Roteiros Geológicos | Um blog de Geologia em Portugal…



Fernando João Fernandes Oliveira Martins

Julho de 2010

Leiria

1. Introdução

Para se estudar Petrologia de Rochas Ígneas (ou Magmáticas), deve-se primeiro apresentar alguns conceitos fundamentais da geologia geral, o que iremos fazer de seguida.

1.1. Afloramento, rocha e mineral

A superfície da Terra está coberta geralmente pelo solo. Abaixo do solo, porém, existe a parte sólida, composta principalmente de materiais silicatados. De acordo com o tamanho e as propriedades, esses materiais, constituintes da crosta terrestre, são classificados em: 1) afloramento; 2) rocha; e 3) mineral. Afloramentos são unidades que compõem a crosta terrestre, com tamanho que varia de metros até dezenas de quilómetros, estudadas normalmente em trabalhos de campo pelos geólogos. O estudo dos afloramentos é denominado Geologia (stricto sensu), ou, mais correctamente, Geologia do Campo. Rochas são materiais constituintes dos corpos geológicos, estudadas no tamanho de amostras de mão (geralmente com cerca de 10 cm) em laboratórios. As rochas são normalmente materiais heterogéneos, compostas principalmente de várias fases de silicatos, sendo cada fase quimicamente homogénea, 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 feitas por uma ciência intitulada Petrologia.

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Fig. 1 - Esquema sobre os conceitos de Afloramento, Rocha e Mineral.

O tamanho dos minerais varia geralmente de valores micrométricos até centimétricos. Cientificamente, o termo mineral, sensu stricto, corresponde aos materiais inorgânicos que possuem estrutura cristalina ordenada e composição química homogénea.

Os afloramentos ígneos podem ser definidos como afloramentos formados através do arrefecimento de magmas. Um afloramento ígneo corresponde a uma ascensão de uma intrusão magmática ou à saída de lava num vulcão. A diferença entre rochas ígneas e afloramentos ígneos está basicamente nas escalas. Certos afloramentos ígneos são compostos apenas de um tipo de rocha ígnea, porém, boa parte dos afloramentos ígneos inclui mais de um tipo de rocha ígnea.

1.2. Rochas ígneas, sedimentares e metamórficas

As rochas são classificadas, desde longa data, de acordo com a sua origem, em três grupos: 1) Ígneas; 2) Sedimentares; e 3) Metamórficas. As rochas ígneas são definidas como as que são formadas por meio do arrefecimento de magmas, sendo consideradas como rochas primárias, ou seja origem líquida. A energia formadora das rochas ígneas a partir dos magmas é o calor interno da Terra. O arrefecimento 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 deposição 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, de origem sólida. A energia formadora das rochas sedimentares é fundamentalmente a solar e química. O local de formação é especificamente a superfície da Terra ou o meio aquático superficial terrestre. 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 ou mesmo metamórficas. Neste sentido, as rochas metamórficas são também classificadas como secundárias e 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, a génese das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas podem ser comparadas com os processos de fabricação de vidro (minerais fundidos), cimento (grãos de areia colados) e cerâmica (argila calcinada no forno).

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Fig. 2 - As Rochas Ígneas, Sedimentares e Metamórficas.

1.3. Estrutura do Planeta Terra e formação de magmas

O termo geológico “magma” corresponde ao material subterrâneo de composição silicatada em fusão devido à alta temperatura. Mesmo sendo um líquido subterrâneo, a água termal não é um magma, porque não é um silicato. Mesmo sendo líquido silicatado, o vidro em fusão numa fábrica de vidro não é magma, porque a energia térmica não é subterrânea. Na literatura geológica, este termo é utilizado comummente para líquidos silicatados, eventualmente para os carbonatados, com inclusão de voláteis (gases) e cristais (sólidos). O termo inglês melt corresponde somente à parte líquida do magma. Quando o magma arrefece e solidifica formam-se então as rochas ígneas. Na década de 1960, houve descoberta de lavas compostas de rochas carbonatadas no Vulcão Oldoinyo Lengai, Tanzânia. Além disso, foram descobertos corpos intrusivos de rochas carbonatadas em vários locais do mundo. Apesar de não ser de composição silicatada, os comportamentos destes líquidos é comparável ao dos magmas silicatados. Assim essas rochas carbonatadas foram incluídas na categoria de rochas ígneas, denominadas de carbonatitos junto com reconhecimento de magma carbonatítico. Os carbonatitos estão associados frequentemente a minerais de importância económica, tais como apatite (minério de fósforo), pirocloro (minério de nióbio), monazite (minério de urânio, tório e elementos das terras raras), isto para além dos próprios diamantes.

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Fig. 3. Estrutura interna da Terra, baseada no estudo das informações recolhidas pela Sismologia.

O Planeta Terra possui um raio de aproximadamente 6.330 km, sendo constituído principalmente pelo núcleo, com 3.470 km de raio, e o manto, com 2.850 km de espessura. Nas áreas continentais, a espessura da crosta é muito variável, sendo de aproximadamente 30 a 60 km de espessura, e nas regiões oceânicas, a espessura é relativamente homogénea, sendo de aproximadamente 6 km. A estrutura foi determinada através de estudos sísmicos, ou seja, os tempos de propagação de ondas sísmicas dentro da Terra e os seus percursos. A divisão entre o núcleo, o manto e a crosta está relacionada com as diferenças na composição química e estado físico de cada um destas camadas terrestres. Mais de 90% de componentes do núcleo são materiais metálicos, interpretados como uma liga de Ferro e Níquel (Fe e Ni). A parte externa, com 2.660 km de espessura, está em estado líquido e é denominada de núcleo externo. O facto de estar em estado líquido foi comprovado por não deixar passar as ondas sísmicas S, que não atravessam meios líquidos. A parte interna, com 1.210 km de raio, está em estado sólido e é chamada de núcleo interno. Pesquisas recentes 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 elevado teor de Mg e Fe e muito baixo teor de Na, K, Al e Si. Tais materiais são denominados rochas ultramáficas. As rochas ultramáficas são os silicatos predominantes no Sistema Solar, inclusive na Terra, mas muito raros 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 2.850 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 à década de 50 do século XX, 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 (p.e. 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. Actualmente, 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 intermédia (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 (v.g. Oliver 1982; Kaneoka, 1989). O plano (descontinuidade) 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.

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Fig. 4 - Modelos (clássico e moderno) da Costa Terrestre.

Ao entrar no interior da Terra, eleva-se a temperatura. Desta forma, antes do século XX, prevaleceu a seguinte ideia: 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 excepção da parte superficial, a velocidade de ondas sísmicas dentro do manto aumenta conforme a profundidade.

O facto significa que, de acordo com a profundidade, o manto se torna mais rígido, e a sua fusão se torna mais difícil. No estado térmico actual 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 carácter popular e 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 facto já era derrubado pelas observações sismológicas estabelecidas na década de 1930. Como se sabe desde essa altura, as ondas sísmicas S propagam-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 fenómeno raro e regional, que ocorre na parte próxima à superfície do manto.

O núcleo externo está certamente em estado líquido mas, no entanto, o facto não é devido à elevação da temperatura, e, sobretudo, ao factor pressão e à sua composição química metálica. 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 da superfície da Terra, até cerca de 100 km de profundidade, é intensamente arrefecida pela irradiação, ou seja, a emissão (perda) do calor interno do planeta para o espaço. Nesta camada fria, denominada litosfera, não ocorre formação de magmas, 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. A astenosfera é uma camada onde as ondas sísmicas perdem velocidade, que está presente de 100 a 400 km de profundidade, e as velocidades de ondas sísmicas P e S são inferiores às velocidades na camada superior, a litosfera. O magma gerado a partir da fusão parcial do manto superior é denominado magma primário.

Sabe-se hoje que a maioria dos magmas primários são de composição basáltica. O basalto que constitui a crosta oceânica é denominado MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) e possui composição próxima dos magmas primários. No século XIX, com base na hipótese do manto em estado líquido, acreditava-se que o magmatismo poderia ocorrer em qualquer região do mundo onde as fracturas 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.

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Fig. 5 - Variação da temperatura de fusão de rochas ígneas (basalto e eclogito) em estado seco (sem H2O) e de granito em estado húmido (com H2O em excesso) em comparação com a temperatura subterrânea (gradiente geotérmico) da região continental e da oceânica, em função da profundidade (pressão).

Porém, estas se aproximam na faixa de profundidade de 60 a 150 km (área sombreada na figura). O facto 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, em profundidades de cerca de 15 km também podem fundir-se com presença de H2O em quantidade suficiente. O magma gerado através deste processo tem composição granítica a granodiorítica. Considera-se que a maioria das rochas graníticas da região continental de idade inferior a 2700 Ma são derivadas principalmente do magma granítico gerado a partir deste tipo de refusão da crosta continental antiga. A sigla internacional “Ma” (ou “M.a.”) é usada para idades geocronológicas das rochas e significa milhões de anos antes do presente. Por exemplo a expressão “2700 Ma” corresponde a 2 mil e 700 milhões de anos antes do presente (usando certos autores o bilião como sinónimo de milhar de milhão de anos, no tradução directa incorrecta de termos anglo-saxónicos).

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, os fenómenos extraterrestres eram considerados como pouco importantes para a génese de magmatismos terrestres. Entretanto, nas últimas décadas, os impactos permitiram aos geólogos perceber a génese de certos depósitos minerais terrestres, sobretudo no sentido de formação de jazigos metálicas do Pré-Câmbrico.

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 activa de pluma quente em hot-spots; 2) descompressão por ascensão passiva do manto nas cadeias médio-oceânicas; 3) abaixamento de temperatura de fusão por actividades físico-químicas de materiais voláteis, sobretudo de H2O, nas zonas de subducção.

Estudos recentes indicam que o efeito de H2O 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 de meados do Século XX. O aquecimento local e a descompressão podem estabelecer condições regionais de geração magmática porém, habitualmente, não são factores satisfatórios para o estado térmico da Terra do presente. O manto terrestre parece não ser tão quente tanto quanto à ideia anterior. Desta forma, a partir do final do Século XX, surgiu a ideia de que a presença de H2O é o factor directo e fundamental para geração dos magmas primários do manto, sobretudo nas zonas de subducção e hot-spots.

A interpretação sobre o processo de ascensão magmática também transformou na segunda metade do Século XX. Na primeira metade do Século XX, prevalecia a ideia de que o magma estaria presente debaixo de qualquer região. Bastaria a existência de zonas de fraqueza na crosta sólida, tais como falhas, diaclasamentos e zonas de cizalhamento, que o magma subiria através destas, resultando em erupções vulcânicas. Certos autores basearam-se nesta ideia e interpretaram as zonas de fraqueza como factores fundamentais para vulcanismo e plutonismo.

2. Classificação de Rochas Magmáticas

Antes do século XIX, os afloramentos, as rochas e os minerais não eram bem distinguidos e compreendidos. Desta forma, a classificação de rochas recorrendo à situação geológica, idade geológica e cor característica eram comummente praticadas, havendo mais de 1000 nomes usados habitualmente só nas rochas magmáticas. 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 hoje a classificação de rochas ígneas não está ainda bem organizada, principalmente para as rochas máficas e ultramáficas. Entretanto, graças aos esforços de vários geólogos, a classificação foi sendo organizada, diminuindo a nomenclatura usada para menos de um décimo do passado.

2.1. 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 Igneous Rocks, Commission on Petrology, International Union of Geological Sciences) é mais a conhecida (Streckeisen 1967; 1976; 1978, etc.). Actualmente, a classificação de rochas ígneas é baseada na textura, principalmente granulometria, e composição mineralógica quantitativa, e subordinadamente na textura específica, composição química, génese, modo de ocorrência, etc. A granulometria é representada pelas categorias grosseira, média e fina, e a composição mineralógica é pelo índice de cor, proporção entre feldspato alcalino e plagioclase, composição da plagioclase, etc.

2.2. Critérios texturais

Os critérios texturais importantes para classificação de rochas ígneas são: 1) cristalinidade; 2) granulometria; 3) homogeneidade granulométrica. Estas texturas são intimamente relacionadas com o processo de arrefecimento magmático, mas a granulometria é a mais importante.

2.2.1. 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 minerais a partir do magma, precisa-se de um determinado tempo. Portanto, quando o arrefecimento é relativamente lento, há tempo suficiente para formar uma rocha ígnea constituída totalmente por cristais. Por outro lado, quando o arrefecimento é extremamente rápido, não há tempo suficiente, resultando uma rocha feita de vidro natural. De acordo com a cristalinidade as rochas são classificadas em: 1) holocristalina; 2) hemicristalina; 3) vítrea:

Holocristalina: A rocha é composta inteiramente de cristais. A maioria das rochas ígneas se encaixa nessa categoria. Todas as rochas plutónicas são holocristalinas. As expressões rocha cristalina e maciço cristalino, encontradas na literatura tradicional, correspondem, respectivamente, à rocha holocristalina e ao maciço continental constituído por rochas holocristalinas, tais como granito e gneisse, sobretudo de granulometria grosseira e de idade Pré-Câmbrica. Entretanto, tais expressões tendem a serem menos utilizadas nas publicações

recentes. As rochas holocristalinas são formadas através de arrefecimento relativamente lento do magma. O prefixo grego holo significa totalmente.

Hemicristalina: É chamada também de hialocristalina: A rocha é constituída por uma mistura de cristais e vidro. As rochas hemicristalinas são formadas através de arrefecimento rápido do magma. Determinadas rochas constituintes de lavas são hipocristalinas. Os prefixos hemi e hialo significam, respectivamente, meio (parcial) e vítreo.

Vítrea: A rocha é composta quase inteiramente de vidro, o que significa arrefecimento magmático extremamente rápido. Algumas rochas vulcânicas constituintes de lavas, tais como a obsidiana, são vítreas.

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Fig. 6 - Tipos de Cristalinidade das Rochas Ígneas.

2.2.2. Granulometria

A granulometria representa a medida quantitativa do tamanho dos minerais constituintes de rochas ígneas, sobretudo as holocristalinas. A expressão “grão”, que é utilizada frequentemente como sinónimo de granulometria, é desaconselhável devido a ter outros significados em Geologia. Para um cristal formado a partir do magma tornar-se grande, necessita-se de um determinado tempo. Portanto, quando o arrefecimento é lento, há tempo suficiente para formar uma rocha ígnea constituída por minerais de granulometria grosseira. Por outro lado, quando o arrefecimento é rápido, não há tempo para formar cristais grandes, resultando uma rocha com granulometria fina. A definição quantitativa das categorias de granulometria grosseira, média e fina é variável de acordo com cada autor. Portanto, na descrição das rochas, é aconselhável referir-se à medida quantitativa, tal como milimétrica. A definição aqui apresentada é apenas um exemplo prático, retirada de livro da especialidade:

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Fig. 7 - Granulometria das Rochas Ígneas.

Grosseira: Granulometria de 1 a 10 mm. Muitas rochas de natureza plutónica possuem granulometria em torno de 6 mm, se encaixando nesta categoria. As rochas ígneas com granulometria maior do que 10 mm são raras. Normalmente, as rochas compostas de minerais com tamanho suficientemente grande, podendo ser identificados com facilidade a olho nu, são descritas como de granulometria grosseira. Granito, sienito, diorito e gabro são exemplos de rochas de granulometria grosseira.

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.

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 com lupa. Todas as rochas de granulometria grosseira 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 matriz de rochas porfiríticas.

Nas observações das rochas naturais, a maioria das rochas ígneas se classifica em uma das duas categorias acima citadas, sendo fanerocristalina (grosseira) ou afanítica (fina). Existem rochas com granulometria entre as duas categorias, que poderia corresponder a granulometria média, porém, os exemplos não são muito frequentes. Nas observações microscópicas de rochas com granulometria fina, são utilizados os seguintes termos granulométricos:

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.

2.2.3. 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 (ou porfiróide)::

Equigranular: A rocha é constituída por minerais com tamanho relativo aproximadamente igual, ou seja, a granulometria é homogénea. Muitas rochas ígneas de granulometria grosseira são equigranulares. O prefixo latino “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 arrefecimento do magma foi um processo contínuo em um único momento. O arrefecimento natural de uma câmara magmática grande habitualmente forma um corpo intrusivo cuja maioria das partes é constituída por rochas equigranulares. A textura equigranular é observada comummente em granito, granodiorito, quartzo diorito, diorito, gabro, sienito alcalino e sienito nefelínico.

Porfirítica (ou porfiróide): A rocha é constituída por minerais com duas granulometrias distintas, minerais grandes e pequenos. Os minerais grandes, normalmente menos frequentes, são denominados fenocristais, e os pequenos, que constituem a maioria, são chamados de matriz. O termo “pórfiro” corresponde ao grão de mineral destacadamente grande em relação aos outros de qualquer génese, 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, neste caso de origem magmática. A textura porfirítica é observada tipicamente em rochas como o riolito, dacito, andesito, basalto, traquito e fonolito. A heterogeneidade granulométrica das rochas porfiríticas indica que o arrefecimento magmático não foi um processo contínuo e regular, havendo pelo menos dois momentos. Os fenocristais foram cristalizados no primeiro estágio por meio do arrefecimento lento, que ocorreu provavelmente em uma câmara magmática dentro da crosta terrestre. Durante a cristalização dos fenocristais, a parte correspondente à matriz ainda estava em estado líquido. Posteriormente, aconteceu o evento de arrefecimento rápido, tais como a saída de lava, que solidificou a matriz. O tamanho dos fenocristais geralmente está na faixa de 1 a 10 mm, e da matriz é submilimétrica. Existem rochas com matriz 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 matriz são incomparavelmente maiores do que rochas porfiríticas comuns. Os fenocristais, normalmente feldspato alcalino, possuem tamanho centimétrico, podendo atingir 10 cm. A matriz apresenta granulometria de 1 a 10 mm, correspondendo ao tamanho dos fenocristais da textura porfirítica comum. Esses fenocristais, denominados “fenocristais”, frequentemente exibem textura de zonamento heterogéneo. Os fenocristais são de tamanho variável, e encontram-se normalmente orientados, formando faixas de concentração. A matriz também tende a ser orientada, formando faixas de concentração de minerais incolores e coloridos. Quando os fenocristais de feldspato alcalino estão em contacto uns com os outros, a textura é chamada de porfiróide. Tais rochas são exploradas frequentemente para usos ornamentais e aplicadas à fabricação de mesas e balcões. Acredita-se que a génese da textura porfirítica de rochas graníticas é diferente da textura porfirítica comum. Para os fenocristais crescerem até o tamanho dos fenocristais, 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 didácticos clássicos explicam que a textura equigranular é originada do arrefecimento lento, e a textura porfirítica, do arrefecimento rápido. A velocidade do arrefecimento pode definir a granulometria, mas não, a homogeneidade granulométrica. Entretanto, de facto as rochas com textura equigranular são grosseiras e as porfiríticas possuem sua matriz fina. Existem também as rochas de granulometria grosseira com textura porfirítica e as finas com textura equigranular.

Fig. 9 - Texturas granulométricas ígneas

Conforme o atrás citado, a textura porfirítica é representada por duas granulometrias distintas, sendo caracterizada por dois estágios de arrefecimento com velocidades diferentes. Quando o magma sobe na crosta em baixa velocidade, ou se aloja numa câmara magmática, este magma arrefece lentamente, dando origem a minerais grandes. Neste estágio, há coexistência de sólido e líquido. Quando este magma retoma a ascensão e extravasa à superfície, a parte líquida transforma-se em matriz de granulometria fina ou vítrea, formando a matriz da rocha, e os minerais grandes já cristalizados tornam-se fenocristais. Se não acontecesse o retomar da ascensão magmática, o magma cristalizaria lentamente até o final, e a câmara magmática transformar-se-ia num corpo intrusivo constituído por rocha com textura equigranular grosseira. Neste sentido, a velocidade do arrefecimento magmático de rochas de textura porfirítica é representada pela granulometria da matriz, e não, pelos fenocristais.

2.2.4. Granulometria e velocidade de arrefecimento

A granulometria das rochas ígneas, ou seja, a velocidade de arrefecimento do magma foi correlacionada tradicionalmente à profundidade de posicionamento do magma: os magmas intrusivos nos locais profundos deveriam arrefecer lentamente, e os da superfície ou da sub-superfície deveriam arrefecer rapidamente. A partir deste ponto de vista, foi estabelecida a seguinte classificação granulométrica clássica das rochas ígneas.

Rochas vulcânicas, chamadas também de rochas eruptivas, efusivas ou extrusivas, são formadas através do arrefecimento rápido do magma na superfície da Terra, constituindo corpos vulcânicos, tais como lava e tufo. As rochas possuem granulometria fina e textura porfirítica, com matriz 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 filonianas, são formadas através do arrefecimento magmático com velocidade média, constituindo corpos subvulcânicos, ou seja, intrusivos pequenos e rasos, tais como diques e sills. Possuem textura porfirítica com matriz holocristalina. Exemplos típicos são granito porfiróide e dolerito. Rochas plutónicas são formadas através do arrefecimento lento de magma nos locais profundos, constituindo corpos intrusivos grandes, tais como batólitos e stocks. Possuem granulometria grosseira 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 plutónicos eram interpretados como bem distinguidos de acordo com a profundidade. Da mesma maneira, foi praticada a dedução do modo de ocorrência geológica e profundidade de posicionamento a partir da granulometria de uma amostra.

Entretanto, na realidade, a granulometria de rochas ígneas está relacionada à velocidade de arrefecimento magmático, e não ao modo de ocorrência geológica ou profundidade de posicionamento.

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 ocorrência extrusiva ou intrusiva; rochas plutónicas são de granulometria grosseira, sejam de diques ou de stocks. Isto é, as expressões rochas vulcânicas, hipabissais e plutónicas representam apenas granulometria, e nada mais. Neste sentido, é aconselhável adoptar as expressões granulometria fina, média e grosseira. Por outro lado, as expressões corpo vulcânico, hipabissal e plutónico 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 arrefecimento rápido do magma. Certas rochas desta categoria possuem textura porfirítica. A matriz pode ser tanto holocristalina, hialocristalina quanto vítrea. Exemplos típicos são basalto, andesito e riolito.

Rochas hipabissais: Rochas de granulometria média, formadas através do arrefecimento magmático com velocidade média. Quando estas rochas possuem textura porfirítica, a matriz é holocristalina. Exemplos típicos são granito porfiróide e dolerito.

Rochas plutónicas: Rochas de granulometria grosseira, formadas através do arrefecimento lento de magma. Exemplos típicos são o granito, sienito e gabro.

As rochas da granulometria média de textura porfirítica são denominadas adicionando-se “porfiróide” depois do nome da cada rocha de granulometria grosseira, tais como granito porfiróide, granodiorito porfiróide, etc. As rochas de granulometria média com textura equigranular (sem fenocristais) são chamadas frequentemente com o prefixo “micro”, tais como “microgranito”, “microgranodiorito”, “microdiorito”, “microgabro”, etc. O termo “diabase” foi utilizado mais frequentemente pelos petrólogos 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 diabase. No campo, encontram-se rochas ígneas de composição máfica de granulometria grosseira (gabro), média (dolerito) e fina (basalto), com eventual passagem granulométrica gradativa dentro de um corpo. Entretanto, no caso de rochas félsicas, as rochas de granulometria média (granito-pórfiro, micro-granito) são raras, apesar da abundância de rochas grosseiras (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 materiais voláteis representados por H2O (maioria) e CO2 (minoria), enquanto que, os magmas félsicos contêm alto teor destes materiais.

O facto acima citado sugere que a velocidade de arrefecimento não é o único factor controlador de granulometria de rochas ígneas. Os materiais voláteis contidos no magma aumentam a granulometria por meio da elevação de fluidez do magma. Este factor pode ser de importância comparável à velocidade de arrefecimento, 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, sobre-saturados em H2O. A temperatura de magma comum, denominado ortomagma, é acima de 600 °C. Neste caso, acredita-se que os materiais voláteis são factores mais importantes do que a velocidade de arrefecimento magmático para definição da granulometria.

2.3. Critérios composicionais

Conjuntamente 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, aspecto que não abordaremos aprofundadamente neste trabalho.

2.3.1. Índice de cor

Os minerais constituintes das rochas ígneas são classificado por meio do estudo da transparência microscópica, em três categorias: 1) minerais incolores; 2) minerais coloridos; 3) minerais opacos:

Minerais incolores: Minerais transparentes em lâminas delgadas e, normalmente brancos ou de cor clara a olho nu. Muitos minerais coloridos a olho nu são incolores nas lâminas delgadas observadas no microscópio petrográfico. São normalmente silicatos, compostos principalmente de SiO2, Al2O3, Na2O e K2O com baixo teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, esses são chamados como minerais félsicos. Quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e feldspatóides são alguns exemplos de minerais incolores. A sua densidade é geralmente baixa.

Minerais coloridos: Minerais coloridos, translúcidos, em lâminas delgadas e de cor escura a olho nu. Normalmente, são silicatos compostos principalmente de SiO2, MgO, FeO e Fe2O3, sendo caracterizados por alto teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, são chamados como minerais máficos. Olivina, ortopiroxena, clinopiroxena, hornblenda e biotite são exemplos destes minerais coloridos. A sua densidade é geralmente alta.

Minerais opacos: Minerais opacos mesmo nas lâminas, e possuem frequentemente brilho metálico. São estudados e podem ser vistos e estudados através de secções polidas em microscópio óptico de luz reflectida. Quimicamente são óxidos, sulfatos e hidróxidos de metais pesados. Magnetite, ilmenite e pirite são exemplos. A densidade é geralmente muito alta, sendo chamados de minerais pesados.

Os minerais incolores e coloridos constituem os principais minerais das rochas ígneas. Os opacos são encontrados em baixo teor, normalmente inferiores a 1 %. Apesar da pequena quantidade, observam-se em quase todas as rochas ígneas. Juntos com zircão e apatite, os minerais opacos são agrupados como minerais acessórios ou secundários.

A percentagem 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 factor importante na classificação de rochas ígneas, Sob o ponto de vista de transparência microscópica a muscovite, a apatite e os minerais primários de carbonatos como calcite 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 ................
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