Curso_Prof Motoki_UERJ

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Apostila didática para a Disciplina
Petrologia I
Departamento de Mineralogia e Petrologia Ígnea
Edição 2004
Akihisa Motoki
Apostila didática para a Disciplina
Petrologia I
Departamento de Mineralogia e Petrologia Ígnea
Edição 2004
Akihisa Motoki
Descrição Petrográfica de Rochas Ígneas
Apostila didática para a Disciplina
Petrologia I
Departamento de Mineralogia e Petrologia Ígnea
Edição 2004
Akihisa Motoki
Descrição Petrográfica de Rochas ÍgneasDescrição Petrográfica de Rochas ÍgneasDescrição Petrográfica de Rochas Ígneas
- i -
Foto da capa: Vulcão Fuji, Provincia de Shizuoka - Yamanashi, Japão
Sumário
1. História de desenvolvimento da petrologia --- 1
1.1. Alvorada da petrologia --- 1
1.2. Petrologia moderna --- 2
1.3. Desenvolvimento nas últimas décadas --- 4
2. Conhecimentos fundamentais --- 7
2.1. Corpo, rocha e mineral --- 8
2.2. Rochas ígneas, sedimentares e metamórficas --- 9
2.3. Estrutura do Planeta Terra e geração do magma --- 8
2.4. Energia interna do Planeta Terra --- 17
2.5. Desenvolvimento no futuro --- 32
3. Classificação de rochas ígneas --- 34
3.1. Critérios de classificação --- 34
História de desenvolvimento da petrologia
- 1 -
1. História de desenvolvimento da petrologia
Desde a época do Império Romano, a humanidade já conhecia presença de diversos
tipos de rochas. Certos nomes de rochas atualmente utilizados, tais como basalto e sienito, são
originados daquele tempo (Fig. 1.1). Mas, descrições científicas e classificações organizadas
de rochas iniciaram-se apenas no final do século XVIII, por meio de observações a olho nu e a
lupa. No século XIX, foi introduzido o microscópio equipado com polarizadores ópticos. Este
instrumento possibilitou a identificação exata dos minerais constituintes e classificação quantitativa
de rochas. Tal estudo, que constitui uma parte da petrologia, é denominado petrografia.
1.1. Alvorada da petrologia
A petrografia do sentido moderno foi fundada no final do século XVIII por A.G. Werner
(1749-1817), que trabalhou em Bergakademie Freiberg (Academia de Mineração de Freiberg,
Alemanha). Os estudos dele foram baseados apenas em observações a olho nu e lupa, por isso,
as descrições foram parciais e limitadas. Por exemplo, não houve como observar a composição
mineralógica de rochas com granulometria muito fina, ou seja, rochas constituídas por minerais
pequenos, indistinguíveis a olho nu. Ele considerou que todas as rochas, sejam estas, granito ou
basalto, foram originadas de materiais depositados no oceano primitivo hipotético que cobria a
Terra inteira. Naquele tempo, a origem do Planeta Terra ainda não era tão esclarecida como no
presente. A idéia dele é chamada de neptunismo. Ele atribuiu vulcanismos à combustão de
carvão mineral em locais profundos. A presença de oxigênio e sua função química ainda não
eram conhecidas. Sob ponto de vista atual, a teoria dele é considerada como problemática, por
outro lado, as descrições das amostras de mineral foram excelentes. Uma parte da coleção dele
está conservada no Museu Nacional do Rio de Janeiro.
Na mesma época, apareceu um aristocrata inglês J. Hutton (1726-1797) que se dedicou a
ciências de vários ramos. Ele reconheceu a existência de calor subterrâneo, e considerou este
calor como causa fundamental da geração de magmas e atividades vulcânicas. A expansão da
Terra, a paradigma daquele tempo, e as atividades tectônicas eram interpretadas como
Fig. 1.1. Vistas macroscópicas das rochas conhecidas desde a época do Império Romano, sienito e basalto:
(A) álcali sienito, Caldas - Minas Gerais; (B) álcali olivina basalto, Agua Escondia, Provincia de Mendoza,
Argentina.
BA
História de desenvolvimento da petrologia
- 2 -
conseqüência do calor subterrâneo. Ele observou um afloramento de dique, ou seja, corpo intrusivo
de forma tabular e, de composição granítica, considerando que este granito é de origem magmática
e as rochas encaixantes foram metamorfoseadas pelo calor do magma. Quase 100 anos depois,
as pesquisas dele foram publicadas na forma de um livro entitulado “Theory of the Earth” (1895).
A idéia dele, denominada plutonismo, explica que nem todas as rochas são sedimentares, mas
existem rochas originadas do resfriamento e consolidação de magmas, denominadas rochas
ígneas. Além disso, existem rochas transformadas pelo calor e pressão subterrâneos em estado
sólido, chamadas de rochas metamórficas. Por outro lado, as rochas formadas a partir de
sedimentação são denominadas rochas sedimentares. Após o falecimento deles, houve muitas
discussões entre os neptunistas e os plutonistas, e até a década de 1920, o plutonismo chegou a
prevalecer no mundo científico.
Juntos com J. Lamark e C. Lyell, J. Hutton é conhecido, também, como fundador do
uniformitarismo, um princípio importante na geologia: Tanto os fenômenos antigos quanto os
atuais são controlados pelas mesmas leis físicas e químicas. O uniformitarismo enfrentou
violentas reações do “catastrofismo”, que considerava os acontecimentos antigos, sobretudo os
que aparecem na Bíblia, como sendo controlados pela força incomum. Os dois grupos chocaram-
se em vários pontos, sobretudo na real existência, ou não, do dilúvio lendário. Através de trabalhos
científicos, os uniformitaristas provaram cientificamente a inexistência do referido dilúvio. Até
o presente, o termo “depósito diluvial” está sendo utilizado na geologia, porém, de outro
significado, que corresponde aos depósitos sedimentares do Quaternário.
1.2. Petrologia moderna
No meio do século XIX, foram iniciadas análises químicas de rochas. O microscópio,
que foi inventado na mesma época, provocou revoluções drásticas nos estudos de rochas e
minerais. Junto com a aplicação da técnica de lâmina delgada, este instrumento possibilitou
análise de rochas de granulometria muito fina e estudo detalhado de cada mineral. A lâmina
delgada é película fina de rocha com 30 µm de espessura, preparada para observação
microscópica. A invenção posterior do polarizador por W. Nicol, em 1928, causou outra
revolução, aperfeiçoando a técnica de identificação e classificação de minerais, ou seja,
mineralogia óptica (Fig. 1.2). O microscópio equipado de polarizadores é chamado de microscópio
petrográfico. Através disso,
a petrografia microscópica foi
estabelecida até o início do
século XX, principalmente
por pesquisadores alemães e
franceses: H.C. Sorby (1858;
On the mineralogical structure
of crystals), F. Zirkel (1866;
Lehrbuch der Petrographie),
A. Michel-Lévy, K.H.F.
Rosenbusch (1877;
Microscopische Phisiographie
der massigen Gesteine), etc.
Entre eles, Rosenbusch é
conhecido como o fundador
da petrografia de rochas do
Brasil. Estes trabalhos,
Fig. 1.2. Instrumentos ópticos:
(A) Microscópio petrográfico;
(B) Lupa binocular.
A B
História de desenvolvimento da petrologia
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considerados como a petrografia moderna, foram escritos na forma de livros de quatro volumes
por A. Johannsen (1931; A descriptive petrography of the igneous rocks).
Após o estabelecimento da petrografia descritiva, os pesquisadores se interessaram mais
pela gênese das rochas, criando a petrologia. No início do século XX, F. Becke desenvolveu
conceito de províncias petrográficas através de trabalhos geoquímicos, e classificou faixas
metamórficas por meio de condições de pressão e temperatura (1903; Ueber Mineralbestand und
Struktur der Kristallinen Schifer). J.H.L. Vogt interpretou magmas como silicatos que formam
um sistema eutético, e estabeleceu diagramas de fase de minerais félsicos, que são compostos
principalmente de Si, Al, Na e K, com baixo teor de Fe e Mg (1903-1904; Die
Silikatschmelzlozungen). A. Harker relacionou tipos de rochas ígneas com as condições
tectônicas: Nas regiões tectonicamente compressivas ocorrem magmas não alcalinos, e nas
distensionais, magmas alcalinos (1909; The natural historyof igneous rocks). Nesta publicação,
Harker chamou as rochas não alcalinas como “tipo pacífico”, e as alcalinas como “tipo atlântico”.
No início do século XX, foi fundado, em 1907, o Carnegie Institute - Washington, que
inclui Geophysical Laboratory. Neste laboratório foram realizados estudos de fusão e
consolidação de várias rochas naturais e artificiais em condições controladas, denominados de
petrologia experimental. N.L. Bowen trabalhou neste laboratório e propôs a teoria de
fracionamento magmático, isto é, um modelo de evolução química do magma por meio de
resfriamento. Um magma primário basáltico, gerado no manto a partir da fusão parcial, fraciona-
se em outros magmas de diversas composições químicas através da cristalização e
afundamento de minerais, o fenômeno denominado cristalização fracionada (1925; The
evolution of igneous rocks). Nas décadas de 1950 e 1960, vários pesquisadores de diversas
nacionalidades, H.S. Yoder, C.E. Tilley, J.F. Schairer, I. Kushiro, M.J. O’Hara, D.H. Green,
A.E. Ringwood, etc., pesquisaram neste laboratório processos de geração dos magmas
primários e sua evolução, sem influência de materiais voláteis (estado seco), com o auxílio do
aparelho piston-cilinder que é capaz de produzir pressões de até 5 Gp (gigapascal) ou seja 50
kb (kilobar), que corresponde à pressão do manto superior. A unidade “kb” corresponde 1000
atms. e “Gp”, a 10000 atms. Internacionalmente, a unidade kb tende a ser menos utilizada, sendo
substituída por Gp. Posteriormente, os efeitos dos materiais voláteis contidos no manto, sobretudo
H
2
O, chamaram a atenção dos experimentalistas, e foram realizados muitos experimentos com
materiais voláteis (estado úmido). Os materiais voláteis abaixam a temperatura de fusão e mudam
a composição do magma primário. Na década de 1970, o efeito do CO
2
 na fusão parcial chamou
atenção para a gênese dos magmas primários ultramáficos e carbonatíticos. As pesquisas
estabeleceram uma visão geral da gênese e evolução dos magmas, e portanto, as idéias clássicas
de rochas ígneas se transformaram em grande escala até o ano 1970.
Na mesma época, houve desenvolvimentos de geoquímica de isótopos, juntos com as
datações geocronológicas radiométricas, causando mais um avanço. A datação geocronológica
corresponde à determinação da idade de rocha ou mineral por meio de estudos isotópicos. O
sistema de desintegração radioativa de Rb-Sr e a razão inicial de Sr, 87Sr/86Sr, forneceram
informações sobre o local de geração do magma dentro do manto. Os comportamentos de isótopos
de oxigênio e os elementos terras raras (REE), ou seja os elementos da série lantanídios,
atraíram o interesse dos geoquímicos sob ponto de vista da origem dos magmas primários e as
rochas mãe do manto que geraram os magmas. A teoria da tectônica de placas foi estabelecida
naquela época e aplicada para explicar as variedades químicas de magmas primários de acordo
com as condições tectônicas. Posteriormente, junto com a razão inicial de Sr, o sistema de
desintegração Sm-Nd e a razão inicial de Nd, 144Nd/143Nd, e os sistemas U-Pb e Th-Pb e as
razões isotópicas de chumbo, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/206Pb, chegaram a serem utilizadas
para discussão das características geoquímicas das rochas mães do manto.
História de desenvolvimento da petrologia
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O Projeto Apollo realizou as expedições lunares com tripulação durante 1969 a 1972 e
trouxe importantes amostras de rochas lunares. Logo depois, o Projeto Luna trouxe amostras
de solos lunares por meio das expedições sem tripulação durante 1973 a 1974. Nas expedições
do Continente Antarctica, sobretudo do Japão, encontraram-se um imenso número de meteoritos
presentes dentro do gelo e, entre essas, encontraram-se rochas lunares e marcianas. As pesquisas
destas rochas extraterrestres revelaram os acontecimentos na época da formação do Sistema
Solar e mudaram fundamentalmente o conceito geral da origem do Planeta Terra. Ao contrário
da consideração que se acreditava até a década de 1970, a Terra nasceu como uma bola de fogo,
cuja superfície era coberta por oceano do magma. As viagens de naves interplanetárias, Voyager
I, Voyager II, Galileu, etc., estão reconfirmando e detalhando a nova idéia. Portanto, os modelos
sobre os magmatismos nas eras muito antigas estão em reconsideração (Fig. 1.3).
1.3. Desenvolvimento nas últimas décadas
Na década de 1980, foi proposto o modelo de geração do magma primário andesítico
sob forte influência de H
2
O. Tal magma, denominado magma primário adakítico, é gerado em
Fig. 1.3. Equipamentos modernos de análises petrológicas e geoquímicas: (A) fluorescência de Raios-X,
Tokyo Institute of Technology, Japão, para análises químicas de elementos principais e menores em rocha
total; (B) difratômetro de Raios-X de quatro eixos, Hirosaki University, Japão, para análises cristalográficas
de minerais em pó; (C) microssonda eletrônica para análises químicas de elementos principais em pequena
área, Tokyo Institute of Technology, Japão; (D) diamond window cell para ensaios em condição do manto
inferior e do núcleo externo, Kyoto University, Japão.
D
C
A B
História de desenvolvimento da petrologia
- 5 -
50 a 70 km de profundidade por meio da fusão da crosta oceânica presente na superfície do slab
em subducção, de composição de hornblenda eclogito, o fenômeno denominado “slab-melting”.
Este tema é um dos focos atuais da petrologia ígnea, mineralogia e geoquímica e, portanto intensas
pesquisas estão sendo realizadas na região sul da Patagônia, onde ocorre a subducção de cadeia
meso-oceânica.
A evolução do aparelho diamond window cell possibilitou ensaios em pressão extremamente
alta, acima de 100 Gp, correspondente ao núcleo externo. Na década de 1990, foram esclarecidos
as propriedades físicoquímicas dos minerais do manto inferior e os fenômenos que ocorrem no
manto inferior e o núcleo externo.
A coligação de dados isotópicos de Sr, Nd e Pb possibilitaram mais um avanço nas
pesquisas isotópicas e, a partir da década de 1990, as pesquisas do sistema Re-Os e razão
isotópica de Os, 183Os/182Os, e, estão em desenvolvimento. Após o ano 2000, a razão isotópica
de He , 4He/3He, e o sistema Hf-W e razão isotópica W/W, estão chamando atenção sob ponto de
vista da origem dos magmas kimberlíticos e segregação do manto e o núcleo. Atualmente, os
REE presentes em zircão estão revelando os acontecimentos desde a formação do magma primário
até a chegada para a superfície. As inovações científicas foram possibilitadas freqüentemente
por desenvolvimento de novos aparelhos de análises de área muito pequena, denominando-se
análises em spot (pin-point). Uma grande utilidade das análises em spot é determinação química
e isotópica de inclusão de vidro dentro dos minerais, denominada melt-inclusiton. Os aparelhos
utilizados são microssonda eletrônica de modelos modernos (EPMA) para análises químicas
em spot de diâmetro inferior a 2 micrômetros, SIMS (secondary ion mass spectrometer) para
análises químicas e isotópicas em spot de diâmetro de 15 micrômetros, LA-ICPMS (laser
ablation inductive coupled mass spectrometer) para análises químicas e isotópicas em spot de
diâmetro de 16 micrômetros, espectrômetro de Laser Raman, para análises mineralógicas de
tamanho inferior a 3 micrômetros, etc. (Fig. 1.4).
Fig. 1.4. Equipamentos da tecnologia de ponta para
análises petrológicas, geoquímicas e
cristalográficas: (A) SIMS, secondary ion mass
spectrometer, Tokyo Institute of Technology, Japão,
que realiza análises químicas e isotópicas de ultra-
alta sensibilidade em pin-point (pequena área); (B)
LA-ICP-MS, Lazer Abration Inductive Coupled
Prasma Mass Spetrometer, Tokyo Institute of Tech-
nology, para análises químicas e isotópicas de ul-
tra-alta sensibilidade em pin-point; (C) Laser Raman
Spectrometer, que realiza análises mineralógicas em
pin-point, Tokyo Institute of Technology.
D
C
A
Históriade desenvolvimento da petrologia
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Fig. 1.5. Trabalho de campo é o fator fundamental da geologia. No ano 2000, Chirstoph David Parkinson,
Akihisa Motoki e Kenji Freire Motoki realizaram trabalhos de campo, encontrando novas descobertas.
Conforme a explicação acima, a utilização de novos equipamentos revolucionou a ciência
da Terra. Para que ocorra isso, os usuários, ou seja, os geólogos, precisam ter o nível de
inteligência suficiente para aproveitar os equipamentos de forma adequada e eficiente. Além
disso, as amostragens e descrições do campo também devem ser feitas conforme os objetivos
das análises. Sem isso, os equipamentos não produzem nenhumas novidades científicas. Desta
forma, os fatores definitivos de bons trabalhos de geologia são inteligência e condição física,
tanto no campo quanto nos laboratórios (Fig. 1.5).
Conhecimentos fundamentais
- 7 -
2. Conhecimentos fundamentais
Ao estudar petrologia de rochas ígneas, deve-se confirmar alguns conhecimentos
fundamentais da geologia geral. O mundo da geologia está com cheio de mitos e superstições.
Até mesmo no presente, início do século XXI, as teorias já abandonadas nos séculos passados
continuam sendo divulgadas através de livros, jornais, revistas e programas de televisão.
2.1. Corpo, rocha e mineral
A superfície da Terra é coberta geralmente pelo solo. Abaixo do solo, porém, existe a
parte sólida composta principalmente de materiais silicáticos. De acordo com o tamanho e as
propriedades, esses materiais, constituintes da crosta terrestre, são classificados em: 1) corpo
geológico; 2) rocha; e 3) mineral. Corpos geológicos são unidades que compõem a crosta terrestre,
com tamanho variando de metros até dezenas de quilômetros, estudadas normalmente em trabalhos
de campo. O estudo de corpos geológicos é denominado geologia (stricto sensu), ou seja,
geologia do campo. Rochas são materiais constituintes dos corpos geológicos, estudadas no
tamanho de amostras de mão, cerca de 10 cm, em laboratórios. As rochas são normalmente
materiais heterogêneos, compostas principalmente de várias fases de silicato, e cada fase é
quimicamente homogênea, denominada mineral. Os estudos específicos das rochas e dos
minerais são chamados respectivamente de petrologia e mineralogia. A descrição e a
classificação das rochas são chamadas de petrografia. O tamanho dos minerais varia geralmente
de micrométrico até centimétrico (Fig. 2.1; Tabela 2.1). Cientificamente, o termo mineral (stricto
10 cm 1 mm
arenito
gabro
C. MineralA. Corpo geológico
1 m
B. Rocha
augita
magnetita
dique
plagioclásio
3 m
200 mm
Fig. 2.1. Ilustração esquemática de: (A) corpo geológico, dique de gabro, Cabo Frio - RJ; (B) rocha,
granada anfibolito, Aiuruoca - MG; (C) mineral, bronzita, Vulcão Lautaro - Patagônia, Chile.
Conhecimentos fundamentais
- 8 -
sensu) significa os materiais inorgânicos que possuem estrutura cristalina ordenada e composição
química homogênea.
Corpos ígneos são definidos como corpos formados através do resfriamento de magmas.
Um corpo ígneo corresponde a um pulso de intrusão magmático ou extravasamento de lava. A
diferença entre rochas ígneas e corpos ígneos está basicamente nas escalas. Certos corpos ígneos
são compostos apenas de um tipo de rocha ígnea, porém, a maioria dos corpos ígneos inclui
mais de um tipo de rocha ígnea. Sem dúvida, a origem e natureza dos corpos ígneos são
intimamente relacionadas às de rochas ígneas. Entretanto, poucos livros didáticos explicam
detalhadamente e corretamente a relação entre os dois, portanto, ainda existem confusões.
2.2. Rochas ígneas, sedimentares e metamórficas
As rochas são classificadas tradicionalmente em três categorias por sua gênese: 1) ígneas;
2) sedimentares; e 3) metamórficas (Fig. 2.2; Tabela 2.2). As rochas ígneas são definidas
como as que são formadas por meio do resfriamento de magmas, sendo consideradas como
rochas primárias, ou seja origem líquida. A energia formadora das rochas ígneas de magmas é
o calor interno da Terra. O resfriamento dos magmas pode ocorrer tanto na superfície quanto no
interior da Terra. As rochas sedimentares são definidas como as que são formadas por meio da
sedimentação ou decantação de materiais na superfície da Terra. Normalmente existem rochas
originais que foram desagregadas, decompostas e transportadas, e esses materiais foram
levados até o local de sedimentação. Neste sentido, as rochas sedimentares são consideradas
secundárias, origem sólida. A energia formadora das rochas sedimentares é fundamentalmente
solar e química. O local de formação é especificamente a superfície da Terra. As rochas
metamórficas são definidas como as que se formam por meio da transformação de rochas
originais sob altas temperaturas e pressões do interior da Terra. As rochas originais podem
ser tanto ígneas, sedimentares quanto metamórficas. Neste sentido, as rochas metamórficas são
classificadas como as secundárias, também de origem sólida. A energia formadora das rochas
metamórficas é térmica e mecânica da parte interna da Terra, e o local de formação é
especificamente o interior do planeta. Desta forma, as gêneses de rochas ígneas, sedimentares e
metamórficas são comparadas com os processos de fabricação de vidro (mineral fundido), cimento
(grãos de areia colados) e cerâmica (argila calcinada no forno). Na realidade, existem rochas
cuja origem não é esclarecida ou difícil a ser definida. Por exemplo, as rochas consideradas de
proveniência direta do manto são enquadradas convencionalmente na categoria de rochas ígneas.
Porém, não há certeza de serem realmente de origem magmática. Tufos são originados do magma
e depositados na superfície da Terra, neste sentido, podem ser enquadrados tanto na categoria de
Tabela 2.1. Diferenciação entre corpo geológico, rocha e mineral.
Unidade Tamanho exemplar Modo geral de ocorrência Estudo Metodologia do estudo 
Corpo 1 m - 10 km composto de uma ou mais rochas geologia trabalhos de campo 
Rocha 2 cm - 20 cm composta de mais de um mineral petrologia estudo no laboratório 
Mineral 1 µm - 10 mm cristal, quimicamente homogêneo mineralogia estudo no laboratório 
 
Tabela 2.2. Classificação genética das rochas em três categorias: ígnea, sedimentar e metamórfica.
Categoria Energia Local de formação Temperatura Natureza Exemplos 
Ígnea terrestre superfície e interior 600 a 1200°C primária granito, basalto 
Sedimentar solar e química superfície ambiental secundária arenito, argilito, calcário 
Metamórfica terrestre interior 300 a 700°C secundária gnaisse, xisto, mármore 
 
Conhecimentos fundamentais
- 9 -
rochas ígneas quanto as sedimentares. Apesar destes problemas, a classificação em três categorias
se tornou popular desde o final do século XIX.
2.3. Estrutura do Planeta Terra e geração do magma
O termo geológico “magma” corresponde ao material subterrâneo de composição
silicática em fusão devido à alta temperatura. Mesmo sendo um líquido subterrâneo, a água de
fontes térmicas não é o magma, porque não é silicato. Mesmo sendo líquido silicático, o vidro
em fusão na caldeira de fábricas não é o magma, porque a energia térmica não é subterrânea. Na
literatura geológica, este termo é utilizado comumente para líquidos silicáticos, eventualmente
para os carbonáticos, com inclusão de voláteis (gases) e cristais (sólidos). O termo melt
corresponde somente à parte líquida do magma. Quando o magma se resfria e se consolida, são
formadas as rochas ígneas.
Na década de 1960, houve descoberta de lavas compostas de rochas carbonáticas no
Vulcão Oldoinyo Lengai, Tanzânia. Além disso, foram descobertos corpos intrusivos de rochas
carbonáticas em vários locais do mundo, inclusive no Brasil. Apesar de não ser de composição
silicática, os comportamentos destes líquidos são os mesmos dos magmas silicáticos. Desta
Rocha metamórficaRocha ígnea Rocha sedimentar
0
5
10 p
ro
fu
ndid
ad
e 
(k
m
)
vulcanismo
lava
erosão
transporte
câmara magmática
plutonismo
conduto
sedimentação
metamorfismo
Fig. 2.2. Classificação genética das rochas em três categorias: rocha ígnea (granito, Bico do Papagaio - Rio de
Janeiro); rocha sedimentar (arenito, Rincón de Salces - Neuquen, Argentina); rocha metamórfica (cianita
sillimanita xisto, Armação de Búzios - RJ).
Conhecimentos fundamentais
- 10 -
forma, essas rochas carbonáticas foram incluídas na categoria de rochas ígneas, denominadas de
carbonatito junto com reconhecimento de magma carbonatítico. Os carbonatitos estão
associados freqüentemente a minerais de importância econômica, tais como apatita (minério de
fósforo), pirocloro (minério de nióbio), monazita (minério de urânio, tório e elementos terras
raras), etc.
O Planeta Terra possui um raio de aproximadamente 6330 km, sendo constituído
principalmente pelo núcleo com 3470 km de raio e o manto com 2850 km de espessura. Na
região continental, a espessura da crosta é muito variável, sendo de 30 a 60 km de espessura
e na região oceânica, a espessura é relativamente homogênea, sendo em torno de 6 km (Tabela
2.3). A estrutura foi determinada através de estudos sísmicos, ou seja, os de transmissão de
ondas sísmicas dentro da Terra (Fig. 2.3; 2.4). A divisão entre o núcleo, o manto e a crosta é
função da diferença na composição química. Mais de 90% de componentes do núcleo são
materiais metálicos, interpretados como a liga de Fe e Ni. A parte externa, com 2660 km de
espessura está em estado líquido, denominado núcleo externo. O fato de estar em estado líquido
foi determinado por não transmitir a onde sísmica S. A parte interna, com 1210 km de raio,
está em estado sólido e é chamada de núcleo interno. As pesquisas recentes de físico-química
indicam que o núcleo interno é composto provavelmente de ferro puro. O manto ocupa cerca de
83 % do volume da Terra e é constituído principalmente por silicatos sólidos com muito alto
Tabela 2.3. Materiais constituintes da crosta, manto e núcleo. O manto superior e o inferior são
divididos pela composição mineralógica, e não química.
Divisão Composição Materiais representativos Estado 
Crosta continental félsica a intermediária granito, granodiorito, gnaisse, rochas sedimentares sólido 
 oceânica máfica rochas basálticas sólido 
Manto superior ultramáfica dunito e lherzolito com olivina a sólido 
 inferior ultramáfica magnesio-perovskita e magnesioustita sólido 
Núcleo externo metálica Fe, Ni e outros elementos líquido 
 interno metálica Fe puro sólido 
 
núcleo interno
(sólido)
núcleo externo
(líquido)
manto inferior
(sólido)
manto superior
(sólido)
Crosta
(sólida)
C B A
D
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cro
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5 a
 40
 km
lito
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10
0 a
 12
0 k
m
descontinuidade de Gutenberg
descontinuidade de Mohorovicic
M
an
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N
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cl
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285
0 km
ma
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218
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347
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5110 
km
F
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 su
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670
 km
E
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cle
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226
0 k
m
núcleo
 intern
o
1210 
km
Fig. 2.3. Estrutura interna
do Planeta Terra com base
nos estudos sísmicos.
Planos de descontinuidade
de Mohorovicic e de
Gutenberg correspondem,
respectivamente, ao limite
entre a crosta e o manto, e
o manto e o núcleo.
Conhecimentos fundamentais
- 11 -
teor de Mg e Fe e muito baixo Na,
K, Al e Si. Tais materiais são
denominados rochas ultramáficas.
As rochas ultramáficas são os
silicatos de abundância
predominante no Sistema Solar,
inclusive na Terra, entretanto, muito
raras na superfície da Terra. O
manto superior, até 670 km de
profundidade , é composto de
rochas ultramáficas menos
densas. O manto inferior, de 670
km até 2850 km, é constituído
pelas rochas da mesma
composição, porém mais densas
devido à compactação e
transformação de fase
mineralógica por causa da alta
pressão.
A crosta também é composta
de silicatos sólidos. A crosta
continental é constituída por
rochas com muito baixo teor de Mg e Fe e com alto teor de Na, K, Al e Si, denominadas rochas
félsicas. O granito é uma rocha representativa de composição félsica. Por outro lado, a crosta
oceânica é composta de rochas com teor relativamente elevado de Mg e Fe, e baixo teor de Na,
K, Al e Si, mas não tanto quanto as rochas do manto, denominadas rochas máficas. O basalto é
uma rocha representativa da composição máfica. Tradicionalmente, as composições félsicas e
máficas são chamadas respectivamente de Sial (sílica e alumínio) e Sima (sílica e magnésio).
Até a década de 1950, acreditava-se que na região continental a crosta oceânica de composição
máfica (básica, basáltica, Sima) era sobreposta pela crosta continental félsica (ácida, granítica,
Sial). O plano da descontinuidade sísmica de Conrad era interpretado como o limite entre as
duas partes (e.g. Wilson, 1954). Entretanto, as pesquisas sísmicas detalhadas após a década de
1960 vêm revelando o fato de que não há a crosta oceânica basáltica abaixo da crosta
continental granítica (Fig. 2.5). Atualmente, acredita-se que a parte superior da crosta continental
é composta de rochas de composição félsica (graníticas), e a parte inferior, de rochas de
composição intermediária (andesítica ou diorítica), entretanto, há uma grande heterogeneidade
na distribuição horizontal. A variação vertical de composição da crosta continental é gradativa,
não havendo plano de descontinuidade notável (e.g. Oliver 1982; Kaneoka, 1989). O plano de
Conrad, que se detecta em algumas regiões continentais, pode corresponder à camada de fusão
parcial, ou seja, da anatexia, (estado de fusão parcial) na crosta continental média, com cerca
de 15 km de profundidade.
Ao entrar no interior da Terra, eleva-se a temperatura. Desta forma, antes do século
XX, prevaleceu a seguinte idéia: abaixo de determinada profundidade as rochas estariam em
estado de fusão, isto é, o magma estaria presente em qualquer região do mundo. Entretanto, junto
com a temperatura eleva-se, também, a pressão. O aumento da pressão dificulta a fusão do
manto, sendo de efeito contrário ao da temperatura. Com a exceção da parte superficial, a
velocidade de ondas sísmicas dentro do manto aumenta conforme a profundidade (Fig. 2.4).
Jeffreys (1936)
Gutenberg (1951)
ond
a P
onda S
Profundidade (km)
ve
lo
ci
da
de
 (k
m
/s
)
14
12
10
8
6
4
1000 2000 3000 4000 5000 6000
LVZ
LVZ
Núcleo
Dziewonski (1981)
Crosta
onda S
externo internoinferiorsuperior
Manto
2
F
E
C
B
A
D"
D
Fig. 2.4. Variação da velocidade das ondas sísmicas P e S em
função da profundidade, segundo Jeffreys (1936), Gutenberg
(1951) e Dziewonski (1981).
Conhecimentos fundamentais
- 12 -
O fato significa que, de acordo com a profundidade, o manto se torna mais rígido, e a sua fusão
se torna mais difícil.
No estado térmico atual da Terra, o efeito da pressão é superior ao da temperatura,
sendo contrário da opinião que prevaleceu no século XIX. Quanto maior for a profundidade
tanto mais difícil será a fusão. Nos dicionários, livros, jornais e revistas de caráter popular
não científico, encontra-se ainda a opinião de que o manto geral está em estado pastoso, semi-
derretido, ou o manto inferior está em estado líquido. Entretanto, tal argumento de fato já era
derrubado pelas observações sismológicas estabelecidas na década de 1930. Conforme a Fig.
2.4, a onda sísmica S propaga-se no manto. Este é um comportamento físico típico de materiais
em estado sólido. Desta forma, pode-se afirmar que não há uma camada geral em estado líquido
no manto. A geração do magma é um fenômeno raro e regional, que ocorre na parte próxima
à superfície do manto.
O núcleo externo está certamente em estado líquido, entretanto, o fato não é devido à
elevação da temperatura, mas, à sua composição químicametálica. Os materiais metálicos que
constituem o núcleo possuem a temperatura de fusão mais baixa do que a dos silicatos que
compõem o manto.
A parte próxima à superfície da Terra, até cerca de 100 km de profundidade, é
intensamente resfriada pela irradiação, ou seja, a emissão do calor interno do planeta Terra ao
espaço. Nesta camada fria, denominada litosfera ou placa, não ocorre geração do magma
devido à baixa temperatura apesar de estar em pequena profundidade. Portanto, a fusão parcial
do manto pode ocorrer somente em uma faixa estreita de profundidade, logo abaixo da litosfera,
denominada astenosfera (Fig. 2.6). A astenosfera é determinada pelos estudos sísmicos na
forma da zona de baixa velocidade (LVZ), que está presente de 100 a 400 km de profundidade,
onde as velocidades de ondas sísmicas P e S são inferiores às na camada superior, a litosfera. O
magma gerado a partir da fusão parcial do manto superior é denominado magma primário.
A. Modelo clássico
B. Modelo atualizado
cobertura sedimentar
cobertura sedimentar
félsica (Sial)
máfica (Sima)
ultramáfica
félsica
intermediária
ultramáfica
~~ ~~ ~~ ~ ~ ~~ ~
~~~
~
~~~~ ~~ ~~ ~
~~ ~
~~~~ ~~ ~~ ~ ~
~~ ~~ ~~ ~ ~~ ~
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~~
~~
~ ~~ ~
~~
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~~~~
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~~~
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~~ ~~~
pr
of
un
di
da
de
 (k
m
)0
10
20
30
40
pr
of
un
di
da
de
 (k
m
)0
10
20
30
40
manto
descontinuidade de Conrad
crosta continental
crosta oceânica
zona migmatizada
manto
crosta continental
crosta oceânica
descontinuidade de Mohorovicic
descontinuidade de Mohorovicic
Fig. 2.5. Estrutura da crosta segundo: A) modelo clássico, e.g. Wilson (1954), aceito até a década de
1950; B) modelo atualizado, e.g. Oliver (1982), divulgado a partir da década de 1960.
Conhecimentos fundamentais
- 13 -
Interpreta-se que a maioria do magma
primário é de composição basáltica.
O basalto que constitui a crosta
oceânica é denom inado MORB (Mid
Ocean Ridge Basalt) e possui
composição próxima à do magma
primário.
No século XIX, com base na
hipótese do manto do estado líquido,
acreditava-se que o magmatismo
poderia ocorrer em qualquer região
do mundo onde as fraturas da crosta
continental chegassem até o manto.
Entretanto, com a compreensão do
estado sólido do manto, pode-se dizer
que em condições normais, o manto
não se funde , isto é, não há lençol de
magma dentro do manto. Nota-se que
as curvas da fusão de rochas
basálticas e do gradiente geotérmico
da região oceânica não se cruzam (Fig.
A: crosta B: litosfera C: astenosfera
D: manto inferior E: núcleo externo F: núcleo interno
Fig. 2.6. Estrutura detalhada do manto superior: (A) velocidades de ondas sísmicas, segundo Anderson &
Hart (1983); (B) densidade em pressão zero, segundo Mason & Moor (1982); (C) propriedades mecânicas
de acordo com a tectônica de placas. As linhas inteiras e tracejadas da (A) apresentam respectivamente os
exemplos da região oceânica e continental. A área sombreada da (C) se refere à faixa de profundidade onde
pode ocorrer fusão parcial quando houver
condições locais favoráveis.
50 100
1500
1000
500
2000
10 20 30 40
pressão (kb)
profundidade (km)
te
m
pe
ra
tu
ra
 (°
C
)
tem
pera
tura 
da reg
ião cont
inental
fusão de basa
lto seco
fusão de granito saturado em H O2
tem
per
atu
ra d
a re
gião o
ceânica
Fig. 2.7. Variação da temperatura de fusão de rochas basálticas
(basalto e eclogito) em estado seco (sem H
2
O) e de granito
em estado úmido (com H
2
O em excesso) em comparação
com a temperatura subterrânea (gradiente geotérmico) da
região continental e da oceânica, em função da profundidade
(pressão), segundo Kushiro (1982). Nota-se que a rocha do
manto não se funde sem H
2
O e, a rocha da crosta continental
se funde com excesso de H
2
O.
3.43.3 3.5 3.6 3.7 3.8 3.9
densidade em pressão zero (g/cm )3
pr
of
un
di
da
de
 (k
m
)
0
100
200
300
400
500
600
700
Litosfera (placa)
Mesosfera
Crosta
piroxênio granada
olivinaa olivinab
3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
velocidade (km/s)
0
100
200
300
400
500
600
0
100
200
300
400
500
600
700
B. Densidade C. Propriedade mecânicaA. Ondas sísmicas
4.0
Manto inferior
olivinab
onda S onda P
LVZ contato brusco
descontinuidade de 20°
olivina (espinélio)g 
descontinuidade de 670 km
oceânica
continental
M
a
n
to
 s
u
p
er
io
r
olivina perovskita + magnesioustitag 
passagem gradativa
Astenosfera
Z
o
n
a
 d
e
 t
ra
n
si
çã
o
Conhecimentos fundamentais
- 14 -
2.7). Porém, estas se aproximam na faixa de profundidade de 60 a 150 km (área sombreada). O
fato indica que a fusão parcial do manto pode ocorrer nesta faixa de profundidade em condições
especiais.
Além da fusão parcial do manto superior, a crosta continental média, de profundidade em
torno de 15 km também pode se fundir com presença de H
2
O em quantidade suficiente, (Fig.
2.7). O magma gerado através deste processo tem composição granítica a granodiorítica.
Considera-se que, a maioria das rochas graníticas da região continental de idade mais jovem
do que 2700 Ma são derivadas principalmente do magma granítico gerado a partir deste tipo de
refusão da crosta continental antiga. A sigla internacional “Ma”, que representa idades
geocronológicas significa milhões de anos atrás a partir do presente. Isto é, a expressão “2700
Ma” corresponde a 2 bilhões e 700 milhões de anos atrás contando a partir do presente.
Os magmas máficos e ultramáficos podem ser gerados também pelo calor dos impactos
de pequenos corpos celestes, tais como asteróides e cometas. Até o final do século XX,
fenômenos extraterrestres eram considerados como pouco importantes para a gênese de
magmatismos terrestres. Entretanto, nas últimas décadas, os impactos estão chamando atenção
dos geólogos progressistas, sobretudo no sentido de formação das jazidas metálicas do
Precambriano.
Na segunda metade do Século XX, chegou a ser considerado que a fusão parcial do manto,
que é o processo principal da geração dos magmas, se processa apenas abaixo de algumas
regiões em condições excepcionalmente favoráveis, onde ocorre: 1) aquecimento local do
manto por ascensão ativa de pluma quente em hot-spots; 2) descompressão por ascensão
passiva do manto nas cadeias meso-oceânicas; 3) abaixamento de temperatura de fusão por
atividades físico-químicas de materiais voláteis, sobretudo de H
2
O, nas zonas de subducção
(Tabela 2.4; Fig. 2.8).
Estudos recentes indicam que o efeito de H
2
O é muito mais importante do que as
considerações anteriores, isto é, a geração do magma no manto é mais difícil a ocorrer do que as
interpretações da meidana do Século XX. O aquecimento local e a descompressão podem
estabelecer condições regionais de geração magmática porém, a princípio, não são fatores
satisfatórios para o estado térmico da Terra do presente. O manto terrestre parece não ser tão
quente tanto quanto à idéia anterior. Desta forma, a partir do final do Século XX, surgiu a idéia
de que a presença de H
2
O é o fator direto e fundamental para geração dos magmas primários
do manto, sobretudo nas zonas de subducção e hot-spots. Falando em extremidade, o manto seco
não gera o magma.
A interpretação sobre o processo de ascensão magmática também transformou na segunda
metade do Século XX. Na primeira metade do Século XX, prevaleceu a idéia de que o magma
estaria presente abaixo de qualquer região. Bastaria a existência de zonas de fraqueza na crosta
sólida, tais como falha, diaclasamento e zona de cizalhamento, o magma subiria através dessas,
resultando em erupções vulcânicas. Certos autores se basearam nesta idéia e interpretaram as
zonas defraqueza como fatores fundamentais para vulcanismos e plutonismos (Almeida 1986).
Tabela 2.4. Principais condições que causam a fusão parcial do manto conforme a idéia da segunda
metade do Século XX.
Causa Fator Rochas ígneas representativas Local (ambiente tectônico) 
Abaixamento de 
temperatura de 
fusão 
desidratação dos minerais e 
liberação de H2O, fusão-
desidratação 
andesito, dacito e granito da série Ca-
alcalina, trondhjemito, tonalito, adakito, 
basalto toleítico, álcali olivina basalto 
zona de subducção: arco de 
ilhas, cordilheiras, hot-spot 
Descompressão 
 
ascensão passiva do manto 
superior 
basalto toleítico (MORB) cadeia meso-oceânica 
Aquecimento local ascensão ativa de pluma 
quente do manto 
álcali olivina basalto e basalto toleítico hot-spot, rifte continental 
 
Conhecimentos fundamentais
- 15 -
Até mesmo nas regiões cuja crosta se apresenta altamente fraturada, se o magma não está
presente, obviamente não ocorrem magmatismos. Como por exemplo, as falhas transformantes
e sua continuação, zonas de fraturas, presentes no fundo dos oceanos são as fraturas existentes
na superfície que penetram inteiramente a crosta oceânica (6 km de espessura) e o manto litosférico
(94 km de espessura) e, atingem o manto astenosférico de profundidade maior do que 100
Fig. 2.8. Relação entre tectonismo e magmatismo segundo: (A) o conceito que prevaleceu no século XIX;
(B) nos século XX e XXI, junto com (C) o perfil esquemático de falhas transformates e zonas de fratura do
fundo do oceano da interpretação atual. No perfil de zonas de fratura, a profundidade do mar (4000 m) e a
saliência linear ao longo de zonas de fratura (1000 a 1500 m) são exageradas em comparação com a espessura
da crosta oceânica (6000 m). A espessura da zona serpentinizada do manto superior não está bem determinada.
67
0 
km
crosta sólida
30
 k
m
sobrecarga da crosta
falha
cadeia meso-oceânicafossa oceânica
seamount
hot-spot
pluma quente
zona de subducção
fusão parcial
litosfera
pluma fria
fusão parcial
megálito
manto superior
manto inferior
B. Conceito nos séculos XX e XXI
C. Perfil esquemático da zona de fratura
A. Conceito no século XIX
vulcanismo
vulcanismo
vulc
ões 
alinh
ados
zona de fraquezazona de fraqueza
co
rd
i lh
ei
rabacia sedimentar
intracontinental
tectônica de plumas
(movimento vertical)
tectônica de placas
(movimento horizontal)
saliência submarina
superfície da água
manto
zona serpentinizada
zona de fratura
fundo do oceano
sem vulcanismo
sem fusão
manto líquido = magma
crosta oceânica
Conhecimentos fundamentais
- 16 -
km. Mesmo assim, ao longo dessas não ocorrem magmatismo (Fig. 2.8B). Estas são contatos
de placas de baixa temperatura, representados pela extrusão sólida de serpentinito.
Ao contrário, se o magma está presente em quantidade suficiente, o magmatismo acontece
até mesmo nas áreas sem zonas de fraqueza crustal. Os estudos na segunda metade do Século XX
revelaram o mecanismo de ascensão magmática com base no modelo fraturamento hidráulico
(Fig. 2.9; Hubbert and Willis, 1959; Nakamura, 1969; Phillips, 1974; Hills, 1975; Haimson,
1975; Motoki and Avila, 1988, etc.). Isto é, a pressão do magma cria fraturas crustais em
direção perpendicular ao eixo s3 para se intrudir, ao invés de aproveitar as fraturas
preexistentes. As fraturas preexistentes que não são paralelas à referida direção recebem esforço
litostático subterrâneo no sentido de não abrir, o que dificulta a intrusão magmática ao longo
dessas. Portanto, para ocorrerem magmatismos, as zonas de fraqueza crustal não são fatores
necessários. As pesquisas acima citadas chegam à conclusão contra a opinião dos geólogos
tradicionais, porém, muito simples, natural e lógica: os magmatismos ocorrem nas regiões
onde o magma está presente.
Por outro lado, observa-se que há uma confusão amplamente difundida dos conceitos
entre placa e crosta, isto é, a placa seria composta da crosta rígida e a astenosfera seria
constituída pelo manto pastoso. Entretanto, de fato, a crosta (félsica a intermediária) e o manto
(ultramáfico) são distinguidos por propriedades químicas e a litosfera (mais rígida) e a
astenosfera (menos rígida) são distinguidas por propriedades mecânicas. O limite entre a
A, Interpretação tradicional
B. Interpretação atualizada
zona de cisalhamento
diapirismo
preenchimento das fraturas
crosta superior
crosta inferior
s1
s2
s3
esforço litostático s s s1 2 3 > > 
fraturamento hidráulico
30
 k
m
balooning
direção dos diques
diquevulcões alinhados
câmara magmática
vulc
ões
 alin
had
os
sill
dique
falha
Fig. 2.9. Mecanismo de intrusão magmática, segundo: (A) interpretação tradicional com base no
preenchimento das fraturas preexistentes; (B) interpretação atualizada com base no diapirismo e balooning
na crosta inferior dúctil e fraturamento hidráulico na crosta superior rúptil.
Conhecimentos fundamentais
- 17 -
crosta e o manto foi definido inicialmente pela elevação brusca da velocidade da onda sísmica
que ocorre na descontinuidade de Mohorovicic. A descoberta sismológica de Mohorovicic em
1904 indica o fato de que o manto é mais rígido do que a crosta. Na região oceânica, a placa
tem espessura geral de 100 km e a crosta, 6 km. Isto é, 94% da placa são constituídos pelo
manto e apenas 6% pela crosta. Na verdade, a tectônica de placas é movimento horizontal do
manto.
Até mesmo hoje em dia, no início do século XXI, o conceito fundamental da tectônica de
placas não está sendo bem compreendido. Acredita-se que o referido equívoco é originado da
consideração geral do século retrasado, como indicada na Fig. 2.8A. O entendimento da teoria
da tectônica de placas é, sem dúvida, um pré-requisito fundamental para os geólogos
contemporâneos e, portanto, os assuntos abordados neste capítulo devem ser bem aprendidos.
2.4. Energia interna do Planeta Terra
A consideração sobre a origem da energia interna do Planeta Terra, que causa magmatismos,
está intimamente relacionada à interpretação do processo de formação do Planeta Terra. No
século XIX e na primeira metade do século XX, era acreditada mundialmente a teoria de origem
da Terra em alta temperatura. Esta teoria era chamada, também, como teoria de fissão e é
baseada na idéia de que os planetas foram formados depois da formação do Sol. Isto é, antigamente,
o Sol não tinha o sistema planetário. Em um tempo no passado, uma estrela aproximou-se ao Sol
e a força gravitacional desta estrela extraiu uma parte do gás presente na superfície do Sol. O
gás extraído foi resfriado no espaço, e se contraiu pela própria gravidade universal para
formar os planetas. A Terra também foi formada através deste processo, isto é, do resfriamento
do gás solar incandescente e portanto era uma bola de fogo na época da sua formação (Fig.
2.10A). Desde a época da sua formação a Terra vem se resfriando até o presente.
Conforme esta teoria, no final do século XIX, W. Thomson, um físico inglês conhecido
popularmente como Lord Kelvin, calculou a idade do Planeta Terra a partir da comparação
entre o estado térmico da Terra da época da formação e do presente. Através da teoria física
com base no resfriamento por irradiação a partir da superfície do planeta, ele concluiu que a
formação Terra ocorreu no mínimo 20 Ma e no máximo 400 Ma. Esta idade calculada era
amplamente aceita pelos fiscos ingleses daquele tempo. Entretanto, C.R. Darwin, representando
outra
estrela
aproximção ocasional
ext
raç
ão 
de 
gás
A. Fissão B. Acumulação C. Planetésimal
massa central
borda
Sol
Fig. 2.10. Três teorias sobre a origem do sistema planetário em torno do Sol: (A) teoria de fissão, que
sugere a origem da Terra em alta temperatura, aceita antes da Segunda Guerra Mundial; (B) teoriade
acumulação, em baixa temperatura, até o Projeto Apollo; (C) teoria de planetésimal, em alta temperatura,
após o Projeto Apollo.
Conhecimentos fundamentais
- 18 -
a opinião dos geólogos e paleontólogos,
contestou que é inacreditável ocorrer a
evolução das espécies tão complexas durante
um tempo tão curto. Entretanto, a opinião de
Darwin tinha um problema fatal. Se a Terra
tivesse uma idade muito maior, não poderia
ocorrer os magmatismos atuais devido ao
resfriamento geral do planeta.
Este paradoxo foi aparentemente
solucionado pelo descoberto de fenômeno de
desintegração radioativo descoberto por H.
Becquerel em 1896. No início do século XX,
elementos radioativos foram pesquisados pelo
casal Curie. Estes, tais como 238U, 235U, 232Th,
40K e 87Rb, se desintegram espontaneamente em
outros com o tempo, liberando a energia
nuclear. Esta energia se transforma em calor
e aquece o planeta Terra. Apesar de que o teor destes elementos é muito baixo, a soma da
energia liberada durante o tempo geológico é muito grande. Se a Terra fosse colocada em uma
garrafa térmica perfeita, o calor radiogênico poderia fundir o planeta em algumas vezes.
Por outro lado, a desintegração dos elementos radioativos é função do tempo, ou seja, um
relógio geológico. Por meio da comparação de teores do elemento original e radiogênico,
denominando-se respectivamente pai e filha, pode-se medir a idade da amostra. As expressões
“pai e filha” são traduções dos termos originais, respectivamente “parent” e “daughter”. A medida
da idade é chamada de datação radiométrica, simplesmente datação, e o estudo deste ramo é
denominado geocronologia. As técnicas da geocronologia foram estabelecidas na Segunda metade
do século XX. Atualmente, os métodos K-Ar e Rb-Sr estão sendo aplicados para datação de
várias rochas de várias faixas de idade, principalmente as que têm biotita ou hornblenda, Sm-Nd
para rochas muito antigas, especialmente as rochas com plagioclásio, U-Pb para as amostras de
zircão e 14C para os materiais orgânicos de idade muito recente (Fig. 2.11).
Por outro lado, a teoria da Terra em alta temperatura, acima citada, tinha problemas
fatais. De acordo com os cálculos físicos, a massa total do gás solar extraído ao espaço foi
muito pequena e portanto a força gravitacional é insuficiente para ocorrer a atração gravitacional
e conseqüente acumulação. Ao contrário, devido à alta temperatura o gás se dispersa ao espaço,
desta forma, é impossível formar os planetas. Além disso, a possibilidade de aproximação de
uma outra estrela em uma distância tão curta ao Sol é extremamente baixa. Por estas razões, esta
teoria perdeu o apoio dos cientistas após a década de 1940.
Ao invés da teoria acima citada, chegou a ser acreditada até a década de 1970, a teoria da
origem da Terra em baixa temperatura. Esta teoria é chamada também como a teoria de
acumulação e é caracterizada pela formação simultânea do Sol e dos planetas (Fig. 2.10B). O
espaço não é vácuo perfeito, mas existe pequena quantidade de micro-partículas, denominadas
poeira cósmica ou materiais interestrelares. A poeira cósmica é de temperatura muito baixa,
sendo próxima à temperatura zero Kelvin, e portanto se acumulou suavemente pela força
gravitacional, formando o Sol e os planetas. Esta teoria foi associada à idéia de aquecimento da
Terra pela desintegração dos elementos radioativos. A Terra nasceu como um planeta frio de
estado sólido, e foi aquecido gradativamente a partir do interior do planeta pela desintegração
dos elementos radioativos. Através das erupções vulcânicas causadas pelo aquecimento nuclear,
os materiais voláteis presos dentro do planeta foram extraídos à superfície, formando
tempo
qu
an
tid
ad
e 
do
 is
ót
op
o 
pa
i
½
meia vida
isótopo pai
isótopo filha
energia
Fig. 2.11. Redução exponencial de teor do
isótopo pai por tempo, através do processo de
desintegração nuclear espontânea. O tempo que
reduz o teor do pai em metade é denominado
meia vida.
Conhecimentos fundamentais
- 19 -
gradativamente o oceano e a atmosfera . O aquecimento pelo calor radiogênico era
interpretado como a principal fonte do calor subterrâneo, que causa magmatismos e tectonismos
terrestres, inclusive para a convecção térmica do manto, que resulta a tectônica de placas.
O apoio dos cientistas à opinião acima citada era muito forte, até que sendo falado como
se fosse um fato indubitável. O objetivo científico do Projeto Apollo, que enviou homens à Lua
no período de 1969 até 1972, foi a comprovação da teoria de origem da Terra em baixa temperatura.
Eles consideraram que a Lua, igualmente à Terra, foi formada como um corpo celeste frio, e
desde a sua formação até o presente, a Terra e a Lua foram mantidas em baixa temperatura.
Por isso, não houve nenhuma experiência de fusão, mesmo sendo parcial. Esta idéia é chamada
popularmente como “cold Moon theory”. Os materiais constituintes da Lua seriam materiais
originais do Sistema Solar, que foram conservados até hoje sem modificação. Se conseguisse
coletar tais materiais na Lua, a teoria de origem da Terra e da Lua em baixa temperatura seria
comprovada.
Entretanto, a teoria de origem da Terra em baixa temperatura se desmoronou a partir das
pesquisas das rochas lunares coletadas pelo próprio Projeto Apollo. As rochas da Lua são, de
fato, rochas ígneas, sobretudo, a primeira rocha amostrada foi de lava basáltica. Estas rochas,
que são completamente diferentes da expectativa anterior do Projeto Apollo, comprovam que na
época da formação da Lua, houve magma na Lua. A rocha encontrada no planalto (highland) da
B. BrechaA. Anortosito C. Basalto
5 cm 5 cm5 cm 10 cm
Fig. 2.12. Rochas representativas da crosta lunar, segundo NASA: (A) anortosito do planalto; (B) brecha
do planalto; (C) basalto da bacia.
lava basáltica
60
 k
m
manto lunar (rocha ultramáfica)
crosta lunar (rocha anortosítica)
bacia
planalto
bacia
planalto
Fig. 2.13. Perfil esquemático da crosta lunar, determinado por pesquisas sismológicas. No planalto, parte
clara da Lua, expõe-se o anortosito da crosta lunar. Na bacia, parte escura, o basalto preench a depressão
da cratera de meteorito cobrindo o anortosito.
Conhecimentos fundamentais
- 20 -
Lua, a parte clara vista a partir
da Terra, tem idade superior a
4000 Ma e é constituída pela
rocha branca composta
predominantemente de
plagioclásio, denominada
anortosito (Fig. 2.12A). O
planalto era chamado
antigamente de “continente”,
porém, sob ponto de vista
geológico, esta expressão não
está mais sendo utilizada. A
rocha coletada na bacia (basin),
a parte clara vista a partir da
Terra, é constituída pela rocha
de cor preta, chamada de
basalto (Fig. 2.12C), com idade
mais jovem, sendo em torno de 3900 a 4000 Ma. As bacias são, na realidade, grandes crateras
de meteorito preenchidas por lavas de basalto. Em comparação com o anortosito do planalto, a
espessura total das lavas basálticas é pequena (Fig. 2.13). O magma basáltico das bacias lunares
foi gerado por meio da fusão parcial do manto lunar pelo calor do impacto de meteoritos. A
bacia era chamada antigamente de “oceano”, porém, sob ponto de vista geológico, este termo
não está mais sendo utilizado.
Algumas amostras de anortosito lunar são constituídas pelo plagioclásio altamente cálcico,
que não se encontram na Terra. A composição altamente cálcica deste plagioclásio indica que o
magma da Lua era de temperatura mais alta do que a dos magmas atuais da Terra, sendo
acima de 1700 °C. De fato, a temperatura máxima dos magmas terrestres atuais é cerca de 1200
°C. O magma lunar tão quente sugere que, naquela época, ocorreu a fusão total da parte superior
do manto lunar, gerando o magma da mesma composição do manto, isto é, ultramáfica.
O anortosito lunar é formado pela cristalização e flutuação de plagioclásio cálcico a partir
do oceano do magma ultramáfico (Fig.2.14). Com base neste argumento, pode-se calcular o
volume total do magma lunar a partir da quantidade total do anortosito. As pesquisas sísmicas da
Lua revelam que o anortosito ocupa parte superficial da Lua em 60 km de espessura, formando
a crosta lunar. Para justificar o volume do anortosito acima citado, é necessário um volume
surpreendentemente grande do magma ultramáfico. Isto é, naquela época, o magma cobria
inteiramente a superfície da Lua em 400 km de espessura. A superfície em fusão total é
chamada popularmente de oceano do magma . As pesquisas acima citadas revelaram que a
origem da Lua está longe de ser de baixa temperatura, mas, de muito alta temperatura.
Considera-se naturalmente que a Terra também tinha o oceano do magma na época da sua
formação. A Terra possui seu tamanho maior do que a Lua e, portanto a profundidade do
oceano do magma deveria ser maior. A eficiência da acumulação de energia interna de um
corpo celeste depende do seu volume e da sua área superficial. O volume representa retenção
da energia e a área superficial, a perda do calor através da irradiação. No caso de objetos
esféricos, o volume é proporcional ao terceiro grau do raio e a área superficial ao segundo grau.
Desta forma, durante um determinado período, um corpo celeste que possui o dobro do raio de
um outro, pode reter 8 vezes mais de calor, enquanto perderia 4 vezes. Portanto, o objeto de
tamanho maior perde apenas a metade do calor por volume unitário. Este fenômeno é denominado
a lei de volume-superfície (Fig. 2.15). Desta forma, os planetas grandes são mais suscetíveis à
Fig. 2.14. Processos de cristalização fracionada de plagioclásio e
formação de rochas anortosíticas: (A) anortosito da Terra atual, por
meio de cristalização do magma basáltico e decantação do
plagioclásio; (B) anortosito da Lua antiga, através de cristalização do
magma ultramáfico e flutuação do plagioclásio.
Pl
Magma
basáltico
menos
denso
Magma
ultramáfico
mais
denso
Pl
flu
tu
aç
ão
decantação - anortosito
Pl - plagioclásio
A. Terra B. Lua
Conhecimentos fundamentais
- 21 -
ocorrência de vulcanismos e tectonismos.
Conforme a lei de volume-superfíce, a
profundidade mínima do oceano do magma
da Terra é estimada como pelo menos 1500
km, o que corresponde aproximadamente a
um quarto do raio do planeta. Existe a opinião
estrema de que a Terra era totalmente fundida.
A Terra é o maior planeta de estado
sólido do Sistema Solar, e portanto, sua
dinâmica interna é muito ativa. O Júpiter, o
Saturno, o Urano e o Netuno são planetas
maiores do que a Terra, porém, são compostos
principalmente de gás e líquido. Considera-
se que na época da sua formação, a Terra
também tinha grandes crateras de impacto
de meteorito. Entretanto, por causa da
intensa dinâmica interna, as estruturas da
superfície formadas naquela época não estão
mais preservadas, sendo modificadas pelos
movimentos posteriores durante o tempo
geológico. Por isso, a Lua preserva
parcialmente as rochas da época do seu
nascimento, com idade cerca de 4555 Ma,
porém, não se encontram as rochas tão antigas
na Terra.
A rocha mais antiga da Terra é gnaisse
da Acasta, Território Noroeste da Canadá
(Acasta Gneiss), que tem idade de U-Pb em
zircão de SHRIMP de 3962 Ma (Fig. 2.16;
Bowring et al, 1989). Esta datação quebrou o
recorde do gnaisse de Amîtsoq, oeste da Groenlândia, 3710±70, Pb-Pb pelo TIMS, 3730±40,
Sm-Nd, 3694±52, Rb-Sr (Moorbath et al, 1973; 1975; 1986). Trabalhos recentes para ortognaisses
do mesmo corpo revelaram existência de idades mais antigas ainda, entre 4000 e 4030 Ma
(Bowring & Williams, 1999; Iizuka et al. 2002). Para pesquisar os acontecimentos daquela
época que ocorreram na Terra, deve-se recorrer às pesquisas comparativas com aquelas dos
corpos celestes de tamanho menor do que o da Terra, tal como Lua. Na geologia e na ciência
planetária, a era antiga em que a Terra atual não possui registros preservados, ou seja, de
4555 a 4000 Ma, é denominada Hadeano.
São conhecidos alguns grãos de zircão com idade hadeana, datados pelo método U-Pb de
SHRIMP. O zircão detrítico de quartzito de Jack Hill do Craton Yilgan, oeste da Austrália,
apresentou uma idade de 4276±6 Ma (Compston & Piedgon, 1986) e as datações posteriores de
zircão detrítico do Mt. Narryer e Jack Hill mostraram idades mais antigas em torno de 4400 Ma
(Wilde et al, 2001), sendo mineral o mais antigo do mundo.
A descoberta do oceano de magma na Lua inverteu, de novo, a consideração sobre a
origem do Planeta Terra. Hoje em dia, não se pode falar ciência da Terra sem conhecimento da
ciência da Lua, dos planetas e dos satélites. A fonte do calor que fundiu a superfície dos corpos
celestes, inclusive da Terra e da Lua, foram os impactos de meteoritos gigantes, ou seja, a
colisão de pequenos corpos celestes. Os meteoritos gigantes são, na verdade, pequenos asteróides
Fig. 2.15. A lei de volume-superfície. O café em
uma xícara pequena se resfria rapidamente, enquanto
que, o café em um bule grande se resfria lentamente.
Do mesmo princípio, um corpo celeste pequeno,
como a Lua, se resfria rapidamente, enquanto que,
um corpo celeste maior, como a Terra, se resfria
mais lentamente. As fotografias são originadas de
NASA.
A. Xícara 
C. Lua 
B. Bule
D. Terra
frio quente
pequeno grande
Conhecimentos fundamentais
- 22 -
com tamanho representativo de 10 km, porém, denominado planetésimais (Fig. 2.17). Através
do impacto de um meteorito deste tamanho, forma-se uma cratera de diâmetro em torno de 200
km na superfície da Terra. Acredita-se que na faixa atual de asteróides, existe ainda incalculável
número de planetésimais. De outra forma, pode-se dizer que os asteróides são os planetésimais
sobreviventes de tamanho muito grande que podem ser observados ao telescópio.
No estágio inicial da formação do Sistema Solar, foram formados numerosos planetésimais
através da condensação da poeira cósmica. Os planetésimais formados se chocaram violentamente
e cresceram através das repetidas colisões e agregações, formando corpos celestes grandes
como os planetas e satélites atuais. Naquela época, um grande número de planetésimais estava
presente não somente na faixa atual de asteróides, como também, na proximidade da órbita da
Terra. Portanto, não foi que o impacto de meteoritos gigantes ocorreu após a formação da Terra,
1cm
10cm
C
BA
10cm
Fig. 2. 16. Afloramento (A, B) e amostras de mão
(C) do Gnaiss de Acasta, Acasta Lake, Northwest
Territory, Canadá. Esta rocha é a mais antiga do
mundo encontrada até o presente, com idade pelo
método U-Pb de 3962 Ma em zircão.
Fig. 2.17. Fotografias de asteróides, segundo NASA: (A) Ida (maior), com tamanho de 58 x 23 km, e sua
satélite Dactyl (menor); (B) o detalhe de Dactyl; (C) Eros, 33x13x13 km. Acredita-se que os planetésimais
foram corpos celestes deste tipo.
C. Eros
B. Dactyl
A. Ida
Conhecimentos fundamentais
- 23 -
mas sim, o impacto foi próprio processo de formação e crescimento dos planetas (Fig.2.18).
Este modelo é denominado teoria de planetésimal, sendo basicamente da acumulação de poeira
cósmica, mesmo assim, origem em alta temperatura (Fig. 2.10A).
Uma simulação recente sobre o processo de formação do Sistema Solara com o auxílio de
um supercomputador, realizada pela equipe do Observatório Astronômico Nacional do Japão,
sugere que através das colisões os planetécimais se juntaram formando cerca de 20 planetas
pequenos de tamanho maior do que a Lua e menor do que o Marte na área na a partir do Sol até a
órbita do Marte. De acordo com a quebra de equilíbrio gravitacional, estes planetas se colidiram
e cresceram no tamanho. O Mercúrio é formado por dois, a Vênus, de oito e a Terra, de dez
planetas originais. O Marte é uma exceção, sendo sobrevivente de um planeta original.
A colisão de planetésimais, ou seja, impacto de meteoritos gigantes foram muitointensa.
A superfície da Lua e de Mercúrio, que está repleta de crateras, mostrando conseqüências dos
impactos daquela época (Fig.2.19). Não há nenhum lugar que não sofreu o impacto. Nas colisões
os planetas se fundiram totalmente, tornando em planetas de estado líquido, pela alto calor
gerado durante o impacto. A última colisão que formou a Terra foi um evento espetacular. Os
fragmentos gerados pelo impacto foram espalhados em torno do plano equatoriano da Terra,
força gravitacional
A. Sem fragmentação B. Fragmentação total
C. Fragmentação parcial D. Fusão dos objetos
Fig. 2.18. Vários tipos de colisão dos planetésimais: (A) reflexão sem fragmentação; (B) fragmentação
total; (C) fragmentação parcial; (D) fusão dos objetos.
A. Lua C. PhobosB. Mercúrio
Fig. 2.19. Visão da superfície com repletas de crateras de impacto da: (A) Lua; (B) Mercúrio; (C) Phobos,
um satélite de Marte, segundo NASA. Nota-se grande a presença de grande cratera no Phobos.
Conhecimentos fundamentais
- 24 -
como no caso de anel do Saturno, porém muito maior. Os fragmentos se juntaram pela força
gravitacional, formando a Lua. Isto é, o impacto dividiu a Terra em dois pedaços, o maior
atualmente chamado da Terra e, o menor, a Lua. Se o impacto fosse um pouco maior, a Terra
poderia não existir mais. Os sinais de um impacto tão violento como esse são observados na
Terra e no Plutão. Esta opinião é denominada “giant impact theory” (Fig.2.20).
Neste caso, a fusão total da Terra seria inevitável. O modelo de “giant impact” pode
justificar o tamanho muito grande da Lua para ser o satélite da Terra, e o núcleo metálico muito
pequeno da Lua, sendo estimado de 300 a 425 km de raio. A simulação por computador mostra a
possibilidade de que um impacto de um planeta com o tamanho correspondente ao de Marte com
velocidade e ângulo adequados, pode formar a Lua através deste processo. Sendo assim, a
formação da Lua foi um acontecimento relativamente raro no Universo.
A energia do impacto é nada mais do que a liberação da energia gravitacional, denominada
energia potencial. Este termo corresponde à energia relacionada à diferença de altura, e não, à
energia escondida imperceptível. Conforme o crescimento do tamanho da Terra primitiva, a
superfície recém crescida funcionou como isolante térmico e o calor originado da energia
potencial foi retido dentro do corpo celeste (Fig.2.21). A energia potencial foi gerada
principalmente durante a formação do núcleo, com tamanho do planeta de 50 a 70% do raio
atual.
Na superfície do planeta, os materiais voláteis que eram incluídos nos planetésimais, tais
como H
2
O e CO
2
, foram extraídos pelo impacto, o fenômeno denominado desgasificação, e
cobriram o planeta em crescimento, formando atmosfera primitiva. Quando a Terra cresceu até
a proximidade do tamanho atual, a atmosfera primitiva se tornou extremamente espessa, sendo
estimado como composta de 100 atm. de CO
2
 e 500 atm. de H
2
O. A quantidade do CO
2
 estimada
é baseada na pesquisa comparativa com a atmosfera do Vênus, e a de H
2
O, no equilíbrio físico-
químico entre H
2
O atmosférico e H
2
O dissolvido no oceano de magma. O teor relativo de
nitrogênio, o componente principal da atmosfera atual, era muito baixo, e quase não havia oxigênio.
O efeito estufa de CO
2
 é popularmente conhecido, porém, o de H
2
O é muito maior.
Portanto, o efeito estufa causado pela atmosfera primitiva tão espessa era extremamente forte.
Devido a isso, o calor gerado pelo impacto de meteoritos gigantes na superfície foi muito
difícil a ser disperso ao universo. Além da energia potencial dos impactos, existe uma outra
energia potencial causada pela formação ou crescimento do núcleo. Os componentes metálicos,
Fe e Ni, presentes no manto fundiram-se e os líquidos desceram no manto para o núcleo, liberando
a energia potencial. Se a Terra fosse formada como um objeto homogêneo de composição
condrítica e acontecesse a formação do núcleo conforme o processo acima citado, o calor gerado
através deste processo seria mais do que suficiente para fundir o planeta inteiro. O condrito
corresponde a um tipo de meteorito que possui a composição dos materiais primitivos do Sistema
A B C
Terra atual
D
Lua atual
planeta maior
planeta menor
Fig. 2.20. A teoria de “giant impact” que explica a formação da Lua: (A) Impacto de baixo ângulo; (B) fusão
do núcleo dos dois planetas; (C) extração de uma parte do manto do planeta menor; (D) formação da Terra
e da Lua.
Conhecimentos fundamentais
- 25 -
No estágio inicial da formação do Sistema Solar, foram formados numerosos planetésimais
através da condensação da poeira cósmica. Os planetésimais formados se chocaram violentamente
e cresceram através das repetidas colisões e agregações, formando corpos celestes grandes
como os planetas e satélites atuais. Naquela época, um grande número de planetésimais estava
presente não somente na faixa atual de asteróides, como também, na proximidade da órbita da
Terra. Portanto, não foi que o impacto de meteoritos gigantes ocorreu após a formação da Terra,
mas sim, o impacto foi próprio processo de formação e crescimento dos planetas (Fig.2.18).
Este modelo é denominado teoria de planetésimal, sendo basicamente da acumulação de poeira
cósmica, mesmo assim, origem em alta temperatura (Fig. 2.10A).
A colisão de planetésimais, ou seja, impacto de meteoritos gigantes foram muito intensa.
A superfície da Lua e de Mercúrio, que está repleta de crateras, mostrando conseqüências dos
impactos daquela época (Fig.2.19). Não há nenhum lugar que não sofreu o impacto. Existe a
opinião de que, naquela época, ocorreu a colisão de um planeta de tamanho aproximado do
Marte à Terra, rachando o planeta em dois pedaços: o maior pedaço corresponde à Terra
atual, e o menor, à Lua. Este modelo é denominado “giant impact theory” (Fig.2.20). Neste
início de formação
da atmosfera
formação
do núcleo
formação do oceano
de magma
0.1r
0.8r
0.8r
0.2r
0.9r
0.9r
0.3r
1.0r
1.0r
1.0r
1.0r
0.4r 0.5r 0.6r 0.7r
formação de oceanodesaparecimento do 
oceano de magma
atmosfera
oceano de água
oceano de magma
manto sólido
núcleo líquido (Fe, Ni)
mistura de silicatos com metais
(silicatos)
Fig. 2.21. Processo de formação e de acumulação da energia potencial do Planeta Terra primitivo. O
tamanho do planeta em crescimento é expresso em comparação com o raio da Terra atual, utilizando-
se a letra “r”.
Conhecimentos fundamentais
- 26 -
caso, a fusão total da Terra seria inevitável. O modelo de “giant impact” pode justificar o
tamanho muito grande da Lua para ser o satélite da Terra, e o núcleo metálico muito pequeno da
Lua, sendo estimado de 300 a 425 km de raio. A simulação por computador mostra a possibilidade
de que um impacto de um planeta com o tamanho correspondente ao de Marte com velocidade e
ângulo adequados, pode formar a Lua através deste processo. Sendo assim, a formação da Lua
foi um acontecimento relativamente raro no Universo.
A energia do impacto é nada mais do que a liberação da energia gravitacional, denominada
energia potencial. Este termo corresponde à energia relacionada à diferença de altura, e não, à
energia escondida imperceptível. Conforme o crescimento do tamanho da Terra primitiva, a
superfície recém crescida funcionou como isolante térmico e o calor originado da energia
potencial foi retido dentro do corpo celeste (Fig.2.21). A energia potencial foi gerada
principalmente durante a formação do núcleo, com tamanho do planeta de 50 a 70% do raio
atual.
Na superfície do planeta, os materiais voláteis que eram incluídos nos planetésimais, tais
como H
2
O e CO
2
, foram extraídos pelo impacto, o fenômeno denominado desgasificação, e
cobriram o planeta em crescimento, formando atmosfera primitiva. Quando a Terra cresceu até
a proximidade do tamanho atual, aatmosfera primitiva se tornou extremamente espessa, sendo
estimado como composta de 100 atm. de CO
2
 e 500 atm. de H
2
O. A quantidade do CO
2
 estimada
é baseada na pesquisa comparativa com a atmosfera do Vênus, e a de H
2
O, no equilíbrio físico-
químico entre H
2
O atmosférico e H
2
O dissolvido no oceano de magma. O teor relativo de
nitrogênio, o componente principal da atmosfera atual, era muito baixo, e quase não havia oxigênio.
O efeito estufa de CO
2
 é popularmente conhecido, porém, o de H
2
O é muito maior.
Portanto, o efeito estufa causado pela atmosfera primitiva tão espessa era extremamente forte.
Devido a isso, o calor gerado pelo impacto de meteoritos gigantes na superfície foi muito
difícil a ser disperso ao universo. Além da energia potencial dos impactos, existe uma outra
energia potencial causada pela formação ou crescimento do núcleo. Os componentes metálicos,
Fe e Ni, presentes no manto fundiram-se e os líquidos desceram no manto para o núcleo, liberando
a energia potencial. Se a Terra fosse formada como um objeto homogêneo de composição
condrítica e acontecesse a formação do núcleo conforme o processo acima citado, o calor gerado
através deste processo seria mais do que suficiente para fundir o planeta inteiro. O condrito
crosta continental
fonte do calor
crosta oceânica
núcleo
manto inferior
manto superior
fonte do calor
resfriamento por irradiação superficial
placa oceânica
aquecimento radiogênico
B. Energia potencial do núcleo
placa continental
megálito
pluma fria
sla
b placa
pluma quente
hot spot
tectosfera
cadeia meso-oceânica
sem convecção térmica
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
A. Energia radioativa da crosta
convecção térmica
Fig. 2.22. As teorias sobre a energia interna principal do Planeta Terra é a energia: (A) antes do Projeto
Apollo, a energia gerada por desintegração espontânea dos elementos radioativos; (B) depois do Projeto
Apollo, a energia acumulada no núcleo desde a formação do planeta.
Conhecimentos fundamentais
- 27 -
corresponde a um tipo de meteorito que possui a composição dos materiais primitivos do Sistema
Solar. Entretanto, a opinião atualmente mais favorável é que durante o processo de crescimento
do planeta, a Terra já tinha um núcleo primitivo, desta forma, a subsidência dos materiais metálicos
corresponde ao crescimento posterior do núcleo primitivo. Neste caso, a geração do calor seria
menor. Em ambos os casos, a temperatura do planeta chegou a ser a máxima na época da conclusão
do núcleo e o calor gerado através deste processo foi retido no núcleo.
Os argumentos acima referidos, sobretudo o efeito estufa da atmosfera primitiva, não eram
colocados suficientemente em consideração na teoria de origem da Terra em baixa temperatura.
Portanto, antes do Projeto Apollo, era interpretado que cerca de 99% do calor de origem
potencial seria dissipado ao espaço pela irradiação. Desta forma, estimava-se que o calor
radiogênico ocuparia mais de 90 % da energia interna do planeta. Entretanto, devido à
consideração do efeito estufa da atmosfera primitiva, a estimativa térmica mudou drasticamente.
Isto é, cerca de 99% da energia potencial foi retida dentro e acumulada no planeta e o calor
radiogênico ocupava menos de 10% da energia térmica interna do Planeta Terra.
Os elementos radioativos estão concentrados predominantemente na crosta terrestre ,
portanto, o aquecimento ragiogênico ocorre na parte superficial do planeta. Entretanto, a
existência da convecção do manto indica que a parte principal do calor interno da Terra não
está presente na crosta, mas no núcleo. Se o calor radiogênico fosse a energia principal, o
aquecimento da Terra seria de cima para baixo, o que impossibilita a convecção térmica do
manto (Fig.2.22). Atualmente, considera-se que a fonte principal do calor interno do planeta,
que provocou e está provocando os magmatismos e os tectonismos, é a energia potencial, e a
fonte secundária é a energia radiogênica. Sendo a energia potencial como o calor principal do
planeta, a presença da convecção térmica do manto é razoavelmente explicada.
Por outro lado, a energia térmica gerada pelos impactos de pequenos corpos celestes
também é importante fator para geração dos magmas máficos e ultramáficos. Interpreta-se
que até o final do Hadeano a superfície do Planeta Terra foi consolidada devido à redução da
intensidade dos impactos. Mesmo assim, em comparação com o presente, os impactos eram
muito intensos. De fato, as datações radiométricas de muitas rochas basálticas coletadas nas
grandes bacias da Lua apresentam as idades em torno de 3900 a 4000 Ma.
Após esta época, os grandes impactos ainda continuaram cavando as crateras de diâmetro
superior a 100 km, porém, com menor freqüência. Os impactos marcaram estruturas geológicas
circulares, ou seja cicatrizes astrogenêticas, na superfície da Terra, denominados “astroblemas”.
Até o início do ano 2002, por meio dos estudos de fotografias adquiridas de satélites artificiais,
foram conhecidas 169 crateras de meteoritos na superfície da Terra, inclusive 9 ocorrências do
Brasil, tais como Araguainha, Mato Grosso - Goiás, Vargeão, Santa Catarina e Riachão, Maranhão
A. Araguainha B. Riachão C. Vargeão
Fig. 2.23. Astroblemas do Brasil: (A) Araguainha, Mato Grosso – Goiás; (B) Riachão, Maranhão; (C) Vargeão,
Santa Catarina. Imagens segundo NASA.
Conhecimentos fundamentais
- 28 -
Fig. 2.24. Formas de crateras lunares de acordo com o diâmetro: (A) Bessel, uma pequena cratera de 7 km de
diâmetro de 2 km de profundidade; (B) Euler, uma cratera média de 28 km de diâmetro e 2.5 km de profundidade,
com cone central; (C) Schorodinger, uma grande cratera bi-anelar de 320 km de diâmetro, com anel interior de
150 km de diâmetro; (D) Oriental Basin, uma cratera tri-anelar muito grande de 930 km de diâmetro, com anel
médio de 480 km e anel interior de 320 km(E) bacias lunares, de diâmetro maior ainda. Fotografias são fornecidas
pela NASA.
C. Schorodinger
D. Oriental Basin
A. Bessel B. Euler
5 km 20 km 300 km
1000 km
E. Bacias lunares
1000 km
(Fig. 2.23). Estima-se que serão descobertas cerca de 5000 astroblemas da Terra no futuro
próximo. De acordo com o tamanho do corpo celeste, forma-se vários tipos de crateras (Fig.
2.24). Grandes impactos provocam magmatismo e as crateras são preenchidas por lavas (Fig.
2.24C, D, E).
Por outro lado, existem as crateras soterradas por depósitos sedimentares mais jovens.
Um exemplo é a cratera soterrada de Chicxulub, Yucatan, México, de 150 km de diâmetro. Este
astroblema foi formado durante o impacto que ocorreu há 65 Ma, no limite entre o Cretáceo e
Terciário, que extinguiu os répteis avançados característicos do Mesozóico, tais como dinossauros,
pterossauros, plesiossauros e mosassauros. A estrutura subterrânea de cratera soterrada de
Ames, Oklahoma, Estados Unidos está funcionando como reservatório de petróleo e de Ries,
Alemanha, como de carvão mineral. Como no caso das grandes crateras lunares, os impactos
contra a superfície da Terra podem causar fusão parcial do manto, gerando magmas de
composição máfica e ultramáfica. A partir destes magmas, foram formadas grandes jazidas
metálicas ortomagmáticos do Precambriano, tais como de níquel de Sadbury, Canadá e, de
ouro de Verdefort, África do Sul.
A lógica de “cratera fóssil” pode ser aplicada também às estruturas geológicas que indicam
a existência de erupções vulcânicas durante o tempo geológico. Como por exemplo, o Complexo
Intrusivo Alcalino de Poços de Caldas, Minas Gerais - São Paulo, é citado por vários livros e
revistas como “a maior caldeira vulcânica de colapso do mundo”. Este complexo corresponde a
Conhecimentos fundamentais
- 29 -
uma estrutura geológica subterrânea de cerca de 2 a 3 km abaixo da superfíciede uma
região vulcânica, que era ativa no Cretáceo, em torno de 85 Ma. Naquele tempo, a superfície
da Terra estava presente em um nível correspondente à altitude atual de mais de 3000 m. Acima
desta superfície, houve um vulcão cuja existência é sugerida pela presença de condutos
vulcânicos. Porém, não há nenhuma evidência sobre a caldeira vulcânica (Motoki, 1988; Motoki,
et al., 1988). Hoje em dia, tanto a superfície daquele tempo quanto os edifícios vulcânicos
foram eliminados completamente pela erosão e denudação regional, expondo a estrutura
subvulcânico de câmara magmática que estava presente naquela época em profundidade de
mais de 2 km. Na fotografia de satélite, a morfologia atual é parecida à de um astroblema,
porém essa é devida ao intemperismo e erosão diferencial que representa parcialmente a câmara
magmática. Portanto, o planalto de Poços de Caldas não possui nenhuma relação direta com o
edifício vulcânico (Fig. 2.26). A mesma lógica é válida para o Complexo Alcalino Intrusivo de
Nova Iguaçu, RJ, também do Cretáceo. Nem todas as morfologias aparentemente circulares
correspondem a cratera de impacto de meteorito ou edifício vulcânico.
Dentro dos planetas e satélites de estado sólido, foram observados, a Terra, Vênus, Marte,
a Lua, Io (satélite de Júpiter) e Tritão (satélite de Netuno) possuem edifícios vulcânicos. Na
Lua, encontram-se apenas dois pequenos edifícios vulcânicos confirmados, além disso, há alguns
suspeitos. A areia composta de vidro de cor laranja coletada durante a expedição do Apollo 17,
denominada “orange soil”, corresponde ao depósito de erupções vulcânicas da Lua no longínquo
passado (Fig. 2.27). Entre estes, a existência de vulcanismos atuais já foi confirmado na Terra
e no Io. É possível haver vulcões ativos em Vênus, sendo indicados pela presença de vulcões
recentes (Fig. 2.28A). Os vulcões do restante dos corpos celestes são muito antigos e atualmente
extintos. Os três primeiros corpos celestes referidos são de diâmetro relativamente grande, porém
B. Astroblema de Manicouagan
A. Cratera de Cañon Diablo
Morfologia original
shatter cone
depósito de impacto borda da cratera
elevação central
lava
superfície atual
denudação glacial
lago anelar
Morfologia atual
depósito de impacto borda da cratera
Fig. 2.25. Fotos e ilustrações esquemáticas de morfologias e estruturas geológicas formadas por impacto
de meteorito: (A) Cratera Barringer, Arizona, Estados Unidos da América, uma cratera de 1.18 km de
diâmetro formada por impacto recente de 0.049 Ma na região desértica; (B) astroblema de Manicouagan,
Canadá, uma estrutura geológica de 100 km de diâmetro formada por impacto de meteorito em 214 Ma,
que foi ressaltada morfologicamente por erosão diferencial.
Conhecimentos fundamentais
- 30 -
Fig. 2.26. Ilustração esquemática que
explica os níveis de denudação de
edifícios vulcânicos, tais como Vulcão
Fuji, Shizuoka-Yamanashi, Japão e
Vulcão Payún, Mendoza, Argentina
(superior) e, estruturas sub-
vulcânicos, Complexo Alcalino
Intrusivo de Poços de Caldas, MG-SP,
e Complexo Alcalino Intrusivo de
Nova Iguaçu, Rio de Janeiro (inferior).
fluxo piroclástico
corpo geológico
conduto piroclástico
domo de lava
corpo plutônico
corpo vulcânico
embasamento
tufo soldado
rocha constituinte
tufo e brecha soldado
traquito, fonolito, dacito
granito, sienitoo
traquito, fonolito, dacito, tufo
gnaisse e granito
A. sem denudação,
 edifício vulcânico e derrames
B. denudação rasa (~1 km),
 somente condutos vulcânicos
C. denudação profunda 
 corpo plutônico e condutos
(~3 km)
cratera
fluxo piroclásitco
neck
neck
neck
condutos
piroclásitcos
condutos
piroclásitcos
stock
stock
domo de lava colapso do domo
fluxo piroclásitco
megaxenólito
megaxenólito
1 km
1 km
1 km
condutos
piroclásitcos
Vulcão Fuji, Japão VulcãoPayun, Argentina
Poços de Caldas Nova Iguaçu
Conhecimentos fundamentais
- 31 -
os últimos quatro são
pequenos. Apesar de que
o tamanho do Planeta
Marte não é muito grande,
existem pouco mais de 10
vulcões de tamanho muito
grande em comparação
com os da Terra. O Vulcão
Olimpus, com 600 km de
diâmetro e 25 km de
altura relativa, é o maior
edifício vulcânico presente
no Sistema Solar (Fig.
2.28B). Entretanto, Marte tem somente vulcões gigantescos, porém há ocorrência de vulcões
pequenos. O Planeta Marte tem seu diâmetro menor do que o da Terra, portanto internamente
é mais frio, não havendo a tectônica de placas. Desta forma, as erupções de lava causadas por
um hot-spot permanecem no mesmo local na superfície do planeta, formando os grandes
vulcões.
O Io, um satélite do Júpiter, apresenta violentas erupções vulcânicas de enxofre e sulfetos
(Fig. 2.29). A energia destas erupções é interpretada como de origem astronômica. A translação
deste satélite ao longo da órbita elíptica é muito rápida, sendo no período de 42.5 horas, o que
provoca deformação periódica do corpo celeste pela grande força da gravidade do Júpiter. O
fenômeno é denominado “fricção gravitacional” (Fig. 2.29D) que gera o calor interno do Io. Os
estudo recente da Europa, um outro satélite do Júpiter, com o auxílio da sonda Galileo, revelou
A. Luz transmitida B. Luz refletida
Fig. 2.27. “Orange soil”, vidro vulcânica da Lua, coletado pelo Apollo
17: (A) luz transmitida; (B) luz refletida.
A. Vênus B. Marte C - Tritão
Fig. 2.28. Vulcões extraterrestres, segundo imagens adquiridas por naves espaciais da NASA: (A) Vênus,
dois vulcões com fluxos de lava, foto superior, e pancake, inferior; (B) Marte, Vulcão Olimpus, superior;
Apollinaris, inferior; (C) Tritão, o satélite mais próximo do Netuno.
Conhecimentos fundamentais
- 32 -
que este corpo celeste possui oceano de água abaixo do gelo que cobre a superfície. A fonte do
calor interno da Europa, que viabiliza a existência do oceano de água em estado líquido, também
é interpretada como de fricção gravitacional. O vulcanismo de Tritão, um satélite do Netuno, é
representado por manchas pretas na foto (Fig. 2.28C). Estes são originadas de erupções da
água e nitrogênio líquido, sendo um fenômeno similar ao de gêiser.
2.5. Desenvolvimento no futuro
No ano 2004, duas sondas móveis estão em serviço na superfície de Marte, comprovando
existência do mar, no passado, deste planeta desértico. A nave japonesa Hayabusa, que foi
lançada no dia 9 de maio de 2003 está voando para o Asteróide Itokawa e vai trazer a primeira
amostra da superfície do asteróide para a Terra em junho de 2007 (Fig. 2.30A). No futuro,
dentro de poucas décadas, a NASA está planejando uma missão para trazer amostras de Marte.
Mais para o futuro, poderá ocorrer uma expedição dentro do oceano de água abaixo do gelo do
Satélite Europa utilizando-se uma sonda submarina (Fig. 2.30B). Os cientistas do mundo estão
deixando uma grande esperança nestes projetos. Será que as idéias atuais serão comprovadas?
Pode ser que sim e, pode ser que não. Lembre-se da grande virada do Projeto Apollo. As idéias
atualmente acreditadas poderão ser reveladas no futuro como equívocos. Os cientistas devem
tomar ciência na ciência.
A B C
erupção lava
Júpiter
Io Io
órbita elíptica
deformação periódica
ED
Fig. 2.29. Erupções vulcânicas (A), (B), lava (C) e caldeira vulcânica do tipo havaiano (D), observadas em
Io, o satélite mais próximo de Júpiter, segundo NASA. A altura da fumaça vulcânica é de mais de 200 km.
O magma é gerado por meio da fricção gravitacional (E).
Conhecimentos fundamentais
- 33 -
Durante a graduação, na década de 1970, o autor estudou que a fonte principal do calor
interno da Terra seria de origem radiogênica. Entretanto, naquele tempo, ninguém conseguiu
responder à questão do autor sobre a contradição da convecção do manto apresentado na Fig.
2.22. Esta contradição lógica foi o sinal do desenvolvimento drásticoda ciência. A partir da
década de 1980, a idéia com base nos estudos do Projeto Apollo tem sido aceitos mundialmente,
como o consenso geral entre os cientistas de topo de linha. As pesquisas posteriores de meteoritos
de origem lunar e marciana, descobertos no gelo da Antarctica, estão confirmando a nova idéia.
Entretanto, até o presente, no ano 2004, encontra-se os livros com base na idéia antes do
Projeto Apollo. O fato indica que a divulgação científica é muito mais difícil do que o
desenvolvimento científico. Portanto ocorrem casos de que a divulgação não alcança o
desenvolvimento e o conhecimento do público em geral, inclusive os geólogos, é afastado do
tempo atual, tanto no Brasil quanto no exterior. Portanto, uma idéia antiga já abandonada como
equívoco científico está sendo publicada como se fosse uma novidade de ponta, na forma de
citação das citações. Além disso, o Brasil tem um outro problema sério, a barreira do idioma.
No presente capítulo, o autor apresentou alguns assuntos das ciências planetárias que
foram estabelecidos nos últimos trinta anos com objetivo de mostrar a importância da interação
entre os diferentes ramos da ciência. A geologia, petrologia, mineralogia, geoquímica e
geocronologia contemporâneas da Terra do Século XXI não existem sem interação com as
ciências planetárias. Sem este ponto, os geólogos caem no beco sem saída do anacronismo, que
é incompatível com a ciência contemporânea. A nostalgia do século passado é incompatível à
ciência contemporânea, sendo simplesmente anacronismo e, a geologia também não é uma exceção.
Espero que os leitores renovem diariamente seus conhecimentos através de estudos para
manter o nível da ciência contemporânea.
C. Superfície congelada da EuropaB. Hayabusa e Itokawa
Fig. 2.30. Novas expedições no Sistema Solar: (A) ilustração esquemática da nave Hayabusa, da JAXA,
Japão, que está em missão para trazer o primeiro material de asteróide; (B) Imagem da superfície da
Europa fotografada pela Nave Galileo, a segunda satélite do Júpiter. A textura similar é observada no gelo
que cobre a superfície do Mar Ártico da Terra e, o fato indica presença da água em estado líquido abaixo
da camada de gelo e existência de fonte do calor interno deste corpo celeste.
Classificação de rochas ígneas
- 34 -
3. Classificação de rochas ígneas
Antes do século XIX, os corpos, as rochas e os minerais não eram bem distinguidos. Desta
forma, a classificação de rochas por meio de modo de ocorrência geológica, idade geológica e
cor visual característica era comumente praticada, havendo mais de 1000 nomes. Para resolver
este problema, foram realizados vários esforços para padronizar os nomes das rochas ígneas
(Shand 1927; Niggli 1931; Trögger 1938; Johanssen 1931-1938, etc.). Até o presente, a
classificação de rochas ígneas não está bem organizada, principalmente para rochas máficas e
ultramáficas. Entretanto, graças aos esforços, a classificação foi relativamente organizada
diminuindo os nomes em um décimo do passado.
3.1. Critérios de classificação
Cada método de classificação tem sua vantagem e desvantagem e, portanto é difícil
apresentar um método adequado para classificar quaisquer rochas ígneas. Entre as tentativas de
classificação organizada de rochas ígneas propostas até o presente, a recomendação pela
Subcomissão da Sistemática de Rochas Ígneas da IUGS (Subcomission on the Systematics of
Ingeous Rocks, Comission on Petrology, International Union of Geologicas Sciences) é mais
conhecida (Streckeisen 1967; 1976; 1978, etc.). Atualmente, a classificação de rochas ígneas é
baseada na textura, principalmente granulometria, e composição mineralógica quantitativa, e
subordenadamente na textura específica, composição química, gênese, modo de ocorrência, etc.
A granulometria é representada pelas categorias grossa, média e fina , e a composição
mineralógica é pelo índice de cor, proporção entre feldspato alcalino e plagioclásio, composição
de plagioclásio, etc.
3.2. Critérios texturais
Os critérios texturais importantes para classificação de rochas ígneas são: 1) cristalinidade;
2) granulometria ; 3) homogeneidade granulométrica. Estas texturas são intimamente
relacionadas ao processo de resfriamento magmático, e a granulometria é a mais importante.
3.2.1. Cristalinidade
A cristalinidade corresponde ao grau de cristalização do magma , ou seja, a proporção
de minerais e vidro que estão presentes nas rochas ígneas. Para ocorrer a cristalização dos
Tabela 3.1. Relação entre as expressões utilizadas para representar a granulometria de rochas ígneas.
Expressão Holocristalina Resfriamento Classificação Exemplo 
grossa sim muito lento plutônica gabro, granito, nefelina sienito 
média sim meio lento hipabissal dolerito, granito pórfiro, tinguaito 
fina sim rápido vulcânica basalto, riolito, fonolito 
microcristalina sim rápido vulcânica basalto, riolito, fonolito 
criptocristalina sim muito rápido vulcânica basalto, riolito, fonolito 
hialocristalina não super rápido vulcânica basalto, riolito, fonolito 
vítrea não ultra rápido vulcânica basalto, riolito, fonolito 
 
Classificação de rochas ígneas
- 35 -
D - granito E - basalto F - tufo soldado
1 mm
esferulito
VQ
V
V
V
0.1 mm fenocristal
Cpx
Hb
V
Pl
massa fundamental
Pl
1 mm
2 cm
Q
Bi
Kf
Pl
A - holocristalina B - hipocristalina C - vítrea
1 cm 5 cm
Fig. 3.1. Ilustrações esquemáticas (A, B, C) e fotografias (D, E, F) relativas à cristalinidade de rochas ígneas:
(A) granito, holocristalino; (B) basalto porfirítico com massa fundamental intersertal, hipocristalino; (C)
riolito com esferulitos, vítreo; (D) Granito porfirítico, Andorinha - RJ, holocristalino; (E) basalto, Rio Caí,
Nova Petrópolis - RS, hipocristalino; (F) Tufo soldado riolítico, Nova Petrópolis - RS, vítreo.
minerais a partir do magma, precisa-se de um determinado tempo. Portanto, quando o resfriamento
é relativamente lento, há tempo suficiente para formar uma rocha ígnea constituída totalmente
de cristais. Por outro lado, quando o resfriamento é extremamente rápido, não há tempo
suficiente, resultando uma rocha composta de vidro (Fig. 3.1; Tabela 3.1). De acordo com a
cristalinidade as rochas são classificadas em: 1) holocristalina; 2) hipocristalina; 3) vítrea:
Holocristalina: A rocha é composta inteiramente de cristais. A maioria das rochas
ígneas se encaixa nessa categoria. Todas as rochas plutônicas são holocristalinas. As expressões
rocha cristalina e embasamento cristalino, encontradas na literatura tradicional, correspondem
respectivamente à rocha holocristalina e ao embasamento continental constituído por rochas
holocristalinas, tais como granito e gnaisse, sobretudo de granulometria grossa e de idade
precambriana. Entretanto, tais expressões tendem a serem menos utilizadas nas publicações
recentes. As rochas holocristalinas são formadas através de resfriamento relativamente lento do
magma. O prefixo holo significa totalmente.
Hipocristalina: É chamada também de hialocristalina: A rocha é constituída por uma
mistura de cristais e vidro. As rochas hipocristalinas são formadas através de resfriamento
Classificação de rochas ígneas
- 36 -
20 mm 20 mm
microscópio
lupa
olho nu
grossa média fina
dolerito basaltogabro
20 mm
3 mm 3 mm 3 mm
1 mm 0.5 mm 0.05 mm
Fig. 3.2. Ilustrações esquemáticas de granulometria grossa, média e fina de rochas ígneas, de acordo com os
meios e instrumentos de observação. Nota-se que as escalas das observações microscópicas não são iguais.
rápido do magma. Determinadas rochas constituintes de lavas são hipocristalinas. Os prefixos
hipo e hialo significam, respectivamente, pouco e vítreo.
Vítrea: É chamada também de holohialina. A rocha é composta quase inteiramente de
vidro, o que significa resfriamento magmático extremamente rápido. Algumas rochas vulcânicas
constituintes de lavas, tais comoa obsidiana, são vítreas.
3.2.2. Granulometria
A granulometria representa a medida quantitativa do tamanho dos minerais constituintes de
rochas ígneas, sobretudo as holocristalinas. A expressão “granulação”, que é utilizada
freqüentemente como sinônimo de granulometria, é desaconselhável devido a ter um outro
significado. Para um cristal formado a partir do magma tornar-se grande, necessita-se de um
determinado tempo. Portanto, quando o resfriamento é lento, há tempo suficiente para formar
uma rocha ígnea constituída por minerais de granulometria grossa. Por outro lado, quando o
resfriamento é rápido, não há tempo para formar cristais grandes, resultando uma rocha com
granulometria fina (Fig. 3.2). A definição quantitativa das categorias de granulometria grossa,
média e fina é variável de acordo com cada autor. Portanto, na descrição das rochas, é
Classificação de rochas ígneas
- 37 -
0.5 mm
25 ~ 30 m
seção delgada de rocha
A - microcristalina B - criptocristalina lamínula
resina
lâmina delgada
lâmina
Fig. 3.3. Relação entre a espessura da lâmina delgada e a granulometria das rochas ígneas finas: (A)
microcristalina e (B) criptocristalina, com visão esquemática das respectivas imagens microscópicas. A
escala é comum para ambas as rochas.
aconselhável referir à medida quantitativa, tal como milimétrica. A definição aqui apresentada
é apenas um exemplo prático:
Grossa: Granulometria de 1 a 10 mm. Muitas rochas de natureza plutônica possuem
granulometria em torno de 6 mm, se encaixando nesta categoria. As rochas ígneas com
granulometria maior do que 10 mm são raras. A expressão rocha “grosseira” e de “granulação
grosseira”, que se encontram em certas publicações nacionais como sinônimo de rocha de
granulometria grossa, tendem a não serem utilizada. De fato, o termo “grosseiro” significa rude,
inconveniente ou de má qualidade. Normalmente, as rochas compostas de minerais com tamanho
suficientemente grande, podendo ser identificados com facilidade a olho nu, são descritas como
de granulometria grossa. Granito, sienito, diorito e gabro são exemplos de rochas de granulometria
grossa.
Média: Granulometria de 0.2 a 1 mm. Esta categoria granulométrica quantitativamente
não é bem definida, sendo variável de acordo com cada autor. Na prática, muitas rochas descritas
como de granulometria média são compostas de minerais de tamanho visível a olho nu ou a lupa,
porém, são pouco difíceis de serem identificados. Dolerito é um exemplo de rochas com
granulometria média. Nos continentes americanos, o termo diabásio é utilizado freqüentemente
no lugar de dolerito. Entretanto, na Europa, este termo corresponde a diorito ou a rocha máfica
com textura ofítica com idade anterior ao Terciário. Desta forma, o termo diabásio tende a ser
substituído mundialmente por dolerito.
Fina: Granulometria menor do que 0.2 mm. Normalmente, as rochas compostas de minerais
com tamanho dos grãos invisíveis a olho nu ou a lupa são descritas como de granulometria fina.
Tais rochas são estudadas em lâminas delgadas ao microscópio petrográfico. Riolito, fonolito,
traquito, andesito e basalto são exemplos de rochas com granulometria fina.
Encontram-se os seguintes termos utilizados na literatura para representar a granulometria
macroscópica de rochas ígneas:
Fanerocristalina: A rocha é constituída por minerais de tamanho distinguível, ou seja,
identificável a olho nu ou em lupa. Todas as rochas de granulometria grossa e uma parte das
rochas de granulometria média se encaixam nesta categoria.
Afanítica: A rocha é composta de minerais de granulometria fina, sendo indistinguíveis a
olho nu ou em lupa. Em muitas publicações, a expressão textura afanítica é utilizada para expressar
textura da massa fundamental de rochas porfiríticas.
Classificação de rochas ígneas
- 38 -
Nas observações das rochas naturais, a maioria das rochas ígneas se classifica em uma das
duas categorias acima citadas, sendo fanerocristalina (grossa) ou afanítica (fina). Existem rochas
com granulometria entre as duas categorias, que poderia corresponder a granulometria média,
porém, os exemplos não são muito freqüentes.
Nas observações microscópicas de rochas com granulometria fina, são utilizados os
seguintes termos granulométricos (Fig. 3.3).
Microcristalina: A rocha é constituída por minerais de tamanho distinguível, ou seja, são
identificáveis à lâmina delgada. Quando o tamanho dos minerais constituintes da rocha é maior
do que a espessura da lâmina (25 a 30 µm), cada mineral é identificável.
Criptocristalina: A rocha é composta de minerais de granulometria muito pequena, sendo
menor do que a espessura da lâmina delgada, e portanto, não se pode identificar ao microscópio
petrográfico.
3.2.3. Homogeneidade granulométrica
Existem rochas ígneas constituídas por minerais de tamanho aproximadamente igual, que
são denominadas de textura equigranular. As rochas compostas de minerais de granulometria
gradativamente variável são denominadas transgranulares, porém, essas são raras em rochas
ígneas. Desta forma, a maioria das rochas inequigranulares, ou seja, não equigranulares, é
classificada em uma das duas texturas granulométricas distintas, equigranular e porfirítica (Fig.
3.4):
Equigranular : A rocha é constituída por minerais com tamanho relativo
aproximadamente igual, ou seja, a granulometria é homogênea. Muitas rochas ígneas de
granulometria grossa são equigranulares. O prefixo “equi” significa igual. A expressão “textura
granular” encontrada na literatura referente às rochas ígneas corresponde à textura equigranular,
porém, tende a ser menos utilizada. A maioria das rochas equigranulares possui granulometria de
1 a 10 mm. A homogeneidade granulométrica das rochas equigranulares significa que o
resfriamento do magma foi um processo regular em um único estágio. O resfriamento natural
de uma câmara magmática grande comumente forma um corpo intrusivo cuja maioria das partes é
constituída por rochas equigranulares. A textura equigranular é observada comumente em granito,
granodiorito, quartzo diorito, diorito, gabro, álcali sienito e nefelina sienito.
Porfirítica: A rocha é constituída por minerais com duas granulometrias distintas,
minerais grandes e pequenos. Os minerais grandes, normalmente menos freqüentes, são
denominados fenocristais, e os pequenos, que constituem a maioria, são chamados de massa
fundamental. O termo “pórfiro” corresponde ao grão de mineral destacadamente grande em
relação aos outros de qualquer gênese, ou seja, fenocristal é um tipo de pórfiro de origem ígnea e
porfiroblasto é outro tipo, porém, de origem metamórfica, que é chamado de “porfiroblasto”. Por
outro lado, o termo matriz corresponde à massa fina de qualquer origem, enquanto que, a massa
fundamental é um tipo de matriz de origem magmática. A textura porfirítica é observada tipicamente
em riolito, dacito, andesito, basalto, traquito e fonolito.
A heterogeneidade granulométrica das rochas porfiríticas indica que o resfriamento
magmático não foi um processo regular, havendo pelo menos dois estágios. Os fenocristais
foram cristalizados no primeiro estágio por meio do resfriamento lento, que ocorreu provavelmente
em uma câmara magmática dentro da crosta terrestre. Durante a cristalização dos fenocristais, a
parte correspondente à massa fundamental ainda estava em estado líquido. Posteriormente,
aconteceu o evento de resfriamento rápido, tais como extravasamento de lava, que solidificou a
Classificação de rochas ígneas
- 39 -
microscópio
olho nu
5 mm
basalto
fenocristal
massa fundamental
B - porfiríticaA - equigranular
granito
5 mm
Pl
Q
Kf
Pl
Bi
1 mm
2 mm
0.2 mm
B - porfiríticaA - equigranular
D - dacitoC - nefelina sienito
2 mm
Fig. 3.4. Ilustração esquemática de visão macroscópica e microscópica de (A) textura equigranular grossa de
granito e (B) textura porfirítica finade basalto, junto com as fotografias de (C) textura equigranular grossa
de nefelina sienito de Mesquita - RJ e (D) textura porfirítica fina de dacito adakítico do Vulcão Lautaro,
Patagônia chilena.
Q: quartzo Kf: feldspato potássico Pl: plagioclásio Bi: biotita
massa fundamental. O tamanho dos fenocristais geralmente está na faixa de 1 a 10 mm, e da massa
fundamental é submilimétrica. Existem rochas com massa fundamental holocristalina, e também,
hialocristalina e vítrea. Muitas rochas de granulometria fina possuem textura porfirítica.
Certas rochas graníticas e sieníticas possuem duas granulometrias distintas, neste sentido,
podem ser classificadas descritivamente como de textura porfirítica. Entretanto, a granulometria
dos fenocristais e da massa fundamental são incomparavelmente maiores do que rochas porfiríticas
comuns. Os fenocristais, normalmente feldspato alcalino, possuem tamanho centimétrico,
podendo atingir 10 cm. A massa fundamental apresenta granulometria de 1 a 10 mm,
correspondendo ao tamanho dos fenocristais da textura porfirítica comum. Esses fenocristais,
denominados “megacristais”, freqüentemente exibem textura de zoneamento heterogêneo. Os
megacristais são de tamanho variável, e encontram-se normalmente orientados, formando faixas
Classificação de rochas ígneas
- 40 -
megacristal de
 feldspato potássico
megacristal de
 feldspato potássico
faixa de concentração de biotita
B - textura porfiróideA - textura porfirítica
faixa de concentração de biotita
faixa de concentração de megacristais
50 cm50 cm
C - granito porfirítico
5 mm
Fig. 3.5. Ilustração esquemática de (A) textura porfirítica e (B) textura porfiróide de rochas graníticas,
junto com a fotografia de (C) granito porfirítico de Itu - SP.
de concentração. A massa fundamental também tende a ser orientada, formando faixas de
concentração de minerais incolores e coloridos. Quando os fenocristais de feldspato alcalino
estão em contato uns com os outros, a textura é chamada de porfiróide (Fig. 3.5). Tais rochas
são exploradas freqüentemente para usos ornamentais e aplicadas à fabricação de mesas e balcões.
Acredita-se que a gênese da textura porfirítica de rochas graníticas é diferente da textura
porfirítica comum. Para os fenocristais crescerem até o tamanho dos megacristais, é necessário
um longo tempo ou condições especiais, tais como alta viscosidade e alto teor de materiais
voláteis do magma granítico. Certas rochas graníticas com esta textura, sobretudo as que se
encontram na parte inferior de um corpo de forma tabular de intrusão sub-horizontal, a textura
pode ser originada da acumulação dos minerais na base, sobretudo no caso da textura porfiróide.
Muitos textos didáticos clássicos explicam que a textura equigranular é originada do
resfriamento lento, e a textura porfirítica, do resfriamento rápido. A velocidade do resfriamento
pode definir a granulometria, mas não, a homogeneidade granulométrica. Entretanto, de fato as
rochas com textura equigranular são grossas e as porfiríticas possuem sua massa fundamental
fina. Existem também as rochas de granulometria grossa com textura porfirítica e as finas com
textura equigranular.
Classificação de rochas ígneas
- 41 -
mistura de cristais e líquido
líquidocristal
resfriamento rápido completo
na superfície
rocha equigranular grossa
rocha porfirítica
denudação por soerguimento corpo plutônico
corpo subvulcânico
eliminação por erosão
A - durante atividade magmática B - após o resfriamento total
resfriamento lento parcial
na câmara magmática
resfriamento lento completo
Fig. 3.6. Um exemplo do processo de formação das rochas com (A) textura equigranular grossa e (B)
textura porfirítica com massa fundamental fina.
Conforme o texto acima, a textura porfirítica é representada por duas granulometrias
distintas, sendo caracterizada por dois estágios de resfriamento com velocidades diferentes.
Quando o magma sobe na crosta em baixa velocidade, ou aloja-se em uma câmara magmática,
este magma se resfria lentamente, cristalizando minerais grandes. Neste estágio, há coexistência
de sólido e líquido. Quando este magma retoma a ascensão e extravasa na superfície , a parte
líquida transforma-se em matriz de granulometria fina ou vítrea, formando a massa fundamental,
e os minerais grandes já cristalizados tornam-se fenocristais. Se não acontecesse a retomada
da ascensão magmática, o magma se cristalizaria lentamente até o final, e a câmara magmática
se transformaria em um corpo intrusivo constituído por rocha com textura equigranular grossa
(Fig. 3.6). Neste sentido, a velocidade do resfriamento magmático de rochas de textura porfirítica
é representada pela granulometria da massa fundamental, e não, pelos fenocristais.
3.2.4. Granulometria e velocidade de resfriamento
A granulometria das rochas ígneas, ou seja, a velocidade de resfriamento do magma foi
correlacionada tradicionalmente à profundidade de posicionamento do magma (Rosenbusch, 1887-
1908; Die Euptivgesteine des Kristianiagebietes; Brögger 1894-1921; Die Mikroskopische
Physiographie der massigen Mineralien): magmas intrusivos nos locais profundos deveriam
resfriar-se lentamente, e os da superfície ou da subsuperfície deveriam resfriar-se rapidamente.
A partir deste ponto de vista, foi estabelecida a seguinte classificação granulométrica clássica
das rochas ígneas.
Rochas vulcânicas, chamadas também de as eruptivas, efusivas ou extrusivas, são formadas
através do resfriamento rápido do magma na superfície da Terra, constituindo corpos vulcânicos,
tais como lava e tufo. As rochas possuem granulometria fina e textura porfirítica, com massa
fundamental vítrea, hialocristalina ou holocristalina. Exemplos típicos são basalto, andesito e
riolito. Rochas hipabissais, chamadas também de rochas subvulcânicas, ou no Século XIX de
rochas de diques ou rochas filonares, são formadas através do resfriamento magmático com
Classificação de rochas ígneas
- 42 -
média
A - conceito tradicional do século XIX B - conceito atualizado
dique
dique
margem
borda
centro
centro
corpo vulcânico
borda
5 mm
5 mm
grossa
5 mm
corpo vulcânico
sill
dique
rocha vulcânica
rocha hipabissal
corpo plutônico
rocha plutônica
corpo subvulcânico (hipabissal)
corpo plutônico (sem raíz)
Fig. 3.7. Relação entre a granulometria das rochas ígneas e o modo de ocorrência geológica, conforme
(A) conceito tradicional do século XIX e (B) conceito atualizado.
velocidade média, constituindo corpos subvulcânicos, ou seja, intrusivos pequenos e rasos, tais
como diques e sills. Possuem textura porfirítica com massa fundamental holocristalina. Exemplos
típicos são granito-pórfiro, quartzo pórfiro e dolerito. Rochas plutônicas são formadas através
do resfriamento lento de magma nos locais profundos, constituindo corpos intrusivos grandes,
tais como batólito e stock. Possuem granulometria grossa e textura equigranular. Exemplos típicos
são granito, sienito e gabro.
De acordo com este conceito, era aplicada a denominação de rochas ígneas conforme o
modo de ocorrência geológica, tais como: a rocha constituinte de uma lava era basalto, a de um
dique era dolerito, e a de um stock era gabro. Os corpos vulcânicos, subvulcânicos e plutônicos
eram interpretados como bem distinguidos de acordo com a profundidade. No Brasil, as rochas
de composição máfica encontradas na forma de diques eram denominadas diabásio (dolerito),
independentemente da sua granulometria. Da mesma maneira, foi praticada a dedução do modo
de ocorrência geológica e profundidade de posicionamento a partir da granulometria de uma
amostra (Fig. 3.7A).
Entretanto, na realidade, a granulometria de rochas ígneas está relacionada à velocidade
de resfriamento magmático, e não ao modo de ocorrência geológica ou profundidade de
posicionamento. Como por exemplo, na região litoral dosEstados de São Paulo e Rio de Janeiro,
ocorrem diques de composição máfica com mais de 5 m de largura. Nesses diques, observa-se a
variação granulométrica da rocha formada pela diferença da velocidade de resfriamento: a
granulometria é fina nas bordas, correspondente a basalto, e grossa no centro, correspondente a
Classificação de rochas ígneas
- 43 -
Fig. 3.8. Variação granulométrica gradativa dentro de um dique de composição basáltica, observada na
Joatinga, Rio de Janeiro, RJ. Observa-se a diferença nas escalas das ilustrações das imagens microscópicas.
As rochas constituintes variam de basalto (rocha vulcânica), dolerito (rocha hipabissal) e gabro (rocha
plutônica) dentro de um único dique.
basalto vítreo basalto holocristalino dolerito gabro
0.1mm 0.1mm 1mm 4mm
NE NE
borda
centro nível do marcontato10m
dique basáltico do Cretáceo
zona de contato
margem
gnaisse migmatítico
Tabela 3.2. Rochas vulcânicas, hipabissais e plutônicas em relação aos corpos extrusivos e
intrusivos.
Rocha Textura Corpo geológico profundidade Tamanho do corpo 
vulcânica granulometria fina, 
hialocristalina, 
vítrea 
extrusivo - lava, tufo soldado, 
intrusivo - dique, sill, borda 
de plutão 
superficial, 
rasa, média 
pequeno 
hipabissal granulometria média intrusivo - dique, sill, borda 
de plutão, plutão 
rasa, média pequeno, médio 
plutônica granulometria 
grossa 
intrusivo - plutão, dique, sill rasa, média 
profunda 
médio, grande 
 
gabro, com passagem gradativa (Fig. 3.8). Desta forma, os três tipos de rochas acima citadas,
basalto, dolerito e gabro, podem ser formados na mesma profundidade e do mesmo modo de
ocorrência.
Cada dique foi formado por um único pulso de intrusão magmática, e tanto a borda quanto
o centro foram formados na mesma profundidade. A temperatura da rocha encaixante na época da
intrusão era cerca de 120 °C (Zimbres et al., 1990; Motoki, 1994), e o magma intrusivo estava
acima de 1200 °C. Devido ao grande contraste térmico, as bordas do dique resfriaram-se
rapidamente por condução térmica, e o centro resfriou-se lentamente. A partir das características
petrográficas, não é possível definir o modo de ocorrência geológica e a profundidade do
posicionamento magmático. A princípio, o modo de ocorrência deve ser estudado através do
trabalho de campo, e não por dedução petrográfica. Da mesma forma, as rochas devem ser
classificadas por características petrográficas, e não pelo modo de ocorrência. Na realidade, a
relação entre as rochas ígneas e os corpos geológicos é muito complexa (Fig. 3.7B; Tabela 3.2).
De fato, a correlação exata e imediata entre a granulometria de rochas ígneas ao modo de
ocorrência geológica ou à profundidade do posicionamento é equivocada.
Hoje em dia, os termos texturais estão utilizados puramente no sentido petrográfico, como
por exemplo: rochas vulcânicas correspondem às rochas de granulometria fina, seja de
Classificação de rochas ígneas
- 44 -
5 cm
A B C
5 cm5 cm
Fig. 3.9. Visão macroscópico de pegmatito: (A) pegmatito não gráfico; (B) pegmatito gráfico; (C) veio
de pegmatito.
ocorrência extrusiva ou intrusiva; rochas plutônicas são de granulometria grossa, sejam de
diques ou de stocks. Isto é, as expressões rochas vulcânicas, hipabissais e plutônicas representam
apenas granulometria, e nada mais. Neste sentido, é aconselhável adotar as expressões
granulometria fina, média e grossa. Por outro lado, as expressões corpo vulcânico, hipabissal e
plutônico devem ser utilizados no sentido geológico, conforme modo de ocorrência determinada
por trabalhos de campo, independentemente da granulometria de amostras de mão observada no
laboratório. A classificação granulométrica moderna das rochas ígneas é a seguinte:
Rochas vulcânicas: Rochas de granulometria fina, formadas através do resfriamento
rápido do magma. Certas rochas desta categoria possuem textura porfirítica. A massa fundamental
pode ser tanto holocristalina, hialocristalina quanto vítrea. Exemplos típicos são basalto, andesito
e riolito.
Rochas hipabissais: Rochas de granulometria média, formadas através do resfriamento
magmático com velocidade média. Quando estas rochas possuem textura porfirítica, a massa
fundamental é holocristalina. Exemplos típicos são granito-pórfiro, quartzo pórfiro e dolerito.
Rochas plutônicas: Rochas de granulometria grossa, formadas através do resfriamento
lento de magma. Exemplos típicos são granito, sienito e gabro.
As rochas da granulometria média de textura porfirítica são denominadas adicionando-
se “pórfiro” com hífen atrás do nome da cada rocha de granulometria grossa, tais como granito-
pórfiro, granodiorito-pórfiro, etc. As rochas de granulometria média com textura equigranular
(sem fenocristais) são chamadas freqüentemente com o prefixo “micro”, tais como “microgranito”,
“microgranodiorito”, “microdiorito”, “microgabro”, etc.
O termo “diabásio” foi utilizado freqüentemente pelos petrólogos dos continentes americanos
para representar as rochas básicas de granulometria média. Porém, este termo possui significados
diferentes na Alemanha (rochas máficas pré-terciárias) e na Inglaterra (basaltos alterados). Neste
sentido, os autores recomendam o termo “dolerito” (origem inglês) no lugar de diabásio.
No campo, encontram-se rochas ígneas de composição máfica de granulometria grossa
(gabro), média (dolerito) e fina (basalto), com eventual passagem granulométrica gradativa dentro
de um corpo (Fig. 3.8). Entretanto, no caso de rochas félsicas, as rochas de granulometria média
(granito-pórfiro, micro-granito) são raras, apesar da abundância de rochas grossas (granito) e
finas (riolito). Devido à escassez dos exemplos da categoria hipabissal, certos pesquisadores
propuseram abolição desta categoria. Por outro lado, os magmas máficos contêm baixo teor de
Classificação de rochas ígneas
- 45 -
Pl
Cpx
Mt
0.5 mm
Fig. 3.10. Ilustração esquemática de
aspectos microscópicos de minerais
incolor (Pl, plagiocásio), colorido
(Cpx, augita) e opaco (Mt,
magnetita) de um gabro.
materiais voláteis representados por H
2
O (maioria) e CO
2
 (minoria), enquanto que, os magmas
félsicos contêm alto teor destes materiais.
O fato acima citado sugere que a velocidade de resfriamento não é o único fator controlador
de granulometria de rochas ígneas. Os materiais voláteis contidos no magma aumentam a
granulometria por meio da elevação de fluidez do magma. Este fator pode ser de importância
comparável à velocidade de resfriamento, sobretudo para rochas félsicas. O pegmatito é um
grupo de rochas ígneas altamente félsicas constituídas por minerais de tamanho extremamente
grande, de tamanho de alguns centímetros até 1 m, originadas de magmas de baixa temperatura,
cerca de 500 °C, supersaturados em H
2
O (Fig. 3.9). A temperatura de magma comum,
denominado ortomagma, é acima de 600 °C. Neste caso, acredita-se que os materiais voláteis
são fatores mais importantes do que a velocidade de resfriamento magmático para definição da
granulometria.
3.3. Critérios composicionais
Junto com a granulometria, a composição mineralógica quantitativa constitui um importante
critério fundamental para classificação de rochas ígneas. A composição mineralógica quantitativa
de rochas holocristalinas é obtida através de análise modal quantitativa.
3.3.1. Índice de cor
O mineral constituinte de rochas ígneas é classificado por meio de diafaneidade
microscópica, ou seja, grau de transparência, em três categorias: 1) minerais incolores; 2)
minerais coloridos; 3) minerais opacos (Fig. 3.10).
Minerais incolores: Minerais transparentes em lâminas delgadas e, normalmente
brancos ou de cor clara a olho nu. Muitos minerais coloridos a olho nu se tornam incolores nas
lâminas delgadas. São normalmente silicatos, compostos principalmente de SiO
2
, Al
2
O
3
, Na
2
O e
K
2
O com baixoteor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, esses são chamados como
minerais félsicos. Quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio e feldspatóides são exemplos. O
peso específico é geralmente baixo.
Minerais coloridos : Minerais coloridos,
translúcidos, em lâminas delgadas e de cor escura a olho
nu. Normalmente, são silicatos compostos principalmente de
SiO
2
, MgO, FeO e Fe
2
O
3
, sendo caracterizados por alto teor
de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, são chamados
como minerais máficos. Olivina, ortopiroxênio,
clinopiroxênio, hornblenda e biotita são exemplos. O peso
específico é geralmente alto, sendo superior a bromofórmio.
Minerais opacos: Minerais opacos mesmo nas
lâminas, e possuem freqüentemente brilho metálico.
Quimicamente são óxidos, sulfatos e hidróxidos de metais
pesados. Magnetita, ilmenita e pirita são exemplos. O peso
específico é geralmente muito alto, sendo chamado de
minerais pesados.
Os minerais incolores e coloridos constituem os
principais minerais das rochas ígneas. Os opacos são
Classificação de rochas ígneas
- 46 -
BA
5 cm
Fig. 3.11. Tufo soldado de cor macroscópica preta, de composição riolítica,
São Francisco de Paula - RS: (A) afloramento; (B) amostra de mão.
encontrados em baixo
teor, normalmente
inferiores a 1 %. Apesar
da pequena quantidade,
observa-se em quase
todas as rochas ígneas.
Juntos com zircão e
apatita, os minerais
opacos são agrupados
como minerais
acessórios ou
secundários. A expressão
“mineral secundário”,
utilizada freqüentemente no lugar de “mineral acessório”, não é recomendada devido a homônimos.
A porcentagem volumétrica dos minerais constituintes de rochas é denominada moda ou
quantidade modal e, a moda de minerais coloridos e opacos totais é denominada índice de cor,
abreviando-se M. Este parâmetro é um fator importante na classificação de rochas ígneas, Sob o
ponto de vista de diafaneidade microscópica, a muscovita, a apatita e os minerais primários de
carbonatos como calcita são enquadrados dentro da categoria de minerais incolores, portanto,
devem ser excluídos no cálculo do índice de cor (refere-se o índice M´ da IUGS). Entretanto,
certos autores incluem estes minerais por serem acessórios. Na prática, o índice de cor representa
a soma dos minerais máficos.
Por meio do índice de cor, M, rochas ígneas foram subdivididas por Shand (1927) em três
categorias: 1) rochas leucocráticas, 0<M<30; 2) rochas mesocráticas, 30<M<60; 3) rochas
melanocráticas, 60<M<100. No caso de rochas de granulometria grossa, as rochas da categoria
leucocrática tendem a serem macroscopicamente de cor clara, as mesocráticas são de cor
escura, e as melanocráticas são de cor mais escura. Entretanto, as rochas de granulometria fina
apresentam freqüentemente cor macroscópica escura independentemente do índice de cor, até
mesmo de composição leucocrática (Fig. 3.11). A maioria das rochas encontradas no campo se
encaixa na categoria leucocrática e uma parte na categoria mesocrática, havendo apenas poucos
exemplos de rochas da categoria melanocrática. Muitos autores utilizam os termos leucocrático,
mesocrático e melanocrático no sentido qualitativo e comparativo, e não, quantitativo como
acima citado, como por exemplo, “a amostra A é mais leucocrática do que B”.
Por outro lado, a subcomissão da IUGS (Streckeisen, 1967) definiu o índice de cor M’.
Este índice corresponde à soma dos minerais máficos e minerais acessórios, não incluindo
muscovita, apatita e carbonatos primários, isto é, a soma pura dos minerais máficos e os
opacos. Desde que na maioria das rochas ígneas o teor de muscovita, apatita e carbonatos primários
seja muito baixo, o M´ é praticamente igual a M. Através deste índice de cor, M´, rochas ígneas
são classificadas em 5 categorias: 1) rochas holo-leucocráticas, 0<M´<5; 2) rochas leucocráticas,
5<M´<35; 3) rochas mesocráticas, 35<M´<65; 4) rochas melanocráticas, 65<M´<95; 5) rochas
ultramáficas, 95<M´<100.
3.3.2. Análise modal
Para realizar a classificação quantitativa, é necessário determinar a abundância relativa
em volume de cada mineral constituinte de rochas ígneas. A porcentagem volumétrica dos
Classificação de rochas ígneas
- 47 -
1 %
2 %
3 %
5 %
10 %
15 %
20 %
30 %
40 %
50 %
Fig. 3.12. Folha padrão para análise modal semi-quantitativa por visada.
minerais constituintes é denominada quantidade modal, ou simplesmente, a moda, e o processo
para determinação da moda é chamada de análise modal. A análise modal é realizada normalmente
por meio petrográfico utilizando-se lâminas delgadas. Considerando que a espessura de uma
lâmina delgada é constante, a porcentagem volumétrica é representada pelas áreas relativas em
que cada mineral constituinte ocupa na lâmina delgada.
Classificação de rochas ígneas
- 48 -
Q
Pl
Kf
BiQ
Pl
Kf
BiQ
Pl
Kf
Bi
Q
Kf
Bi
Pl
Q
Kf
Bi
A - passo 1 B - passo 2 C - passo 3 E - passo 5D - passo 4
Q
Kf
Pl
Bi
 =
 = 
1
0
 = 0
 = 0
Q Q Q Q
Kf Kf Kf Kf
Pl Pl Pl Pl
Bi Bi Bi Bi
 = = = =
 = = = = 
2 2 2 2
0 0 0 1
 = 0 = 0 = 0 = 0
 = 0 = 1 = 2 = 2
Fig. 3.13. Procedimento de análise modal quantitativa, de (A) para (E), conforme movimento da charriot de
passo.
Existem duas maneiras de análises modais de lato sensu: 1) semiquantitativa; 2) quantitativa.
A análise semiquantitativa, chamada também de moda por visada, é o método para reconhecer
a abundância aproximada dos minerais por simples visão da lâmina delgada através da comparação
com a folha padrão (Fig. 3.12). Normalmente, são realizadas a visada de 10 partes não superpostas
seqüenciadas em uma lâmina. Em cada parte, são examinados 4 quadrantes, sendo total 40
quadrantes. A média das modas examinada nos 40 quadrantes representa o resultado final da
análise semi-quanitativa. Este método serve para uma rápida observação por fins de
caracterização aproximada de composição mineralógica de rochas ígneas, podendo examinar
uma lâmina em 30 minutos. Entretanto, mesmo para os examinadores altamente treinados, é difícil
obter a precisão melhor do que 5 %, desta forma, o referido método não deve ser utilizado para
classificação de rochas para fins de pesquisa científica.
A análise modal quantitativa, ou seja, simplesmente análise modal, é a análise pontual
dos minerais localizados no centro exato da imagem do microscópio, que se situa no cruzamento
dos retículos (Fig. 3.13 A). Após o registro do mineral, desloca-se a platina em uma determinada
distância, utilizando-se o charriot de passo da platina do microscópio. Nesta nova posição, o
mineral localizado no cruzamento dos retículos é analisado (Fig. 3.13 B). Caso o cruzamento dos
retículos indique o mesmo mineral, este mineral é computado novamente. Desta forma, as análises
continuam até o final da coluna (ou linha; Fig. 3.13 C, D, E). Ao final da coluna (ou linha), efetua-
se o deslocamento horizontal (vertical). Através deste processo, a lâmina delgada é analisada na
forma de varredura. A soma dos pontos computados para cada mineral representa abundância
relativa do mineral em volume, e a porcentagem corresponde à moda. O número de ponto
examinado é variável, conforme objetivo científico. Em geral, a análise é realizada com um total
de 1000 pontos por lâmina. A precisão relativa desta análise, no caso de 1000 pontos, é melhor
do que 1 %, podendo chegar até 0.1 %, conforme homogeneidade textural da rocha analisada.
Somente o resultado da análise modal quantitativa pode ser utilizado para classificação
científica de rochas ígneas, utilizando-se as nomenclaturas, tal como de IUGS (Streckeisen,
1973).
Durante a análise modal, o pesquisador deve identificar todos os minerais que se localizam
no cruzamento dos retículos, entretanto, existem casos difíceis. Como por exemplo, feldspato
Classificação de rochas ígneas
- 49 -
HCl concentrado
vaporde HCl
lâmina sem cobertura
corante
lâmina delgadalâmina delgada
A - gelatinização B - coloração C - cobertura
Fig. 3.14. Método para coloração de feldspatóides: (A) gelatinização da superfície
de feldspatóides por vapor de HCl; (B) aplicação do colorante na superfície dos
minerais gelatinizados; (C) lavagem e cobertura da lâmina.
alcalino e nefelina, incluídos em rochas nefelina sieníticas e fonolíticas, possuem aspectos ópticos
similares, podendo ser confusos quando ângulo de corte do mineral é desfavorável para
identificação. Uma solução deste problema freqüentemente utilizada é a coloração de nefelina.
Este método pode ser aplicado tanto para amostras de mão, quanto para lâminas delgadas.
Obviamente, a lâmina delgada a ser submetida ao processo de coloração não deve ser
coberta. A coloração é efetuada por duas etapas: 1) gelatinização da superfície de nefelina por
ataque químico de ácido; 2) infiltração do colorante na superfície gelatinizada (Fig. 3.14). A
espécime é exposta ao valor de HCl concentrado durante 1 a 2 minutos, o tempo suficiente para
gelatinizar a superfície de nefelina. Em seguida, uma gota de azul de metileno é espalhada na
superfície do espécime durante 1 a 2 minutos para que este corante penetre na superfície
gelatinizada. Após a infiltração, a espécime é lavada em água para remover o corante que está
cobrindo a superfície dos minerais não gelatinizados. Este método é muito eficiente para análise
modal de rochas nefelina sieníticas e fonolíticas, entretanto, não é perfeito. Junto com a nefelina,
os feldspatóides originados de alteração de nefelina, tais como natrolita e cancrinita, são coloridos.
Entretanto, certos minerais de alteração de feldspato alcalino, também, são coloridos. Se a
gelatinização é imperfeita, a coloração da nefelina se torna heterogênea. Existe ainda, o problema
do corante que se infiltrou ao longo das fraturas de minerais, que é difícil de ser eliminado
através da simples lavagem. Desta forma, a identificação deve ser realizada junto com outras
propriedades ópticas.
No caso de rochas graníticas, o feldspato alcalino potássico é distinguido de plagioclásio
através da coloração com o auxílio de HF e nitrato de cobalto. Estes reagentes são de alto custo
e de tratamento difícil. Além disso, existe uma facilidade de distinguir feldspato alcalino e
plagioclásio em lâminas delgadas por meios ópticos. Desta forma, a coloração é utilizada apenas
em casos especiais, tal como análise modal semiquantitativa de amostras de mão para rochas de
granulometria muito grande.
3.4. Classificação quantitativa pela nomenclatura
Até o presente, vários autores propuseram nomenclaturas para classificação quantitativa
de rochas ígneas. Essas propostas são subdivididas em dois grupos principais: 1) classificação
clássica européia, que se baseia principalmente no índice de cor, conveniente para classificação
de rochas mesocráticas e melanocráticas; 2) classificação moderna americana, que se baseia
principalmente na proporção relativa entre quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio e nefelina,
Classificação de rochas ígneas
- 50 -
adequada para classificação de rochas leucocráticas. Atualmente, ambas as classificações são
utilizadas, porém no Brasil, a classificação moderna é altamente preferida.
3.4.1. Classificação clássica com base no índice de cor
O índice de cor representa semiquantitativamente o teor de FeO e MgO em rochas
ígneas. Durante resfriamento magmático, os minerais acessórios, apatita, magnetita, etc., tendem
a se cristalizar em primeiro lugar em alta temperatura , os minerais máficos, olivina,
ortopiroxênio, clinopiroxênio, etc., em segundo lugar em
temperatura média, e os minerais félsicos, plagioclásio,
feldspato alcalino, quartzo, etc., no último lugar em baixa
temperatura. Entretanto, o plagioclásio se cristaliza em
uma ampla faixa de temperatura. Os minerais
cristalizados possuem composição química diferente
do magma , sendo normalmente mais máfica, e se
decantam na base da câmara magmática devido ao peso
específico superior à do magma. Desta forma, o magma
residual muda de sua composição de máfica para
félsica, formando uma série de rochas ígneas. De acordo
com o resfriamento e cristalização parcial do magma, a
composição muda de basáltica, andesítica, dacítica e
riolítica. A evolução química do magma por meio da
decantação dos minerais cristalizados é denominada
cristalização fracionada (Fig. 3.15).
Ol OlOlOlOl
Opx Opx Opx Opx
Cpx Cpx Cpx
Hb Hb
Bi
melt
basáltico
melt
andesítico
melt
andesítico
melt
dacítico
melt
riolítico
A B C D E F
alta temperatura baixa temperatura
félsica
básica
composição original
ácida
máfica
fracionada
de
ca
nt
aç
ão
 d
os
 m
in
er
ai
s 
m
áf
ic
osmelt de
magma
primário
Ol
Mt
Q: quartzo Kf: feldspato potássico (microclina) Bi: biotita
Fig. 3.15. Processo esquemático de cristalização fracionada do magma primário basáltico
segundo a série Ca-calcaina. Através do resfriamento e conseqüente cristalização dos res-
pectivos minerais, o magma primário basáltico, que é máfico (alto FeO e MgO) e básico
(baixo SiO
2
), fraciona-se em félsico (baixo FeO e MgO) e ácido (alto SiO
2
), diminuindo a
quantidade do líquido residual.
A - granito B - gabro
2 cm
Fig. 3.16. Cor macroscópica geral de:
(A) granito; (B) gabro.
Classificação de rochas ígneas
- 51 -
De acordo com avanço da cristalização fracionada, as rochas derivadas do magma em
evolução tendem a diminuir o índice de cor (Fig. 3.16). Desta forma, rochas melanocráticas são
relacionadas a magmas de alta temperatura, de composição máfica, que é próxima à do magma
primário. Por outro lado, rochas leucocráticas são relacionadas a magmas de baixa temperatura,
de composição félsica, correspondente ao estágio avançado de cristalização fracionada. Por esta
razão, o índice de cor é um parâmetro indicador da temperatura e do grau de evolução química
do magma, podendo ser um importante parâmetro para classificação de rochas ígneas.
Para classificação de rochas ígneas, as categorias melanocrática, mesocrática e
leucocrática definidas por Shand não são práticas. Conforme esta classificação, muitas rochas se
encaixam na categoria leucocrática, havendo poucas rochas melanocráticas. Além disso, a maioria
de basalto e gabro é classificada como rochas mesocráticas, e não, melanocráticas. Desta forma,
são utilizadas as categorias: 1) félsica, 0<M<20; 2) intermediária, 20<M<40; 3) máfica,
40<M<70; 4) ultramáfica, 70<M<100.
Conforme resfriamento magmático, os minerais máficos cristalizados muda de olivina,
hiperstênio, augita, hornblenda e biotita. Por outro lado, o plagioclásio cristaliza-se em uma
ampla faixa, variando-se sua composição química: de plagioclásio cálcio (bytownita, labradorita)
50
90
10
80
70
60
40
30
20
qu
an
tid
ad
e 
m
od
al
 (
%
)
m
in
er
ai
s 
fé
ls
ic
os
minerais máficos
Pl
Af
Qcálcico
sódico
BiHb
Cpx
Opx
Ol
10
K O2
Na O2
Al O2 3
K O2
Na O2
MgO
CaO
FeO + Fe O2 3
45 5245 66SiO (% em peso)2
20
15
5
0
el
em
en
to
s 
pr
in
ci
pa
is
(%
 e
m
 p
es
o)
35 10índice de cor
félsica
ácida
intermediáriamáfica
básica intermediária
riolito
granito-pórfiro
granito
M
SiO2
fina
média
grossa
escura
mais densa (3.1)
clara
menos densa (2.6)
andesitobasalto
porfirito
dioritogabro
dolerito
Fig. 3.17. Minerais constituintes de rochas da série Ca-alcalina.
Classificação de rochas ígneas
- 52 -
para plagioclásio sódico (oligoclásio). No estágio final, cristalizam-se quarto e feldspato alcalino
potássico (Fig. 3.17). A maioria das rochas ígneas encontradas no campo segue a esta série de
cristalização fracionada, denominada série Ca-alcalina. A expressão “sériecalco-alcalina” não
é recomendada devido a que o prefixo “calco” significar fogo. As rochas ígneas desta série são
encontradas principalmente nas regiões continentais, sobretudo nas cordilheiras e arcos de ilha.
Existe uma tendência geral de que tanto maior for o índice de cor, quanto menor será
teor de SiO
2
. De acordo com o teor de SiO
2
, rochas ígneas são classificadas quimicamente em:
rochas ultrabásicas (SiO
2
<45%), básicas (52%<SiO
2
<45%), rochas intermediárias
(66%<SiO
2
<52%) e rochas ácidas (SiO
2
>66%). Esta classificação por teor da sílica é válida
apenas para as rochas ígneas da série Ca-alcalina. Neste sentido, basalto é uma rocha máfica e
básica, e granito é uma rocha félsica e ácida. A grosso modo, as rochas ultrabásicas, básicas,
intermediárias e ácidas acima definidas correspondem respectivamente às categorias ultramáfica,
máfica, intermediária e félsica utilizadas na Tabela 3.3.
A Tabela 3.3A. apresenta classificação de rochas da série Ca-alcalina baseada no índice
de cor. As rochas ultramáficas não estão incluídas nesta nomenclatura, devido à ocorrência muito
rara na crosta terrestre. Além disso, as nomenclaturas para rochas máficas e ultramáficas, propostas
até hoje, são complexas, sendo difíceis a serem organizadas para ser unificadas.
As rochas ígneas de granulometria ou textura diferente , mas de composição
mineralógica ou química similar, são chamadas como pertencentes do mesmo clã. Como por
exemplo, granito e riolito pertencem a um clã, e gabro e basalto pertencem a outro clã.
O magma primário basáltico da série Ca-alcalina, fonte da maioria das rochas ígneas de
região continental, tem teor de sílica suficientemente alto em relação aos álcalis, Na
2
O e K
2
O.
Por isso, a sílica em excesso se cristaliza na forma de quartzo no último estágio da cristalização
fracionada. Tal propriedade geoquímica é chamada de caráter não alcalino. Por outro lado,
apesar de poucas ocorrências no mundo, existem rochas ígneas derivadas a partir de um outro
magma primário basáltico, que contém alto teor de álcalis relativo à sílica. Devido à
insuficiência da sílica no magma primário, no estágio final, cristalizam-se feldspatóides,
representados por nefelina, ao invés de quartzo (Fig. 3.18). Tal propriedade é chamada de
Q
Ne
A B
2 cm 2 cm
Fig. 3.18. Quartzo (A, mineral com brilho vítreo) e nefelina (B, mineral
xenomórfico marrom escuro, cinza escura na fotografia), incluídos
respectivamente em granito e nefelina sienito.
Classificação de rochas ígneas
- 53 -
Tabela 3.3. Nomenclatura de classificação simples de rochas ígneas com base no índice de cor
e granulometria, segundo Miyashiro & Kushiro (1975). Nota-se que certos autores recomendam
abolição da categoria hipabissal (granulometria média).
A) Rochas com feldspatos e/ou quartzo: série Ca-alcalina e uma parte da série toleítica
Categoria máfica intermediária félsica 
 70 > M > 40 40 > M > 20 M < 20 
Feldspato Pl cálcico Pl intermediário plagioclásio sódico e/ou potássico 
 Kf < Pl Kf > Pl 
Fina basalto andesito dacito riolito 
Média dolerito quartzo diorito-pórfiro granodiorito-pórfiro granito-pórfiro 
Grossa quartzo gabro quartzo diorito granodiorito granito 
 
B) Rochas ígneas com feldspatos e/ou feldspatóides: série alcalina
 
Categoria máfica intermediária félsica 
 70 > M > 40 40 > M > 20 M < 20 
Feldspato Pl cálcico Pl intermediário Pl sódico e/ou Af 
Fina basanito, olivina nefelinito, melilitito tefrito fonolito 
Média teschenito nefelina monzonito-pórfiro tinguaito 
Grossa theralito, essexito, ijolito nefelina monzonito nefelina sienito 
 
C) Rochas ígneas com feldspatos, sem quartzo e sem feldspatóides: uma parte da série toleítica
e uma parte da série alcalina.
 
Categoria máfica intermediária félsica 
 70 > M > 40 40 > M > 20 M < 20 
Feldspato Pl cálcico Pl intermediário Pl. sódico e/ou Kf 
Fina basalto, olivina basalto andesito traquítico, mugearito traquito 
Média dolerito, olivina dolerito monzonito-pórfiro sienito-pórfiro 
Grossa gabro, olivina gabro monzonito álcali sienito 
 
M: índice de cor Kf: feldspato alcalino potássico Af: feldspato alcalino
Pl: plagioclásio
caráter alcalino. Esta série de cristalização fracionada, caracterizada por nefelina e outros minerais
alcalinos peculiares, é chamada de série alcalina. As rochas desta série são observadas nas ilhas
vulcânicas em região oceânica e riftes continentais. A Tabela 3.3B apresenta classificação de
rochas da série alcalina baseada no índice de cor.
Além de típicas rochas da série Ca-alcalina e da série alcalina, ocorrem rochas félsicas
que não contêm quartzo nem nefelina, podendo ser classificadas geoquimicamente como da série
intermediária entre as duas. A origem dos magmas deste grupo é complicada, sendo que, uma
parte é da série alcalina, e outra parte é da série toleítica. A série toleítica é uma outra série de
cristalização fracionada de caráter não alcalino, diferente da série Ca-alcalina. Conforme a
cristalização fracionada, o magma basáltico da série toleítica tende a aumentar a proporção
FeO/MgO, ao invés de diminuir o teor total de MgO + FeO, ou seja, o índice de cor. Devido a
ser de caráter não alcalino, as rochas da série toleítica altamente fracionadas contêm quartzo. As
Classificação de rochas ígneas
- 54 -
rochas desta série são encontradas na crosta oceânica. A Tabela 3.3C apresenta classificação de
rochas da série sem quartzo e sem nefelina. O detalhamento sobre cristalização fracionada da
série Ca-alcalina e de outras séries será explicado nos capítulos posteriores.
De grosso modo, quase todos os autores adotam basicamente os nomes e seus significados
conceituais de rochas ígneas conforme a Tabela 3.3. Porém, há pequenas divergências entre os
autores. Como por exemplo, sobre o limite entre basalto e andesito, existem alguns critérios
diferentes: andesito possui maior teor de sílica (acima de 52, 52.5, ou 53.5 %, depende de
autores), menor índice de cor (30, 35, 37.5, 40, depende de autores), ou composição de plagioclásio
mais sódico (andesina; Ab>50). Trabalhos recentes tendem adotar composição química da massa
fundamental como o critério.
3.4.2. Classificação pela IUGS
Os nomes e definições de rochas ígneas foram desenvolvidos separadamente em cada
escola tradicional. Em conseqüência disso, ocorreu grande confusão de nomes de rochas ígneas,
incluindo vários sinônimos, homônimos e nomes desnecessários. Os critérios de classificação
também foram diversos.
A Subcomissão da International Union of Geological Sciences (IUGS) tentou a unificação
dos nomes de rochas ígneas durante décadas, e adotou a composição mineralógica quantitativa
e a granulometria semiquantitativa como únicos critérios de classificação de rochas ígneas,
não dependendo da gênese, modo de ocorrência geológica e textura específica, denominada
classificação descritiva quantitativa. Desta forma, as rochas que pertencem a uma categoria, de
mesmo nome, podem ter mais de uma gênese. Com este conceito básico, a Subcomissão apresentou
uma nomenclatura de classificação descritiva de rochas ígneas (Streckeisen, 1976), conhecida
popularmente como diagrama de Streckeisen. Os nomes a serem adotados foram definidos de
acordo com aqueles encontrados na literatura. Atualmente, a classificação da IUGS se tornou o
método mais utilizado do mundo, sobretudo para rochas félsicas.
Os principais parâmetros de classificação é a abundância volumétrica (moda) relativa
dos minerais félsicos, isto é, quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio. Tal método foi utilizado
pelas escolas americanas, tais como Johannsen (1931), sendo diferente da classificação clássica
da Europa, que adota o índice de cor ou composição do plagioclásio como principal parâmetro
classificador. Apesar da diferença dos critérios, a classificação da IUGS se correlaciona bem
com as categorias definidas pelaclassificação clássica.
Segundo a classificação da IUGS, minerais constituintes de rochas ígneas são subdivididos
nos seguintes 5 tipos:
Q - Minerais de sílica, SiO
2
; quartzo, tridimita e cristobalita
A - Feldspato alcalino, inclusive albita altamente sódica (0<An<5); ortoclásio, microclina,
albita pertítica, anortoclásio, sanidina, etc.
P - Plagioclásio não albítico (5 < An < 100); plagioclásio geral e escapolita
F - Feldspatóides (fóides); Nefelina, leucita, pseudoleucita, analcima, sodalita, cancrinita,
etc.
M - Minerais máficos, opacos, e acessórios; biotita, anfibólios, piroxênios, olivina, etc.;
magnetita, ilmenita, pirita, etc.; zircão, apatita, titanita, epidoto, allanita, granada, melilita,
carbonatos primários, etc.
Classificação de rochas ígneas
- 55 -
O teor de cada grupo é apresentado em porcentagem modal. São utilizadas também as seguintes
abreviações. As proporções são expressas em porcentagem:
P/A+P - Plagioclásio relativo a feldspato total em porcentagem
A/A+P - Feldspato alcalino relativo a feldspato total em porcentagem
Pl - Plagioclásio não albítico
Bi - Biotita, inclusive flogopita
Gr - Granada
Hlb - Hornblenda (anfibólio comum)
Cpx - Clinopiroxênio (representado por augita)
Opx - Ortopiroxênio (representado por hiperstênio)
Px - Piroxênio, Cpx + Opx
Ol - Olivina
Opq - Minerais opacos
Para representar a composição química do feldspato alcalino, utilizam-se as seguintes abreviações:
K/Na+K - 100 ´ K/(Na+K) moleculares
Na/Na+K - 100 ´ Na/(Na+K) moleculares
As rochas ígneas com parâmetro M, ou seja, de índice de cor inferior a 90 são classificadas
pelo diagrama QAPF. As rochas máficas, tais como gabro e monzogabro, são subclassificadas
pela composição de plagioclásio e abundância relativa de minerais máficos por meio dos
diagramas Pl-Px-Ol, Pl-Opx-Cpx e Pl-Px-Hbl. As rochas com parâmetro M superior a 90,
denominadas de rochas ultramáficas, são classificadas pelos diagramas Ol-Opx-Cpx e Ol-
Px-Hbl.
O diagrama QAPF é constituído com base nos teores modais relativos dos principais
minerais incolores, e não, pela porcentagem modal absoluta destes minerais. Portanto, os três
parâmetros utilizados para a projeção, Q, F e P/A+P, devem ser recalculados, excluindo os
minerais máficos e opacos:
Q novo = 100 ´ Q original / (Q original + A original + P original + F original)
F novo = 100 ´ F original / (Q original + A original + P original + F original)
P/A+P = 100 ´ P original / (A original + P original)
A maioria das rochas ígneas encontradas no campo possui M inferior a 90, e portanto, é
submetida à classificação desta nomenclatura. Entretanto, o presente diagrama, na realidade, é
adequado para a classificação de rochas ígneas félsicas, ou seja, rochas originadas de magmas
altamente fracionados, porém, não é muito próprio para rochas máficas e intermediárias. Devido
à incompatibilidade termodinâmica entre os minerais de sílica e feldspatóides, o diagrama é
dividido em dois triângulos, QAP (superior) e FAP (inferior). O triângulo QAP é utilizado para
classificação das rochas não alcalinas e, o FAP, para as rochas alcalinas.
A partir do valor recalculado dos parâmetros Q ou F, a rocha ígnea é classificada em um
dos seguintes grupos: I (Q>60); II (20<Q<60); III (5<Q<20); IV (0<Q<5). VI (0<F<10); VI
(10<F<60); VII (F>60). Em seguida, a rocha é classificada em cada categoria por meio da
proporção P/A+P (Fig. 3.19; Tabela 3.4A, 3.4B). A proporção P/A+P representa
Classificação de rochas ígneas
- 56 -
1a
1b 1c
2 3a 3b 4 5
6* 7* 8* 9* 10*
6 7 8 9 10
6' 7' 8' 9' 10'
11 12 13 14
15a 15b
15c
Q
F
A P
90
60
20
5
10 35 65 90
10 50
60
90
Classificação de rochas ígneas
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Fig. 3.19. Classificação de rochas ígneas félsicas (M<90) por meio da nomenclatura QAPF, segundo Streckeisen
(1976). As rochas dioríticas e gabróicas, que se enquadram nos campos 9*, 10*, 9, 10, 9’ e 10’ são subclassificadas
de acordo com composição do plagioclásio incluído. No caso das rochas com feldspatóides, 6’, 7’, 8’, 9’, 10’,
11, 12, 13, 14 e 15, utiliza-se, também, o nome junto com o feldspatóide presente, tais como álcali sienito com
nefelina, álcali nefelina sienito, nefelina sienito, nefelina monzonito, nefelina monzogabro, etc. As rochas félsicas
com hiperstênio (rochas charnockíticas) são normalmente rochas metamórficas de origem ígnea granítica,
portanto, muito pouco utilizada. Em detalhe, refere-se à Tabela 3.2
 Granulometria grossa Granulometria fina Rochas com hiperstênio 
1a quartzolito 
1b quartzo granito 
1c quartzo granodiorito 
2 álcali granito álcali riolito álcali charnockito 
3a granito (sienogranito) riolito charnockito 
3b granito (monzogranito) riodacito charnockito 
4 granodiorito dacito opdalito 
5 M > 10, tonalito, 
M < 10, trondhjemito 
quartzo andesito enderbito 
6* quartzo álcali sienito quartzo álcali traquito hiperstênio álcali sienito 
7* quartzo sienito quartzo traquito hiperstênio sienito 
8* quartzo monzonito quartzo latito hiperstênio monzonito 
9* An < 50, quartzo monzodiorito 
An > 50, quartzo monzogabro 
andesito jotunito 
10* An < 50, quartzo diorito 
An > 50, quartzo gabro 
basalto hiperstênio diorito 
6 álcali sienito com quartzo álcali traquito com quartzo 
7 sienito com quartzo traquito com quartzo 
8 monzonito com quartzo latito com quartzo 
9 An < 50, monzodiorito com quartzo 
An > 50, monzogabro com quartzo 
andesito com quartzo 
10 An < 50, diorito 
An > 50, gabro 
andesito, basalto 
6’ álcali sienito com fóides álcali traquito com fóides 
7’ sienito com fóides traquito com fóides 
8’ monzonito com fóides latito com fóides 
9’ An < 50, monzodiorito com fóides 
An > 50, monzogabro com fóides 
andesito traquítico com fóides 
10’ An < 50, diorito com fóides 
An > 50, quartzo gabro com fóides 
basalto traquítico com fóides 
11 fóide sienito fonolito 
12 fóide monzosienito fonolito tefrítico 
13 An < 50, fóide monzodiorito 
An > 50, fóide monzogabro 
basalto, fóide basalto 
14 An < 50, fóide diorito 
An > 50, fóide gabro 
basanito 
15a foidito foiaítico foidito fonolítico 
15b foidito teralítico foidito tefrítico 
15c foidito foidito extrusivo 
 
Classificação de rochas ígneas
- 58 -
Tabela 3.4. Detalhe da classificação de rochas félsicas (M<90) por meio do diagrama QAPF, segundo
Streckeisen (1976).
A. Rochas de granulometria grossa. No caso das rochas com feldspatóides, (6’), (7’), (8’), (9’), (10’),
(11), (12), (13), (14) e (15), utiliza-se, também, o nome junto com o feldspatóide presente, tais como
álcali sienito com nefelina, álcali nefelina sienito, nefelina sienito, nefelina monzonito, nefelina
monzogabro, etc.
I - Q > 60 de minerais incolores 
Q > 90 (1a) quartzolito (silexito) 
Q = 60 a 90, P/A+P < 65 (1b) quartzo granito 
Q = 60 a 90, P/A+P > 65 (1c) quartzo granodiorito 
II - Q = 20 a 60 de minerais incolores 
P/A+F = 0 a 10 (2) álcali feldspato granito (álcali granito) 
P/A+F = 10 a 35 (3a) granito 3a (granito do sentido estreito da definição tradicional da Inglaterra) 
P/A+F = 35 a 65 (3b) granito 3b (adamellito) 
P/A+P = 65 a 90 (4) granodiorito 
P/A+P = 90 a 100 (5) 1. M > 10 tonalito 
2. M < 10 trondhjemito 
III - Q = 5 a 20 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6*) quartzo álcali feldspato sienito 
P/A+P = 10 a 35 (7*) quartzo sienito 
P/A+P = 35 a 65 (8*) quartzo monzonito 
P/A+P = 65 a 90 (9*) 1. Composição do Pl - An >50 quartzo monzodiorito 
2. Composição do Pl -An <50 quartzo monzogabro 
P/A+P = 90 a 100 (10*) 1. Composição do Pl -An >50 quartzo diorito, quartzo anortosito 
2. Composição do Pl -An <50 quartzo gabro 
IV - Q = 0 a 5 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6) álcali feldspato sienito (álcali sienito com quartzo) 
P/A+P = 10 a 35 (7) sienito (sienito com quartzo) 
P/A+P = 35 a 65 (8) monzonito(monzonito com quartzo) 
P/A+P = 65 a 90 (9) 1. Composição do Pl - An < 50 monzodiorito (monzodiorito com quartzo) 
2. Composição do Pl - An > 50 monzogabro (monzogabro com quartzo) 
P/A+P = 90 a 100 (10) 1. Composição do Pl - An < 50 diorito (diorito com quartzo), anortosito 
(anortosito com quartzo) 
2. Composição do Pl - An > 50 gabro (gabro com quartzo) 
V - F = 0 a 10 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6’) álcali feldspato sienito com fóides 
P/A+P = 10 a 35 (7’) sienito com fóides 
P/A+P = 35 a 65 (8’) monzonito com fóides 
P/A+P = 65 a 90 (9’) 1. Composição do Pl - An < 50 monzodiorito com fóides 
2. Composição do Pl - An > 50 monzogabro com fóides 
P/A+P = 90 a 100 (10’) 1. Composição do Pl - An < 50 diorito com fóides 
2. Composição do Pl - An > 50 quartzo gabro com fóides 
VI - F = 10 a 60 de minerais coloridos 
P/A+P = 0 a 10 (11) fóide sienito 
P/A+P = 10 a 50 (12) fóide monzosienito 
P/A+P = 50 a 90 (13) 1. Composição do Pl - An < 50 fóide monzodiorito (essexito) 
2. Composição do Pl - An > 50 fóide monzogabro 
P/A+P = 90 a 100 (14) 1. Composição do Pl - An < 50 fóide diorito 
2. Composição do Pl - An > 50 fóide gabro (teralito, teschenito) 
VII - F = 60 a 100 de minerais incolores 
F < 90, P/A+P < 50 (15a) foidito foiaítico 
F < 90, P/A+P > 50 (15b) foidito teralítico 
F > 90 (15c) foidito 
 
Classificação de rochas ígneas
- 59 -
B. Rochas de granulometria fina. No caso das rochas com feldspatóides, (6’), (7’), (8’), (9’),
(10’), e (15), utiliza-se, também, o nome junto com o feldspatóide presente, tais como álcali
traquito com nefelina, nefelina latito, nefelina andesito, nefelina basalto, etc. As rochas
correspondentes a (11), (12), (13), (14) possuem próprios nomes que justificam presença de
feldspatóides.
I - Q > 60 de minerais incolores 
Não há definição devido à inexistência das rochas desta categoria 
II - Q = 20 a 60 de minerais incolores 
P/A+F = 0 a 10 (2) álcali feldspato riolito (álcali riolito, liparito) 
P/A+F = 10 a 35 (3) riolito 
P/A+F = 35 a 65 (3) riodacito 
P/A+P = 65 a 90 (4) dacito 
P/A+P = 90 a 100 (5) quartzo andesito 
III - Q = 5 a 20 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6*) quartzo álcali feldspato traquito (quartzo álcali traquito) 
P/A+P = 10 a 35 (7*) quartzo traquito 
P/A+P = 35 a 65 (8*) quartzo latito 
P/A+P = 65 a 90 (9*) andesito 
P/A+P = 90 a 100 (10*) basalto 
IV - Q = 0 a 5 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6) álcali feldspato traquito com quartzo (álcali traquito com quartzo) 
P/A+P = 10 a 35 (7) traquito (traquito com quartzo) 
P/A+P = 35 a 65 (8) latito (latito com quartzo) 
P/A+P = 65 a 90 (9) andesito 
P/A+P = 90 a 100 (10) andesito, basalto 
V - F = 0 a 10 de minerais incolores 
P/A+P = 0 a 10 (6’) álcali feldspato traquito com fóides 
P/A+P = 10 a 35 (7’) traqui to com fóides 
P/A+P = 35 a 65 (8’) latito com fóides 
P/A+P = 65 a 90 (9’) andesito com fóides (andesito traquítico com fóides) 
P/A+P = 90 a 100 (10’) basalto com fóides (basalto traquítico com fóides) 
VI - F = 10 a 60 de minerais coloridos 
P/A+P = 0 a 10 (11) fonolito 
P/A+P = 10 a 50 (12) fonolito tefrítico 
P/A+P = 50 a 90 (13) tefrito fonolítico (basalto, fóide basalto) 
P/A+P = 90 a 100 (14) tefrito, basanito 
VII - F = 60 a 100 de minerais incolores 
F < 90, P/A+P < 50 (15a) foidito fonolítico 
F < 90, P/A+P > 50 (15b) foidito tefrítico 
F > 90 (15c) foidito extrusivo 
 
C. Rochas félsicas com ortopiroxênio (hiperstênio), ou seja rochas charnockíticas
Campo no diagrama QAPF Nome da rocha 
2 hiperstênio álcali feldspato granito = álcali feldspato charnockito 
3 hiperstênio granito = charnockito 
4 hiperstênio granodiorito = opdalito ou charnoenderbito 
5 hiperstênio tonalito = enderbito 
6*, 6, 6’ hiperstênio álcali feldspato sienito 
7*, 7, 7’ hiperstênio sienito 
8*, 8, 8’ hiperstênio monzonito 
9*, 9, 9’ monzonorito, hiperstênio monzodiorito = jotunito 
10*, 9, 9’ norito, hiperstênio diorito 
 
Classificação de rochas ígneas
- 60 -
semiquantitativamente a temperatura do magma, ou seja, grau de cristalização fracionada, isto é,
as rochas com alta proporção P/A+P são originadas de magmas de alta temperatura. Na
classificação da IUGS, este parâmetro substitui a função do índice de cor da classificação
tradicional. Algumas categorias com alto P/A+P são subclassificadas pela composição do
plagioclásio. As rochas félsicas de caráter não alcalino se encaixam normalmente nos campos
3a, 3b e 4, félsicas e intermediárias no campo 10*, e intermediárias e máficas no campo 10. As
rochas félsicas de caráter alcalino se encaixam normalmente nos campos 6’ e 11, e as máficas
alcalinas no campo 10’. As rochas que se encaixam nos outros campos são raras, sendo que, as
dos campos 1 e 15 normalmente não são rochas ígneas ortomagmáticos.
O granito de definição tradicional da Inglaterra se encaixa neste diagrama de classificação
no campo 3a. Normalmente, tal tipo de granito possui uma boa aparência visual de cor avermelhada
devida à abundância de feldspato alcalino, sendo adequada para usos ornamentais. O “Granito
Vermelho Capão Bonito” (nome comercial) é um exemplo brasileiro. Entretanto, as rochas desta
categoria não são encontradas freqüentemente. Por outro lado, as rochas similares com P/A+P
maior, que se projetam no campo 3b, ocorrem mais freqüentemente. Antigamente, as rochas do
campo 3b eram chamadas como “granodiorito”, “adamellito” (nome utilizado em certas escolas
da Europa) ou “quartzo monzonito” (nome utilizado em algumas escolas americanas), de acordo
com cada escola. Os petrólogos europeus não ingleses chamavam as rochas dos campos 3a e 3b
como “granito”. Portanto, a IUGS recomendou os nomes “granito 3a” e “granito 3b”, ou
“sienogranito” e “monzogranito”.
Junto com as rochas alcalinas típicas com feldspatóides abundantes, tal como, fóide
sienito do campo 11, conhecido popularmente como nefelina sienito, ocorrem comumente as
rochas sieníticas com baixo teor de feldspatóides, tal como álcali feldspato sienito com fóides
do campo 6’, chamada popularmente como pulaskito. Além disso, encontram-se, também, as
rochas sem feldspatóides e sem quartzo, tal como álcali feldspato sienito, álcali feldspato
sienito com quartzo do campo 6, e quartzo álcali feldspato sienito do campo 6*. O termo
“nordmarkito” indica a rocha desta categoria, porém, tende a ser menos utilizado. Estas rochas
freqüentemente constituem um corpo comum, cuja parte central é constituída pela rocha com
nefelina, e a borda, pela rocha com quartzo, com passagem gradativa. Essas rochas normalmente
não possuem plagioclásio, e são chamadas geneticamente como rochas alcalinas, até mesmo
aquelas que contêm quartzo. Tais rochas são raras no mundo, porém, são comuns no Brasil
ocorrendo na forma de corpos intrusivos quilométricos, sobretudo nas regiões litorâneas dos
Estados do Rio de Janeiro e São Paulo. Nesses complexos intrusivos, a rocha mais comumente
encontrada é álcali sienito sem quartzo e sem nefelina, que se projetam no vértice A do diagrama
QAPF.
As rochas félsicas não alcalinas, ou seja, rochas graníticas, chamadas popularmente como
granitóides, normalmente contêm plagioclásio e a maioria do sódio presente na rocha está incluída
neste mineral. O termo “granitóide” é utilizado atualmente para tais rochas ígneas, e não, para as
rochas graníticas metamorfoseadas. Desta forma, o feldspato alcalino é deficiente em sódio,
tornando-se altamente potássico (Na/Na+K = 10 a 25), demonstrando textura pertítica de
peixe ou chama. Por outro lado, nas rochas alcalinas félsicas, ou seja, rochas sieníticas, o
cálcio está presente em minerais máficos, tais como clinopiroxênio e anfibólio. Devido à escassez
de cálcio disponível, o sódio não pode formar plagioclásio, sendo obrigado a entrar no feldspato
alcalino. Desta forma, o feldspato alcalino se torna razoavelmente sódico (Na/Na+K = 40 a
60), apresentando texturade “interlocking perthite”.
Classificação de rochas ígneas
- 61 -
As rochas do campo 2 possuem
duas gêneses diferentes: 1) Rochas
graníticas geneticamente não
alcalinas que possuem baixa P/A+P,
tais como alaskito (nome pouco
utilizado); 2) rochas quartzo
sieníticas geneticamente alcalinas
com alto teor relativo de quartzo. A
IUGS recomendou para as rochas de
ambas as gêneses o nome “álcali
feldspato granito”, “álcali granito”
ou “granito 2”. Neste caso, a
expressão “álcali” de “álcali
granito” não significa gênese
alcalina, mas sim, abundância de
feldspato alcalino.
O álcali feldspato granito de
caráter não alcalino normalmente é
altamente leucocrático, sendo
considerado que o magma estava sob influência físico-química de materiais voláteis contidos
no magma, sobretudo H
2
O. Desta forma, é interpretado geneticamente como uma rocha
intermediária entre granito comum (3a, 3b) e pegmatito. A rocha ornamental “Granito Vermelho
Itu” (nome comercial) é um exemplo (Fig. 3.20). Quando a influência de H
2
O é mais expressiva,
ou seja, o magma é de caráter próximo ao magma pegmatítico, forma-se aplito. O aplito é uma
rocha de composição granítica altamente leucocrática com muito baixo teor de biotita, composto
predominantemente de microclina (feldspato alcalino potássico de baixa temperatura). Ocorrência
típica de aplito é de veios de largura inferior a 1 m com granulometria inferior a 1 mm. Existem
exemplos de veio de largura superior a 5 m constituído por aplito de granulometria milimétrico.
Por outro lado, o álcali feldspato granito de caráter alcalino é encontrado no Complexo Alcalino
Intrusivo de Itatiaia, onde se observa uma passagem gradativa de nefelina sienito, álcali sienito,
quartzo sienito e álcali feldspato granito.
O Silexito que se encontra no topo do diagrama QAPF é uma rocha rara composta quase
totalmente de quartzo e calcedônia. Esta rocha não é tipicamente magmática, mas no estágio de
pegmatito ou hidrotermal. O trondhjemito é uma rocha leucocrática (M < 10) com alta P/A+P (>
90), que se encontra nos terrenos arqueanos. A composição do plagioclásio é de oligoclásio a
andesina. O essexito se encaixa na categoria de nefelina monzodiorito e o teralito e teschenito, de
nefelina gabro e analcima gabro.
Além dos diagramas para classificação de rochas ígneas comuns, a IUGS apresentou uma
nomenclatura para rochas félsicas com ortopiroxênio (hiperstênio), isto é, rochas charnockíticas
(Tabela 3.4C). Entretanto, hoje em dia, as rochas charnockíticas não são consideradas como
rochas ígneas, mas sim, metamórficas de origem ígnea com alto grau metamórfico, correspondentes
à fácies de granulito. Desta forma, a nomenclatura é pouco utilizada.
Conforme o texto anterior, o diagrama QAPF não é muito próprio para rochas intermediárias
e máficas, que se projetam nos campos 9*, 9, 9’, 10*, 10 e 10’. Para classificação destas rochas,
tipo dos minerais máficos e composição de plagioclásio são mais importantes. As rochas
ultramáficas (M superior a 90), que não podem ser classificadas pelo diagrama QAPF, são
A B C
 2 cm 2 cm2 cm
Fig. 3.20. Álcalis feldspato granito (granito 2) e rochas
relacionadas: (A) álcali feldspato granito de caráter não alcalino,
“Granito Vermelho Capão Bonito”, São Paulo; (B) álcali sienito
com quartzo, “Granito Marrom Caldas”, Caldas, Minas Gerais;
(C) álcali sienito com quartzo da Ilha de Vitória - SP. O mineral
vermelho escuro (cinza na fotografia em preto e branco) do
“Granito Vermelho Itu”, que ocupa cerca de 70 % do volume, é
feldspato alcalino.
Classificação de rochas ígneas
- 62 -
rochas ultramáficas
anortosito
gabrono
rit
o
CpxOpx
Pl
ortopiroxenito clinopiroxenito
rochas ultramáficas
anortosito
hornblenda
 gabronorito
hornblenda gabro
ga
br
o,
 n
or
ito
ga
br
on
or
ito
HlbPx
Pl
piroxenito Hornblendito
rochas ultramáficas
anortosito
olivina gabro
olivina gabronorito
troctolito
ga
br
o,
 n
or
ito
ga
br
on
or
ito
OlPx
Pl
piroxenito dunito
gabronorito
90
10
10 10
90
55
10
10 10
90
10
5
10 10
A B C
Fig. 3.21. Classificação de rochas máficas de granulometria grossa (rochas gabróicas) por meio das
nomenclaturas segundo Streckeisen (1976): A) Pl - Px - Ol; B) Pl - Opx - Cpx; C) Pl - Px - Hlb.
Tabela 3.5. Detalhe da classificação de rochas máficas de granulometria grossa (gabróicas),
segundo Streckeisen (1976).
A. Rochas gabróicas com plagioclásio, ortopiroxênio, clinopiroxênio e olivina, sem ou
pouca hornblenda por meio do diagrama Pl - Px - Ol, sendo que Px corresponde a Opx +
Cpx.
C. Rochas gabróicas com plagioclásio, ortopiroxênio, clinopiroxênio e hornblenda, sem
ou pouca olivina por meio do diagrama Pl - Px - Hlb, sendo que, Px corresponde a Opx +
Cpx.
I - Pl > 90 anortosito 
II - Pl = 10 a 90 rocha máfica (gabróicas) 
Hlb < 5 gabro, norito, gabronorito 
Px < 5 hornblenda gabro 
Hlb > 5, Px > 5 hornblenda gabronorito 
III - Pl < 10 rochas ultramáficas - piroxenitos e hornblenditos 
 
I - Pl > 90 anortosito 
II - Pl = 10 a 90 rocha máfica (gabróicas) 
Cpx < 5 norito 
Opx < 5 gabro 
Opx > 5, Cpx > 5 gabronorito 
III - Pl < 10 rochas ultramáficas - piroxenitos 
 
B. Rochas gabróicas com plagioclásio, ortopiroxênio e clinopiroxênio, sem ou pouca olivina
e hornblenda por meio do diagrama Pl - Opx - Cpx.
I - Pl > 90 anortosito 
II - Pl = 10 a 90 rocha máfica (gabróicas) 
Ol < 5 gabro, norito, gabronorito 
Px < 5 troctolito 
Ol > 5, Px > 5 olivina gabro, olivina gabronorito 
III - Pl < 10 rochas ultramáficas - peridotitos e piroxenitos 
 
Classificação de rochas ígneas
- 63 -
classificadas exclusivamente pelo teor relativo dos minerais máficos. Para essas rochas, a
IUGS apresentou uma classificação por meio dos teores relativos de plagioclásio, olivina,
ortopiroxênio e clinopiroxênio. O plagioclásio é o mineral félsico representativo das rochas
máficas e ultramáficas, e a olivina, o ortopiroxênio e o clinopiroxênio são os minerais máficos
desidratados mais comuns. Certas rochas gabróicas contêm considerável teor de hornblenda
(anfibólio comum). Essas rochas são classificadas por meio de 4 grupos de mineral, isto é,
plagioclásio, hornblenda, piroxênio (Px = Cpx + Opx) e olivina. As rochas que possuem a soma
desses acima de 95 % são submetidas à classificação pelos diagramas triangulares Pl-Px-Ol,
Pl-Opx-Cpx e Pl-Px-Hlb (Fig. 3.21A, 3.21B, 3.21C; Tabela 3.5A, 3.5B, 3.5C). Na projeção ao
respectivo diagrama triangular, o valor modal de cada parâmetro classificatório deve ser
recalculado, como por exemplo, no caso do diagrama Pl-Px-Ol:
Pl novo = 100 ´ Pl original / (Pl original + Px original + Ol original)
Px novo = 100 ´ Px original / (Pl original + Px original + Ol original)
Ol novo = 100 ´ Ol original / (Pl original + Px original + Ol original)
O método de projeção é igual aos diagramas triangulares convencionais. Embora a IUGS
tenha apresentado o diagrama para rochas máficas de granulometria grossa, ainda não foi definida
a nomenclatura para as rochas destes clãs de granulometria fina. Quando as rochas máficas
possuem considerável teor de minerais acessórios, tais como biotita, granada, espinele e minerais
opacos, o nome do mineral é acrescentado da seguinte forma:
Gabro com menos de 5 % de granada - gabro com granada
Com mais de 5 % de granada - granada gabro
Com menos de 5 % de magnetita - gabro com magnetita
Com mais de 5 % de magnetita - magnetita gabro
A B
dunito 90
lherzolito
olivina websterito
websterito
40
10
10
5
5
40
10
10
ortopiroxenito clinopiroxenito
ol
iv
in
a 
or
to
pi
ro
xe
ni
to
ha
rz
be
rg
ito
wehrlito
olivina clinopiroxenito
Opx Cpx
pe
rid
ot
ito
pi
ro
xe
ni
to
5
dunito
90
40
10
10
55
40
10
10Opx
+Cpx
Hlb
+Bi
5
pe
rid
ot
ito
pi
ro
xe
ni
to
,
ho
rn
bl
en
di
to
piroxenito
hornblenda
piroxenito
hornblendito
piroxênio
hornblendito
hornblenda peridotito
olivina hornblendito
ol
iv
in
a 
pi
ro
xe
ni
to
pi
ro
xê
ni
o 
pe
rid
ot
ito
piroxênio
hornblenda
peridotito
olivina
hornblenda
piroxenito
olivina
piroxênio
hornblendito
Fig. 3.22. Classificação de rochas ultramáficas, com índice de com superior a 90, (M>90), por meio das
nomenclaturas trigangulares F) Ol - Opx - Cpx e G) Ol - Px - Bi, segundo Streckeisen (1976).
Classificação de rochas ígneas
- 64 -
As rochas ultramáficas, com M superior a 90, são classificadas mediante 4 minerais
principais, olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio e hornblenda. As rochas que possuem a soma
modal destes minerais acima de 95 % são classificadas mediante os diagramas triangulares Ol-
Opx-Cpx e Ol-Px-Hlb (Fig. 3.22A, 3.22B; Tabela 3.6A; 3.6B). Neste caso, porém, a IUGS
apresentou somente os diagramas para rochas de granulometria grossa. Certas rochas ultramáficas
contêm alto teor de minerais opacos. Tais rochas são denominadas da seguinte maneira:
Dunito com menos de 5 % de cromita - dunito com cromita
Com 5 a 50 % de cromita - cromita dunito
Com 50 a 95 % de cromita - olivina cromitito
Com 95 a 100 % de cromita - cromitito
Tabela 3.6. Classificação de rochas ultramáficas (M > 90), segundo Streckeisen (1976).
A. Rochas ultramáficas sem, ou com pouca, hornblenda por meio do diagrama Ol - Opx - Cpx.
I - Ol > 40 peridotito 
Ol > 90 dunito 
Ol = 40 a 90, Cpx < 5 harzbergito 
Ol = 40 a 90, Opx < 5 wehrlito 
Ol = 40 a 90, Cpx > 5, Opx > 5 lherzolito 
II - Ol < 40 piroxenito 
Opx > 90 ortopiroxenito 
Cpx > 90 clinopiroxênio 
Ol < 5 websterito 
Cpx < 5 olivina ortopiroxenito 
Opx < 5 olivina clinopiroxenito 
Ol > 5, Opx > 5, Cpx > 5 olivina websterito 
 
B. Rochas ultramáficas com hornblenda por meio do diagrama Ol - Px - Hlb, sendo que, Px corresponde a soma
de Opx e Cpx.
I - Ol > 40 peridotito 
Ol > 90 dunito 
Ol = 40 a 90, Hlb < 5 piroxênio peridotito 
Ol = 40 a 90, Px < 5 hornblenda peridotito 
Ol = 40 a 90, Px > 5, Hlb > 5 piroxênio hornblenda peridotito 
II - Ol < 40 piroxenito e hornblendito 
Px > 90 piroxenito 
Hlb > 90 hornblendito 
Ol < 5, Px > Hlb hornblenda piroxenito 
Ol < 5, Px < Hlb piroxênio hornblendito 
Hlb < 5 olivina piroxenito 
Px < 5 olivina hornblendito 
Ol > 5, Px > 5, Hlb > 5, Px > Hlb olivina hornblenda piroxenito 
Ol > 5, Px > 5, Hlb > 5, Px < Hlb olivina piroxênio hornblendito 
 
Classificação de rochas ígneas
- 65 -
A natureza e a gênese das rochas máficas e ultramáficas são complexas, e portanto,
tipos descritivos também são variáveis. Dentro das rochas referidas pelas nomenclaturas acima
citadas, existem algumas com dúvida na sua gênese ígnea. Por exemplo, uma rocha classificada
como hornblendito pode ser ígnea de origem cumulática, e também, uma rocha metassomática de
composição máfica e ultramáfica. O granada lherzolito que ocorre como xenólitos de kimberlitos
e procede diretamente do manto. As rochas máficas e ultramáficas altamente alcalinas possuem
muito baixo teor de plagioclásio, e contêm feldspato alcalino e feldspatóides como minerais
félsicos principais, sendo difíceis de serem classificadas pelas nomenclaturas acima citadas.
Neste sentido, a classificação das rochas máficas e ultramáficas propostas pela IUGS não possui
uma boa aplicabilidade. Por isso, as nomenclaturas não estão sendo utilizadas tão amplamente
quanto o diagrama QAPF para rochas félsicas. Na prática, a classificação de rochas máficas e
ultramáficas por um padrão universal é quase impossível.
3.5. Classificação geoquímica
Conforme a explicação anterior, a análise modal é um poderoso instrumento para
classificação de rochas ígneas, porém, é válida somente para rochas holocristalinas. Mesmo
sendo holocristalina, rochas de granulometria inferior a 30m, com textura criptocristalina, são
muito difíceis a serem analisadas pela análise modal. No caso de rochas vítreas e hialocristalinas,
não é possível obter a moda. Neste caso, as rochas podem ser classificadas por meio da sua
composição química. Desde o início do Século XX, houve tentativa de classificação padronizada
de rochas ígneas por meio geoquímico, como Shand (1927) e Niggli (1931). A classificação
conforme o teor da sílica em quatro categorias, rochas ultrabásicas, básicas, intermediárias e
ácidas, é um método tradicional, porém, é aplicável apenas para rochas ígneas da série Ca-
alcalina. Por outro lado, a norma CIPW é um método aplicável para quase todas as rochas
ígneas, por isso, está sendo utilizado até hoje.
3.5.1. Norma CIPW
A norma CIPW foi proposta por proposta por Cross, Iddings Poisson e Washington (1902)
como um método de classificação geoquímica de rochas ígneas. Este método define um conjunto
de minerais, denominados minerais normativos. A partir da composição química da rocha, é
calculado o teor dos minerais normativos conforme a regra definida. Os minerais normativos são
baseados nos minerais reais encontrados em rochas ígneas, porém, muito simplificados. Por
exemplo, anfibólio e biotita, que ocorrem comumente em rochas ígneas félsicas, não estão incluídos.
Por serem minerais normativos teóricos e hipotéticos, obviamente são diferentes dos minerais
reais, ou seja, minerais modais, tanto qualitativa quanto quantitativamente. A proposta original
foi em prol de classificação quantitativa de rochas ígneas conforme o teor dos minerais normativos.
O cálculo normativo corresponde a uma simulação de cristalização de rochas ígneas.
Neste sentido, determinados minerais normativos, tais como quartzo, nefelina, acmita e
coríndon, possuem importante significado geoquímico. Hoje em dia, a norma CIPW não está
mais sendo utilizada para classificação de rochas ígneas, mas, para obtenção destes parâmetros
geoquímicos.
Como por exemplo, no Arquipélago de Açores, Oceano Atlântico, encontra-se típico
álcali olivina basalto com nefelina modal. Além disso, ocorre também o basalto sem nefelina
modal. Tal basalto, apesar da ausência de nefelina modal, possui nefelina normativa. Este fato
Classificação de rochas ígneas
- 66 -
indica que esta rocha tem, pelo menos, potencialidade química de cristalizar a nefelina. Presença
de nefelina normativa é a característica de rochas ígneas da série alcalina.
No cálculo normativo, os minerais acessórios são calculados em primeiro lugar. Estes
minerais normalmente se cristalizam em alta temperatura. Os mais importantes são apatita e
ilmenita. Em segundo lugar, feldspatos. Em terceiro lugar, minerais máficos, e no último quartzo
ou feldspatóides. O detalhe do cálculo normativo é apresentado no apêndice I. Existem vários
programas de computador que executam cálculo normativo.
3.5.2. Saturação álcali-sílica
Feldspatos são minerais mais comumente encontrados em rochas ígneas. Este fato indica
que os feldspatos são minerais fisico-quimicamente mais estáveis em cristalização de magmas
na condição da crosta terrestre. Quando o magma tem teor suficiente de alumina (Al
2
O
3
), os
componentes K
2
O, Na
2
O, CaO e Al
2
O
3
 presentes no magma reagem prioritariamente com a
sílica, SiO
2
, para formar os feldspatos. Conforme o teor relativo entre os álcalis (Na
2
O e K
2
O)
e a sílica (SiO
2
) presentes no magma, a composição mineralógica da rocha ígnea varia
significativamente. Esta relação química - mineralógica é denominada conceito de saturação
álcali - sílica.
Quando o teor da sílica no
magma é suficientemente alto, após a
cristalização dos feldspatos, ainda
existe SiO
2
 no magma. Esta sílica reage
com MgO, FeO e CaO para cristalizar
minerais máficos, tais como olivina,
ortopiroxênio e clinopiroxênio, até o
esgotamentode SiO
2
. As rochas com
esta característica química são
chamadas de rochas saturadas em
sílica. Tais rochas possuem olivina
(forsterita e/ou fayalita), hiperstênio
(enstatita e/ou ferrossilita), albita e
anortita normativos, ou seja, as rochas
são caracterizadas pela presença de
olivina normativa e ausência de
nefelina normativa.
Quando o teor da sílica é muito
alto, mesmo após a cristalização dos
minerais máficos, ainda existe SiO
2
.
Esta sílica se cristaliza como minerais
cuja composição química é SiO
2
, tais
como, quartzo, tridimita, cristobalita,
etc. As rochas com esta característica
são chamadas de rochas
supersaturadas em sílica, e têm
quartzo, hiperstênio, albita e anortita
normativos, ou seja, as rochas são
Di
Hy
Q
Ol
Ne
Ab+An
subsaturada
saturada 
supersaturada
barreira térmica
Fig. 3.23. Classificação geoquímica de magmas basálticos
por meio de minerais normativos, junto com a definição
do conceito de saturação álcali - sílica, segundo Yoder &
Tilley (1962).
Q = quartzo normativo
Ab + An = soma de albita e anortita
normativos
Ne = nefelina normativa
Di = diopsídio normativo
Ol = olivina normativo (Fo + Fa)
Hy = hiperstênio normativo (En + Fs)
Classificação de rochas ígneas
- 67 -
caracterizadas pela presença de quartzo normativo. Existem livros e publicações científicas
que confundem rochas saturadas e supersaturadas em sílica.
Por outro lado, quando o teor da sílica no magma é muito baixo, cristaliza-se relativamente
pequena quantidade dos feldspatos devido à insuficiência de SiO
2
. Para compensar esta
insuficiência, uma parte K
2
O, Na
2
O é utilizada para cristalizar feldspatóides. Os feldspatóides
no sentido moderno correspondem aos minerais com composição química similares aos feldspatos,
porém, possuem teor de SiO
2
 mais baixo, tais como nefelina e leucita. Neste sentido, a petalita,
LiAlSi
3
O
8
, não deve classificada como um feldspatóide. As rochas com esta característica
geoquímica são chamadas de rochas subsaturadas em sílica, e contêm olivina (forsterita e/ou
fayalita), nefelina, albita e anortita normativos, ou seja, as rochas são caracterizadas pela presença
de nefelina normativa. Encontram-se, muito raramente, rochas com muito baixo teor em relação
aos álcalis, que contem leucita (KAlSi
2
O
6
) e kaliofilita (KAlSiO
4
) normativas. Por outro lado,
de acordo com este novo conceito de feldspatóides, a petalita, LiAlSi
3
O
8
, não é classificada
como um feldspatóide.
De acordo com a explicação acima, minerais de sílica, representados por quartzo, e
feldspatóides, representados por nefelina, são fisico-quimicamente incompatíveis em equilíbrio.
Da mesma forma, os ortopiroxênios, como hiperstênio, e feldspatóides, como nefelina, também
são incompatíveis. A Fig. 3.23 apresenta a relação entre os minerais normativos e as três categorias
de saturação de sílica, supersaturada, saturada e subsaturada. As rochas subsaturadas em sílica,
ou seja, com nefelina normativa, pertencem à série alcalina. As rochas saturadas em sílica, com
olivina e hiperstênio normativos, e as supersaturadas, com quartzo normativo, pertencem às
séries não alcalinas. O triângulo constituído por Di - Ol - Ab+An corresponde à barreira térmica.
Praticamente, todas as rochas pertencentes à série alcalina são quimicamente subsaturadas
em sílica. As rochas altamente subsaturadas possuem nefelina modal, podendo ser identificadas
com facilidade às observações na lâmina delgada. Tais rochas são poucas no mundo. Entretanto,
as rochas ligeiramente subsaturadas não possuem nefelina modal, mas, têm nefelina normativa,
sendo difíceis de serem identificadas por meios ópticos. Apesar da ausência de nefelina, estas
rochas basálticas freqüentemente contêm titano-augita e titano-magnetita. O basalto que contem
nefelina normativa é denominado álcali olivina basalto, que se encontram freqüentemente nas
ilhas vulcânicas das regiões oceânicas.
Por outro lado, certas publicações chamam o basalto sem nefelina normativa, ou seja,
saturado em sílica, de basalto toleítico. Neste caso, a expressão toleítico significa exclusivamente
a saturação em sílica na sua composição química, e não, da série toleítica. Isto é, o basalto
toleítico acima citado pode ser tanto da série toleítica quanto da série Ca-alcalina. Para representar
a composição de magmas basálticos em relação à saturação álcali - sílica, os autores recomendam
as seguintes expressões: 1) basalto não alcalino, ou das séries não alcalinas, para as rochas
saturadas em sílica; 2) álcali olivina basalto, ou da série alcalina, para as rochas subsaturadas
em sílica.
3.5.3. Saturação álcali-alumina
Para a cristalização de feldspatos, além de álcalis e sílica, precisa-se de alumina. Conforme
o teor relativo entre os álcalis e a alumina presentes no magma, a composição mineralógica da
rocha ígnea varia significativamente. Esta relação química - mineralógica é denominada conceito
de saturação álcali - alumina.
Classificação de rochas ígneas
- 68 -
Feldspatos são subdivididos em dois tipos: feldspato alcalino (KAlSi
3
O
8
 - NaAlSi
3
O
8
) e
plagioclásio (NaAlSi
3
O
8
 - CaAl
2
Si
2
O
8
). Em feldspato alcalino, a proporção molecular entre
álcalis (Na
2
O, K
2
O) e alumina (Al
2
O
3
) é 1:1, tanto em feldspato potássico quanto em albita.
Existe a mesma relação molecular em feldspatóides. A maioria das rochas ígneas possui teor de
Al
2
O
3
 suficientemente alto, isto é, K
2
O+Na
2
O<Al
2
O
3
 (molecular). Portanto, após a cristalização
de feldspato alcalino e/ou feldspatóides, sobra Al
2
O
3
. Neste caso, o feldspato alcalino inclui
componente de albita do plagioclásio. A alumina sobrada é ligada com o CaO e SiO
2
 para formar
componente de anortita e se esgota. O cálcio sobrado é utilizado para cristalizar clinopiroxênio e
hornblenda.
Apesar de serem poucos em número de ocorrência, existem rochas ígneas com alto teor
de álcalis em relação à alumina, isto é, K
2
O+Na
2
O>Al
2
O
3
 (molecular). Neste caso, após a
formação de feldspato alcalino e/ou feldspatóides, sobra álcalis. Devido à insuficiência da alumina,
não se forma plagioclásio. Os álcalis sobrados são utilizados para cristalizar piroxênios alcalinos,
tais como egirina e egirina-augita, e/ou anfibólios alcalinos, riebeckita e alfovdzonita. As rochas
com esta característica são denominadas rochas peralcalinas, e os minerais característicos são
chamados de minerais peralcalinos. A proporção molecular (K
2
O+Na
2
O)/Al
2
O
3
 é denominada
peralcalinicidade. As rochas peralcalinas têm acmita normativa.
As rochas altamente peralcalinas, com peralcalinicidade acima de 1.2, possuem típicos
minerais peralcalinos na moda. Tais rochas são extremamente poucas no mundo, porém, são
identificadas às lâminas delgadas com facilidade devido às características ópticas peculiares
destes minerais. Entretanto, as rochas ligeiramente peralcalinas, com maior número de
ocorrências, mesmo assim poucas no mundo, não possuem típicos minerais peralcalinos, contendo
piroxênio e anfibólio com baixo teor de álcalis, tais como soda-augita e barkevicita. Desta
forma, a identificação óptica é mais difícil, tornando-se necessário os métodos geoquímicos.
Encontra-se na literatura, as expressões rocha agpaítica e agpaicidade, que têm significados
qualitativamente similares respectivamente à rocha peralcalina e à peralcalinicidade. Entretanto,
sua definição quantitativa não está unificada, sendo variável de acordo com a bibliografia. Como
por exemplo, um autor define como (K
2
O+Na
2
O)/Al
2
O
3
>1.2 e outro autor, como (K
2
O+Na
2
O)/
Al
2
O
3
>1.1. Por esta razão, os autores não recomendam utilização dessas expressões.
Ao contrário das rochas peralcalinas, existemrochas ígneas com alto teor de alumina em
relação a álcalis. Isto é, além de ser K
2
O+Na
2
O<Al
2
O
3
 (molecular), o teor de alumina é mais
alto ainda, sendo K
2
O+Na
2
O+1/2CaO<Al
2
O
3
 (molecular). Neste caso, após a formação de
feldspato alcalino, feldspatóides e plagioclásio, sobra ainda Al
2
O
3
. A alumina que sobrou é
utilizada para cristalizar m inerais caracterizados por excesso de Al
2
O
3
, tais como muscovita,
granada e coríndon. As rochas com esta característica são denominadas rochas peraluminosas,
e os minerais característicos são chamados de minerais peraluminosos. As rochas peralcalinas
têm coríndon normativo e os minerais peraluminosos e os peralcalinos são incompatíveis em
equilíbrio.
As rochas altamente peraluminosas possuem muscovita modal, portanto, são identificadas
por meios ópticos. Entretanto, as rochas ligeiramente peraluminosas, ou seja, com a proporção
molecular K
2
O+Na
2
O+1/2CaO<Al
2
O
3
 próxima a um, é mais difícil de serem identificadas devido
à ausência deste mineral. As rochas ígneas peralcalinas são poucas, sendo que, a maioria das
rochas ígneas não é peralcalina nem peraluminosa. Certas rochas graníticas cujo magma é originado
da refusão da crosta continental são peraluminosas. Por outro lado, determinadas rochas
sedimentares, tal como argilito, e rochas metamórficas de composição pelítica são peraluminosas.
Classificação de rochas ígneas
- 69 -
Encontra-se na literatura, a
expressão rocha miaskítica, com
significado qualitativamente similar à
rocha peraluminosa. A referida
expressão é utilizada normalmente
como de sentido contrário da rocha
agpaítica. Entretanto, sua definição
quantitativa varia muito conforme
bibliografia. Desta forma, os autores
não recomendam a utilização da
expressão miaskítico.
3.5.4. Conceito de rochas
alcalinas
A expressão rocha alcalina é
encontrada em várias publicações.
Apesar da freqüente utilização, o
significado deste termo não está
unificado, sendo de significado muito
confuso. Desta forma, os autores
apresentam três definições
representativas: mineralógica;
química; genética.
A princípio, as rochas alcalinas
são definidas pela sua composição
mineralógica peculiar, e não, por alto
teor percentual de álcalis. Geoquimicamente, as proporções álcali - sílica e álcali - alumina são
importantes. Shand definiu rochas alcalinas com base da composição mineralógica, isto é, as
rochas ígneas que contêm feldspatóides modais e/ou minerais peralcalinos modais são chamadas
de rochas alcalinas. As rochas alcalinas desta definição são fáceis de serem identificadas por
meio da petrografia óptica, entretanto, para aparecer os minerais acima citados, as rochas devem
ser altamente subsaturadas em sílica e/ou altamente peralcalinas. Isto é, essas rochas são
tipicamente alcalinas, sendo classificadas por todos os geólogos como rochas alcalinas. Tais
rochas são muito raras no mundo, e portanto, esta definição mineralógica é atualmente pouco
utilizada.
Por outro lado, muitos geólogos que trabalham com rochas ígneas, sobretudo as basálticas,
adotam a seguinte definição: as rochas pertencentes à série alcalina são chamadas de rochas
alcalinas. Na prática, esta definição é química, atribuindo rochas alcalinas às rochas subsaturadas
em sílica, ou seja, às rochas com nefelina normativa. Os autores propõem a inclusão de rochas
peralcalinas, ou seja, as rochas com acmita normativa, na categoria de rochas alcalinas definida
por meio químico. Para definir quimicamente as rochas alcalinas, o teor de álcalis relativo à
sílica e alumina é importante, e não, o teor percentual de álcalis nas rochas ígneas.
No campo, rochas alcalinas de definição mineralógica normalmente são acompanhadas
por rochas alcalinas de definição química. Além dessas, ocorrem rochas não alcalinas no sentido
mineralógico e químico. Estas rochas possuem, além da proximidade geográfica, proximidade
4
8
4
8
12
1.0
1.1
Ne
Q (norm)
Na + K
Al
0.8 0.9 0
álcali sienito com nefelina modal
álcali sienito com quartzo modal
álcali sienito sem nefelina e quartzo modais
 (norm)
 (mol)
Fig. 3.24. Projeção das rochas sieníticas do Complexo
Alcalino da Ilha de Vitória, SP no diagrama de (Na
2
O+K
2
O)/
Al
2
O
3
 molecular (horizontal) em função dos valores
normativos de quartzo - nefelina (vertical), segundo Motoki
(1986).
Classificação de rochas ígneas
- 70 -
Fig. 3.25. Projeção das rochas
padrão da USGS (United States
Geological Survey) no diagrama
de Harker.
S
iO
2 70
60
50
20
16
12
8
4 0
4
8
12
16
Al O2 3
CaO
FeO
MgO
M
gO
, F
eO
, A
lO2
3
C
aO
4
0
4
0
K
O2 K O2
N
a
O2
Na O2
0-5 5 10 15 20 25 30 35
índice de solidificação
1/3 SiO + K O - FeO - MgO - CaO (w%)2 2
basalto andesito riolito
50
20
40
10
0
50
40
20
10
0
Al O2 3
CaO
Na O2 K O2
MgO
MgO
40 50 60 70SiO (w%)2
básica intermediária ácida
Fig. 3.26. Diagrama de variação dos
elementos de acordo com a cristalização
fracionada, segundo proposta de Kuno.
cronológica, formando uma associação
petrográfica e por isso, são consideradas
da mesma gênese. Como por exemplo, o
que ocorre na parte central do Complexo
Intrusivo Alcalino da Ilha de Vitória - SP,
é álcali sienito com nefelina modal, que é
uma rocha alcalina de definição
mineralógica. Na borda do mesmo corpo
intrusivo, encontra-se álcali sienito sem
nefelina modal, mas com nefelina
normativa, que é uma rocha alcalina de
definição química. Na zona de contato,
observa-se álcali sienito com quartzo, que
é classificada como uma rocha não
alcalina, tanto no sentido mineralógico
quanto no sentido químico. O contato entre
as três rochas acima citadas é gradativo
(Fig. 3.24). Os quadrantes superiores
correspondem às rochas supersaturadas em
Classificação de rochas ígneas
- 71 -
(1)
(2)
álcali olivina basalto
basalto toleítico
SiO2 (w%)
40 45 50 55
K
O
+N
a
O
2
2
8
6
4
2
0
sílica, com quartzo normativo, e os inferiores, às subsaturadas, com nefelina normativa. Os
quadrantes à direita correspondem às rochas peralcalinas, com acmita normativa. Típicas rochas
alcalinas se projetam no quadrante inferior a direita, e típicas rochas da crosta continental de
caráter não alcalino, no quadrante superior a esquerda.
Neste caso, essas rochas, que foram formadas durante o mesmo evento magmático, são
classificadas como rochas alcalinas de definição genética. As rochas alcalinas de definição
mineralógica são muito raras, as rochas de definição química são mais freqüentes, e as rochas de
definição genética são mais freqüentes ainda.
3.5.5. Nomenclatura de classificação
Com avanço da cristalização
fracionada, ocorre aumento de SiO
2
, K
2
O,
Na
2
O e redução de MgO, FeO e CaO no
líquido residual. A maioria dos minerais
constituinte de rochas está saturada em oxigênio,
portanto, os elementos são expressos
normalmente na forma de óxidos. Harker
apresentou esta tendência na forma de diagrama
de variação utilizando o teor percentual em peso
de SiO
2
 para a abscissa (eixo horizontal) e o de
outros elementos para a coordenada (eixo
vertical). Tal diagrama de variação química é
denominado diagrama de Harker (Fig. 3.25).
O diagrama de Harker mostra a característica
fonolito
traquito
riolito
andesito
traquítico
dacito
benmoreito
ne
fel
ini
to 
fon
oli
tic
o
ne
fel
ini
to
tef
rito
fo
no
líti
co
ba
sa
nit
o 
e 
te
fri
to
hawaiito
basalto
basalto picrítico basalto andesítico
basalto traquítico
mugearito
SiO2 (w%)
40 50 60 70
N
a
O
+
K
O
 (w
%
)
2
2
16
10
4
14
8
2
12
6
0
andesito
Fig.3.27. Divisão entre rochas basálticas da série
alcalina e da série não alcalina (toleítica) no
diagrama SiO
2
 v.s. Na
2
O + K
2
O em porcentagem
de peso segundo: (1) MacDonald & Katsura com
base nas rochas da Ilha de Havaí; (2) Kuno, as do
Japão.
Fig. 3.28. Classificação geoquímica de rochas vulcânicas, com base no diagrama SiO
2
 v.s. Na
2
O + K
2
O
em porcentagem, segundo Cox et al. (1987).
Classificação de rochas ígneas
- 72 -
do processo de cristalização fracionada do magma primário das rochas ígneas da série Ca-
alcalina. Entretanto, devido à utilização de SiO
2
 para a abscissa, não há boa aplicabilidade para
as rochas da série toleítica e alcalina.
Por outro lado, Kuno apresentou um outro diagrama de variação utilizando o parâmetro
1/3SiO
2
 + K
2
O - FeO - MgO - CaO, denominado índice de solidificação, para abscissa e o teor
percentual dos outros elementos para a coordenada (Fig. 3.26). Estes diagramas de variação
são úteis tanto para as rochas da série Ca-alcalina, quanto para as da série toleítica, entretanto,
não é próprio para as da série alcalina. Um outro parâmetro para a coordenada que é
freqüentemente utilizado é a soma de minerais félsicos normativos com a exceção de anortita,
isto é, Q + Ab + Or + Ne
(norm)
, denominado índice de diferenciação (differenciation index,
D.I.). Este parâmetro é útil para montar diagramas de variação de todas as três séries principais
de cristalização fracionada dos magmas primários basálticos, Ca-alcalina, toleítica e alcalina.
Mais um que está sendo bem adotado é a proporção entre Fe e Mg, tal como FeO*/FeO*+MgO.
A expressão FeO* corresponde ao valor total de Fe recalculado com FeO. Além destes, vários
autores propuseram índices geoquímicos de diferenciação e solidificação magmática com base
nas próprias idéias, porém, estes não estão sendo amplamente utilizados. De fato, é difícil definir
um parâmetro universal que vale para todas as séries magmáticas.
O problema principal dos diagramas de variação da série alcalina está no teor de álcalis
(K
2
O + Na
2
) relativo à sílica (SiO
2
). McDonald e Katsura apresentaram, baseando-se na pesquisa
de rochas basálticas da Ilha de Havaí, que as rochas da série alcalina e da série não alcalina
ocupam campos distintos no diagrama de Harker com coordenada Na
2
O + K
2
O, ou seja, SiO
2
v.s. Na
2
O + K
2
O. Kuno apresentou a tendência similar das rochas basálticas do Japão (Fig. 3.27).
Considerando o fato acima citado, Cox et al. (1987) propuseram a nomenclatura de classificação
química de rochas ígneas por meio de composição com base no diagrama SiO
2
 v.s. Na
2
O + K
2
O
em porcentagem de peso (Fig. 3.28).
 Séries de cristalização fracionada - 73 -
4. Séries de cristalização fracionada
A maioria dos magmas basálticos é considerada como originada de fusão parcial do
manto superior. Como a primeira aproximação, a composição química e a mineralógica das
rochas constituintes do manto superior é interpretada como relativamente homogêneas, sendo 3/
4 de rocha peridotítica de composição utlramáfica, que é composta de olivina, ortopiroxênio,
clinopiroxênio e granada, e 1/4 de rocha eclogítica de composição máfica, de clinopiroxênio e
granada. Tal composição hipotética do manto superior é chamada por Ringwood como pirolito.
As condições físicas da fusão parcial, tais como temperatura, pressão, etc., também são pouco
variáveis. Portanto, os magmas formados diretamente pela fusão parcial, denominado de magma
primário, possuem sua composição química relativamente pouco variável. Um forte candidato
do magma primário é magma basáltico. Por outro lado, existe também a opinião de que este
magma basáltico, aparentemente primário, já é produto de cristalização fracionada e, o magma
primário de verdade é magma picurítico, que é mais máfico do que o magma basáltico.
Dentro das rochas basálticas, há certos grupos que contêm poucos fenocristais. Esta
textura, denominada afírica, sugere que o referido magma passou o processo apenas incipiente
de cristalização fracionada na crosta terrestre (Fig. 4.1). O fato indica que o magma gerado no
manto superior ascendeu-se rapidamente dentro da crosta até a superfície da Terra em curto
espaço de tempo. Portanto, a composição química deste basalto pode ser próxima à do magma
primário.
Por outro lado, existem determinadas rochas
basálticas que contêm xenólitos de rochas
ultramáficas cuja composição mineralógica é
caracterizada por alta abundância de olivina
(Fig. 4.2). Estes xenólitos, chamados popular-
mente como nódulos, são considerados frag-
mentos do manto capturados pelo magma
basáltico. As rochas ultramáficas do manto têm
peso específico maior do que o magma e por-
tanto os xenólitos, sobretudo de tamanho gran-
Fig. 4.1. Fotomicrografia da textura afírica do
basalto andesítico encontrado na proximidade de
Galópolis, RS: (A) nicois paralelos; (B) nicois cru-
zados.
Fig. 4.2. Xenólito de composição lherzolítica
proveniente do manto (cor clara), encontrado em
álcali olivina basalto (cor escura) intrusivo no
final do Terciário, no Cerro Redondo, Provincia
de Santa Cruz, Argentina.
B. Nicois cruzados
A. Nicois paralelos
0.2mm
0.2mm
 Séries de cristalização fracionada - 74 -
de, tendem a afundar rapidamente no magma, não chegando até a superfície. A presença des-
tes xenólitos dentro de lava basáltica implica na ascensão rápida do magma, não havendo
tempo para afundar os xenólitos. Considera-se que tal tipo de basalto possui sua composição
próxima à do magma primário.
Após a geração, os magmas primários são submetidos ao processo de evolução química
principalmente por meio de resfriamento e conseqüente cristalização dos minerais. Em modo
muito grosso, os processos de evolução magmática são similares em qualquer região do mundo.
Desta forma, a composição química de rochas ígneas é relativamente limitada. Como por
exemplo, existem as rochas sedimentares e as metamórficas compostas quase inteiramente de
sílica, tais como arenito e quartzito. Entretanto, não se encontram rochas ígneas de tal composi-
ção (Tabela 4.1). Durante o resfriamento, o magma evolui quimicamente de várias formas, de
acordo com a composição química do magma primário, pressão, teor de fluídos, etc. Devido à
diversidade dos fracionamentos magmáticos, as rochas ígneas formam séries de cristalização
fracionada.
4.1. Magma primário basáltico
Acredita-se que a composição química do magma primário é basáltica, ou seja, máfica.
Este conceito, ou seja, a hipótese de trabalho, não implica diretamente que o magma gerado
primeiramente no manto é de composição basáltica. Dentro do manto, podem ocorrer vários
fenômenos que podem modificar a composição do magma. Entretanto, quando o magma sai do
manto e entra na crosta, a sua composição é basáltica.
O basalto é a rocha vulcânica mais freqüentemente encontrada no mundo. Seja de qual-
quer região do mundo, as rochas basálticas que ocorrem em grande escala possuem sua compo-
sição química similar, até certo nível (Tabela 4.2). Portanto, estima-se que a composição do
magma primário é similar a das rochas basálticas afíricas e/ou as rochas basálticas com xenólitos
do manto. Porém, estima-se que os teores de SiO2, Na2O e K2O são pouco inferiores, o de MgO
é pouco superior e, a proporção FeO*/MgO é pouco inferior. A expressão FeO* corresponde ao
ferro total recalculado como FeO. O teor de SiO2 do magma primário é estimado como sendo
um pouco superior a 45%, mas significativamente inferior a 50%, e a sua temperatura é de
cerca de 1200 °C. De fato, as rochas ígneas com teor de SiO2 inferior a 45%, denominadas
rochas ultrabásicas, são muito raras.
Tabela 4.1. Composição química das principais rochas ígneas,compilado por Miyashiro & Kushiro
(1975) e Motoki (1986). A - basalto; B - gabro; C - andesito; D - diorito; E - riolito; F - granito; G -
traquito; H - álcali sienito; I - álcali sienito com nefelina (pulaskito); J - nefelina sienito; K - fonolito.
Elem.(%) A B C D E F G H I J K 
SiO2 49.06 48.24 59.59 58.00 72.80 70.18 60.5 60.8 50.7 60.4 58.7 
TiO2 1.36 0.97 0.77 0.76 0.33 0.39 0.16 0.74 0.70 0.46 0.18 
Al2O3 15.70 17.88 17.31 16.46 13.49 14.47 19.10 17.50 17.90 18.90 19.10 
FeO 6.37 3.16 3.33 2.89 1.45 1.57 2.30 2.10 1.70 1.10 2.30 
Fe2O3 5.38 5.95 3.13 4.04 0.88 1.78 3.40 3.36 3.35 3.20 3.28 
MnO 0.31 0.13 0.18 0.12 0.08 0.12 0.16 0.18 0.19 0.10 0.17 
MgO 6.17 7.51 2.76 3.57 0.38 0.88 1.20 0.70 0.80 0.58 0.35 
CaO 8.95 10.99 5.80 6.14 1.20 1.99 1.20 2.20 2.40 1.70 1.30 
Na2O 3.11 2.55 3.58 3.46 3.38 3.48 5.70 5.60 6.30 6.20 7.00 
K2O 1.52 0.89 2.04 2.10 4.46 4.11 6.00 6.30 6.10 6.60 6.40 
H2O 1.62 1.45 1.26 1.27 1.47 0.84 1.07 0.34 0.48 0.52 1.19 
P2O5 0.45 0.28 0.26 0.27 0.08 0.19 0.07 0.2 0.22 0.13 0.05 
 
 Séries de cristalização fracionada - 75 -
A composição do magma primá-
rio é obviamente diferente daquela da
rocha do manto, que é ultramáfica. Du-
rante a fusão parcial do manto, os ele-
mentos com raio iônico grande, tais como
K+, Na+, Ca2+, etc., denominados ele-
mentos incompatíveis, são extraídos
preferencialmente para formar o
magma. Portanto, o magma possui mai-
or teor de SiO2, Na2O e K2O, menor teor
de FeO* e MgO, e maior proporção de
FeO*/MgO do que a rocha original do
manto. Isto é, o magma é mais félsico do
que a rocha do manto. Por outro lado, a
rocha do manto remanescente da fusão
parcial é empobrecida nesses elementos.
O manto constituído por uma típica ro-
cha com esta característica química é
denominado manto depletado.
Durante a cristalização do
magma por meio de resfriamento, os ele-
mentos incompatíveis tendem a perma-
necer no líquido, e não, entrar nos mine-
rais cristalizados. Os primeiros minerais
cristalizados a partir do magma geral-
mente afundam em direção à base da câ-
mara magmática, e portanto, os elementos incompatíveis tendem a se concentrar no magma
residual. Desta forma, o magma é enriquecido em SiO2, Na2O e K2O, e empobrecido em FeO*
e MgO, ou seja, se torna mais félsico, e aumenta na proporção FeO*/MgO. A evolução
química do magma por meio de resfriamento e conseqüente cristalização é denominado cristali-
zação fracionada. Este fenômeno é muito importante em discussões de composição química e
mineralógica de rochas ígneas (Fig. 3.15). Tanto na fusão parcial, quanto na cristalização
fracionada, a composição química do magmas evolui de máfica para félsica. Considerando a
composição química do manto, ultramáfico, da crosta oceânica, máfica, e da crosta continental,
félsica, se deduz que a crosta oceânica é gerada a partir da fusão parcial do manto, e a crosta
continental é formada por meio dos complexos processos que envolvem a refusão da crosta
continental antiga e da crosta oceânica. De qualquer forma, todas as rochas da crosta, tanto
continental quanto oceânica, passaram pelo menos uma vez a experiência de fusão.
4.2. Série Ca-alcalina e modelo de Bowen
Os minerais que se cristalizam no estágio inicial do resfriamento do magma primário
basáltico, tais como olivina e plagioclásio cálsico, contêm alto teor de MgO, FeO e CaO.
Portanto, o magma residual se torna empobrecido nestes componentes, e enriquecido em sílica
(SiO2) e álcalis (Na2O, K2O) por efeito relativo. Decorrente da evolução magmática pelo
resfriamento, as rochas ígneas originadas de magmas em estágio avançado de cristalização
fracionada possuem baixo teor de minerais máficos. Desta forma, o índice de cor é utilizado
como um importante indicador semiquantitativa da temperatura do magma. Através da cristali-
Tabela 4.2. Composição química média das principais
rochas basálticas do mundo (% de peso), compilado por
Miyashiro & Kushiro (1975).
Elemento 1 2 3 4 5 
SiO2 47.41 50.56 50.03 49.34 53.81 
TiO2 2.87 2.78 0.84 1.49 0.95 
Al2O3 18.02 12.79 15.71 17.04 17.79 
FeO 4.17 3.23 2.92 1.99 2.44 
Fe2O3 5.8 11.24 8.83 6.82 6.60 
MnO 0.16 0.22 0.27 0.17 0.19 
MgO 4.79 5.40 7.35 7.19 5.87 
CaO 8.65 10.29 11.95 11.72 8.79 
Na2O 3.99 2.55 1.47 2.73 2.76 
K2O 1.66 0.59 0.24 0.16 0.62 
H2O 1.40 - - 1.27 - 
P2O5 0.92 0.31 0.09 0.16 0.19 
Total 99.84 99.96 99.70 100.08 100.01 
FeO*/MgO 1.99 2.62 1.56 1.20 1.50 
 
1: Álcali olivina basalto de ilhas oceânicas e
seamounts.
2: Basalto toleítico de Platô de Deccan, Índia.
3: Basalto toleítico da Região Izu-Hakone, Japão.
4: Basalto toleítico da cadeia meso-oceânica do
Oceano Atlântico.
5: Basalto e andesito Ca-alcalinos da Região Izu-
Hakone, Japão.
 Séries de cristalização fracionada - 76 -
zação fracionada, o magma é fracionado de alto índice de cor para baixo índice de cor, ou
seja, de melanocrática para leucocrática.
A evolução química por meio de cristalização dos minerais de acordo com o esquema
acima citada é denominada a série Ca-alcalina. Na cristalização fracionada desta série, o pri-
meiro mineral máfico que se cristaliza é a olivina magnesiana ((Mg,Fe)2SiO4), como crisolita
(Fo70-90) ou forsterita (Fo90-100). Este mineral é altamente máfico no sentido químico e denso no
sentido físico, e portanto, afunda rapidamente na base da câmara magmática, retirando magnésio
e ferro do sistema. Através do afundamento de olivina, o magma residual se torna mais félsico,
ou seja, menos máfico.
Quando o magma se resfria até a temperatura denominada temperatura da reação, ou
seja, temperatura cotéctica, os grãos de olivina cristalizada reagem com a parte líquida do
magma, denominada “melt”, transformando-se em ortopiroxênio. O ortopiroxênio comumente
encontrado nas rochas basálticas com teor de SiO2 entre 45~52% possui Fe/Mg ligeiramente
superior a 1 (En70-50), denominado hiperstênio ((Mg,Fe)2Si2O6)). Em alta temperatura, a olivina
magnesiana é físico-químicamente estável, porém, em baixa temperatura, com SiO2 suficiente,
torna instável. Por isso, na temperatura da reação, a olivina absorve a sílica presente no
melt, e se transforma em ortopiroxênio. Nas lâminas delgadas, observa-se que os fenocristais
de olivina magnesiana presentes em certas rochas basálticas são transformados em hiperstênio
na sua margem ou ao longo das fraturas. Esta textura é denominada borda de reação (Fig. 4.3)
ou englobamento. O sistema físico-químico que envolve a reação acima citada é denominado
fusão incongruente (Fig. 4.4.). Desta forma, o mineral máfico cristalizado muda de olivina para
ortopiroxênio.
Em estágio mais avançado, ou seja, de temperatura do magma mais baixa, a cristaliza-
ção de clinopiroxênio (Ca(Mg,Fe)Si2O6) assumi o lugar de ortopiroxênio e a composição do
magma evoluem a ser para mais félsica. O clinopiroxênio comumente encontrado nas rochas
basálticas e andesíticas é augita (Ca(Mg,Fe)Si2O6)) com proporção Fe/Mg em torno de 1. Junto
com a elevação de SiO2, a proporção de FeO*/MgO do magma e dos minerais cristalizados
aumenta através do avanço de cristalização fracionada. Estes parâmetros são importantes indi-
cadores químicos semiquantitativa da temperatura do magma.
Concomitantemente com a cristalização dos minerais máficos, ocorre também a cristali-
zação de plagioclásio. Este mineral forma um sistema de solução sólida contínua entre albita
(NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2Si2O8). O plagioclásio cálcico (labradorita, An50-70, bytonita An70-
90) é o único mineral félsico que se cristaliza nos magmas basálticos. Através da cristalização
fracionada, o plagioclásio evolui-se para ser mais sódico, sendo labradorita (An50-70). A com-
posição química de plagioclásio tambémé um importante indicador de temperatura do magma.
Com a redução da temperatura magmática, cristaliza-se anfibólio no lugar de
clinopiroxênio. O anfibólio comumente encontrado nas rochas andesíticas é hornblenda
(Ca(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2, etc.; a composição de hornblenda é muito complexa), com teor de
ferro superior ao de magnésio. O mineral félsico que se cristaliza continua sendo plagioclásio,
mas, sua composição se torna mais sódica (andesina, An30-50). O teor de SiO2 neste estágio está
na faixa de 52~66% (composição intermediária) e a rocha vulcânica correspondente é andesito.
Em estágio mais avançado, inicia-se a cristalização de biotita, chamada popularmente
de mica preta, como mineral máfico principal. A biotita comumente encontrada nas rochas dacíticas
e riolíticas é annita (K(Mg,Fe)3Al2Si8(OH)4, etc.; a composição de biotita é complexa), com
teor de ferro muito superior ao de magnésio. Paralelamente, cristalizam-se os minerais félsicos,
tais como feldspato potássico (KalSi3O8) e quartzo (SiO2), com eventual presença de muscovita
(mica branca de alumínio). O plagioclásio cristalizado neste estágio é sódico (oligoclásio, An10-
30).
 Séries de cristalização fracionada - 77 -
Ol: olivina Opx: ortopiroxênio Amf: anfibólio
Q: cristobalita ou quartzo (minerais de sílica) En: proto-enstatita ou enstatita (ortopiroxênio)
Fo: forsterita (olivina de magnésio) Ol: olivina rica em magnésio
Opx: ortopiroxênio (hiperstênio) E: ponto eutético
L1: líquido rico em magnésio L2: líquido rico em sílica
Fig. 4.3. Imagens microscópicas de: A) ilustração esquemática de borda de reação simples composta de
ortopiroxênio (hiperstênio) em torno de um fenocristal de olivina magnesiana observado em rochas
basálticas da série toleítica; B) ilustração esquemática de borda de reação bem desenvolvida composta de
ortopiroxênio magnesiano e anfibólio magnesiano (tremolita - actinolita) em torno de olivina magnesiana
parcialmente serpentinizada; C) fotomicroscopia do exemplo B, denominada textura quelifítica (nicois
cruzados).
Fig. 4.4. Diagrama de fase do sistema fusão incongruente entre forsterita e quartzo no estado seco, segundo
Bowen & Anderson, 1914, e sua relação com o processo de formação de borda de reação (B, C, D).
0.5 mm
C.A.
Opx
Ol
0.5 mm
B.
Opx
Ol
Amp
1 mm
1600
1500
1700
1800
10 20 30 40 50 60 70 80 90
Q Fo
SiO2 Mg SiO2 4
E
te
m
pe
ra
tu
ra
 (°
C
)
composição (w%)
A
A. Sistema de fusão incongruente B. Borda de reação
B
B"
C"
D"
TB
TC
TA
TE
TD
En + L1
Fo + EnQ + En
sólidus1543
1557
En
MgSiO3
temperatura peritética
Ol
Opx
Ol
Ol
D
C
Fo + L1Q + L2 L1
L + L1 2
L2
L1
L1
L1
 Séries de cristalização fracionada - 78 -
Entretanto, no estágio final, cristalizam-se feldspato potássico, quartzo e plagioclásio
sódico (andesina, An10-30). O teor de SiO2 neste estágio é alto, sendo acima de 66% (composi-
ção ácida). As rochas ácidas, tais como granito, granodiorito, riolito e dacito são específicas do
Planeta Terra, sendo parte constituinte da crosta continental.
Em 1928, N.L. Bowen apresentou um modelo de evolução magmática conforme a expli-
cação acima, com base nos ensaios físico-químicos e observações de rochas ígneas naturais.
Segundo o modelo dele, todas as variedades de rochas ígneas são derivadas a partir de um
único magma primário de composição basáltico. A variedade química de rochas ígneas é devi-
da à diferenciação por meio de cristalização fracionada a partir do magma primário basáltico
(Fig. 4.5.). Ele esclareceu a existência de reações físico-químicas entre o magma e os minerais
cristalizados, denominada de princípio de reação, e propôs duas séries de reação em função do
resfriamento magmático: séries descontínua e contínua.
A série descontínua é observada na cristalização dos minerais máficos. Conforme as
explicações acima citadas, durante o resfriamento magmático o mineral máfico em flutuação
no magma se torna instável e reage com o magma (melt) para formar um outro mineral
máfico, que é estável em temperatura mais baixa. Ele considerou que a cristalização seqüencial
de olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda e biotita é devida a este fenômeno. A
reação da olivina com o melt residual já foi comprovada através das observações de textura de
englobamento, ou seja, borda de reação em lâminas delgadas e dos ensaios físicos no laborató-
rio. Entretanto, a mesma reação entre outros minerais máficos ainda não foi confirmada.
A série contínua é observada na cristalização de plagioclásio. Durante o resfriamento
magmático, este mineral é cristalizado em uma ampla faixa de estágios, variando sua composi-
ção química, de cálcica para sódica, formando textura de zoneamento (Fig. 4.6). Isto é, a
parte central dos cristais de plagioclásio é relativamente cálcica, e a borda é sódica, com passa-
série contínua
cirstalização de 
plagioclásio
série descontínua
cirstalização de 
minerais máficos
clinopiroxênio (augita)
plagioclásio cálcico
hornblenda (anfibólio)
ortopiroxênio (hiperstênio)
olivina
plagioclásio sódicobiotita (mica preta)
magma primário de composição basáltica
quartzo, feldspato alcalino (ortoclásio)
muscovita (mica branca)
rocha ígnea
basalto, gabro
andesito, diorito
dacito, granodiorito
riorito, granito
pegmatito
Fig. 4.5. Modelo de evolução magmática da série Ca-alcalina, segundo Bowen (1928).
 Séries de cristalização fracionada - 79 -
Fig. 4.6. Perfil composicional esquemático de: (A) zoneamento regular; (B) zoneamento oscilatório de
plagioclásio; (C) fotomicrografia de zoneamento oscilatório de plagioclásio, encontrado em Galópolis,
RS (nicois cruzados).
Fig. 4.7. Diagrama de fase do sistema solução-sólida (A) e zoneamento de plagioclásio (B). De acordo
com o processo de resfriamento, a partir da temperatura TB até TG, a composição química do plagioclásio
cristalizado muda de CBS para CGS. Devido a isso, o grão de plagioclásio cresce formando o núcleo cálcico
e a borda sódica.
1 mm
C. 
al
bi
ta
an
or
tit
a
B. Oscilatório
al
bi
ta
an
or
tit
a
A. Regular
zoneamento normal
zoneamento inverso
10 20 30 40 50 60 70 80 90
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1118
bytownitalabradoritaandesinaoligoclásioalbita anortita
CaAl Si O2 2 8NaAlSi O3 8
1553
te
m
pe
ra
tu
ra
 (°
C
)
composição de plagioclásio (% em peso)
A
B
NaSi CaAl
G"
TG
A. Diagrama de fase de plagioclásio B. Zoneamento
TF
sólido
líquido
1 mm
C"
D"
E"
F"
B'
C'
D'
F'
G'
E'
sólido + líquido
CGS CFS CDSCCS CBSCES
evolu
ção d
o líqu
do
evo
luçã
o do
 sól
ido
TA
TB
TC
TD
TE
 Séries de cristalização fracionada - 80 -
gem geralmente gradativa. Este fenômeno está de acordo com o princípio de sistema de solução
sólida (Fig. 4.7).
Desta forma, Bowen tentou explicar as variedades químicas de rochas ígneas presentes
no mundo inteiro por meio de um único processo de evolução magmática: por meio da crista-
lização fracionada, o magma primário basáltico (gabróico) evolui-se para andesítico (diorítico),
dacítico (granodiorítico) e riolítico (granítico), aumentando SiO2, Na2O, K2O e diminuindo MgO,
FeO e CaO. De fato, nem todas as rochas ígneas seguem ao modelo de Bowen. Mesmo assim, o
presente modelo é importante para interpretar a variação química das rochas eruptivas de vul-
cões da região de cordilheiras e arcos de ilhas. Hoje em dia, as rochas ígneas com composição
de acordo com o modelo de Bowen sãoclassificadas como uma das séries principais de evolu-
ções magmáticas, denominada de série Ca-alcalina (Fig. 3.17).
No magma residual, junto com os elementos incompatíveis, ocorre a concentração de
materiais voláteis, tais como H2O, H2S, CO2, B, Cl, F, etc. Com o auxílio das atividades físico-
químicas dos materiais voláteis, sobretudo de H2O, o magma aumenta fluidez e pode manter o
estado líquido mesmo em baixa temperatura como 500°C. Tal magma é denominado magma
pegmatítico. No caso do magma comum, ortomagma, a temperatura mínima é de cerca de
600°C. Certos tipos de pegmatito demonstram textura de complexa interdigitação entre quartzo e
feldspato potássico (microclina), denominada textura gráfica (Fig. 4.8). Essa textura é formada
a partir da cristalização dos dois minerais no ponto eutético (Fig. 4.9). O magma pegmatítico
contem, em alta concentração, vários elementos incompatíveis tais como U, Th, Zr, REE (ele-
mentos terras raras), Be, Bi, Li, etc., formando eventualmente depósitos minerais. O resfriamento
de magma pegmatítico forma a rocha constituída por cristais muito grandes, de escala centimétrica
a decimétrica, denominada pegmatito. Os principais minerais constituintes são feldspato
potássico (microclina, KalSi3O8), quartzo (SiO2), plagioclásio altamente sódico (albita, An0-10)
e pequena quantidade de biotita e muscovita. O índice de cor é geralmente inferior a 5,
freqüentemente próximo ao zero, sendo altamente leucocrático. O aplito também é uma rocha
originada de magma granítico residual, com granulometria de 1 a 3 mm, composta de feldspato
potássico e outros minerais, ocorrendo na forma de diques de largura decimétrica.
Certos livros de geotecnia opinam que os minerais cristalizados em estágio inicial da
série de Bowen são frágeis à alteração intempérica e os em estágio final são mais resistentes,
2 cm
A. Gráfica B. Micrográfica C. Mirmequítica
Kf
Kf
Pl
Q
0.5 mm
Fig. 4.8. Texturas relacionadas à cristalização simultânea no ponto eutético: (A) visão macroscópica da
textura gráfica; (B) visão microscópica da textura micrográfica; (C) e textura mirmequítica. Os grãos pe-
quenos de quartzo de forma vermicular, observados na (B) e (C), são ligados tridimensionalmente, apre-
sentando extinção simultânea em nicois cruzados.
 Séries de cristalização fracionada - 81 -
L: líquido Pl: plagioclásio Cpx: clinopiroxênio (augita) Mt: magnetita
Fig. 4.9. Diagrama de fase do sistema eutético entre diopsídio e anortita no estado seco. (A) Diagrama segundo
Osborn & Tait, 1952, e (B) Relação com o processo de formação de textura porfirítica de rochas máficas com
a massa fundamental ofítica. Na área de diopsídio + anortita, coexistem as duas fases sólidas. O diopsídio e a
anortita do diagrama de fase representam respectivamente a augita e plagioclásio cálcico. De acordo com o
resfriamento a partir da temperatura TB até TE, a composição e a temperatura do líquido residual muda ao longo
do líquidus a partir do ponto B” até E. Até o ponto eutético, a anortita é o único sólido cristalizado. No ponto
eutético E, o líquido restante consolida-se integralmente cristalizando simultaneamente o diopsídio e a anortita.
tentando relacionar a fragilidade intempérica com a temperatura de cristalização. De fato, a
olivina é frágil e quartzo é resistente. Entretanto, esta opinião não é baseada nas pesquisas
petrológicas e mineralógicas. Como por exemplo, a biotita se cristaliza no estágio posterior ao
da augita, porém, é muito mais frágil. O zircão que se cristaliza em temperatura muito alta é um
dos mais resistentes, sendo em contrapartida, a nefelina que se cristaliza no último estágio da
série alcalina é a mais frágil. A resistência depende da estrutura cristalina e composição
química de cada mineral, e não, da temperatura de cristalização.
4.3. Série alcalina e não alcalina
O modelo de Bowen é baseado nos seguintes três princípios: 1) único magma primário
de composição basáltica; 2) evolução química por única série de cristalização fracionada; 3)
série descontínua por fusão incongruente (Tabela 4.3). Bowen considerou que todas as varie-
dades químicas de rochas ígneas do mundo, com apenas poucas exceções, são formadas de
acordo com o modelo dele, inclusive imenso volume de rochas graníticas das regiões continen-
tais. Certamente, um grande número de ocorrências mundiais de rochas ígneas presente nas
regiões continentais estão concordantes com o modelo de Bowen, isto é, da série Ca-alcalina.
Entretanto, de fato, existem certas rochas ígneas cuja composição química não está de acordo
1 mm
1600
1500
1700
1800
10 20 30 40 50 60 70 80 90
Q Fo
SiO2 Mg SiO2 4
E
te
m
pe
ra
tu
ra
 (°
C
)
composição (w%)
A
A. Sistema de fusão incongruente B. Borda de reação
B
B"
C"
D"
TB
TC
TA
TE
TD
En + L1
Fo + EnQ + En
sólidus1543
1557
En
MgSiO3
temperatura peritética
Ol
Opx
Ol
Ol
D
C
Fo + L1Q + L2 L1
L + L1 2
L2
L1
L1
L1
 Séries de cristalização fracionada - 82 -
com a teoria de Bowen. Este fenômeno é devido principalmente à existência de: 1) mais de um
tipo químico de magma primário; 2) mais de um processo de cristalização fracionada. De
fato, existem vários tipos de magmas primários e diversas séries de cristalização fracionada.
Uma contestação tradicional ao modelo de Bowen foi de Kennedy (1933), que propôs a
existência de dois tipos de magmas primários basálticos: 1) magma primário toleítico ou magma
primário não alcalino; 2) magma primário álcali olivina basáltico ou magma primário alcalino.
A expressão “toleítica” utilizada por Kennedy corresponde exclusivamente à composição quí-
mica de caráter não alcalino. Ele distinguiu quimicamente o magma primário basáltico não
alcalino do mesmo alcalino. A diferença química entre os dois é pequena (Tabela 4.1. A, B),
porém, a direção da evolução magmática
por meio da cristalização fracionada de
cada um é muito diferente (Tabela 4.1.
E, K). Este fato é devido à grande estabi-
lidade termodinâmica de feldspatos e
olivina magnesiana.
Feldspatos, plagioclásio e
feldspato alcalino, são os minerais encon-
trados em quase todas as rochas ígneas,
sendo os minerais fisico-quimicamente
mais estáveis durante o processo de cris-
talização magmática na profundidade
correspondente à crosta terrestre. Os
feldspatos formam um sistema de solução-
sólida com três principais componentes
terminais (Fig. 4.10): feldspato potássico
(KalSi3O8; sanidina, ortoclásio e
microclina), albita (NaAlSi3O8; albita de
alta temperatura e de baixa temperatura) e
anortita (CaAl2Si2O6). A albita e a
anortita formam a solução-sólida contí-
nua, denominada de plagioclásio. Em alta
temperatura, o feldspato potássico e a
albita formam a solução-sólida de uma
fase contínua, denominada de feldspato
alcalino, porém, em baixa temperatura,
Tabela 4.3. Três principais problemas do modelo de Bowen.
Argumento de Bowen Fator afirmativo Fator negativo Conclusão 
único magma primário 
basáltico 
similaridade relativa de 
composição química de 
rochas basálticas 
existência de magmas primários 
saturado em sílica (Bowen) e 
subsaturado em sílica (Kennedy) 
séries não alcalina 
(Bowen) e alcalina 
(Kennedy) 
única série de 
cristalização fracionada 
evolução química 
observada em vulcões 
de rochas basálticas 
cristalização fracionada do magma 
saturado em ambientes oxidante 
(Bowen) e redutor (Fenner) 
séries Ca-alcalina 
(Bowen) e toleítica 
(Fenner) 
evolução química de 
rochas ígneas apenas por 
cristalização fracionada 
evolução química 
observada em vulcões 
de rochas basálticas 
grande volume de rochas graníticas 
na região continental 
possível existência 
do magma primário 
andesíticoortoclásio
KAlSi O3 8
albita
NaAlSi O3 8
anortita
CaAl Si O2 2 8
plagioclásio
fe
lds
pa
to
 a
lca
lin
o
área de 
instabilidade
feldspato
potássico
Fig. 4.10. Composição química de feldspatos no dia-
grama triangular de Or (ortoclásio, feldspato potássico
em geral) - Ab (albita, feldspato sódico em geral) - An
(anortita, feldspato cálcico em geral), em porcentagem
de peso. Os componentes ao longo da aresta Or - Ab
são chamados de feldspato alcalino e os ao longo da
aresta Ab - An, de plagioclásio. A maioria dos
feldspatos naturais é projetada nas áreas sombreadas.
 Séries de cristalização fracionada - 83 -
não se misturam bem, separando-se em duas fases, isto é, feldspato potássico e plagioclásio
sódico.
Durante o resfriamento na crosta, o magma que contem K2O, Na2O, CaO, Al2O3 e SiO2
cristaliza preferencialmente os feldspatos. Por outro lado, olivina magnesiana é o mineral
encontrado somente em rochas ígneas máficas e ultramáficas, sendo o mineral máfico fisico-
quimicamente mais estável. Portanto, o magma que contem MgO e SiO2 cristaliza preferencial-
mente a olivina. Desta forma, os primeiros minerais a serem cristalizados a partir do magma
primário basáltico são olivina magnesiana e plagioclásio cálcico.
A composição química dos magmas primários é próxima à mistura de olivina magnesiana
e plagioclásio cálcico. Sob o ponto de vista de equilíbrio de K2O, Na2O e CaO, v.s. SiO2,
existem os magmas que possuem excesso de SiO2 para formar a olivina magnesiana e o
plagioclásio cálcico, denominados de magmas saturados em sílica. Por outro lado, existem
também os que têm SiO2 insuficiente, ou seja, possuem excesso de álcalis, chamados de magmas
subsaturados em sílica. O primeiro tipo corresponde ao magma primário toleítico (não alcali-
no) e o segundo tipo, ao magma primário álcali olivina basáltico (alcalino).
Devido à sua alta densidade, a olivina e o plagioclásio cristalizados a partir dos magmas
primários afundam-se na base da câmara magmática, sendo retirados do sistema. Este fenôme-
no é chamado de cristalização fracionada. Por causa do efeito relativo, o líquido residual do
magma toleítico (não alcalino) se torna mais saturado em sílica, e o magma álcali olivina
basáltico (alcalino) se torna mais subsaturado. Isto é, através da cristalização fracionada, a
forsterita (olivina)
Mg SiO2 4
albita (plagioclásio)
NaAlSi O3 8
quartzo (sílica)
SiO2
nefelina (feldspatóide)
NaAlSi O2 4
enstatita (ortopiroxênio)
MgSi O2 6
supersaturada
saturada
subsaturada
basalto toleítico (não alcalino) álcali olivina basalto (alcalino)
série alcalina
sé
ire
s n
ão
 al
ca
lin
as
Fig. 4.11. Ilustração esquemática da evolução química do magma primário basáltico de composição toleítica
(área sombreada do lado esquerdo) e de álcali olivina basáltico (área sombreada do lado direito), no diagrama Q
- Fo - Ne, em porcentagem de peso. Nota-se que os dois magmas primários possuem suas composições quími-
cas similares, porém, os magmas fracionados são quimicamente muito diferentes.
Q - En - Ab: supersaturada em sílica
En - Fo - Ab: saturada em sílica
Fo - Ne - Ab: subsaturada em sílica
Fo - Ab: barreira térmica
 Séries de cristalização fracionada - 84 -
feldspato
feldspato
álcalis
álcalis
sílica
sílica
decantação
decantação
decantação
decantação
decantação decantação
decantação
decantação
nefelina
quartzo
magma primário álcali olivina basáltico
(alcalino, subsaturado em sílica)
magma primário toleítico 
(não alcalino, saturado em sílica)
A. Série alcalina
B. Série não alcalina
1. Magma máfico
1. Magma máfico
2. Magma intermediário
2. Magma intermediário
3. Magma félsico
3. Magma félsico
álcalis sobrados
sílica sobrada
Fig. 4.12. Relação entre sílica e álcalis durante a cristalização fracionada da série: A) alcalina e B) não alcalina.
Nota-se que no início do processo de cristalização fracionada, as composições químicas dos magmas referen-
tes às duas séries são similares (A1, B1). Entretanto, através da retirada de feldspatos por meio de cristalização
e decantação deste mineral, a diferença composicional dos líquidos residuais aumentam (A2, B2). No final do
processo, os álcalis sobrados da série alcalina e a sílica sobrada da séries não alcalinas cristalizam respectiva-
mente feldspatóides, representados por nefelina, e minerais de sílica, representados por quartzo (A3, B3).
 Séries de cristalização fracionada - 85 -
composição química dos líquidos residuais tende a se afastar da composição da mistura de
olivina magnesiana e plagioclásio cálcico. Portanto, um magma saturado em sílica não se fraciona
em uma composição subsaturada e, um magma subsaturado não se fraciona em uma composição
saturada (Fig. 4.11; 4.12). Isto é, os magmas saturados e subsaturados são divididos em dois
campos e a divisão destes é denominada barreira térmica (Fig. 3.23.). Confirma-se que a
barreira térmica é originada da estabilidade termodinâmica de feldspatos.
Durante o resfriamento do magma primário toleítico de sentido químico (não alcalino),
CaO, MgO e FeO são utilizados para cristalizar olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda
e plagioclásio cálcico. No estágio final, K2O e Na2O são consumidos para cristalizar feldspatos
alcalinos, plagioclásio sódico e biotita. Finalmente, a SiO2 excedente é cristalizada na forma
de quartzo, ou outros minerais de sílica, tais como calcedônia e opala. Desta forma, as rochas
ígneas relacionadas a cristalização fracionada do magma primário toleítico formam uma seqüência
de basalto (gabro) - andesito (diorito) - dacito (granodiorito) - riolito (granito), denominada
de séries não alcalinas. A série de Bowen é uma das séries não alcalinas. A maioria das rochas
ígneas presentes no mundo pertence às séries não alcalinas. Rochas graníticas da região conti-
nental, basálticas do fundo do oceano, vulcânicas do arco de ilhas, etc., são exemplos típicos.
Por outro lado, no estágio final da cristalização fracionada do magma primário álcali
olivina basáltico (alcalino) evolui-se para enriquecer em K2O e Na2O relativo a SiO2. No está-
gio final, a maioria de SiO2 é consumida para formar feldspatos e minerais máficos. Desta
forma, o líquido final se torna rico em K2O e Na2O e pobre em SiO2. Estes componentes são
cristalizados na forma de feldspatóides, representados por nefelina.
No século XIX, o termo feldspatóide era utilizado para representar quaisquer minerais
félsicos quimicamente similares a feldspato, sendo compostos de sílica, álcalis e alumina, po-
rém, cristalograficamente diferentes. Entretanto, no sentido da petrologia moderna, os
feldspatóides correspondem exclusivamente aos minerais félsicos que contêm alto teor de álca-
lis (K2O e Na2O) e baixo teor de SiO2 em relação a feldspatos, tais como nefelina (NaAlSiO4),
leucita (KAlSi2O6) e kaliofilita (KAlSiO4). Neste sentido, a petalita não deve ser considerada
como um feldspatóides. Os feldspatóides são minerais raros, caracterizantes de rochas alcali-
nas típicas.
As rochas ígneas originadas da cristalização fracionada do magma primário álcali olivina
basáltico formam a seqüência de álcali olivina basalto (álcali olivina gabro) - tefrito (nefelina
monzonito) - fonolito (nefelina sienito), ou de álcali olivina basalto (álcali olivina gabro) -
havaiito (monzodiorito) - mugeaurito (monzonito) - traquito (álcali sienito). Essas seqüências
são denominadas da série alcalina (Tabela 4.4). O diagrama SiO2 v.s. K2O+Na2O em porcenta-
gem de peso demonstra a diferença química das rochas das séries alcalina e não alcalina (Fig.
3.27). Normalmente, as rochas da séries não alcalinas e asda série alcalina ocorrem em regiões
tecnicamente diferentes, formando províncias petrográficas individuais. Nas ilhas oceânicas,
encontram-se álcali olivina basalto na forma de lavas. Na região litorânea dos Estados do Rio
de Janeiro e São Paulo, encontram-se rochas nefelina sieníticas na forma de stocks. A intrusão
Tabela 4.4. Comparação entre a série alcalina e as séries não alcalinas
série magma primário mineral característico área de ocorrência 
alcalina álcali olivina basalto, 
subsaturado em sílica 
nefelina, alto teor de olivina, ausência 
de quartzo e ortopiroxênio 
rifte continental, hot-spot, zona 
de subducção retro-arco 
não alcalinas basalto toleítico não 
alcalino, saturado em 
sílica 
quartzo e ortopiroxênio (hiperstênio), 
sem nefelina, baixo teor de olivina 
zona de subducção, hot-spot, 
cadeia meso-oceânica 
 
 Séries de cristalização fracionada - 86 -
destes corpos sieníticos ocorreu na época da formação de rifte continental, relacionada à sepa-
ração do Supercontinente Pangea no início do Cretáceo.
Conforme a explicação anterior, os feldspatos são minerais termodinamicamente mais
estáveis em rochas ígneas. Durante o resfriamento de magmas basálticos, este mineral se cristali-
za prioritariamente, consumindo sílica, álcalis e alumina. Portanto, a evolução magmática por
meio da cristalização fracionada ocorre sempre para que a composição química do magma resi-
dual se afaste da composição dos feldspatos. Desta forma, minerais de sílica, como quartzo, e
feldspatóides, como nefelina, não podem ocorrer dentro da mesma rocha ígnea em equilí-
brio. Os feldspatos possuem a composição intermediária entre sílica e feldspatóides, e portanto,
podem coexistir tanto com minerais de sílica quanto com feldspatóides. Para um magma de
composição NaAlSi3O8, a cristalização de albita (um feldspato; NaAlSi3O8) é mais estável do
que a de quartzo (SiO2) e nefelina (um feldspatóide; NaAlSiO4) separados (Fig. 4.13). Isto é, a
barreira térmica de feldspatos separa as composições saturada e subsaturada em sílica. De-
vido à mesma razão, os feldspatóides e ortopiroxênio são incompatíveis. Isto é, os as rochas
originadas dos magmas da série alcalina não possuem minerais de sílica e ortopiroxênio, como
quartzo e hiperstênio.
Por outro lado, a cristalização de enstatita (um ortopiroxênio; Mg2Si2O6) é mais estável
do que forsterita (olivina magnesiana; Mg2SiO4) e quartzo separados, portanto, os minerais de
sílica e olivina magnesiana também são incompatíveis em equilíbrio. A incompatibilidade
termodinâmica entre quartzo e olivina magnesiana não é devida à barreira térmica, mas sim, à
fusão incongruente. Entretanto, a olivina de ferro (fayalita; Fe2SiO4) é compatível com quartzo.
Desta forma, a enstatita subdivide a composição saturada em duas subcategorias:
supersaturada (rica em sílica, lado de quartzo); saturada (pobre em sílica, lado de olivina).
Yoder & Tilly (1962) visualizou a relação entre a composição química das rochas
subsaturadas, saturadas e supersaturadas, utilizando o diagrama tetraédrico de diopsídio (di)
- olivina (ol) – nefelina (ne) - quartzo (Q), denominado de sistema simplificado de magmas
basálticos (Fig. 3.23). Os teores relativos dos minerais citados neste diagrama não são da moda
(quantidade volumétrica dos minerais constituintes reais), mas sim, da norma CIPW. A norma é
a composição mineralógica hipotética das rochas ígneas, que é calculada a partir de suas compo-
10
1000
1200
1400
1600
1800
20 30 40 50 60 70 80 90
NaAlSi O2 4
nefelina
NaAlSi O3 8
albita
SiO2
quartzo
carnegieita
tridimita
+ líquido
líquido
albita + líquido
albita
cristobalita
+ líqudo
carnegieita
 + líquido
nefelina
nefelina
+ líquido
nefelina + albita albirta + tridimita
te
m
pe
ra
tu
ra
 (C
°)
composição química (w%)
Fig. 4.13. Diagrama de fase do sis-
tema nefelina (NaAlSiO4) - albita
(NaAlSi3O8) - quartzo (SiO2) em
porcentagem de peso, segundo
Miyashiro & Kushiro (1977). A
carnegieita corresponde a fase de
alta temperatura de nefelina e, a
tridimita e cristobalita, às fases de
alta temperatura de quartzo. A bar-
reira térmica de albita está presen-
te na crista central do diagrama.
 Séries de cristalização fracionada - 87 -
sições químicas completas segundo a fórmula matemática definida por Cross, Iddings, Pirsson e
Washington (1902).
Neste diagrama, tanto o magma primário toleítico (não alcalino) quanto álcali olivina
basáltico situam-se na proximidade do plano triangular olivina (ol) - plagioclásio (ab+an) -
diopsídio (di). A olivina (ol), o plagioclásio (ab+an) e o diopsídio (di) apresentados neste
diagrama correspondem respectivamente às somas normativas de forsterita (fo) e fayalita (fa), de
albita (ab) e anortita (an), e de diopsídio (di) e hedenbergita (hd), representando respectivamen-
te olivina magnesiana, plagioclásio cálcico e clinopiroxênio. O hiperstênio (hy), situado na linha
entre a olivina e o quartzo, corresponde à soma normativa de enstatita (en) e ferrossilita (fs). Este
componente representa ortopiroxênios. O quartzo (Q) e a nefelina (ne) representam respectiva-
mente todos os minerais de sílica e feldspatóides.
O magma primário toleítico, não alcalino, situa-se na proximidade do plano triangular
acima citado, dentro do tetraedro hiperstênio (hy) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio
(di), e o magma primário álcali olivina basáltico situa-se também na proximidade do plano
triangular, porém, dentro do tetraedro nefelina (ne) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) -
diopsídio (di). Os três minerais, olivina magnesiana, plagioclásio e clinopiroxênio, que consti-
tuem o divisor central, são os primeiros a serem cristalizados a partir dos magmas primários
basálticos. Através da retirada desses minerais por meio da cristalização fracionada, os magmas
residuais se evoluem em direções opostas afastando-se do plano triangular, isto é, este triângulo
funciona como barreira térmica. Os magmas subsaturados em sílica, tal como de álcali olivina
basalto, se encaixam no tetraedro (esquerdo) composto de nefelina (ne), plagioclásio (ab+an),
olivina (ol) e diopsídio (di), e os magmas saturados em sílica, tais como os toleíticos, ou seja,
não alcalino, no tetraedro (direito) composto de quartzo (Q), plagioclásio (ab+an), olivina (ol) e
diopsídio (di). Esta divisão é baseada na incompatibilidade entre quartzo e nefelina. Por outro
lado, com base na incompatibilidade entre quartzo e olivina magnesiana, o segundo tetraedro (Q
- ab+an - ol - ne) é subdividido pelo plano triangular composto de hiperstênio (hy), plagioclásio
(ab+an) e diopsídio (di).
Desta forma, Yoder & Tilly (1962) dividiram composições químicas de magmas em três
domínios tetraédricos: 1) domínio subsaturado em sílica, nefelina (ne) - plagioclásio (ab+an) -
olivina (ol) - diopsídio (di), ou seja, com nefelina normativa; 2) domínio saturado em sílica,
hiperstênio (hy) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio (di), ou seja, com olivina e
hiperstênio normativos; 3) domínio supersaturado em sílica, quartzo (Q) - hiperstênio (hy) -
plagioclásio (ab+an) - diopsídio (di), ou seja, com quartzo normativo.
Rochas da série alcalina, tais como álcali olivina basalto, são, a princípio, projetadas no
domínio subsaturado, rochas basálticas das séries não alcalinas no domínio saturado, e rochas
félsicas da séries não alcalinas no domínio supersaturado. O magma álcali olivina basáltico
possui nefelina normativa, entretanto, nem todas as rochas com nefelina normativa contém este
mineral como constituinte real (modal). Normalmente, o estado termodinâmico de rochas ígneas,
sobretudo as de granulometria grossa, está próximo ao equilíbrio físico-químico, porém, não
perfeitamente. Portanto,apesar de possuir a potencialidade química de cristalizar feldspatóides,
certas rochas que se situam na proximidade da barreira térmica não contém nefelina modal. A
nefelina modal aparece nas rochas da série alcalina mais fracionadas. Devido à barreira térmica,
os magmas primários toleítico (não alcalino) e álcali olivina basáltico, apesar da pequena dife-
rença química, se evoluem em direções opostas, fracionando-se em magmas félsicos com com-
posições químicas completamente diferentes.
Na realidade, comportamentos químicos de magmas naturais não são tão simples. Como
por exemplo, certos magmas que se situam na proximidade da barreira térmica dentro do domí-
nio saturado demonstram evolução magmática da série alcalina. O fato é devido à projeção
 Séries de cristalização fracionada - 88 -
incorreta da composição de plagioclásio. Neste diagrama, o plagioclásio é localizado exatamente
em cima da linha entre quartzo (SiO2) e nefelina (NaAlSiO4). Entretanto, o que se situa exatamente
neste ponto é a albita (NaAlSi3O8), que é um componente final de plagioclásio. Porém, a anortita
(CaAl2Si2O8), que é outro componente final, não se localiza nesta linha. O plagioclásio cristali-
zado a partir dos magmas primários é cálcico, com alto teor de componente de anortita, entretan-
to, este diagrama tetraédrico não está capacitado para representar a composição de anortita.
Apesar dos pequenos problemas, o presente diagrama representa bem a essência do conceito de
saturação em sílica, ou seja, saturação de álcali-sílica.
O basalto de composição toleítica e alcali olivina basáltica não são fáceis de serem
distinguidos por observação macroscópica. O basalto que tem fenocristais de olivina tende a ser
álcali olivina basalto, porém, há poucos exemplos de basalto não alcalino com fenocristais de
olivina e de álcali olivina basalto sem fenocristais de olivina. A expressão “alcali olivina”
indica a composição química de caráter alcalino, e não necessariamente a presença de fenocristal
de olivina. Eventualmente, álcali olivina basalto possuem xenólitos de rocha do manto, tais como
dunito e lherzorito (Fig. 4.2.). Este fenômeno é muito raro em basalto toleítico. A composição
química de alcali olivina basalto de textura afírica tende a ser de composição tipicamente basáltica,
com SiO2 em torno de 48%. Por outro lado, a composição de basalto toleítico de textura afírica
tende a ser com SiO2 mais alto, em torno de 52%, correspondendo ao limite entre basalto e
andesito. Portanto, a densidade de álcali olivina basalto tende a ser maior do que a de basalto
toleítico.
Em observação microscópica, o basalto que contem nefelina é certamente álcali olivina
basalto. Porém, há muitos casos que álcali olivina basalto apresenta-se sem nefelina modal. O
basalto que contem ortopiroxênio, normalmente hiperstênio, é certamente basalto toleítico. Em
alguns casos, álcali olivina basalto tem fenocristais de titano-augita. Este clinopiroxênio é carac-
terizada por textura hour-glass, ou seja, relógio de vidro (Fig. 4.14A) e cor de extinção anômala,
geralmente de coloração azul escuro. Na massa fundamental, pode-se observar titano-magnetita,
caracterizada pelo hábito dendrítico (Fig. 4.14B). Tanto titano-augita, quanto titano-magnetita,
são atribuídas ao teor alto de TiO2 em comparação com o de SiO2, porém, este é apenas uma
característica secundária. As rochas basálticas pouco fracionado, derivadas do magma álcali
olivina basáltico, têm feldspato alcalino.
Fig. 4.14. Ilustração esquemática das texturas indicativas de álcali olivina basalto: (A) textura hour-glass, ou
seja, relógio de vidro de titano-augita, em nicois cruzados; (B) textura dendrítica de titanomagnetita presente
em álcali olivina basalto, em nicois paralelos; (C) textura traquítica de fonolito, em nicois cruzados.
Tu-Ag: titanoautiga Bi: biotita Af: feldspato alcalino
C. Textura traquíticaA. Textura hour-glass
micrólito de
 feldspato alcalino
B. Textura dendrítica
1 mm 1 mm
Ti-Au
Bi
Af
 Séries de cristalização fracionada - 89 -
As rochas félsicas da série alcalina, tal como fonolito, possuem orientação de feldspatos
alcalinas, denominada textura traquítica (Fig. 4.14C). A textura similar, caracterizada por orien-
tação de plagioclásio, é observada em determinadas rochas basálticas da série alcalina. O basalto
com tal textura, denominado basalto traquítico, é chamado eventualmente por alguns geólogos
como basalto alcalino. Entretanto, a orientação de plagioclásio, na realidade, representa o fluxo
magmático, e não, a composição química, sendo assim, comum também em rochas toleíticas.
Além disso, a expressão “basalto alcalino” não é muito recomendada devido à sua definição
ambígua.
Com a exceção de presença de nefelina, quartzo ou ortopiroxênio, as características ópti-
cas acima citadas são apenas indícios de alcali olivina basalto e basalto toleítico. Portanto, a
exata definição deve ser tomada pela análise química.
A diferenciação composicional entre os magmas primários toleítico e alcali olivina
basáltico é interpretada como devida à diferença de pressão, ou seja, profundidade, da fusão
parcial do manto. O lherzolito encontrado em kimberlito como xenólito, chamado popular-
mente de nódulo, é interpretado como a rocha peridotítica representativa do manto. Os ensaios
de fusão artificial desta rocha ou dos materiais artificiais simuladores da rocha peridotítica do
manto mostram que o primeiro líquido da fusão parcial na pressão de 1Gp, ou seja de 10kb, é
saturada em sílica e na pressão cerca de 3Gp, 30 kb, é subsaturada em sílica. O fato indica que
o magma primário toleítico é gerado à cerca de 1Gp, ou seja de 10kb, de pressão, que corresponde
a 30km de profundidade (na pro-
ximidade do ponto A da Fig.
4.15). Enquanto que, o magma
primário álcali olivina basáltico
é formado em locais mais pro-
fundos, à c, 100km de profundi-
dade (na proximidade do ponto
B da Fig. 4.15).
Entretanto, os fenômenos
naturais são pouco mais compli-
cados. Conforme a explicação
acima citada, em pressão de
3Gp, o primeiro líquido da fu-
são parcial é álcali olivina
basáltica. Entretanto, de acordo
com o aumento da proporção da
fusão parcial, a composição do
líquido muda para ser toleítica.
Isto é, mesmo sendo de profun-
didade grande, o magma gerado
pode ser toleítico, ou seja não al-
calino, quando a fusão é de pro-
porção maior. No caso da fusão
em proporção maior ainda, a
composição do magma torna
komatiítica, uma rocha
ultramáfica.
Todos os argumentos aci-
ma citados são baseados em uma
olivina
clinoenstitita
NaAlSiO
nefelina
4NaAlSi O
jadeita
2 6
carnegieitanefelina
NaAlSi O
albita
3 8
albitatridimita
SiO
quartzo
2
cr
ist
ob
ali
ta
pr
ot
oe
ns
ta
tit
a
espinele
olivina
líq
uid
o 
de
 d
ua
s f
as
es
Mg SiO
forsterita
2 4
A
B
albita
subsaturada
saturada
supersaturada
barreira térmica
2G
Pa
Fig. 4.15. Diagrama de fase triangular quartzo (SiO2) - nefelina
(NaAlSiO4) - forsterita (Mg2SiO4) em porcentagem de peso, nas
pressões de 0.1GPa (1kb, linhas, curvas e setas cheias pretas) e 2
GPa (20 kb, linhas tracejadas e setas cinzas, letras itálicas), com-
pilado a partir de Shairer & Yoder (1961) e Kushiro (1968). Pon-
tos A e B representam as composições eutéticas respectivamente
em: 0.1GPa, ou seja, 3 km de profundidade; 2 GPa, ou seja, 60 km
de profundidade.
 Séries de cristalização fracionada - 90 -
hipótese, isto é, o magma primário é gerado a partir da fusão parcial do manto peridotítico.
Entretanto, na fusão parcial do manto eclogítico, mesmo em profundidade grande a composi-
ção do magma primário é toleítica. Além disso, o teorde SiO2 é relativamente elevada, sendo
em torno de 52%, que corresponde ao limite entre basalto e andesito. Tal tipo de magmatismo
ocorre freqüentemente em hot-spots.
Entretanto, existem opiniões de que as profundidades acima apresentadas nem sempre
correspondem diretamente aos locais de geração do magma. Como por exemplo, um magma
primário gerado a 100 km de profundidade a partir de fusão parcial do manto peridotítico é de
composição álcali olivina basáltico. Este magma pode subir lentamente no manto mantendo o
equilíbrio com a rocha encaixante. Neste caso, a composição do magma muda de acordo com a
condição físico-química. Quando este magma chega até a profundidade de 30km, a sua composi-
ção torna toleítica, sendo igual ao do magma primário toleítico gerado nesta profundidade.
Por outro lado, quando o manto contem minerais hidratados, como flogopita, um tipo de
mica (K(Mg,Fe)3Al2Si8(OH)4), ou seja, em sistema úmido, o magma gerado torna-se significati-
vamente félsico (baixo teor de ferro e magnésio) e ácido (alto teor de SiO2). Desta forma, o
magma primário gerado mesmo em grande profundidade pode ter sua composição relativamente
félsica. Além disso, há possibilidade de formação de magma primário andesítico a partir da
fusão parcial do manto.
Nas explicações anteriores, a origem do magma primário basáltico foi atribuída à fusão
parcial do manto de composição peridotítica. Entretanto, o manto não é composto puramente de
rochas peridotíticos. Acredita-se que o manto superior é constituído por 3/4 de peridotito
(ultramáfico) e 1/4 de eclodito (máfico), sendo esta rocha hipotética denominada pirolito. Esta
estimativa é baseada nos estudos de rochas basálticas presentes na superfície da Terra, ou seja,
nas partes do manto que sofreram fusão parcial. Obviamente, existem outras partes do manto
que não sofreram fusão parcial e a composição destas partes não estão em consideração.
Portanto, a proporção entre peridotito e eclogito proposta pelo modelo de pirolito não repre-
senta exatamente a composição do manto. Apesar deste problema, considera-se que o manto
superior da Terra atual é constituída principalmente de peridotito, especificamente lherzolito,
e eclogito e, os magmas basálticos são formados a partir da fusão parcial destas rochas. A
temperatura de fusão parcial do eclogito é significativamente mais baixa do que a do peridotito.
Portanto, quanto a temperatura do magma é insuficiente, o manto se fundi somente na parte
do eclogito, deixando a parte do peridotito sem fusão. Quando ocorre tal fusão seletiva do manto
eclogítico, mesmo que o magma seja gerado em grande profundidade, a composição do magma
primário é toleítica, e não, álcali olivina basáltica.
As rochas ígneas da série alcalina, que são derivadas teoricamente do magma primário
de composição toleítica, encontram-se em cordilheiras, arco de ilhas e regiões de continente
estável. Sob o ponto de vista da tectônica de placas, os magmatismos acima citados são relaci-
onadas às atividades de zonas de subducção. Por outro lado, as rochas ígneas da série alcalina,
derivadas teoricamente do magma primário álcali olivina basáltico, são encontradas em rifes
continentais e ilhas oceânicas, sendo relacionadas ao magmatismo de hot-spots.
Existe um conceito tradicional, desde Harker (1908), de que as rochas não alcalinas
ocorrem em ambiente de tectonismo convergente e as rochas alcalinas, de tectonismo diver-
gente. Apesar de haver esta tendência geral, de fato, existem um grande número de exceções.
Como por exemplo, nas cadeias meso-oceânicas, encontra-se o magmatismo de maior escala do
Planeta Terra. As lavas aí encontradas são compostas de um tipo de basalto toleítico, denomina-
do MORB. No estágio inicial da separação continental, ocorrem erupções de lavas basálticas
constituídas predominantemente por basalto toleítico. Os grandes derrames de lava do início do
Cretáceo que se encontram nas regiões Sul e Sudeste do Brasil, chamados de Basalto do Paraná,
 Séries de cristalização fracionada - 91 -
são exemplos deste (Fig. 4.16A). As duas ocorrências acima citadas são magmatismos de escala
muito grande que ocorreram durante a atuação de tectonismo tipicamente divergente. Por outro
lado, na região de retro-arco encontra-se as lavas de álcali olivina basalto relacionado à subducção
da placa, isto é, de tectonismo convergente. O álcali olivina basalto do final de Terciário a
Quaternário que cobre grande área da Patagônia austral é um exemplo típico (Fig. 4.16B). No
meio das placas oceânicas, onde não há um movimento relativo à tectônica de placas, ocorrem
ilhas vulcânicas constituídas por lavas tanto de basalto toleítico quanto de álcali olivina basalto.
Os fatos acima citados confirmam que não é possível afirmar a correlação perfeita entre as
séries de cristalização fracionada com ambientes tectônicos.
4.4. Séries Ca-alcalina e toleítica
Uma outra contestação tradicional ao modelo de Bowen foi de Fenner (1929). Ele inter-
pretou a seqüência de basalto - ferro basalto - islandito - dacito como a série normal de
cristalização fracionada do magma primário de composição toleítica. O ferro basalto é o basalto
com alta proporção Fe/Mg nos minerais máficos, como ferro-hiperstênio, ferro-augita, etc. O
islandito é uma rocha andesítica com minerais máficos de alta proporção Fe/Mg, e é caracteri-
zado por ausência ou escassez de hornblenda. Fenner denominou esta série de cristalização
fracionada de magma primário basáltico não alcalino de série toleítica, e considerou que a série
toleítica é a principal série do mundo. A maioria das rochas ígneas das regiões continentais é da
série Ca-alcalina, ou seja, de Bowen, entretanto, o basalto que constitui a crosta oceânica,
chamado de MORB, é da série toleítica, ou seja, de Fenner. Mesmo nas ocorrências das regiões
continentais, as rochas basálticas de erupções de lava de grande escala, tais como cadeias meso-
oceânicas e platôs de lavas (Paraná, Deccan, Abissínia, etc.) estão de acordo com a série
toleítica. As rochas constituintes de grandes corpos complexos intrusivos gabróicos, tais como
Skaergaard (Groenlândia), Bushveld (África do Sul) e Stillwater (Estados Unidos da América),
mostram a seqüência de gabro - ferro gabro - granófiro, que segue à série toleítica. Por outro
lado, rochas basálticas e andesíticas da série Ca-alcalina são encontradas comumente na forma
de corpos magmáticos relativamente pequenos de faixas orogênicas.
A. Basalto toleítico B. Álcali olivina basalto
Fig. 4.16. Basalto toleítico e álcali olivina basalto: (A) lavas de basalto toleítico do Paraná, do início do
Cretáceo, Serra do Rio do Rastro, SC; (B) lava de álcali olivina basalto, Volcán Matru, Mendoza, Argenti-
na, Quaternário. As lavas de basalto toleítico do Paraná tem composição intermediária entre basalto e
 Séries de cristalização fracionada - 92 -
Di: diopsídio (CaMgSi2O6)
Hd: hedenbergita (CaMgSi2O6)
En: enstatita (Mg2Si2O6)
Fs: ferrossilita (Fe2Si2O6)
Ska: corpo Intrusivo Skaergaard
W: andesito Weiselberg
R: corpo granofírico Rhum
CV: Cape Vogel
Fig. 4.17. Composição química, índice de refração e ângulo dos eixos ópticas 2V de pigeonita no diagrama
diopsídio (Di; CaMgSi2O6) - hedenbergita (Hd; CaFeSi2O6) - enstatita (En; Mg2Si2O6) - ferrossilita (Fs;
Fe2Si2O6) em porcentagem molecular (A); piroxênios cristalizado a partir de magma (B), segundo Miyashiro
& Kushiro (1975) e; C) ilustração esquemática da figura de interferência de pigeonita (C). As linhas tracejadas
da parte B indicam a cristalização simultânea entre o clinopiroxênio e o ortopiroxênio. As áreas assombra-
das indicam as composições de piroxênios em questão, augita (clinopiroxênio), pigeonita (clinopiroxênio)
e hiperstênio (ortopiroxênio).
Além de Fenner, Kuno (1950) observou rochas basálticas que ocorrenos vulcões do
Japão e anotou que existem duas séries de cristalização fracionada: 1) série de hiperstênio,
caracterizada pela ausência de pigeonita e presença de hiperstênio na massa fundamental e
abundância de minerais hidratados como hornblenda e biotita; 2) série de pigeonita, caracteri-
zada pela presença de pigeonita na massa fundamental e ausência ou escassez de minerais
hidratados. A série de hiperstênio de Kuno corresponde à série Ca-alcalina de Bowen, e a
série de pigeonita, série toleítica de Fenner. Pigeonita é um clinopiroxênio caracterizado quimi-
camente por baixo teor de CaO (Fig. 4.17A; B) e opticamente por baixo ângulo 2V, portanto,
apresenta no conoscópio a figura de interferência similar à de minerais uniaxiais (Fig. 4. 17.C).
O conhecimento sobre a existência das duas séries de cristalização fracionada do magma
primário não alcalino foi difundida mundialmente na década de 1950. Antes disso, o termo
toleito era tratado como o sinônimo de basalto não alcalino. Encontram-se certas bibliografias
com significado confuso do termo “toleítica”. Desta forma, deseja-se aos alunos leitores toma-
rem cuidado com os dois significados atuais do termo “toleito” ou “basalto toleítico”: 1) basalto
de composição química não alcalina, ou seja, pertencente às séries não alcalinas; 2) o mesmo
En
Fs
Fs
HdDi
Di
hiperstênio
clinopiroxêniopigeonita
Ska
R
RCV
augitaW
WSka
1.66 1.67 1.68 1.69 1.70 1.71 1.72 1.73
1.68 1.69 1.70 1.71 1.72 1.73
1.74 1.75 1.76
60
5555
5050
4545
4040
20
25
0 35
30
2510
0 25
2V(°)
eix
o 
óp
tic
o
α 
 
 
 
 β
(0
10
) 
 
 (0
10
)
2V(°)
índice de refração
ortopiroxênio
clinopiroxênio
A.
B. 
C.
Hd
En
pigeonita
hiperstênio
augita
 Séries de cristalização fracionada - 93 -
que pertence à série toleítica (Tabela 4.5). O autor recomenda a utilização da expressão
“toleítica” exclusivamente para série de cristalização fracionada toleítica. Para representar o
magma basáltico de composição toleítica, deve ser utilizada a expressão “magma basáltico não
alcalino” ou “saturado em sílica”.
No caso da série Ca-alcalina, o aumento de SiO2 e a redução de MgO, CaO e FeO
durante a cristalização fracionada são notáveis. Entretanto, no caso da série toleítica, o aumen-
to da proporção FeO/MgO é marcante. O diagrama triangular MFA, chamado também como
AMF, MgO (magnésio) - FeO* (ferros) - Na2O + K2O (álcalis), em porcentagem relativa de peso
(Fig. 4.18), mostra a diferença na evolução magmática entre as duas séries. Neste diagrama, o
magma primário situa-se na proximidade da linha MgO - FeO*. No caso da série toleítica
típica, como as rochas constituintes do corpo intrusivo de Skaergaard, o magma primário evo-
lui-se paralelamente à linha MgO - FeO* em direção a FeO*, e aproxima-se do vértice
FeO*. Neste estágio da evolução magmática, o aumento de SiO2 é pequeno. Em seguida, a
evolução magmática muda de direção para o vértice Na2O + K2O, aumentando notavelmente o
teor de SiO2. Por outro lado, o magma da série Ca-alcalina evolui-se a partir do magma
primário diretamente para o vértice Na2O + K2O, com aumento constante de SiO2. O dia-
grama MFA é eficiente para distinguir qualitativamente as séries Ca-alcalina e toleítica, mas,
não é muito bom para as séries Ca-alcalina e alcalina. Miyashiro & Kushiro (1975) apresenta-
Tabela. 4.5. Comparação entre séries Ca-alcalina e toleítica.
série mineral característico evolução química área de ocorrência 
Ca-alcalina hiperstênio, hornblenda, 
biotita 
elevação de SiO2 zona de subducção e de colisão continental 
Toleítica pigeonita, fayalita elevação da proporção 
Fe/Mg 
cadeia meso-oceânica, rife continental, hot-
spot, zona de subducção 
 
a: corpo Intrusivo Skaergaard, Groenlândia
b: rochas vulcânicas da série toleítica da região Izu - Hakone, Japão
c: rochas vulcânicas da série Ca-alcalina da região Izu - Hakone, Japão
c: rochas vulcânicas da série Ca-alcalina do Vulcão Amagi, Izu, Japão
Fig. 4.18. Comparação
de evolução química pela
cristalização fracionada
entre as séries toleítica
(a, b) e Ca-alcalina (c, d)
no digrama MFA, isto é,
MgO - FeO* -
Na2O+K2O em porcenta-
gem de peso. FeO*
corresponde ao ferro to-
tal recalculado com FeO.
A área assombrada apre-
senta a composição hipo-
tética do magma primá-
rio basáltico. Nota-se
que ambas as séries são
originadas do magma pri-
mário da mesma compo-
sição química.
a
b
c
d
FeO*
Na O+K O2 2 MgO
magma primário
basáltico
Ca
-alc
alin
a
tol
eít
ica
 Séries de cristalização fracionada - 94 -
ram dois outros diagramas, FeO*/MgO v.s. SiO2 (Fig. 4.19A) e FeO*/MgO v.s. FeO* (Fig.
4.19B), que distinguem mais eficientemente a evolução magmática das séries Ca-alcalina e
toleítica.
As séries alcalina e não alcalina são diferenciadas pela composição química do magma
primário. Entretanto, as séries Ca-alcalina e toleítica são originados do mesmo magma primá-
rio toleítico. O responsável da diferenciação é interpretado como o grau de oxidação dos
magmas durante a cristalização fracionada (Osborn, 1959; Fig. 4.20): com alta fugacidade de
oxigênio (ambiente oxidante) o magma evolui-se segundo a série Ca-alcalina (modelo de Bowen,
série de hiperstênio), e com baixa fugacidade (ambiente redutor), segundo a série toleítica
(modelo de Fenner, série de pigeonita). Em ambiente oxidante, o ferro presente no magma
basáltico é ligado com o oxigênio e cristaliza-se na forma de magnetita (Fe3O4). Como este
mineral óxido tem alta densidade, cerca de 5.2g/cm3, os grãos cristalizados do magma afundam
rapidamente na câmara magmática. Devido à retirada de ferro, o magma residual se torna
Fig. 4.19. Comparação de evolução quími-
ca entre as séries toleítica (a, b) e Ca-al-
calina (c, d) nos diagramas de (A) SiO2 -
FeO*/MgO e (B) FeO - FeO*/MgO, se-
gundo Miyashiro & Kushiro (1975). A área
assombrada apresenta a composição hipo-
tética do magma primário basáltico. As
rochas vulcânicas apresentadas nestes di-
agramas são mesmas da figura anterior.
Fig. 4.20. Diagrama triangular de fase
do sistema SiO2 - FeO - Fe2O3 em por-
centagem de peso, segundo Muan
(1955). As linhas tracejadas indicam
fugasidade de oxigênio em Atm. Neste
diagrama, o magma primário basáltico
situa-se no ponto A. Em ambiente
oxidante, com abastecimento de
oxigênio externo, o líquido residual evo-
lui-se em direção ao ponto B por meio
de cristalização de magnetita. Do ponto
B para C, cristalizam-se magnetita e
fayalita (olivina de ferro) e, no ponto C,
magnetita, fayalita e tridimita (sílica),
formando a série Ca-alcalina
(A→→→→→B→→→→→C). Em ambiente redutor, sem
abastecimento de oxigênio, o líquido re-
sidual evolui-se em direção ao ponto D.
Do ponto D para C, cristalizam-se
magnetita e tridimita e, no ponto C,
magnetita, fayalita e tridimita (sílica),
formando a série toleítica (A→→→→→D→→→→→C).A: basalto B: ferro basalto
C: andesito D: riolito
SiO2
FeO
(ustita)
Fe O2 3
(hematita)
50
Fe
fayalita
Fe O3 4
(magnetita)
cristobalita
tridimita
C
DB
Austita
hematita10
-1
10-3
10-5
10-7
magnetita
série Ca-alcalina
A - B - C
série toleítica
A - D - C
d c
toleítica
Ca-alcalina
b
ad
A
50
0 1 2 3 4 5
60
70
Si
O
 (W
%
)
2
Fe
O
* (
W
%
)
FeO*/MgO (W%)
80
c
b
to
leí
tic
a
Ca
-a
lca
lin
a
a
B
5
10
15
20
0 1 2 3 4 5
FeO*/MgO (W%)
 Séries de cristalização fracionada - 95 -
A - série toleítica
A - série Ca-alcalina
1 - magma altamente máfico 2 - magma máfico 3 - magma intermediáriso
decantaçãoolivina magnesiana
pigeonta
ferroaugita
fayalita
Fe >>> Mg
Fe >> MgMg Fe > Mg
Fe
SiO2
decantação
olivina magnesiana
hiperstênio
augita
hornblenda
biotita
N S
N S
N Smagnetita
3 - magma intermediáriso1 - magma altamente máfico 2 - magma máfico
N S N S
magnésio ferro sílica oxigênio magnetita mineral 
máfico
mineral máfico 
ferroso
Fe > MgFe > Mg
N S N S N S N S
SiO2
oxigênio
sílica sobrada
Mg Fe > Mg
Fe
Fig. 4.21. Relação ferro e oxigênio durante a cristalização fracionada das séries: (A) toleítica e (B) Ca-alcalina.
Nota-se que o magma da série Ca-alcalina possui teor elevado de H2O. No início do processo de cristalização, o
ferro da série Ca-alcalina reage com o oxigênio formando magnetita (B1). Portanto, em comparação com a
série toleítica. o líquido residual da série Ca-alcalina é caracterizada pela abundância de sílica e relativa escas-
sez de ferro.
 Séries de cristalização fracionada - 96 -
mais félsico desde o estágio inicial de cristalização fracionada (Fig. 4.18). Esta evolução quí-
mica corresponde à série Ca-alcalina. Por outro lado, em ambiente redutor a formação de
magnetita, ou seja, a retirada de ferro é limitada. Enquanto que MgO, CaO e SiO2 presentes no
magma são cristalizados na forma de minerais máficos e o ferro permanece no líquido. Desta
forma, o magma residual é enriquecido em ferro e o ferro sobrado é utilizado no estágio poste-
rior de evolução magmática para cristalizar minerais máficos com alta proporção Fe/Mg, tal
como fayalita (olivina de ferro; Fe2SiO4), que se encontra em típico ferro gabro. Esta evolução
química do magma corresponde à série toleítica (Fig. 4.20).
Os magmas da série toleítica são de alta temperatura e contém baixo teor de H2O,
enquanto que, os da série Ca-alcalina são de temperatura relativamente baixa e contém alto
teor de H2O. Os componentes voláteis, tais como H2O, Cl, e F, abaixam a temperatura da fusão
dos magmas, e portanto, os magmas hidratados podem manter o estado líquido até mesmo em uma
temperatura relativamente baixa. Desta forma, as rochas da série Ca-alcalina freqüentemente
possuem minerais máficos hidratados, tais como hornblenda. Este fato indica que a oxidação
pode estar relacionada à H2O da rocha encaixante. As rochas da crosta são normalmente
hidratadas. O H2O está presente dentro da rede cristalina dos certos minerais constituintes, deno-
minados minerais hidratados, tais como biotita, muscovita, etc. Além disso, existe também fora
dos minerais como fluído livre. Os magmas gerados no manto superior são normalmente conside-
rados como pobres em H2O. Durante a intrusão desses magmas, a água da rocha encaixante
crustal pode ser incorporada aos magmas, e uma parte da H2O separa-se em hidrogênio e
oxigênio. O oxigênio cria o ambiente oxidante, e o hidrogênio é disperso na rocha encaixante.
Portanto, os corpos magmáticos pequenos são altamente influenciados pela H2O extraída da
rocha encaixante crustal, e nos corpos intrusivos de escala superior a quilométrica, a influência
da H2O crustal é pequena em relação ao grande volume do magma. A Fig. 4.18 e a Fig. 4.19
mostram que existem séries toleíticas típicas (como Skaergaad) e não típicas (como as rochas
basálticas do Japão). O fato é devido provavelmente à diferença do grau de oxidação, ou seja, o
grau de hidratação. Neste sentido, interpreta-se que a série toleítica é a série de cristalização
fracionada em condição normal do magma primário basáltico e a série Ca-alcalina, em condição
especial com alta fugasidade de oxigênio.
Rochas da série Ca-alcalina são encontradas tipicamente em cordilheiras, tais como a
dos Andes, e arcos de ilhas (zonas de subducção), Japão, Indonésia, Filipinas, etc., ou seja, em
zonas de subducção, onde existe H2O abundante. Dentro do Sistema Solar, as rochas da série
Ca-alcalina são presentes especificamente no Planeta Terra, isto é, as rochas caracterizantes
da Terra, onde a tectônica de placas está em funcionamento. Por outro lado, as rochas da série
toleítica são observadas no fundo do oceano, platôs de lavas terrestres e submarinos, grandes
corpos intrusivos gabróicos, etc.
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