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Governador
Vice Governador
Secretária da Educação
Secretário Adjunto
Secretário Executivo
Assessora Institucional do Gabinete da Seduc
Coordenadora da Educação Profissional – SEDUC
Cid Ferreira Gomes
Domingos Gomes de Aguiar Filho
Maria Izolda Cela de Arruda Coelho
Maurício Holanda Maia
Antônio Idilvan de Lima Alencar
Cristiane Carvalho Holanda
Andréa Araújo Rocha
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INDICE 
 
 
 
CAPITULO 1: ORIGEM E FORMAÇÃO DAS ROCHAS................................02 
 
CAPITULO 2: ROCHAS IGNEAS OU MAGMÁTICAS...................................04 
 
CAPITULO 3 PETROLOGIA SEDIMENTAR..................................................21 
 
CAPITULO 4: ROCHAS METAMORFICAS....................................................40 
 
BIBLIOGRAFIA:...............................................................................................48 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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CAPITULO 1: ORIGEM E FORMAÇÃO DAS ROCHAS 
 
 Magma: Corresponde ao estado de fusão dos constituintes formadores da terra e, 
principalmente, formadores da crosta (SiO2; Al2O3; FeO; MgO; CaO; Na2O; K2O). 
 Rocha: É um agregado natural de um ou mais minerais, ou vidro vulcânico, ou ainda 
matéria orgânica, e que faz parte importante da crosta sólida da terra. 
 
 
 MAGMA ROCHA ÍGNEA 
 
 Pela origem da terra, as rochas ígneas teriam sido as premerias a se formarem. Após a 
sua formação, as rochas ígneas passaram a sofrer a ação físico-química e biológica dos 
agentes atmosféricos, o que leva a instabilização de seus minerais e a formação do solo 
residual. A este processo, denominamos de intemperismo. 
 
 
 ROCHA ÍGNEA SOLO RESIDUAL 
 
 O solo residual formado fica sujeito à ação de fluxo da água, do ar, do gelo, do 
impacto dos grãos e começa a sofrer erosão. O grão solto passa a ser transportado, através de 
um agente transportador, e deposita-se em regiões baixas e planas, passando a ser denominado 
de sedimento. 
 
 
SOLO RESIDUAL SEDIMENTO 
RESFRIAMENTO + CONSOLIDAÇÃO 
INTEMPERISMO 
EROSÃO + TRANSPORTE + DEPOSIÇÃO 
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 O sedimento formado pode ser levado a grandes profundidades por situações tais 
como a choque de placas, de forma que fica sujeito a ação de altas temperaturas e pressão. 
Neste caso, o sedimento passa a sofrer o processo de litificação, tornando-se uma rocha 
sedimentar. 
 
 
 SEDIMENTO ROCHA SEDIMENTAR 
 
 Caso haja a continuidade do choque de placas (subsidência) a rocha sedimentar ou 
ígnea poderá atingir profundidades de 5 a 20 km, onde as temperaturas e pressões provocam 
mudanças mineralógicas que são denominadas de metamorfismo. As rochas resultantes da 
ação destes processos são denominadas de rochas metamórficas. 
 
 
 ROCHA SEDIMENTAR ROCHA METAMÓRFICA 
 
 Tendo continuidade o aumento de profundidade, a rocha atingirá temperaturas e 
pressões tais que podem provocar a sua fusão total ou parcial, formando novamente o 
magma. 
 
 
ROCHA METAMÓRFICA MAGMA 
 
Resumo: A formação das rochas se dá por resfriamento do magma, consolidação de depósitos 
sedimentares e metamorfismo. 
 
LITIFICAÇÃO 
METAMORFISMO 
FUSÃO 
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CAPITULO 2: ROCHAS IGNEAS OU MAGMÁTICAS 
 
Rochas ígneas (ou magmáticas) são aquelas originadas através do resfriamento e 
consolidação direta de uma massa em fusão, denominada de magma, o qual é gerado em 
regiões profundas da Terra, sob condições de temperatura e pressão elevadas. 
Dada a sua origem, a natureza das rochas ígneas depende em grande parte da 
composição química dos magmas a partir dos quais foram formadas. 
Os magmas são constituídos essencialmente por silício, alumínio, ferro magnésio, 
cálcio, sódio e potássio combinados, formando moléculas minerais mais ou manos 
dissociadas. Além destes constituintes, os magmas contêm ainda outros, em proporção 
relativamente diminuta, incluindo água e outros constituintes voláteis (flúor, cloro, boro, 
fósforo, arsênio, etc.). 
Quando um magma se resfria, cada mineral cristaliza, à medida que alcança o seu 
ponto de supersaturação. Alguns minerais existentes na massa fluida cristalizam mais 
precocemente do que os outros e, assim, na maioria das rochas ígneas, pode ser determinada 
uma ordem mais ou menos definida de cristalização dos vários constituintes minerais. Em 
geral, os minerais escuros e os que contêm as menores quantidades de sílica são os que 
cristalizam em primeiro lugar; os minerais ricos em sílica são os últimos. 
O fracionamento do magma pela cristalização decorre das diferentes temperaturas de 
cristalização dos minerais. Com o progresso da cristalização, existe tendência à manutenção 
do equilíbrio entre as fases sólidas e líquidas. Quando a temperatura baixa, os cristais 
precoces reagem com o líquido e mudam de composição. 
Esta reação pode ser progressiva, produzindo uma sucessão de soluções sólidas homogêneas. 
No caso dos feldspatos plagioclásicos, os cristais precoces são os mais ricos em Ca. Quando a 
reação continua e a temperatura cai os cristais tornam-se progressivamente mais sódicos. As 
alterações desta natureza constituem uma série de reação contínua de Bowen (Fig. 1.1). 
Certos minerais ferromagnesianos, quando o resfriamento e a reação continuam, 
transformam-se, a temperaturas definidas, em outros minerais, com estrutura cristalina 
diferente. Estas mudanças abruptas constituem uma série de reação descontínua de Bowen 
(Fig. 1.1). 
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Quando a reação entre cristais e líquido se completa, os minerais da rocha final não 
são os precoces, mas os últimos que se formaram. Mas se a reação não for completa, devido à 
rapidez de resfriamento ou outras razões, os cristais precoces de ambas as reações podem 
persistir como componentes da rocha final. É por isto que se observam feldspatos zonados e 
cristais de um mineral ferromagnesiano envolvidos por camadas de outro. 
Figura 2.1: Diagrama de Bowen. 
 
2.1 Condições de formação das rochas ígneas 
Quanto às condições de formação das rochas ígneas, elas podem ser subdivididas em 
intrusivas e extrusivas (ou efusivas, ou vulcânicas). As intrusivas, por sua vez, são 
subdivididas em dois grupos: as intrusivas de grandes tamanhos e profundidade, denominadas 
de plutônicas, e as intrusões menores, situadas mais próximas da superfície, chamadas de 
hipoabissais. 
 
 Rochas plutônicas: São aquelas consolidadas em regiões profundas na crosta (vários 
quilômetros abaixo da superfície terrestre), sob condições de altas P e T. O 
resfriamento do magma é relativamente lento, as reações entre fase sólida e líquida são 
favorecidas, com tendência a desenvolvimento de cristais maiores e diferenciação 
acentuadadentro da câmara magmática. Portanto, as rochas ígneas originadas em 
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regiões profundas da crosta, possuem textura grossa e seus constituintes minerais 
podem ser reconhecidos e diferenciados, usualmente, a olho nu. 
 
 Rochas hipoabissais: São as rochas formadas em profundidades menores da crosta, 
ou seja, mais próximas da superfície, resultando da consolidação de magma que 
penetra em fraturas e cavidades das rochas encaixantes. Apresentam características 
intermediárias entre as rochas plutônicas e as extrusivas. 
 
 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas): Formam-se pelo resfriamento e 
solidificação de material magmático (lava) que extravasou à superfície da Terra, 
resfriando-se e solidificando-se rapidamente, sob condições relativamente baixas de P 
e T. Sob essas condições, as partículas minerais ainda não solidificadas têm 
oportunidade reduzida para crescer, resultando numa rocha de granulação fina. Em 
algumas situações o resfriamento é tão rápido que se torna impossível a separação de 
qualquer mineral, originando vidro vulcânico. 
 
 A) Stock 
B) Batólito 
C) Lacólito 
D) Batólito (magma) 
E) Dique 
F) Soleira (sill) 
G) Conduto vulcânico 
H) Edifício vulcânico 
I) Lava vulcânica 
J) Cone de cinzas 
K) Neck 
 
Fig. 2.2- Bloco diagrama mostrando as relações estruturais de vários corpos ígneos 
intrusivos e extrusivos, e as rochas 
encaixantes. 
 
 
 
 
 
 Fig. 2.3 – Representação de um Stock. 
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2.2. Forma de ocorrência das rochas ígneas 
As rochas ígneas apresentam determinadas formas de ocorrência, merecendo destaque: 
 Formas extrusivas: 
a) Derrame: quando o magma é pouco viscoso, grandes volumes de lava altamente fluida, 
subsilicosa e escura, extravasam à superfície da Terra através de longas e profundas fissuras, 
originando corpos tabulares extensos (derrames) que acompanham a superfície do terreno 
(p.e. derrames basálticos da Bacia do Paraná). O vulcanismo que origina estes derrames é 
denominado vulcanismo do tipo fissural (Fig. 2.4A); 
 
b) Vulcanismo do tipo central (erupção central): volumes menores de lava extravasadas de 
um conduto central constroem cones (edifícios) vulcânicos de dois tipos: 
• Vulcões em escudo: edifícios com flanco suave, resultantes de extrusão periódica de lavas 
fluidas, subsilicosas (vulcões havaianos - Fig. 2.4B); 
• Estrato-vulcões: cones com flancos mais abruptos, resultantes da sucessão de extrusões de 
lavas mais viscosas (ricas em sílica) e extrusões explosivas de materiais piroclásticos (cinzas, 
lapili). Constituem evidências de vulcanismo desse tipo os riolitos de Castro, no Paraná, e de 
Campo Alegre, em Santa Catarina, com idade de 450 Ma (Fig. 2.4C). 
• Estromboliano: o cone vulcânico é formado essencialmente por material piroclástico, em 
conseqüência de emissões explosivas devidas à maior viscosidade das lavas. O declive das 
encostas atinge cerca de 40o e a altura oscila em torno de 300 metros (Fig. 2.4D). 
 
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Figura 2.4 – Principais tipos de vulcões: (A) fissural, (B) havaiano, (C) estrato vulcão, 
(D) estromboliano. 
 
 Formas intrusivas: 
 
Quando o magma consolida-se no interior da crosta são originadas rochas ígneas 
denominadas intrusivas, cuja forma dependerá da estrutura geológica e da natureza das rochas 
encaixantes. Se o magma, ao penetrar na crosta, acompanhar as orientações das rochas 
encaixantes (foliação e xistosidade das rochas metamórficas, acamamento das rochas 
sedimentares), a forma originada será concordante. Em caso contrário, quando o magma 
rompe as orientações das encaixantes, obedecendo principalmente as estruturas rúpteis como 
falhas e fraturas, originam-se as formas discordantes. Estas são mais freqüentes nas porções 
superiores da crosta, onde os materiais têm comportamento mais rígido (rúptil): 
a) Formas concordantes 
 
• Soleira (ou sill): corpos extensos e pouco espessos, de forma tabular (magma subsilicoso 
pouco viscoso) (Fig. 2.3, 2.5 e 2.6); 
• Lacólito: corpos intrusivos lenticulares plano-convexos, formando-se cúpula na capa 
(magma enriquecido em sílica, mais viscoso) (Fig. 2.2 e 2.6); 
• Lopólito: corpos lenticulares de grandes dimensões, côncavo-convexos, deprimidos na parte 
central (encaixados em sinclinais) (Fig. 2.6); 
• Facólito: corpos lenticulares convexo-côncavos, alçados na parte central (encaixados em 
anticlinais). 
 
b) Formas discordantes 
 
• Dique: corpos tabulares extensos de possança variável (cm até km) preenchendo fraturas 
formadas por esforços distensivos; existem grupos de diques radiais (disposição radial em 
relação a um centro), anelares (concêntricos) e em enxames (paralelos) (Fig. 2.2, 2.6 e 2.7); 
• Chaminé (neck): formas cilíndricas verticais (diâmetro de metros a pouco mais de 1 km), 
correspondendo à exumação, pela erosão, de antigos condutos vulcânicos (Fig. 2.2 e 2.8); 
• Apófise: formas ramificadas irregulares derivadas de corpos maiores (lacólitos, batólitos); 
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• Batólito: grande massa contínua de rocha magmática muito antiga, cortando 
discordantemente as rochas encaixantes, apresentando mais de 100 km2 de superfície (Fig. 
2.2 e 2.3); 
• Stock: menor que o batólito (menos de 100 km2 de superfície) (Fig 2.3). 
 
 
Fig. 2.5 – Foto mostrando soleiras e diques alimentadores das mesmas. 
 
 
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Fig. 2.5 A – Representação esquemática tridimensional de corpos ígneos concordantes e 
discordantes. 
 
Fig.2.6 - Corpos ígneos intrusivos: Soleira, Lacólito e Dique. 
 
Fig. 2.7 – Dique aflorado por denudação. Fig. 2.8- Neck vulcânico. 
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2.3. Estrutura das rochas ígneas 
 
O arranjo geométrico dos componentes maiores constitui a estrutura das rochas. As 
principais estruturas presentes nas rochas ígneas são: 
a) Vesículas: são vazios provocados pela expansão e aprisionamento de gases. Apresentam 
formas esféricas, elípticas, cilíndricas ou irregulares, e ocorrem em rochas vulcânicas; 
b) Amídalas: vesículas preenchidas com minerais secundários (calcita, zeólitas, quartzo, 
opala, calcedônia); 
c) Estrutura fluidal: arranjo paralelo linear ou planar dos minerais precoces devido ao 
escorrimento da lava em solidificação; 
d) Zoneamento (ou variações de granulação e composição): nos contatos ou bordas dos 
corpos magmáticos, onde o resfriamento é mais rápido, podem desenvolver-se zonas de 
granulação mais fina;próximo ao teto do plúton (corpo intrusivo) concentram-se gases e fluidos finais mais leves, 
pouco viscosos, que dão origem a texturas grossas, pegmatóides, e tipos rochosos 
enriquecidos em minerais contendo elementos voláteis (turmalina, topázio, fluorita); 
e) Diáclases: fraturas originadas pela diminuição de volume em consequência do 
resfriamento, solidificação e alívio de carga. 
 
 
Fig. 2.9– Basalto vesicular. Fig. 2.10– Basalto amidaloidal. 
 
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Fig. 2.11 – Riolito com estrutura fluidal. Fig. 2.12 – Basalto diaclasado. 
 
 
 
2.4 Texturas das rochas ígneas 
A textura refere-se ao grau de cristalização, ao tamanho dos grânulos (ou granulação) 
e às relações geométricas entre os constituintes de uma rocha. Tais aspectos são controlados 
pela velocidade e ordem de cristalização, o que depende da temperatura inicial, velocidade de 
resfriamento, composição, conteúdo em gás, viscosidade, pressão, lançando muita luz sobre 
as condições de formação das rochas ígneas. 
 
 Quanto ao grau de cristalização as rochas ígneas podem ser classificadas em: 
 
a) Holocristalinas: compostas inteiramente de cristais (p.e. granito); 
b) Holohialinas: compostas inteiramente de vidro (p.e. obsidiana); 
c) Hipocristalinas ou mesocristalinas: contêm tanto vidro como cristais (p.e. basalto). 
 
 Quanto à granulação, as rochas ígneas podem ser classificadas em: 
 
a) Afaníticas: quando a maior parte dos constituintes é tão pequena que não pode ser visíveis 
e caracterizados a olho nu; 
b) Faneríticas: quando é possível individualizar a maior parte dos constituintes a olho nu. 
São subdivididas em: 
b.1) fina: diâmetro da maior parte dos cristais menor que 1 mm; 
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b.2) média: diâmetros entre 1 e 5 mm; 
b.3) grossa: diâmetros entre 5 mm e 3 cm; 
b.4) muito grossa: diâmetros acima de 3 cm; 
 
 Quanto às relações geométricas entre os constituintes das rochas ígneas, os cristais 
podem ser: 
 
a) Euédricos (ou idiomórficos ou automórficos): quando os cristais apresentam formas 
características, completamente limitadas por faces; 
b) Subédricos (ou hipidiomóficos): cristais apenas parcialmente limitados por faces; 
c) Anédricos (ou alotriomórficos ou xenomórficos): cristais desprovidos de faces. 
 
 Quanto ao tamanho relativo dos cristais constituintes de uma rocha ígnea, a textura 
pode ser: 
a) Equigranular: quando os minerais da rocha ígnea possuem aproximadamente o mesmo 
tamanho; 
b) Inequigranular: quando ocorrem diferenças pronunciadas no tamanho dos minerais que 
formam a rocha. Neste caso, grandes cristais (pórfiros ou fenocristais) acham-se envolvidos 
por uma matriz de granulação fina, refletindo, em alguns casos, mudanças abruptas de 
temperatura durante a cristalização. Quando a rocha é inequigranular a mesma apresenta 
textura porfirítica. 
c) Textura gráfica ou micrografia: intercrescimentos de quartzo e feldspato alcalino, por 
cristalização simultânea ou substituição; o quartzo é comumente cuneiforme, assemelhando-
se a inscrições rúnicas; 
d) Textura ofítica: ripas de plagioclásio são parcial ou totalmente envolvidas por cristais 
maiores (normalmente de piroxênio); comum em gabros, diabásios e basaltos; 
d.1) Textura subofítica: as ripas de plagioclásio são maiores que os cristais de piroxênio, e 
são só parcialmente envolvidas por estes; 
d.2) Textura hialofítica: o vidro substitui o piroxênio na textura ofítica; 
 
 As relações geométricas permitem interpretar a ordem de cristalização: 
 
a) Quando um mineral está envolvido por outro, o mineral envolvente é o mais jovem; 
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b) Os cristais precoces tendem a ser mais euédricos que o tardios; 
c) Quando cristais grandes e pequenos coexistem, os grandes começaram a desenvolver-se 
primeiro. 
 
2.5 Classificação das rochas ígneas 
 
As características principais que permitem classificar as rochas ígneas são: 
a) Composição química (e minerais constituintes), que reflete a composição do magma 
original e suas transformações, em determinados ambientes tectônicos; 
b) Textura ou granulação, que reflete principalmente as condições de formação das rochas, 
mas também os estádios de consolidação do magma. 
Outras formas de classificação referem-se ao teor em sílica, índice de cor das rochas 
ígneas. O teor de sílica reflete a quantidade total de sílica (SiO2) presente na rocha ígnea, 
tanto na forma de quartzo (sílica livre), quanto combinado com outros elementos químicos, 
formando silicatos diversos. De uma forma geral, a quantidade total de sílica nas rochas 
ígneas varia de 30 a 80%. 
 
 Quanto ao teor em sílica as rochas ígneas podem ser: 
 
a) Ácidas: mais de 65% de SiO2; apresentam quartzo (mais de 10%) e feldspatos, os 
feldspatóides estão ausentes (granitos); 
b) Intermediárias: 52% < SiO2 < 65%; apresentam feldspatos (plagioclásio andesina), 
podem apresentar feldspatóides, quartzo em pequena quantidade (dioritos, sienitos); 
c) Básicas: 45% < SiO2 < 52%; Plagioclásio (labradorita e bitownita) e piroxênio (hiperstênio 
e augita), quartzo ausente (gabros, basaltos); 
d) Ultrabásicas: menos de 45% de SiO2; apresentam olivina e piroxênio. Os feldspatos e o 
quartzo estão ausentes ou são raros (dunitos e piroxenitos). 
A cor é também um critério de classificação, visto que os minerais ferromagnesianos 
(biotita, piroxênios, anfibólios, olivinas), denominados máficos, são usualmente escuros e 
mais densos, e caracterizam as rochas básicas e ultrabásicas. Já os minerais geralmente 
desprovidos de ferro e magnésio, denominados félsicos (quartzo, feldspatos, feldspatóides, 
moscovita) são claros e leves, e caracterizam as rochas ácidas. Na classificação de Shand, 
calcada no volume de minerais escuros, distinguem-se as seguintes classes: 
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a) Rochas leucocráticas: menos de 30% de máficos; 
b) Rochas mesocráticas: 30% a 60% de máficos; 
c) Rochas melanocráticas: 60% a 90% de máficos; 
d) Rochas hipermelanocráticas: mais de 90% de máficos. 
 
 Classificações mineralógicas 
 
O conteúdo mineralógico reflete a composição e história evolutiva do magma, e é uma 
base fundamental de classificação. 
Entre os minerais dominantes da rocha, identificam-se: 
a) Minerais essenciais: sua presença é indispensável para se atribuir o nome de uma rocha 
(p.e. quartzo no granito, nefelina ou outro feldspatóide no fonólito); 
b) Minerais acessórios: aparecem em menor quantidade, e são eventuais (não são 
indispensáveis); podem ser classificados em acessórios característicos (mais de 5% da 
rocha) ou acessórios secundários (menos de 5%). 
Como já foi visto anteriormente, a presença ou ausência de quartzo, feldspatos e 
feldspatóides refletem a quantidade de sílica, e pode ser utilizada como critério de 
classificação em rocha ácida, intermediária, básica e ultrabásica. 
A proporção entre feldspatos alcalinos (ortoclásio, microclínio, albita) e cálcicos 
(anortita) é outro importante critério de classificação.Um procedimento comum é o ensaio de 
coloração seletiva dos feldspatos, no qual a amostra de rocha polida é inicialmente tratada 
com ácido fluorídrico (que reage com os feldspatos e o quartzo) e posteriormente com solução 
de cobalto-nitrito de sódio (os feldspatos cálcico produzem película branca, os alcalinos 
amarela e o quartzo incolor). 
 
2.6 Principais rochas ígneas 
 
a) Granito 
 
O granito é uma rocha de coloração clara, composta essencialmente de quartzo e 
feldspato, com pequenas quantidades de outros minerais, principalmente mica (moscovita 
e/ou biotita) e anfibólio (em geral hornblenda). Podem ser encontrados ainda, disseminados 
na rocha, minerais acessórios como magnetita, ilmenita, apatita, zircão, esfênio, topázio, 
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fluorita, granada, etc. A coloração clara dos granitos (acinzentada, rósea, avermelhada, 
esverdeada ou amarelada) é determinada pela cor do feldspato. 
Os granitos são classificados em quatro tipos, de acordo com o teor relativo de feldspatos: 
a) granito alcalino; b) granito normal; c) adamelito; d) granodiorito. A cada um desses 
tipos plutônicos correspondem rochas hipoabissais e efusivas de composição mineral similar, 
porém de textura diferente. No granito normal, mais de 66% do conteúdo dos feldspatos é 
formado de feldspato alcalino, e menos de 34%, de plagioclásio, geralmente oligoclásio. Com 
o aumento do teor de plagioclásio, o granito normal passa a adamelito e a granodiorito. 
Quando o teor de feldspato alcalino predomina e o plagioclásio desaparece, o granito normal 
passa a granito alcalino. Neste caso, os minerais máficos também mudam, sendo substituídos 
por variedades alcalinas. 
 
b) Riolito 
 
O riolito corresponde à forma efusiva do granito, porém ocorre igualmente na forma de 
diques e plugs vulcânicos. O magma que dá origem ao riolito é altamente viscoso, originando 
depósitos de lavas muito espessos em relação à extensão do derrame. Sua ocorrência 
restringe-se, freqüentemente, à chaminé vulcânica. Contêm os mesmos minerais do granito 
disseminados numa matriz vítrea ou criptocristalina, onde podem ocorrer fenocristais de 
quartzo, feldspato, hornblenda ou mica. De maneira geral, os riolitos possuem granulação que 
varia de fina a muito fina. Sua coloração é clara, esbranquiçada, cinzenta, esverdeada, 
avermelhada ou castanha. A cor pode ser uniforme ou apresentar-se com faixas de tonalidades 
diversas, devido a diferenças texturais entre as várias camadas. Geralmente apresentam 
vesículas ou amídalas. O púmice ou pedra-pomes constitui uma variedade de riolito altamente 
vesicular. A textura fluidal é comum nos riolitos, sendo algumas vezes muito evidente devido 
a diferenças de granulação e coloração. 
 
c) Granodiorito 
 
O granodiorito forma intrusões plutônicas similares às do granito, diferenciando-se deste 
na composição dos feldspatos. Nos granodioritos, os plagioclásios (oligoclásio até andesina) 
predominam sobre os feldspatos alcalinos. O teor destes últimos não deve ultrapassar um 
terço do total dos minerais feldspáticos. Quando o teor de plagioclásio é máximo no 
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granodiorito, este recebe o nome de tonalito. Os equivalentes hipabissal e efusivo do 
granodiorito são representados pelo microgranodiorito e pelo dacito, respectivamente. 
 
d) Pegmatitos 
 
Os pegmatitos são rochas de granulação muito grossa, consideradas, pela maioria dos 
geólogos, como produtos finais de uma seqüência de eventos que ocorrem durante o 
resfriamento e diferenciação de um magma ácido a subácido. Com o progresso da 
cristalização de um magma granítico ou sienitico, os elementos mais raros concentram-se no 
líquido residual, formado pela água e produtos voláteis. Neste liquido residual concentram-se 
elementos mais leves (boro, lítio e berilo, entre outros), como também elementos mais 
pesados (wolfrâmio, estanho, nióbio, tântalo etc.), cujos átomos são, respectivamente, muito 
pequenos ou muito grandes para serem incorporados na estrutura cristalina dos principais 
minerais formadores de rocha, Os pegmatitos formam depósitos de grande interesse 
econômico e constituem a fonte de numerosos minerais raros, como turmalina, berilo e 
topázio, entre muitos outros. 
 
e) Aplito 
 
Os aplitos são rochas eqüigranulares de granulação fina, que ocorrem como veios e diques 
no interior dos corpos plutônicos e encaixantes. Embora possam derivar de diversos magmas, 
ocorrem mais intimamente ligados aos magmas graníticos. Originam-se no estágio final da 
evolução magmática de uma rocha plutônica. A composição mineralógica é ligeiramente mais 
ácida do que a da rocha magmática, a que estão associadas. Os aplitogranitos são formados 
essencialmente de feldspatos alcalinos, quartzo e, eventualmente, pequenas quantidades de 
moscovita, turmalina, fluorita, topázio etc. 
 
f) Sienitos 
 
Os sienitos são rochas ígneas intermediárias, de composição semelhante à do granito, 
porém sem ou com muito pouco quartzo. São rochas leucocráticas de coloração branca, cinza, 
rosa ou vermelha, e de granulação variando de média a grosseira e textura holocristalina. A 
forma hipabissal é representada por diques e sills de microssienito de granulação média e 
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textura holocristalina, ocasionalmente porfirítica. O equivalente efusivo, denominado 
traquito, é finamente granulado e de textura hialocristalina. Esta rocha é constituída 
principalmente de feldspato alcalino e/ou plagioclásio sódico (albita ou oligoclásio), 
associados com minerais escuros, freqüentemente biotita, hornblenda e piroxênio. O 
monzonito é um sienito em que o teor de feldspato alcalino é aproximadamente igual ao 
conteúdo de plagioclásio. 
 
g) Dioritos 
 
Os dioritos constituem rochas intermediárias formadas essencialmente por plagioclásio 
(oligoclásio ou andesina) com um ou mais minerais máficos, como biotita, hornblenda, augita 
ou hiperstênio. Juntamente com plagioclásio pode ocorrer feldspato alcalino até um terço do 
conteúdo feldspático. O quartzo pode atingir até 10% no quartzodiorito. Entre os minerais 
acessórios mais comuns ocorrem pequenos cristais de esfênio, magnetita, ilmenita e apatita. 
A forma plutônica, conhecida pela designação de diorito, possui textura holocristalina, 
eqüigranular e granulação grossa, embora às vezes exiba textura porfirítica, com fenocristais 
de feldspatos ou hornblenda. Os minerais máficos são responsáveis pela coloração escura e 
pelo caráter mesocrático da rocha. 
A forma hipabissal, também mesocrática, possui textura holocristalina e granulação 
média, sendo frequentemente porfirítica, com fenocristais de feldspato (hornblenda ou augita). 
É conhecida pela designação de microdiorito, diferindo do diorito pela sua granulação mais 
fina. 
A forma efusiva correspondente ao diorito é denominada andesito. Trata-se de uma rocha 
de textura hialocristalina, de granulação fina, em parte vítrea, muitas vezes porfirítica, 
contendo fenocristais de plagioclásio (oligoclásio/andesina), hornblenda, augita ou placas de 
biotita. 
 
h) Gabro 
 
É uma rocha ígnea cujo teor de sílica varia entre 45 e 55%. Compõe-se principalmente de: 
plagioclásio (geralmente labradorita), piroxênio (augita e/ou hiperstênio) e freqüentementeolivina. O quartzo pode estar ausente ou presente em pequenas quantidades como mineral 
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acessório, ao lado de hornblenda, biotita, magnetita e ilmenita. A família dos gabros é 
representada por formas intrusivas (plutônicas ou hipoabissais) e formas efusivas. 
A forma plutônica holocristalina, eqüigranular de granulação grossa, recebe ó nome de 
gabro. Além de formar stocks, o gabro ocorre em diques, sills e, mais raramente, em lopólito. 
A textura ofítica é comum, enquanto que a porfirítica é rara. Apresenta coloração acinzentada, 
variando do cinza-claro ao cinza-escuro, ou preta, com eventual tonalidade azulada ou 
esverdeada (melanocrática). Com a diminuição ou o aumento de 
minerais escuros, o gabro passa, aos poucos, a anortosito ou peridotito, respectivamente. 
Quando o gabro contém sílica livre na forma de quartzo (no máximo até 10%), a rocha recebe 
o nome de quartzo-gabro. 
Quando a composição mineralógica é formada por mais de 90% de plagioclásios 
(oligoclásio, andesina até bitownita), a rocha é referida como anortosito. Esta é leucocrática 
de coloração variando do cinza ao branco. Entre os minerais acessórios citam-se piroxênio, 
olivina e óxidos de ferro. O anortosito possui textura granular. Ás vezes apresenta 
acamamento similar ao apresentado pelo gabro. 
 
i) Diabásio 
 
O diabásio é uma rocha escura (melanocrática), podendo apresentar, porém, coloração 
cinzenta ou esverdeada e às vezes mosqueada de preto e branco. Mineralogicamente apresenta 
composição similar à do gabro, isto é, constituído de plagioclásio (labradorita), augita e 
óxidos de ferro. Alguns diabásios podem conter 
quartzo (quartzo-diabásio), hornblenda ou biotita. O quartzo-diabásio é o equivalente 
hipabissal do quartzogabro. 
Os diabásios apresentam granulação média com textura ofítica e eventualmente 
porfirítica. Os ocasionais fenocristais podem ser de olivina (olivina-diabásio) e/ou piroxênio 
ou plagioclásio. Em alguns diabásios são encontradas vesículas e amídalas geralmente 
preenchidas com minerais secundários. 
 
j) Basalto 
 
Os basaltos representam os equivalentes efusivos dos gabros e diabásios. Constituem as 
rochas efusivas mais freqüentemente encontradas na parte superior da crosta terrestre: formam 
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o fundo dos oceanos e ocorrem nos continentes, originando extensos planaltos basálticos. No 
Brasil, ocorrem extensivamente nas bacias do Paraná e do Parnaíba. A quantidade de lavas 
basálticas supera em muito o conjunto de todos os outros tipos de lavas. 
O basalto, normalmente, constitui uma rocha melanocrática, densa, finamente granulada, 
holocristalina ou hialocristalina. Ás vezes se apresenta porfirítica, com fenocristais tabulares 
branco-cinzentos de plagioclásio, lustrosos de piroxênio ou esverdeados e com brilho vítreo, 
de olivina. A massa fundamental consiste em plagioclásio (geralmente labradorita), piroxênio, 
olivina e magnetita, além de diversos minerais acessórios. 
 
k) Peridotito 
 
O peridotito é uma rocha ígnea ultramáfica composta de olivina, piroxênio e/ou 
hornblenda, sem ou com pouco feldspato, onde o mineral essencial é a olivina, ocorrendo, às 
vezes como acessórios a cromita e a granada. A designação dunito refere-se à rocha formada 
exclusivamente de olivina. 
A coloração do peridotito varia de verde fosco a preto, e a do dunito de verde-clara até 
escura, com manchas amareladas a castanhas. 
O peridotito possui textura granular (média a grosseira). A textura poiquilítica ocorre 
freqüentemente, enquanto que a porfirítica é muito rara. Ocorre em diques, sills e pequenos 
stocks. 
 
l) Piroxenito 
 
O piroxenito é constituído predominantemente por clinopiroxênios ou ortopiroxênios. 
Entre os minerais associados podem ocorrer: olivina, hornblenda, óxidos de ferro, cromita ou 
biotita. Os feldspatos podem aparecer em pequenas quantidades ou estão ausentes. É uma 
rocha de coloração verde, verde-escura até preta. A textura é granular (média a grosseira). 
Ocorre na forma de pequenas intrusões (stocks ou diques) e como camadas individuais 
dentro de seqüências diferenciadas do gabro. 
As rochas ultramáficas (peridotitos, piroxenitos), via de regra, são de origem plutônica 
profunda. Aquelas que se formaram na superfície foram extrudidas juntamente com magmas 
basálticos. 
 
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Fig. 2.13 – Diagrama para comparação visual de percentagem. 
 
 
 
CAPITULO 3: PETROLOGIA SEDIMENTAR 
 
3.1 Rochas sedimentares 
 
Rochas sedimentares são aquelas originadas a partir da remoção, acumulação e 
consolidação dos produtos resultantes da decomposição ou fragmentação de quaisquer rochas 
preexistente, através dos agentes intempéricos, bem como da deposição de qualquer material 
proveniente da atividade orgânica (animal ou vegetal) ou precipitação de soluções químicas. 
Elas representam a ação dos processos geológicos naturais através dos tempos, e seu 
estudo permite reconstituir os eventos da história geológica da Terra como, por exemplo, 
determinar quais foram as condições paleoambientais, paleoclimáticas ou paleogeográficas 
em que se deu a deposição das diversas seqüências de sedimentos. 
 
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 Gênese 
 
Para a formação das rochas sedimentares, geralmente são necessárias quatro etapas: 
destruição das rochas preexistentes; transporte dos produtos resultantes dessa destruição; 
deposição desses produtos numa bacia de sedimentação; transformação dos sedimentos soltos 
em rocha compacta (diagênese). 
a) Destruição das rochas preexistentes: essa destruição será efetuada através da ação 
conjunta do intemperismo e da erosão; 
b) Transporte dos produtos originados pelo intemperismo: os produtos originados pela 
fragmentação e decomposição intempérica das rochas (fragmentos de rochas ou minerais e 
compostos solúveis), bem como fragmentos de organismos mortos ou produtos de origem 
orgânica, serão transportados pelos agentes externos como a água, o vento, as geleiras e a 
gravidade; 
c) Sedimentação: as partículas que foram transportadas mecanicamente sofrerão decantação e 
serão acumuladas quando a velocidade do agente transportador diminuir, originando, 
inicialmente, os depósitos sedimentares inconsolidados. Os compostos solúveis, transportados 
em solução, sofrerão precipitação química, como conseqüência direta de alterações físico-
químicas do meio, ou indiretamente, através da atividade de organismos; 
d) Diagênese: conjunto de processos que atuam após a deposição das partículas, 
transformando-as em agregados naturais, denominados rochas sedimentares. Durante a 
diagênese os principais processos que atual são a compactação e a cimentação. 
d.1) Compactação: é a consolidação provocada pela pressão das camadas superiores, 
ocasionando uma diminuição dos espaços vazios nos sedimentos. 
d.2) Cimentação: é a percolação de soluções nos interstícios dos fragmentos e deposição da 
substância que estava dissolvida, aglutinando (cimentando) as partículas. Nem sempre o 
materialcimentante provém da própria rocha. Os principais materiais cimentantes são: 
carbonatos, sílica, óxido de ferro (limonita) e argila. 
O material clástico procede diretamente do transporte dos produtos sólidos do 
intemperismo das rochas preexistentes. Nas bacias de sedimentação, os depósitos químicos 
formam-se pela evaporação ou precipitação dos sais solúveis provenientes da alteração 
química das rochas da área-fonte. Os sedimentos orgânicos, por sua vez, derivam direta ou 
indiretamente das atividades vitais dos animais ou plantas. Geneticamente, as rochas 
sedimentares podem ser: residuais, detríticas, químicas ou orgânicas. Os sedimentos 
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apresentam-se, inicialmente, como rochas incoerentes que se consolidam com o tempo, pela 
ação de material cimentante. 
 
3.2 Texturas sedimentares 
 
A textura depende do tamanho, forma e arranjo das partículas que compõem um 
sedimento. O exame da textura permite indicar se um sedimento é de granulação fina ou 
grosseira e se os grãos são angulares, arredondados, polidos ou foscos. Através da análise da 
textura podem-se obter informações a respeito das várias etapas da sedimentação. O tamanho 
do grão relaciona-se com a energia ambiental e com o meio de transporte. 
Nas rochas sedimentares são consideradas as texturas clásticas e as não clásticas, 
sendo aquelas características dos sedimentos detríticos e as últimas, dos depósitos químicos. 
 
 
 Texturas clásticas 
 
Nestas texturas destacam-se os grânulos e a matriz. O tamanho da partícula é fundamental 
para a classificação dos depósitos clásticos. Por exemplo, um arenito é constituído 
predominantemente por fragmentos do tamanho dos grãos de areia (0,062 até 2 mm), ao passo 
que um conglomerado é formado por partículas maiores. 
A análise da distribuição da granulação de uma rocha sedimentar constitui um critério de 
avaliação da capacidade e efetividade do transporte. A seleção dos tamanhos reflete as 
condições de transporte, bem como certas particularidades ambientais. Fluidos 
hidrodinamicamente normais (água corrente, ondas ou ventos) originam depósitos bem 
selecionados. Fluidos mais densos ou viscosos (corridas de lama ou correntes de turbidez) 
formam depósitos de maior irregularidade textural no que diz respeito à distribuição do 
tamanho dos grãos. 
A dimensão das partículas constitui igualmente um critério para avaliar a distância do 
transporte ou a energia ambiental. As rochas mais grosseiras indicam geralmente maior 
proximidade da área-fonte, enquanto que as mais finas sugerem maior distância. Dependendo 
da quantidade de abrasão, os fragmentos de rochas e as partículas minerais podem ser 
arredondados, subarredondados, subangulares ou angulares. Os sedimentos derivados da ação 
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glacial ou da ação direta da gravidade são, via de regra, angulares, enquanto que as partículas 
movidas pela água ou ventos se apresentam mais arredondadas. 
A morfoscopia (arredondamento, esfericidade e textura superficial) é empregada 
juntamente com outros caracteres de textura na descrição das rochas sedimentares, bem como 
no estudo dos agentes geológicos e dos processos operantes no ambiente de sedimentação. Os 
dados morfoscópicos constituem informações complementares que, isoladamente, não 
resolvem os problemas genéticos das rochas sedimentares. Entretanto, quando utilizados em 
conjunto com outros elementos texturais, estruturais e 
estratigráficos, permitem melhor compreensão do ambiente de sedimentação e dos processos 
operantes na área-fonte. 
 
O grau arredondamento é função da agudeza das arestas e cantos da partícula, 
independendo de sua forma. Indica a maior ou menor distância de transporte, e o rigor do 
transporte. A forma mais simples e rápida de se determinar o grau de arredondamento de uma 
partícula é através de comparação visual (Fig.3.1). 
 
 
 
Fig. 3.1 – Grau de arredondamento de partículas 
 
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O grau de esfericidade indica quanto a forma de uma partícula aproxima-se de uma esfera. A 
comparação visual é a forma mais simples e rápida para a determinação desta grandeza (Fig. 
3.2). O grau de esfericidade pode ser expresso pela seguinte fórmula: 
 
 
 
 
Fig. 3.2 - Classes de arredondamento: a) muito angulosa; b) angulosa; c) sub-angulosa; 
d) sub-arredondada; e) arredondada; f) bem arredondada. Adaptado de Powers (1953) e 
Shepard (1973). 
 
O grau de seleção de um sedimento refere-se a maior ou menor concentração de vários 
tamanhos de partículas. A seleção constitui uma importante característica textural, pois pode 
fornecer informações a respeito do transporte e do ambiente de sedimentação. 
Um sedimento bem selecionado é formado predominantemente por um tamanho de 
grão e indica um transporte considerável. Um sedimento pobremente selecionado compreende 
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vários tamanhos de partículas e indica um transporte rápido e de pequena duração por fluidos 
densos (corrida de lama). A ação glacial é igualmente incapaz de selecionar os diferentes 
materiais, depositando simultaneamente partículas grosseiras e finas. 
 
 
Tabela 3.1 - Escala granulométrica de Wentworth 
 
 
 Texturas não clásticas 
 
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As texturas não clásticas são características dos sedimentos químicos e diferem 
notavelmente daquelas das rochas sedimentares clásticas. Assemelham-se, até certo ponto, às 
texturas das rochas ígneas e metamórficas. 
As texturas cristalinas são referidas de acordo com o tamanho dos cristais: 
a) Macrocristalinas (acima de 0,75 mm); 
b) Mesocristalinas (de 0,2 a 0,75 mm); 
c) Microcristalinas (de 0,01 a 0,2 mm); 
d) Criptocristalinas (abaixo de 0,01 mm). 
Uma rocha sedimentar possui textura oolítica quando é constituída, em grande parte, 
por oólitos. Estes são formas esféricas ou subesféricas, com diâmetro variando de 0,25 a 2 
mm, de natureza acrescionária. Quando estas formas esféricas ou subesféricas possuem 
diâmetro superior a 2 mm, são denominadas pisólitos e a textura é pisolítica. 
 
3.3 Estruturas sedimentares 
 
As estruturas sedimentares constituem os aspectos principais da organização interna da 
rocha sedimentar. Dizem respeito às relações mútuas das suas partículas constituintes, sendo 
melhor visualizadas em afloramentos do que em amostras de mão. As estruturas auxiliam, de 
certo modo, a interpretação do ambiente de sedimentação. Muitas delas permitem determinar 
o sentido das paleocorrentes, enquanto que outras possibilitam sugerir quais teriam sido as 
condições paleoclimáticas da época de deposição. 
As estruturas podem ser classificadas segundo vários critérios. Podemos tomar como 
critério seu tamanho ou o tempo de sua formação, relacionando-as com as rochas que as 
contêm ou, ainda, segundo suaorigem. De acordo com o tamanho podemos considerá-las 
como grandes, se são só visíveis no campo, ou pequenas, se visíveis em uma amostra. As 
menores estruturas, que requerem a utilização de instrumentos ópticos para seu estudo, são 
chamadas de microestruturas. 
Quanto ao tempo em que foram formadas, elas podem ser singenéticas ou primárias 
e epigenéticas ou secundárias. As primeiras são formadas durante a deposição ou pouco 
tempo após a deposição do sedimento. As epigenéticas são formadas muito depois da 
sedimentação. 
Chama-se interface a superfície sobre a qual está se processando a sedimentação. Uma 
rocha sedimentar possui, portanto, muitas interfaces que correspondem ás diversas fases em 
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que esteve exposta antes de ser recoberta por camadas sucessivas de sedimentos. Muitas das 
estruturas singenéticas formam-se sobre as interfaces de deposição. 
A situação de tais estruturas em relação aos corpos litológicos pode ser interna ou 
externa, segundo se localizem dentro da unidade litológica ou entre as unidades litológicas. 
Finalmente, quanto á origem, elas podem ser classificadas em físicas, químicas ou orgânicas. 
 
3.3 1 Classificação das estruturas sedimentares 
 
 Estruturas sedimentares primárias (singenéticas) 
 
a.1) Estratificação - um dos aspectos mais característicos das rochas sedimentares é sua 
deposição em estratos ou camadas, umas sobre as outras. A estratificação é salientada pelas 
diferenças de composição, textura, dureza, coesão ou cor, dispostas em faixas 
aproximadamente paralelas. Algumas camadas não apresentam estratificação nítida. Ela pode 
estar oculta e vir a ser realçada pelo intemperismo ou percebida pelo exame com raios X. 
Outras vezes a estratificação está completamente ausente (estrutura maciça). 
 
a.2) Estratificação cruzada - Consiste na disposição de estratos em ângulos diversos em 
relação a um plano horizontal ou à inclinação original da rocha. É uma estrutura comum nas 
rochas sedimentares, principalmente nas de granulação arenosa. Permite determinar, com 
grande precisão, o sentido das paleocorrentes, isto é, a direção de transporte nos mares, rios e 
desertos. A estratificação cruzada caracteriza muitas formações depositadas em ambiente 
subaquático (por exemplo, Arenito Furnas) ou eólico (por exemplo, Arenito Botucatu) (Fig. 
3.4). 
 
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Fig.3.3 – Estratificação plano paralela em arenito. 
 
 
Fig. 3.4 - Estratificação cruzada com indicação da direção da corrente. 
 
a.3) Estrutura gradacional - Na estrutura gradacional verifica-se, numa mesma camada, uma 
mudança progressiva da granulação do sedimento, de sorte que o tamanho do grão diminui de 
baixo para cima até aumentar abruptamente na camada seguinte. Esta, por sua vez, apresenta a 
mesma característica em relação à que se segue (Fig.3.5 e 3.6). 
a.4) Imbricação - Nos depósitos rudáceos, com freqüência os seixos apresentarem 
imbricação, isto é, orientarem-se com o eixo longo inclinando no sentido de onde vem a 
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corrente. O estudo estatístico da imbricação permite determinar o sentido do transporte (Fig. 
3.7). 
a.5) Marcas ondulares - As marcas ondulares são produzidas por correntes (fluxos) de água 
ou ar. Encontram-se principalmente em sedimentos arenosos e menos freqüentemente em 
siltitos. Existem diversas formas de marcas ondulares, que estão condicionadas a vários 
fatores, como velocidade das correntes, movimentos das ondas, suprimento e granulação dos 
sedimentos e profundidade da água. Prestam-se para determinação da direção da corrente. 
Podem ser simétricas (geralmente causadas por oscilação), ou assimétricas (correntes). 
 
 
Fig. 3.5 - Estrutura gradacional. Fig. 3.6 - Estrutura gradacional. 
 
 
Fig. 3.7 - Estrutura imbricada com indicação da direção da corrente. 
 
 
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Fig. 3.8 – Fotografia e desenhos esquemáticos de marcas de onda. 
 
a.6) Gretas de contração - As gretas de contração são abundantes em algumas seqüências 
geológicas, como, por exemplo, nos siltitos da Formação Teresina. São freqüentes nos 
depósitos síltico-argilosos e nos calcários e praticamente ausentes nos sedimentos arenosos. A 
origem das gretas está ligada à perda de água pelo sedimento, o que ocasiona sua contração. 
Elas são limitadas por polígonos irregulares (Fig. 3.9). 
 
 
Fig. 3.9 – Fotografia e desenho esquemático de gretas de contração. 
 
 Estruturas secundárias (epigenéticas) 
 
b.1) Estruturas Deformacionais - Entre as estruturas deformacionais encontram-se as de 
recalque, de carga ou aquelas desenvolvidas nos escorregamentos (camadas dobradas, 
contorcidas, convolutas, falhadas e brechas). As camadas com estratificação contorcida ou 
convoluta são, portanto, formadas por compressão durante os escorregamentos, ou pela ação 
de sobrecarga ou recalque no sedimento. 
Outras estruturas desenvolvem-se por tensão, como, por exemplo, a fragmentação, o 
estiramento e o falhamento dos estratos. 
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b.2) Diques clásticos - são corpos tabulares de material clástico, que cortam 
discordantemente as camadas. Geralmente são constituídos de arenito. Como exemplo pode-
se citar os diques de arenito (Arenito Botucatu) cortando os basaltos do Grupo São Bento. A 
areia, neste caso, veio de baixo para cima, tendo sido empurrada (injetada) através de 
diáclases do basalto. Esses arenitos normalmente estão silicificados. 
 
c) Estruturas Químicas - As estruturas deste tipo são freqüentes praticamente em toda 
seqüência paleozóica do Brasil, onde ocorrem sob os mais diversos aspectos. De modo geral, 
são consideradas epigenéticas ou secundárias, desenvolvidas, portanto, após a sedimentação. 
Entre elas podem ser citados os nódulos e as concreções. 
 
c.1) Nódulos - Os nódulos ocorrem em grandes quantidades em vários horizontes dos 
folhelhos carbonosos e pirobetuminosos da Formação lrati. São irregulares e de tamanho 
variado, sendo os mais comuns de 2 a 10 mm. Geralmente ocorrem paralelos à estratificação. 
Os nódulos da Formação lrati são constituídos de sílex (Fig. 3.10). 
c.2) Concreções - Diferem dos nódulos pelo seu tamanho (dimensões maiores) e pela 
presença de estrutura interna. Suas formas são variadas, sendo mais comuns as esferoidais, 
embora ocorram com relativa freqüência formas discóides. Os tamanhos também variam, 
tendo sido observadas concreções na Formação lrati com até 50 a 60 cm de diâmetro. A 
maioria das concreções possui estrutura interna concêntrica (Fig. 3.11). 
 
Fig. 3.10 – Nódulo silicoso. Fig. 3,11 – Concreção de calcita com estrutura concêntrica 
 
d) Estruturas de origem orgânica 
Entre as estruturas de origem orgânica citam-se: perfurações por animais, pegadas,pistas, 
coprólitos, várias modalidades de fósseis, bioturbações (estratificação irregular). 
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3.4 Classificações das rochas sedimentares 
 
As rochas sedimentares são classificadas em três grupos fundamentais: clásticas ou 
detríticas, químicas e orgânicas ou organógenas. 
 
 Rochas sedimentares detríticas 
 
As rochas sedimentares detríticas ou clásticas são formadas por fragmentos de minerais 
e/ou rochas, provenientes da fragmentação e decomposição de rochas preexistentes. De 
acordo com os intervalos granulométricos, são divididas em três grupos: rudáceas 
(grosseiras), arenosas e síltico/argilosas. 
 
a.1) Rochas sedimentares rudáceas - As rochas sedimentares constituídas por fragmentos 
grosseiros, de tamanho maior do que areia (>2mm), isto é, compostos de seixos ou blocos, são 
referidas como rochas rudáceas. Nela os constituintes grosseiros são denominados 
fenoclastos. De acordo com o grau de arredondamento destes, os depósitos rudáceos 
subdividem-se em: 
a.1.1) Brechas - rocha sedimentar rudácea com predomínio de fragmentos angulosos. Nas 
brechas, o transporte foi pequeno ou praticamente inexistente. As acumulações de cascalho 
residual nas vertentes ou os depósitos de talus no sopé dos terrenos íngremes, quando 
litificados, constituem as brechas sedimentares, caracterizadas pela angulosidade dos 
fragmentos constituintes. Os depósitos de cascalho residual ou de talus são característicos de 
clima semi-árido, das regiões desérticas ou polares. As brechas também podem ser formadas 
nos movimentos de massa causados pelos desmoronamentos subaéreos ou escorregamentos 
subaquáticos em ambiente lacustre ou fluvial. 
a.1.2) Conglomerados - rocha sedimentar rudácea com predominância de fenoclastos 
subarredondados a arredondados. No conglomerado, os fenoclastos sofreram um transporte 
subaquático apreciável. Consequentemente, os fragmentos encontram-se mais ou menos 
desgastados e arredondados. Os conglomerados, via de regra, compõem-se de seixos mais 
resistentes, capazes de se oporem aos impactos do transporte torrencial, ao longo dos rios, ou 
à ação das ondas junto às costas. A ação das geleiras também origina depósitos rudáceos 
contendo desde os fragmentos clásticos finos até matacões com mais de 1 m de diâmetro. São 
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os depósitos característicos do avanço (morena basal, frontal ou lateral) e do recuo 
(diamictitos) das geleiras. 
 
a.2) Rochas sedimentares arenáceas - As rochas arenáceas são constituídas principalmente 
por material clástico de tamanho "areia", entre 0,062 e 2 mm. Sua composição é variada, indo 
desde os arenitos limpos (compostos de areia quartzosa) até 
os impuros (wacke), nos quais a areia se encontra misturada com silte e argila. Os arenitos 
limpos são, em geral, bem selecionados, podendo conter pequena quantidade de argila. Por 
outro lado, os arenitos impuros, via de regra, são menos selecionados e constituem misturas 
de material detrítico, muitas vezes de natureza heterogênea, envolvidos numa matriz de silte e 
argila. 
Os arenitos são formados em numerosos ambientes de sedimentação: marinho, 
lacustre, praial,vestuarino, fluvial, eólico e periglacial. Quando, durante o transporte, as areias 
são bem lavadas evselecionadas pelas correntes, formam-se arenitos limpos. 
 
a.2.1) Arenitos - possuem coloração variada: geralmente são amarelados, avermelhados, 
cinzentos,vcastanhos ou brancos. A granulação média constitui textura comum. Via de regra, 
são bemvselecionados e apresentam-se bem estratificados, muitas vezes com estratificação 
cruzada, marcasvde ondulação, concreções ou fósseis. O quartzo constitui o mineral principal, 
podendo ocorrer,vigualmente, feldspato, mica ou outros minerais. Os grãos podem estar 
cimentados por uma matriz argilosa ou por sílica, calcita ou óxido de ferro. 
a.2.2) Arcósios - possuem granulação que varia de média a grosseira. São de coloração 
branca, cinzenta,vrosada ou avermelhada. Sua textura mostra abundantes grãos angulares a 
subangulares. Alguns sevapresentam estratificados. Contêm quartzo com 25 a 50% de 
feldspato, além de biotita ou moscovita,ventre outros minerais. Os arcósios originaram-se da 
desintegração dos granitos e gnaisse-granitos evforam depositados durante períodos de clima 
semi-árido. 
a.2.3) Grauvaca - Constitui uma rocha de coloração cinza até cinza-escura, formada por 
grãos angulares. Apresenta com freqüência estrutura gradacional. Os grãos grosseiros 
consistem em quartzo, feldspato e fragmentos de rocha. A matriz é muito fina. 
a.3) Rochas sedimentares lutáceas (síltico/argilosas) - Entre as rochas sedimentares, os 
depósitos lutáceos são os mais abundantes. Do ponto de vista granulométrico, constituem as 
rochas clásticas mais finas, compostas de partículas de tamanho "silte" e 
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"argila". Entre os produtos de alteração do intemperismo que ocorrem nos sedimentos finos 
encontram-se o caulim, a montmorillonita, bem como bauxita e limonita. Entre os resíduos 
inalterados do intemperismo aparecem grãos de quartzo, feldspato e mica. No ambiente são 
formados minerais autigênicos, como calcita, calcedônia e pirita, entre outros. Alguns 
depósitos são relativamente ricos em remanescentes orgânicos, os quais podem apresentar-se 
na forma de: lama carbonosa, carapaças calcificas ou aragoníticas 
de foraminíferos e estruturas silicosas (opala) das diatomáceas, dos radiolários e nas espículas 
das esponjas. 
a.3.1) Siltitos - os siltitos são rochas clásticas finas, com pelo menos 50% de partículas de 
silte (0,004 a 0,062 mm). Apresentam-se, em geral, finamente estratificados, porém os 
fenômenos de bioturbação podem obscurecer ou destruir a estratificação. Sua coloração pode 
ser cinza, negra, castanha ou amarela. Devido à sua granulação fina, os minerais são 
dificilmente percebidos. A mica pode estar presente em alguns estratos. É comum, nos 
siltitos, a presença de nódulos, concreções ou fósseis. 
3a.3.2) Argilitos e folhelhos - são rochas clásticas de granulação muito fina, formadas de 
partículas menores do que 0,004 mm de diâmetro. Os folhelhos apresentam-se finamente 
laminados, enquanto ue os argilitos mostram um aspecto maciço. Essas rochas consistem 
numa mistura de minerais argilosos com grãos de quartzo, feldspato e mica. A coloração é 
variável, branca, cinzenta, amarelada, avermelhada ou preta. Os folhelhos pretos são ricos em 
material carbonoso ou betuminoso, e neles também é comum a ocorrência de pirita e gipso. 
No Brasil, os folhelhos pirobetuminosos da Formação lrati representam uma reserva 
considerável de combustíveis minerais. 
 
 Rochas sedimentares químicas 
 
As rochas sedimentares de origem química representam os produtos solúveis do 
intemperismo, que foram transportados em solução e depositados diretamente nas bacias de 
sedimentação, por processos físico-químicos tais como evaporação, precipitação, alterações 
de pH, etc. A precipitação de soluções origina rochas de granulação muito fina. A evaporação 
e a precipitação, via de regra, ocorrem em condições desfavoráveis ao bom desenvolvimento 
de cristais. As rochas sedimentares químicas classificam-se em: silicosas, carbonatadas, 
ferruginosas e evaporíticas (cloretos,sulfatos, carbonatos, boratos). 
 
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a.1) Rochas silicosas - O sílex constitui um depósito de sílica finamente cristalizada ou 
criptocristalina. Ocorre freqüentemente em nódulos ou concreções em rochas calcárias ou 
dentro de outras formações. A origem da maioria das ocorrências de sílex é, sem dúvida, a 
substituição de carbonato de cálcio por sílica. 
 
a.2) Rochas carbonatadas - A precipitação química direta do calcário e do dolomito é 
relativamente restrita. Parece que a maior parte dessas rochas esteve durante algum tempo 
relacionada com atividades orgânicas. Em bacias fechadas e de alta salinidade depositam-se 
os carbonatos, como, por exemplo, o calcário oolítico ou pisolítico. O enriquecimento ulterior 
dos calcários em magnésio deve-se a reações de substituição posteriores à deposição. 
 
a.3) Rochas ferruginosas - O ferro é o quarto elemento mais abundante na crosta terrestre e 
muitas rochas sedimentares terrígenas contêm substancial quantidade de óxidos e silicatos de 
ferro. Os sedimentos ferruginosos podem apresentar-se sob a forma de quatro tipos principais 
de minerais: óxidos ou hidróxidos (goethita, hematita e magnetita), carbonatos (siderita), 
silicatos (chamosita, greenalita, glauconita, estilpnomelano) e sulfetos (pirita e marcassita). 
Mais de uma variedade de minerais podem ocorrer dentro de um único depósito, podendo 
estar repetidas na sequência estratigráfica ou mostrar mudanças laterais de um tipo para outro. 
 
a.4) Depósitos evaporíticos - os evaporitos são depósitos salinos formados principalmente a 
partir da evaporação da água do mar em salinas marinhas, lagunas e mares reliquiares. As 
condições mais propícias para sua formação são encontradas em locais com limitada 
circulação de água e clima seco, onde a evaporação é maior que a precipitação. 
Os depósitos sedimentares assim formados, denominados evaporitos, constituem cerca 
de 3% do total das rochas sedimentares. A água do mar contém aproximadamente 34,5 
gramas por litro de sais dissolvidos. Esses compostos dissolvidos vão ser precipitados na 
ordem aproximadamente inversa da solubilidade dos sais a serem formados. 
Quando a água normal do mar é concentrada por evaporação a aproximadamente 3,35 
vezes a salinidade original (a 30°C), a gipsita (CaSO4.2 H2O) começa a se precipitar. A halita 
(NaCl), que é um sal muito mais solúvel, inicia sua precipitação quando a água atinge cerca 
de 1/10 do volume original. Os minerais menos solúveis são os primeiros a ser precipitados, 
formando-se então os vários tipos de evaporitos. São formados principalmente depósitos de 
carbonato, sulfatos, cloretos, boratos e fluoretos. 
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 Rochas sedimentares orgânicas 
 
As rochas sedimentares orgânicas originam-se direta ou indiretamente das atividades dos 
organismos animais ou vegetais. Eles acumulam-se principalmente nos ambientes marinhos, 
podendo, contudo, ocorrer igualmente em bacias terrestres de água doce. Classificam-se em: 
calcárias, silicosas, fosfáticas e carbonosas. 
 
a.1) Calcários - os calcários são rochas sedimentares que contêm mais de 50% de carbonato 
de cálcio. 
As impurezas incluem quartzo, argila, óxido de ferro e fragmentos de rochas, entre 
outros materiais. Os vários tipos de calcários são classificados tendo por base a textura ou 
qualquer outra propriedade significativa; por exemplo: calcário cristalino, calcário 
microcristalino, calcário oolítico, calcário fossilífero, coquina etc. A coloração é variável: 
branca, cinzenta, creme, amarelada, avermelhada, castanha ou preta. A textura pode variar de 
granulação muito fina até grosseira, de aspecto sacaróide. Freqüentemente há estratificação, 
bem como numerosos fósseis. O calcário é formado 
essencialmente por calcita. A sílica está presente em forma de sílex finamente cristalizado, 
formando estratos ou massas nodulares. O quartzo, silte ou argila ocorrem em quantidades 
variáveis. 
 
a.2) Silicosas - são rochas sedimentares formadas por restos ou fragmentos de organismos que 
apresentam esqueleto ou carapaça silicosa. Como exemplos citam-se os diatomitos, formados 
por carapaças de diatomáceas; espongólitos ou espongiolitos, formados pelo acúmulo de 
espículas silicosas de esponjas; 
 
a.3) Fosfáticas - os fosfatos sedimentares ocorrem em muitos folhelhos marinhos e em 
depósitos continentais. A forma mais comum de fosfato sedimentar é o colofânio, que é uma 
substância fosfatada criptocristalina. O cimento fosfático (quase todo criptocristalino) ocorre 
em outras rochas fosfáticas ou rochas compostas de outros tipos de partículas. As partículas 
fosfáticas apresentam-se como oólitos, pelotas (não fecais), pelotas fecais, materiais 
bioclásticos e clásticos fosfáticos. 
 
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a.4) Rochas sedimentares carbonosas - são rochas ricas em carvão, divididas em dois 
grupos principais: 1) grupo húmico (série do carvão) e 2) grupo sapropelítico (rochas 
oleígenas). O carvão é uma rocha sedimentar formada integralmente por processos 
bioquímicos. Ele é originado por acumulação de detritos vegetais, sob condições anaeróbicas, 
em regiões pantanosas. Os principais tipos de rochas carbonosas da série do carvão são: turfa, 
linhito, hulha e antracito. 
 
a.4.1) Turfa - é um sedimento de origem vegetal que se encontra nas formações sedimentares 
de idade recente e continua em formação nos dias atuais. As turfas são sempre formadas de 
plantas herbáceas (principalmente musgos e ciperáceas), mas também, às vezes, são 
constituídas predominantemente de plantas lenhosas arborescentes, como acontece nos 
pântanos da costa oriental dos Estados Unidos. As propriedades físicas e químicas das turfas 
são muito variáveis. A densidade em geral é muito baixa (em torno de 1 g/cm3), e o teor em 
carbono total varia entre 55% e 65% do peso seco. O teor de umidade varia de 65% a 90%. O 
poder calorífico é baixo, sendo de 
3.000 a 5.000 calorias/grama em estado seco. 
 
a.4.2) Linhito - o linhito é um “carvão” acastanhado, encontrado em formações cenozóicas ou 
mesozóicas. É formado de restos vegetais variados em que os fragmentos lenhosos 
representam um papel importante. Distinguem-se das turfas pelo teor de celulose muito maior 
nas turfas. A densidade do linhito situa-se entre 1,1 e 1,3 g/cm3. O teor de carbono total varia 
entre 65% e 75% e o de água, entre 10% a 30%. O poder calorífico do linhito situa-se entre 
4.000 a 6.000 calorias/grama. 
 
a.4.3) Hulha - A hulha constitui o carvão negro encontrado em sedimentos do Paleozóico e 
do Mesozóico Inferior. Ela é formada também por restos vegetais, cujas estruturas são 
observáveis ao microscópio em pequenas partes em meio a um fundo desprovido de estruturas 
reconhecíveis. A densidade da hulha é da ordem de 1,2 a 1,5 g/cm3. Seu teor em carbono total 
varia de 75% a 90% com teores variáveis de matéria mineral. O conteúdo de água é da ordem 
de 2% a 7%. No Brasil, a hulha é encontrada nos Estados sulinos, abrangendo principalmente 
Rio Grande do Sul e Santa Catarina, 
embora pequenas quantidades ocorram também no Paraná e em São Paulo. O poder calorífico 
dos carvões brasileiros é da ordem de soco a 6800 calorias/grama. 
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a.4.4) Antracito - Normalmente, a hulha e o antracito formam, em conjunto, o que é 
conhecido sob o nome de carvão mineral. O antracito é um carvão com densidade entre 1,4 
a1,7 g/cm3, com aspecto vítreo, de fratura brilhante e conchoidal, e com 90% a 93% de 
carbono. Este carvão é pobre em voláteis e de poder calorífico superior a 8.000 
calorias/grama. São raras as ocorrências de antracito no Brasil e provem em geral da 
destilação da hulha do sul do país, devido a intrusões de diques e sills de diabásio. 
Tabela 3.1 - Classificação das rochas sedimentares 
 
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CAPITULO 4. ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
As rochas estudadas nos tópicos anteriores originaram-se, por diferentes processos, em 
equilíbrio com as condições de pressão e temperatura reinantes durante sua formação. Estas 
rochas, independente de sua origem e composição, podem ser submetidas a novas condições 
ambientais (P, T), diferentes daquelas em que foram originadas. Em consequência dessas 
novas condições de P e T e da ação de soluções químicas, ocorre uma série de reações entre 
os minerais dessa rocha, além de recristalização, etc., que culminam com a formação de um 
novo agregado mineral (nova rocha), em equilíbrio com as novas condições ambientais. Este 
processo de transformação de uma rocha em outra é chamado de metamorfismo, e a rocha 
resultante é denominada rochas metamórficas. 
Portanto, rocha metamórfica é aquela que sofreu mudanças na sua constituição mineral 
e na textura, em consequência de importantes transformações nos ambientes físico e químico 
do interior da crosta, devido a altas temperaturas, grandes pressões e reações provocadas por 
soluções quimicamente ativas. 
Na maioria dos casos, o metamorfismo consiste numa recristalização parcial ou 
completa da rocha, com formação de novas estruturas. Noutros casos, as mudanças são mais 
profundas, formando-se novas estruturas, texturas e novos minerais. Em condições extremas, 
a rocha metamórfica pode ser praticamente idêntica a uma rocha ígnea. 
 
4.1 Ambiente metamórfico 
 
Os processos metamórficos têm lugar no interior da crosta terrestre, onde as rochas 
sólidas podem sofrer importantes transformações mineralógicas, devido a altas temperaturas, 
a elevadas pressões e à ação de fluidos quimicamente ativos. 
 
4.2 Agentes do metamorfismo 
 
 Temperatura 
 
Os principais agentes do metamorfismo são as altas temperaturas, grandes pressões e 
ambiente químico reinante em grandes profundidades da crosta terrestre. Quando uma rocha é 
submetida a mudanças por um ou mais de um desses fatores, sobrevêm perturbações no 
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equilíbrio físico e químico de sua associação mineral. O estabelecimento de novo equilíbrio 
resulta no metamorfismo da rocha. Através deste, os constituintes minerais são transformados 
em outros mais estáveis sob as novas condições. 
A temperatura constitui, provavelmente, um dos fatores mais importantes nos processos 
metamórficos. Abaixo de 200° C, as reações são muito lentas; acima de 800 a 1.000° C, a 
rocha funde. 
Desse modo, o metamorfismo tem lugar entre as temperaturas de 200 e 1.000° C. 
O calor pode ser fornecido pelo aumento natural de temperatura com a profundidade (grau 
geotérmico) ou por câmaras magmáticas adjacentes às áreas de metamorfismo. 
 
 Pressão 
 
Quanto à pressão, dois tipos devem ser considerados. O primeiro deve-se ao próprio peso 
do material sobrejacente, o qual, naturalmente, aumenta com a profundidade. A maioria das 
rochas metamórficas forma-se a menos de 20 km de profundidade, isto é, a menos de 6.000 
atmosferas de pressão. A ação do peso do material sobrejacente constitui a pressão uniforme 
ou litostática. 
O segundo tipo de pressão, denominado pressão dirigida (stress), deve-se aos esforços 
tectônicos relacionados aos movimentos da crosta terrestre. 
 
 Fluidos quimicamente ativos 
 
Os fluidos desempenham papel importante no metamorfismo. As reações químicas só 
podem ocorrer mediante solubilização parcial ou completa do mineral original, com formação 
de nova espécie adaptada às novas condições físicas e químicas reinantes no ambiente de 
metamorfismo. 
O veículo das transformações químicas é a matéria liquida ou volátil que ocupa as fissuras 
e todas as porosidades e interstícios das rochas. A água é, sem dúvida, o constituinte mais 
importante, juntamente com outros produtos derivados das câmaras magmáticas. A presença 
de fluidos nos poros das rochas determina a velocidade e a natureza do processo metamórfico. 
Em grandes profundidades as ações da temperatura e da pressão acentuam a atividade das 
soluções, produzindo metamorfismo por recristalização ou adição de material, com 
desenvolvimento de novas estruturas. 
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4.3 Texturas e estruturas metamórficas 
 
As texturas das rochas metamórficas dependem da forma, do modo de crescimento e 
arranjo mútuo dos seus minerais, enquanto as estruturas dependem das interrelações das 
várias texturas dentro da rocha. 
Para a designação de texturas metamórficas utiliza-se o termo blasto, como prefixo ou 
como sufixo, para distingui-las das rochas ígneas. 
 
 Textura cristaloblástica - relaciona-se principalmente com a recristalização da rocha. 
Assim, ela pode ser idioblástica, quando os cristais apresentam faces bem 
desenvolvidas, ou xenoblástica, quando não possuem faces definidas. 
 Textura granoblástica – quando na rocha metamórfica predominam minerais 
granulares eqüidimensionais. É a textura típica de quartzitos, mármores, granulitos, 
etc. 
 Textura porfiroblástica - é definida pela existência de cristais de grande tamanho 
(porfiroblastos) disseminados numa matriz de granulação sensivelmente mais fina. 
 Textura lepidoblástica - quando na rocha metamórfica predominam minerais 
lamelares (filossilicatos) intercrescidos e homogeneamente orientados. Ocorre em 
filitos, xistos, etc. 
 Textura nematoblástica - predomínio de minerais aciculares (geralmente anfibólios) 
homogeneamente orientados, como nos anfibolitos. 
 Textura gnáissica ou granolepidoblástica - ocorre em rochas metamórficas com 
bandas claras e escuras alternadas, como no gnaisse. As bandas claras, constituídas 
principalmente de quartzo e feldspato, possuem textura granoblástica. Já as bandas 
escuras, constituídas principalmente por biotita e hornblenda, possuem textura 
lepidoblástica. A combinação desses dois tipos de textura é chamada gnáissica ou 
granolepidoblástica, como no gnaisse. 
 
 Estrutura xistosa - quando a rocha metamórfica apresenta camadas ou leitos em 
faixas orientadas, formadas por minerais lamelares, prismáticos e aciculares (micas, 
talco, clorita, anfibólio), facilmente cliváveis. Estes minerais, sob ação da pressão 
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dirigida, dispõem-se em camadas de aspecto folheado,