ligada à 
perda de água pelo sedimento, o que ocasiona sua contração. Elas são limitadas por polígonos 
irregulares (Fig. 29). 
 
 
 
 Fig. 29 – Fotografia e desenho esquemático de gretas de contração. 
 
2.3.3.1.2 Estruturas secundárias (epigenéticas) 
b.1) Estruturas Deformacionais - Entre as estruturas deformacionais encontram-se as de recalque, de 
carga ou aquelas desenvolvidas nos escorregamentos (camadas dobradas, contorcidas, convolutas, 
falhadas e brechas). As camadas com estratificação contorcida ou convoluta são, portanto, formadas 
por compressão durante os escorregamentos, ou pela ação de sobrecarga ou recalque no sedimento. 
Outras estruturas desenvolvem-se por tensão, como, por exemplo, a fragmentação, o estiramento e o 
falhamento dos estratos. 
 
 
35 
b.2) Diques clásticos - são corpos tabulares de material clástico, que cortam discordantemente as 
camadas. Geralmente são constituídos de arenito. Como exemplo pode-se citar os diques de arenito 
(Arenito Botucatu) cortando os basaltos do Grupo São Bento. A areia, neste caso, veio de baixo para 
cima, tendo sido empurrada (injetada) através de diáclases do basalto. Esses arenitos normalmente 
estão silicificados. 
 
c) Estruturas Químicas 
As estruturas deste tipo são freqüentes praticamente em toda seqüência paleozóica do Brasil, onde 
ocorrem sob os mais diversos aspectos. De modo geral, são consideradas epigenéticas ou secundárias, 
desenvolvidas, portanto, após a sedimentação. Entre elas podem ser citados os nódulos e as concreções. 
 
c.1) Nódulos - Os nódulos ocorrem em grandes quantidades em vários horizontes dos folhelhos 
carbonosos e pirobetuminosos da Formação lrati. São irregulares e de tamanho variado, sendo os 
mais comuns de 2 a 10 mm. Geralmente ocorrem paralelos à estratificação. Os nódulos da Formação 
lrati são constituídos de sílex (Fig. 30). 
 
c.2) Concreções - Diferem dos nódulos pelo seu tamanho (dimensões maiores) e pela presença de 
estrutura interna. Suas formas são variadas,sendo mais comuns as esferoidais, embora ocorram com 
relativa freqüência formas discóides. Os tamanhos também variam, tendo sido observadas concreções 
na Formação lrati com até 50 a 60 cm de diâmetro. A maioria das concreções possui estrutura interna 
concêntrica (Fig. 31). 
 
 
 Fig. 30 – Nódulo silicoso. Fig. 31 – Concreção de calcita com estrutura concêntrica 
 
 
d) Estruturas de origem orgânica 
 
Entre as estruturas de origem orgânica citam-se: perfurações por animais, pegadas, pistas, 
coprólitos, várias modalidades de fósseis, bioturbações (estratificação irregular). 
2.3.4 Classificação das rochas sedimentares 
 As rochas sedimentares são classificadas em três grupos fundamentais: clásticas ou detríticas, 
químicas e orgânicas ou organógenas. 
2.3.4.1 Rochas sedimentares detríticas 
 
 As rochas sedimentares detríticas ou clásticas são formadas por fragmentos de minerais e/ou 
rochas, provenientes da fragmentação e decomposição de rochas preexistentes. De acordo com os 
intervalos granulométricos, são divididas em três grupos: rudáceas (grosseiras), arenosas e 
síltico/argilosas. 
 
a.1) Rochas sedimentares rudáceas 
 
 As rochas sedimentares constituídas por fragmentos grosseiros, de tamanho maior do que areia 
(>2mm), isto é, compostos de seixos ou blocos, são referidas como rochas rudáceas. Nela os constituintes 
grosseiros são denominados fenoclastos. De acordo com o grau de arredondamento destes, os depósitos 
rudáceos subdividem-se em: 
 
36 
 
a.1.1) Brechas - rocha sedimentar rudácea com predomínio de fragmentos angulosos. Nas brechas, o 
transporte foi pequeno ou praticamente inexistente. As acumulações de cascalho residual nas 
vertentes ou os depósitos de talus no sopé dos terrenos íngremes, quando litificados, constituem as 
brechas sedimentares, caracterizadas pela angulosidade dos fragmentos constituintes. Os depósitos 
de cascalho residual ou de talus são característicos de clima semi-árido, das regiões desérticas ou 
polares. As brechas também podem ser formadas nos movimentos de massa causados pelos 
desmoronamentos subaéreos ou escorregamentos subaquáticos em ambiente lacustre ou fluvial. 
 
a.1.2) Conglomerados - rocha sedimentar rudácea com predominância de fenoclastos subarredondados a 
arredondados. No conglomerado, os fenoclastos sofreram um transporte subaquático apreciável. 
Conseqüentemente, os fragmentos encontram-se mais ou menos desgastados e arredondados. Os 
conglomerados, via de regra, compõem-se de seixos mais resistentes, capazes de se oporem aos 
impactos do transporte torrencial, ao longo dos rios, ou à ação das ondas junto às costas. A ação das 
geleiras também origina depósitos rudáceos contendo desde os fragmentos clásticos finos até 
matacões com mais de 1 m de diâmetro. São os depósitos característicos do avanço (morena basal, 
frontal ou lateral) e do recuo (diamictitos) das geleiras. 
 
 
a.2) Rochas sedimentares arenáceas 
 
 As rochas arenáceas são constituídas principalmente por material clástico de tamanho "areia", entre 
0,062 e 2 mm. Sua composição é variada, indo desde os arenitos limpos (compostos de areia quartzosa) até 
os impuros (wacke), nos quais a areia se encontra misturada com silte e argila. Os arenitos limpos são, em 
geral, bem selecionados, podendo conter pequena quantidade de argila. Por outro lado, os arenitos impuros, 
via de regra, são menos selecionados e constituem misturas de material detrítico, muitas vezes de natureza 
heterogênea, envolvidos numa matriz de silte e argila. 
 Os arenitos são formados em numerosos ambientes de sedimentação: marinho, lacustre, praial, 
estuarino, fluvial, eólico e periglacial. Quando, durante o transporte, as areias são bem lavadas e 
selecionadas pelas correntes, formam-se arenitos limpos. 
 
a.2.1) Arenitos - possuem coloração variada: geralmente são amarelados, avermelhados, cinzentos, 
castanhos ou brancos. A granulação média constitui textura comum. Via de regra, são bem 
selecionados e apresentam-se bem estratificados, muitas vezes com estratificação cruzada, marcas 
de ondulação, concreções ou fósseis. O quartzo constitui o mineral principal, podendo ocorrer, 
igualmente, feldspato, mica ou outros minerais. Os grãos podem estar cimentados por uma matriz 
argilosa ou por sílica, calcita ou óxido de ferro. 
a.2.2) Arcósios - possuem granulação que varia de média a grosseira. São de coloração branca, cinzenta, 
rosada ou avermelhada. Sua textura mostra abundantes grãos angulares a subangulares. Alguns se 
apresentam estratificados. Contêm quartzo com 25 a 50% de feldspato, além de biotita ou moscovita, 
entre outros minerais. Os arcósios originaram-se da desintegração dos granitos e gnaisse-granitos e 
foram depositados durante períodos de clima semi-árido. 
a.2.3) Grauvaca - Constitui uma rocha de coloração cinza até cinza-escura, formada por grãos angulares. 
Apresenta com freqüência estrutura gradacional. Os grãos grosseiros consistem em quartzo, 
feldspato e fragmentos de rocha. A matriz é muito fina. 
 
a.3) Rochas sedimentares lutáceas (síltico/argilosas) 
 Entre as rochas sedimentares, os depósitos lutáceos são os mais abundantes. Do ponto de vista 
granulométrico, constituem as rochas clásticas mais finas, compostas de partículas de tamanho "silte" e 
"argila". Entre os produtos de alteração do intemperismo que ocorrem nos sedimentos finos encontram-se o 
caulim, a montmorillonita, bem como bauxita e limonita. Entre os resíduos inalterados do intemperismo 
aparecem grãos de quartzo, feldspato e mica. No ambiente são formados minerais autigênicos, como 
calcita, calcedônia e pirita, entre outros. Alguns depósitos são relativamente ricos em remanescentes 
orgânicos, os quais podem apresentar-se na forma de: lama carbonosa, carapaças calcificas ou aragoníticas 
de foraminíferos e estruturas silicosas (opala) das diatomáceas, dos radiolários e nas espículas das 
esponjas. 
 
a.3.1) Siltitos - os siltitos são rochas clásticas finas, com pelo menos 50% de partículas de silte (0,004 a 
0,062 mm). Apresentam-se, em geral, finamente estratificados, porém os fenômenos de bioturbação 
podem obscurecer ou destruir a estratificação. Sua coloração pode ser cinza, negra, castanha ou 
amarela. Devido à sua granulação fina, os minerais são dificilmente percebidos. A mica pode estar 
presente em alguns estratos. É comum, nos siltitos, a presença de nódulos, concreções ou fósseis. 
 
 
37 
a.3.2) Argilitos e folhelhos - são rochas clásticas de granulação muito fina, formadas de partículas 
menores do que 0,004 mm de diâmetro. Os folhelhos apresentam-se finamente laminados, enquanto 
que os argilitos mostram um aspecto maciço. Essas rochas consistem numa mistura de minerais 
argilosos com grãos de quartzo, feldspato e mica. A coloração é variável, branca, cinzenta, 
amarelada, avermelhada ou preta. Os folhelhos pretos são ricos em material carbonoso ou 
betuminoso, e neles também é comum a ocorrência de pirita e gipso. No Brasil, os folhelhos 
pirobetuminosos da Formação lrati representam uma reserva considerável de combustíveis minerais. 
2.3.4.2 Rochas sedimentares químicas 
 As rochas sedimentares de origem química representam os produtos solúveis do intemperismo, que 
foram transportados em solução e depositados diretamente nas bacias de sedimentação, por processos 
físico-químicos tais como evaporação, precipitação, alterações de pH, etc. A precipitação de soluções 
origina rochas de granulação muito fina. A evaporação e a precipitação, via de regra, ocorrem em condições 
desfavoráveis ao bom desenvolvimento de cristais. As rochas sedimentares químicas classificam-se em: 
silicosas, carbonatadas, ferruginosas e evaporíticas (cloretos, sulfatos, carbonatos, boratos) . 
 
a.1) Rochas silicosas - O sílex constitui um depósito de sílica finamente cristalizada ou criptocristalina.Ocorre freqüentemente em nódulos ou concreções em rochas calcárias ou dentro de outras 
formações. A origem da maioria das ocorrências de sílex é, sem dúvida, a substituição de carbonato 
de cálcio por sílica. 
 
a.2) Rochas carbonatadas - A precipitação química direta do calcário e do dolomito é relativamente 
restrita. Parece que a maior parte dessas rochas esteve durante algum tempo relacionada com 
atividades orgânicas. Em bacias fechadas e de alta salinidade depositam-se os carbonatos, como, 
por exemplo, o calcário oolítico ou pisolítico. O enriquecimento ulterior dos calcários em magnésio 
deve-se a reações de substituição posteriores à deposição. 
 
a.3) Rochas ferruginosas - O ferro é o quarto elemento mais abundante na crosta terrestre e muitas 
rochas sedimentares terrígenas contêm substancial quantidade de óxidos e silicatos de ferro. Os 
sedimentos ferruginosos podem apresentar-se sob a forma de quatro tipos principais de minerais: 
óxidos ou hidróxidos (goethita, hematita e magnetita), carbonatos (siderita), silicatos (chamosita, 
greenalita, glauconita, estilpnomelano) e sulfetos (pirita e marcassita). Mais de uma variedade de 
minerais podem ocorrer dentro de um único depósito, podendo estar repetidas na seqüência 
estratigráfica ou mostrar mudanças laterais de um tipo para outro. 
 
a.4) Depósitos evaporíticos - os evaporitos são depósitos salinos formados principalmente a partir da 
evaporação da água do mar em salinas marinhas, lagunas e mares reliquiares. As condições mais 
propícias para sua formação são encontradas em locais com limitada circulação de água e clima 
seco, onde a evaporação é maior que a precipitação. Os depósitos sedimentares assim formados, 
denominados evaporitos, constituem cerca de 3% do total das rochas sedimentares. A água do mar 
contém aproximadamente 34,5 gramas por litro de sais dissolvidos. Esses compostos dissolvidos 
vão ser precipitados na ordem aproximadamente inversa da solubilidade dos sais a serem formados. 
Quando a água normal do mar é concentrada por evaporação a aproximadamente 3,35 vezes a 
salinidade original (a 30°C), a gipsita (CaSO4.2 H2O) começa a se precipitar. A halita (NaCl), que é 
um sal muito mais solúvel, inicia sua precipitação quando a água atinge cerca de 1/10 do volume 
original. Os minerais menos solúveis são os primeiros a ser precipitados, formando-se então os 
vários tipos de evaporitos. São formados principalmente depósitos de carbonato, sulfatos, cloretos, 
boratos e fluoretos. 
2.3.4.3 Rochas sedimentares orgânicas 
 As rochas sedimentares orgânicas originam-se direta ou indiretamente das atividades dos 
organismos animais ou vegetais. Eles acumulam-se principalmente nos ambientes marinhos, podendo, 
contudo, ocorrer igualmente em bacias terrestres de água doce. Classificam-se em: calcárias, silicosas, 
fosfáticas e carbonosas. 
 
a.1) Calcários - os calcários são rochas sedimentares que contêm mais de 50% de carbonato de cálcio. 
As impurezas incluem quartzo, argila, óxido de ferro e fragmentos de rochas, entre outros materiais. 
Os vários tipos de calcários são classificados tendo por base a textura ou qualquer outra propriedade 
significativa; por exemplo: calcário cristalino, calcário microcristalino, calcário oolítico, calcário 
fossilífero, coquina etc. A coloração é variável: branca, cinzenta, creme, amarelada, avermelhada, 
 
38 
castanha ou preta. A textura pode variar de granulação muito fina até grosseira, de aspecto 
sacaróide. Freqüentemente há estratificação, bem como numerosos fósseis. O calcário é formado 
essencialmente por calcita. A sílica está presente em forma de sílex finamente cristalizado, formando 
estratos ou massas nodulares. O quartzo, silte ou argila ocorrem em quantidades variáveis. 
 
a.2) Silicosas - são rochas sedimentares formadas por restos ou fragmentos de organismos que 
apresentam esqueleto ou carapaça silicosa. Como exemplos citam-se os diatomitos, formados por 
carapaças de diatomáceas; espongólitos ou espongiolitos, formados pelo acúmulo de espículas 
silicosas de esponjas; 
 
a.3) Fosfáticas - os fosfatos sedimentares ocorrem em muitos folhelhos marinhos e em depósitos 
continentais. A forma mais comum de fosfato sedimentar é o colofânio, que é uma substância 
fosfatada criptocristalina. O cimento fosfático (quase todo criptocristalino) ocorre em outras rochas 
fosfáticas ou rochas compostas de outros tipos de partículas. As partículas fosfáticas apresentam-se 
como oólitos, pelotas (não fecais), pelotas fecais, materiais bioclásticos e clásticos fosfáticos. 
 
a.4) Rochas sedimentares carbonosas - são rochas ricas em carvão, divididas em dois grupos 
principais: 1) grupo húmico (série do carvão) e 2) grupo sapropelítico (rochas oleígenas). O carvão é 
uma rocha sedimentar formada integralmente por processos bioquímicos. Ele é originado por 
acumulação de detritos vegetais, sob condições anaeróbicas, em regiões pantanosas. Os principais 
tipos de rochas carbonosas da série do carvão são: turfa, linhito, hulha e antracito. 
 
a.4.1) Turfa - é um sedimento de origem vegetal que se encontra nas formações sedimentares de idade 
recente e continua em formação nos dias atuais. As turfas são sempre formadas de plantas 
herbáceas (principalmente musgos e ciperáceas), mas também, às vezes, são constituídas 
predominantemente de plantas lenhosas arborescentes, como acontece nos pântanos da costa 
oriental dos Estados Unidos. As propriedades físicas e químicas das turfas são muito variáveis. A 
densidade em geral é muito baixa (em torno de 1 g/cm3), e o teor em carbono total varia entre 55% e 
65% do peso seco. O teor de umidade varia de 65% a 90%. O poder calorífico é baixo, sendo de 
3.000 a 5.000 calorias/grama em estado seco. 
 
a.4.2) Linhito - o linhito é um “carvão” acastanhado, encontrado em formações cenozóicas ou 
mesozóicas. É formado de restos vegetais variados em que os fragmentos lenhosos representam 
um papel importante. Distinguem-se das turfas pelo teor de celulose muito maior nas turfas. A 
densidade do linhito situa-se entre 1,1 e 1,3 g/cm3. O teor de carbono total varia entre 65% e 75% e 
o de água, entre 10% a 30%. O poder calorífico do linhito situa-se entre 4.000 a 6.000 
calorias/grama. 
 
a.4.3) Hulha - A hulha constitui o carvão negro encontrado em sedimentos do Paleozóico e do Mesozóico 
Inferior. Ela é formada também por restos vegetais, cujas estruturas são observáveis ao microscópio 
em pequenas partes em meio a um fundo desprovido de estruturas reconhecíveis. A densidade da 
hulha é da ordem de 1,2 a 1,5 g/cm3. Seu teor em carbono total varia de 75% a 90% com teores 
variáveis de matéria mineral. O conteúdo de água é da ordem de 2% a 7%. No Brasil, a hulha é 
encontrada nos Estados sulinos, abrangendo principalmente Rio Grande do Sul e Santa Catarina, 
embora pequenas quantidades ocorram também no Paraná e em São Paulo. O poder calorífico dos 
carvões brasileiros é da ordem de soco a 6800 calorias/grama. 
 
a.4.4) Antracito - Normalmente, a hulha e o antracito formam, em conjunto, o que é conhecido sob o 
nome de carvão mineral. O antracito é um carvão com densidade entre 1,4 a1,7 g/cm3, com aspecto 
vítreo, de fratura brilhante e conchoidal, e com 90% a 93% de carbono. Este carvão é pobre em 
voláteis e de poder calorífico superior a 8.000 calorias/grama. São raras as ocorrências de antracito 
no Brasil e provem em geral da destilação da hulha do sul do país, devido a intrusões de diques e 
sills de diabásio. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
39 
 Quadro 9 - Classificação das rochas sedimentares 
Rudáceas - Brechas 
- Conglomerados 
Arenáceas 
- Arenitos 
- Arcósios 
- Grauvaca 
DETRÍTICAS 
Pelíticas 
- Siltitos 
- Argilitos 
- Folhelhos 
Silicosas - Sílex 
- Jaspe 
Carbonatadas - Calcário 
- Dolomito 
- Óxidos e/ou 
Hidróxidos 
- Goethita- Hematita 
- Magnetita 
- Carbonatos - Siderita 
- Silicatos 
- Chamosita 
- Glauconita 
- Estilpnomelano 
Ferruginosas 
- Sulfetos - Pirita 
- Marcassita 
QUÍMICAS 
Evaporíticas 
- Halita 
- Gipsita 
- Polihalita 
- Sais de potássio 
Carlcárias 
- Calcário coralíneo 
- Calcário estromatolítico 
- Coquina 
Silicosas 
- Diatomito 
- Espongiolito 
- Troncos silicificados 
Fosfáticas 
- Colofânio 
- Pelotas fecais e não fecais 
- Materiais bioclásticos (guano) 
Carbonosas 
- Turfa 
- Linhito 
- Hulha (carvão betuminoso) 
- Antracito 
CLASSIFICAÇÃO 
DAS ROCHAS 
SEDIMENTARES 
ORGÂNICAS 
Betuminosas - Folhelho pirobetuminoso 
- Arenito betuminoso 
 
 
 
 
 
40 
2.4 Rochas metamórficas 
 As rochas estudadas nos tópicos anteriores originaram-se, por diferentes processos, em equilíbrio 
com as condições de pressão e temperatura reinantes durante sua formação. Estas rochas, independente 
de sua origem e composição, podem ser submetidas a novas condições ambientais (P, T), diferentes 
daquelas em que foram originadas. Em conseqüência dessas novas condições de P e T e da ação de 
soluções químicas, ocorre uma série de reações entre os minerais dessa rocha, além de recristalização, 
etc., que culminam com a formação de um novo agregado mineral (nova rocha), em equilíbrio com as novas 
condições ambientais. Este processo de transformação de uma rocha em outra é chamado de 
metamorfismo, e a rocha resultante é denominada rochas metamórficas. 
 Portanto, rocha metamórfica é aquela que sofreu mudanças na sua constituição mineral e na 
textura, em conseqüência de importantes transformações nos ambientes físico e químico do interior da 
crosta, devido a altas temperaturas, grandes pressões e reações provocadas por soluções quimicamente 
ativas. 
 Na maioria dos casos, o metamorfismo consiste numa recristalização parcial ou completa da rocha, 
com formação de novas estruturas. Noutros casos, as mudanças são mais profundas, formando-se novas 
estruturas, texturas e novos minerais. Em condições extremas, a rocha metamórfica pode ser praticamente 
idêntica a uma rocha ígnea. 
2.4.1 Ambiente metamórfico 
 Os processos metamórficos têm lugar no interior da crosta terrestre, onde as rochas sólidas podem 
sofrer importantes transformações mineralógicas, devido a altas temperaturas, a elevadas pressões e à 
ação de fluidos quimicamente ativos. 
2.4.2 Agentes do metamorfismo 
2.4.2.1 Temperatura 
 Os principais agentes do metamorfismo são as altas temperaturas, grandes pressões e ambiente 
químico reinante em grandes profundidades da crosta terrestre. 
 Quando uma rocha é submetida a mudanças por um ou mais de um desses fatores, sobrevêm 
perturbações no equilíbrio físico e químico de sua associação mineral. O estabelecimento de novo equilíbrio 
resulta no metamorfismo da rocha. Através deste, os constituintes minerais são transformados em outros 
mais estáveis sob as novas condições. 
 A temperatura constitui, provavelmente, um dos fatores mais importantes nos processos 
metamórficos. Abaixo de 200° C, as reações são muito lentas; acima de 800 a 1.000° C, a rocha funde. 
Desse modo, o metamorfismo tem lugar entre as temperaturas de 200 e 1.000° C. 
 O calor pode ser fornecido pelo aumento natural de temperatura com a profundidade (grau 
geotérmico) ou por câmaras magmáticas adjacentes às áreas de metamorfismo. 
2.4.2.2 Pressão 
 Quanto à pressão, dois tipos devem ser considerados. O primeiro deve-se ao próprio peso do 
material sobrejacente, o qual, naturalmente, aumenta com a profundidade. A maioria das rochas 
metamórficas forma-se a menos de 20 km de profundidade, isto é, a menos de 6.000 atmosferas de 
pressão. A ação do peso do material sobrejacente constitui a pressão uniforme ou litostática. 
 O segundo tipo de pressão, denominado pressão dirigida (stress), deve-se aos esforços tectônicos 
relacionados aos movimentos da crosta terrestre. 
2.4.2.3 Fluidos quimicamente ativos 
 Os fluidos desempenham papel importante no metamorfismo. As reações químicas só podem 
ocorrer mediante solubilização parcial ou completa do mineral original, com formação de nova espécie 
adaptada às novas condições físicas e químicas reinantes no ambiente de metamorfismo. 
 O veículo das transformações químicas é a matéria liquida ou volátil que ocupa as fissuras e todas 
as porosidades e interstícios das rochas. A água é, sem dúvida, o constituinte mais importante, juntamente 
com outros produtos derivados das câmaras magmáticas. A presença de fluidos nos poros das rochas 
determina a velocidade e a natureza do processo metamórfico. 
 
41 
 Em grandes profundidades as ações da temperatura e da pressão acentuam a atividade das 
soluções, produzindo metamorfismo por recristalização ou adição de material, com desenvolvimento de 
novas estruturas. 
2.4.3 Texturas e estruturas metamórficas 
 As texturas das rochas metamórficas dependem da forma, do modo de crescimento e arranjo mútuo 
dos seus minerais, enquanto as estruturas dependem das interrelações das várias texturas dentro da rocha. 
 Para a designação de texturas metamórficas utiliza-se o termo blasto, como prefixo ou como sufixo, 
para distingui-las das rochas ígneas. 
 Textura cristaloblástica - relaciona-se principalmente com a recristalização da rocha. Assim, ela 
pode ser idioblástica, quando os cristais apresentam faces bem desenvolvidas, ou xenoblástica, quando 
não possuem faces definidas. 
 Textura granoblástica – quando na rocha metamórfica predominam minerais granulares 
eqüidimensionais. É a textura típica de quartzitos, mármores, granulitos, etc. 
 Textura porfiroblástica - é definida pela existência de cristais de grande tamanho (porfiroblastos) 
disseminados numa matriz de granulação sensivelmente mais fina. 
 Textura lepidoblástica - quando na rocha metamórfica predominam minerais lamelares 
(filossilicatos) intercrescidos e homogeneamente orientados. Ocorre em filitos, xistos, etc. 
 Textura nematoblástica - predomínio de minerais aciculares (geralmente anfibólios) 
homogeneamente orientados, como nos anfibolitos. 
 Textura gnáissica ou granolepidoblástica - ocorre em rochas metamórficas com bandas claras e 
escuras alternadas, como no gnaisse. As bandas claras, constituídas principalmente de quartzo e feldspato, 
possuem textura granoblástica. Já as bandas escuras, constituídas principalmente por biotita e hornblenda, 
possuem textura lepidoblástica. A combinação desses dois tipos de textura é chamada gnáissica ou 
granolepidoblástica, como no gnaisse. 
 Estrutura xistosa - quando a rocha metamórfica apresenta camadas ou leitos em faixas orientadas, 
formadas por minerais lamelares, prismáticos e aciculares (micas, talco, clorita, anfibólio), facilmente 
cliváveis. Estes minerais, sob ação da pressão dirigida, dispõem-se em camadas de aspecto folheado, como 
nos xistos, filitos e ardósia. 
 Estrutura granulosa - deve-se à predominância de minerais eqüidimensionais (quartzo, feldspato, 
calcita, etc.), sem orientação preferencial (mármores, quartzitos). 
 Estrutura gnáissica ou granuloxistosa - é uma estrutura mista devido à alternância de bandas 
xistosas e granulosas, às quais são diferentes tanto na composição mineral quanto na textura (p.e. 
gnaisses). 
2.4.4 Tipos de metamorfismo 
 De acordo com o ambiente e a predominância dos diferentes agentes de metamorfismo, podem-se 
ter os seguintes tipos principais de metamorfismo: metamorfismo de contato, metamorfismo dinâmico 
(cataclástico) e metamorfismo regional. 
 
a) Metamorfismo de contato 
 Ocorre no contato entre grandes massas ígneas intrusivas e rochas encaixantes, geralmente 
sedimentares. Há uma acentuada ação do calor sobre a rocha encaixante (sedimentar) que, em 
conseqüência, recristaliza-se, exibindo novos minerais. O amplo gradiente de temperatura, decrescente do 
contato intrusivo em direção à encaixante