Petrografia Rochas Igneas Sedimentares Metamorficas 2007

petrografia macroscópica das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas

Universidade Federal de Minas Gerais Reitor: Vice-Reitora:

Ronaldo Tadêu Pena Heloisa Maria Murgel Starling

Pró-Reitoria de Graduação Pró-Reitor: Mauro Mendes Braga Pró-Reitora Adjunta: Carmela Maria Polito Braga

Editora UFMG Diretor: Vice-Diretora:

Wander Melo Miranda Silvana Cóser

Conselho Editorial Wander Melo Miranda (presidente) Carlos Antônio Leite Brandão Juarez Rocha Guimarães Márcio Gomes Soares Maria das Graças Santa Bárbara Maria Helena Damasceno e Silva Megale Paulo Sérgio Lacerda Beirão Silvana Cóser

Geraldo Norberto Chaves Sgarbi Organizador

PETROGRAFIA MACROSCÓPICA DAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS

Belo Horizonte | Editora UFMG 2007

Projeto gráfico Montagem de capa Formatação Revisão e normalização Editoração de textos Revisão de provas Produção gráfica

Paulo Schmidt Warren M. Santos Eduardo Ferreira da Silva Simone de Almeida Gomes Ana Maria de Moraes Luana Girundi e Michel Gannam Warren M. Santos

© 2007, Os autores © 2007, Editora UFMG Este livro ou parte dele não pode ser reproduzido sem autorização escrita do Editor

Petrografia macroscópica das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas / Geraldo Norberto Chaves Sgarbi (Organizador). – Belo Horizonte: Editora UFMG, 2007. ??? p. : il. – (Didática) Inclui referências. ISBN: 978-85-7041-587-5 1. Geologia I. Sgarbi, Geraldo Norberto Chaves

CDD: 551 CDU: 551

Ficha catalográfica elaborada pela CCQC - Central de Controle de Qualidade da Catalogação da Biblioteca Universitária da UFMG

Este livro recebeu apoio financeiro da Pró-Reitoria de Graduação da UFMG

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AGRADECIMENTOS

Os autores agradecem à UFMG que, através da PROGRAD, possibilitou a realização deste livro e muito tem contribuído para a produção de material didático em diversas áreas. Agradecimentos são devidos a Celso Dal Ré Carneiro e Pedro Wagner Gonçalves (UNICAMP), que procederam a uma acurada leitura geral da obra; a Marcílio Gazzinelli, por muitas imagens contidas no livro e a todos os nossos colegas do Departamento de Geologia do IGC/UFMG. José M. C. Neves (CDTN/CNEN), Rui Luís B. P. Monteiro e Vitória-Régia P. da R. de O. Marciano (Museu de Mineralogia Djalma Guimarães) revisaram a parte sobre Mineralogia, que se enriqueceu com as discussões e sugestões propostas. As fotos que a ilustram são do acervo da Coleção Vitor Dequech, cuja reprodução foi autorizada pela Geosol Ltda., por intermédio de seu diretor, Dalmo Pereira. A autora expressa seu agradecimento a todos. A parte sobre Rochas Ígneas foi beneficiada pela clareza dos textos de Aluízio Licínio de M. Barbosa, a quem a autora agradece. Agradece, também, a Joel G. Valença (UFRJ) e Stelamaris O. Pinheiro (UFMG), pela valorização constante da Petrografia como ferramenta fundamental para a compreensão de qualquer história geológica, e pela revisão acurada do texto. Agradecimentos são devidos a Lucia M. Fantinel e Carlos A. Rosière (UFMG), Paulo de Tarso A. Castro (UFOP) e Jane Nobre-Lopes (CPRM/RJ), por contribuições ao texto sobre as Rochas Sedimentares. Pelo acompanhamento em trabalhos de campo, o autor agradece a Friedrich W. Renger e Antônio W. Romano (UFMG), Maria P. Delício (UFOP), Alfred M. Ziegler (Universidade de Chicago), Gianluigi Rosatelli (Universidade G. D’Annunzio, Itália), Alexandre de O. Chaves (CDTN/BH) e à equipe de geólogos da CPRM/BH. Agradecimentos são devidos a Friedrich W. Renger (UFMG) e Edward de Souza (UFMG), por inúmeras sugestões e revisões quanto à parte de Rochas Metamórficas; também a Hardy-Jost (Adimb) pela análise cuidadosa e sugestões quanto à elaboração de sua forma final.

SUMÁRIO

prefácio

PARTE 1

A Dinâmica Terrestre e as Rochas

00

Geraldo Norberto Chaves Sgarbi

PARTE 2

Minerais Formadores de Rocha

22

Maria Lourdes Souza Fernandes

PARTE 3

Rochas Magmáticas

22

Patrícia Barbosa de Albuquerque Sgarbi

PARTE 4

Rochas Sedimentares

22

Geraldo Norberto Chaves Sgarbi

PARTE 5

Rochas Metamórficas

22

Tânia Dussin

Glossário

22

Sobre os Autores

22

prefácio

A presente obra possui objetivo altamente meritório – realizar uma introdução e uma revisão dos principais conceitos compreendidos no vasto campo da Petrografia Macroscópica –, com acentuada ênfase em Petrologia e com todas as peculiaridades e inter-relações genéticas e descritivas das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. A literatura nacional é absolutamente carente desse tipo de contribuição. Muito nos apraz, portanto, a gentil tarefa de apresentar esta nova publicação, voltada a público relativamente específico, mas ávido por obras desse gênero: inclui alunos de cursos de graduação em Geologia nas instituições de ensino superior e todos os interessados pelo fascinante mundo das rochas e minerais, além de profissionais desejosos de se atualizar e diversos técnicos especializados, que dependem do estudo de aspectos gerais e específicos das rochas. Inúmeros cursos de pós-graduação podem se beneficiar dos conhecimentos abordados. A principal característica deste compêndio é apoiar-se, sobretudo, na petrografia das rochas, deixando para serem abordadas localizadamente as teorias sobre sua origem e processos que determinam sua formação e desenvolvimento ao longo do tempo geológico. Um livro dessa natureza deve acompanhar o que de mais moderno existe sobre o tema. Em que pese o fato de as sucessivas partes terem sido redigidas por professores e especialistas diferentes, percebe-se a preocupação de uniformizar o tratamento de conteúdo ao longo do livro. O aspecto mais valioso é terem, os autores, incluído exemplos brasileiros que complementam descrições de tipos de rochas, áreas de ocorrência, situações e contextos geológicos, ou, até mesmo, dar o devido destaque a feições petrográficas notáveis. Nossa análise da obra foi feita basicamente sob alguns critérios essenciais: (1) abordagem atualizada do ponto de vista conceitual; (2) enfoque dominantemente descritivo; e (3) uso de exemplos nacionais. Do ponto de vista conceitual, a abordagem é atualizada (Critério 1). A revisão de conceitos é bastante ampla e minuciosa, podendo-se observar, por exemplo, na Parte 4, o esforço para a caracterização precisa de tipos de rochas e estruturas sedimentares. É um dos trechos em que o livro adquire maior abrangência e busca maior grau de aprofundamento.

O enfoque é dominantemente descritivo (Critério 2). São abundantes as descrições de feições comuns e que servem normalmente de diagnóstico para se atribuir denominações e classificar as rochas e os minerais que as compõem. Os autores procuraram manter tratamento e abordagem descritivos do início ao fim da obra. O uso de exemplos nacionais (Critério 3) é, a nosso ver, um ponto bem explorado. Um país rico em ambientes geológicos, com superfície exposta de dimensões continentais, é também riquíssimo em exemplos ótimos para um livro dessa natureza. Houve ainda preocupação em dar referências adequadas para localizar geograficamente os exemplos citados no texto, de modo a permitir que o leitor localize maiores informações na literatura especializada, se tiver interesse. Aos leitores, desejamos um profícuo aprendizado no estudo atento desse amplo universo de conhecimentos, ao mesmo tempo em que os convidamos a apreciar com especial atenção as bem-selecionadas fotos e ilustrações que o integram.

Celso Dal Ré Carneiro Pedro Wagner Gonçalves Depto. Geociências Aplicadas ao Ensino – DGAE Instituto de Geociências – UNICAMP

pARTE 1

A DINÂMICA TERRESTRE E AS ROCHAS Geraldo Norberto Chaves Sgarbi

Os derrames basálticos da Bacia do Paraná, do Cretáceo Inferior, encontram-se entre os mais extensos e volumosos do planeta. Na América do Sul, o Vulcanismo Serra Geral abrange área superior a 1,2 milhão de km2 e espessura máxima da ordem de 1.800m, exibindo derrames individuais que podem ultrapassar 90m de espessura. As primeiras camadas de lava recobriram um vasto deserto, conhecido como paleodeserto Botucatu. A atividade ígnea ocorreu antes da abertura do Oceano Atlântico Sul. Com a fragmentação de Gondwana, uma pequena porção desses derrames encontra-se atualmente na costa da Namíbia, na Província Vulcânica de Etendeka, África Ocidental. (Foto cedida gentilmente por Celso Dal Ré Carneiro).

Lista de Figuras Figura 1.1 Relações espaciais de um terremoto vistas em corte vertical

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Figura 1.2 Ondas sísmicas

00

Figura 1.3

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Trajetórias das ondas sísmicas superficiais

Figura 1.4 Subdivisões do interior da Terra

00

Figura 1.5 Seção vertical mostrando as diferenças entre a crosta continental e a crosta oceânica

00

Figura 1.6 Pangea, construído pela justaposição das crostas continentais

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Figura 1.7 Distribuição das principais placas tectônicas

00

Figura 1.8 Diagrama esquemático mostrando o contexto tectônico

00

Figura 1.9 Diagrama tridimensional mostrando a geração e destruição de crosta

00

Figura 1.10 Dorsais mesoceânicas cortadas por falhas transformantes

00

Figura 1.11 Migração da Índia em direção norte até sua colisão com a Ásia (a) e seções cruzadas esquemáticas mostrando a geometria dessa colisão (b) 00 Figura 1.12 Relevo, rochas e sedimentos em regiões costeiras italianas tectonicamente Diversas

00

Figura 1.13 Seção esquemática de um arco de margem continental (a) e de um arco de ilha (b)

00

Figura 1.14 Falha de Santo André, na Califórnia (a) e lineamento do Mar Morto (b)

00

Figura 1.15 Seqüência de eventos idealizada em um Ciclo de Wilson

00

Figura 1.16 O ciclo das rochas, comandado pela ação de processos internos e externos do planeta

00

Sumário 1. Introdução 2. A estrutura interna da Terra

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2.1 A estrutura sísmico-composicional da Terra

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2.1.1 Os terremotos e as ondas sísmicas

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2.1.2 As descontinuidades sísmicas e a estrutura interna da Terra

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2.2 A estrutura reológica da Terra

00

2.2.1 A litosfera

00

2.2.2 A astenosfera

00

2.2.3 A mesosfera, o núcleo interno e o núcleo externo 3. A dinâmica terrestre

0 00

3.1 Placas litosféricas e plumas do manto

00

3.1.1 Placas litosféricas em movimento

00

3.1.2 As plumas do manto

00

3.2 Placas, seus limites, sua interação e a geodinâmica

00

3.2.1 Os limites divergentes

00

3.2.2 Os limites convergentes

00

3.2.3 Os limites laterais ou conservativos

00

3.2.4 O ciclo de Wilson

00

3.3 O mecanismo da tectônica de placas

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3.3.1 Correntes de convecção

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3.3.2 Força de empuxo pela Cordilheira

00

3.3.3 Força de arrasto da placa

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4. A dinâmica terrestre e as rochas

00

4.1 O ciclo das rochas

00

4.2 Ambientes tectônicos e a gêneses das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas

00

4.2.1 Limites divergentes 4.2.2 Limites convergentes Referências

1. Introdução

A Terra não é estática e possui uma dinâmica própria e complexa. Tanto no passado geológico como no presente, rochas estão sendo geradas e também consumidas, em um delicado equilíbrio que mantém constante o volume do planeta. Como são esses processos em escala global? Quais são seus produtos? A resposta está tanto na interpretação das rochas existentes na superfície, como também na utilização de métodos de investigação indiretos, que nos mostram dados sobre a estrutura interna da Terra. O entendimento dessa dinâmica inicia-se com a compreensão de que a parte superficial do nosso planeta é formada por placas rígidas, que se movem entre si, sobre um material não-rígido. Dependendo desse movimento, pode haver um afastamento entre duas placas, o qual promove aberturas lineares por onde flui magma, que ascende até a superfície, se resfriando e gerando novas rochas. Nos movimentos de colisão entre placas, as condições físicas geram variados tipos de rochas, afetadas por deformações que produzem estruturas diversas nas rochas, como dobramentos e rupturas, além de vulcanismo, consumo de rochas e terremotos. Duas placas com densidades semelhantes podem se comprimir, originando zonas de altíssimas pressões, onde se forma uma variada “assembléia” de estruturas de rompimento, dobramento e rochas especificamente relacionadas com essas novas condições físicas. Ainda nesse contexto de colisão, uma placa mais densa pode se aprofundar sob outra menos densa, consumindo também as rochas ali presentes. Esse movimento descendente da placa pode colocar aquele pedaço de rocha fria em novos ambientes no interior do planeta, onde imperam condições de pressão e temperatura tais que promovem a retirada de gazes, água e substâncias voláteis da placa, fazendo com que haja fusão parcial das rochas que a envolvem. Isso faz com que porções desse novo magma ascenda, por sua menor densidade, à superfície do planeta, formando vulcões, cujas lavas gerarão, pelo resfriamento, novas e diferentes rochas. O movimento dessa placa ainda gera atrito com as demais rochas adjacentes, originando a maior parte dos terremotos verificados. Em um terceiro movimento, no qual uma placa desliza lateralmente com relação a uma outra, não há nem geração nem consumo de rochas, porém, o atrito entre elas também gera terremotos.

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PETROGRAFIA MACROSCÓPICA DAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓFICAS

2. A Estrutura Interna da Terra Para a compreensão da maneira como se distribuem e se formam as rochas e, sobretudo, sobre o funcionamento do planeta e sua estrutura interna, precisaríamos conhecer como é a Terra por dentro. Há dois modos de se proceder nesse sentido: o estudo da sua estrutura física e seu modelo comportamental ou reológico.

2.1 A estrutura sísmico-composicional da Terra

Antes de entrarmos na estrutura da Terra propriamente dita, precisamos saber algo a respeito do método utilizado em seu estudo, que é indireto e denominado sismologia. Este é um dos ramos da geofísica, que estuda o comportamento das ondas elásticas que atravessam a Terra e nos informam sobre as características do interior do planeta. Como essas ondas são geradas e como conseguem fazer uma espécie de “tomografia” do interior da Terra? A resposta é que elas são geradas pelos terremotos e sua propagação nos informa sobre as características físicas dos materiais que as conduzem, desde a superfície até o centro do planeta. Essas ondas são denominadas sísmicas, mecânicas ou elásticas, pois se propagam através da vibração de partículas no interior dos corpos elásticos, a exemplo das ondas sonoras.

2.1.1 Os terremotos e as ondas sísmicas Um terremoto é deflagrado por um movimento ou tremor súbito que acomete rochas situadas em certas regiões no interior da Terra, causado pela liberação abrupta de tensão lentamente acumulada pelas rochas sob ação de forças. Em outras palavras, é a ruptura ou quebra de rochas, em um processo que gera ondas elásticas que se propagam no interior do planeta. Terremoto pode também ser entendido como uma vibração que se segue a uma súbita liberação de energia no interior da Terra. Parte localizada da crosta pode, inicialmente, se dobrar e, então, por uma tensão que exceda a sua resistência mecânica, se romper, liberando a energia acumulada. No processo de quebra, ondas sísmicas são produzidas. Elas podem ser produzidas, ainda, por explosões naturais (e.g. erupções vulcânicas, impacto por corpos extraterrestres), ou por explosões artificiais (nucleares ou convencionais). Em sua propagação pelo interior da Terra, elas vão revelando sua estrutura interna. Essas ondas viajam tridimensionalmente, a partir do foco (ou hipocentro), que é o ponto onde se gerou o terremoto, e espalham-se, refletindo e/ou refratando, à medida que encontram materiais com propriedades físicas diferentes. Epicentro de um terremoto é o ponto da superfície da Terra imediatamente acima do foco (Figura 1.1).

PARTE 1

EPICENTRO Superfície da Terra

Crosta

Superfície da Terra

Ondas sísmicas Ondas sísmicas

Ondas sísmicas

Ondas sísmicas

Foco ou Hipocentro

Ondas sísmicas

Manto

Núcleo Figura 1.1 - Relações espaciais de um terremoto vistas em corte vertical, mostrando seu foco, o epicentro e a trajetória das ondas sísmicas por ele geradas. Fonte: Modificado de SHEDLOCK; PAKISER. Earthquakes, p. 8.

As ondas sísmicas que se propagam a partir do foco do terremoto são discriminadas nos tipos indicados a seguir (ver Figura 1.2). A estrutura interna da Terra, que será detalhada adiante, aqui é mostrada juntamente com o caminho percorrido por essas ondas (ver Figura 1.3). Tipos de ondas sísmicas: a) Ondas Longitudinais ou Primárias (P) - São ondas em que o movimento das partículas no interior do corpo condutor tem a mesma direção da propagação da onda. São também denominadas ondas de compressão e se propagam em todos os meios. São ondas de natureza mecânica, semelhante às ondas sonoras, ou seja, vibram em uma direção paralela ao sentido de movimento da onda. b) Ondas Transversais ou Secundárias (S) - São ondas em que o movimento das partículas faz um ângulo de 90º com a direção de propagação da onda. São também denominadas ondas de cisalhamento e necessitam de um meio rígido para se propagarem, não se propagando em fluidos, uma vez que estes não possuem resistência ao cisalhamento. c) Ondas Superficiais - Propagam-se apenas na interface de meios com propriedades físicas distintas e podem ser divididas em duas categorias: ondas Love e Rayleigh, assim denominadas em homenagem aos dois cientistas ingleses que primeiramente as reconheceram. Aparecem mais perto do epicentro de um terremoto e diminuem com a distância deste. Como todas as ondas superficiais, as ondas Love são as de menor velocidade e maior amplitude. Nesse tipo de onda, o movimento das partículas é transversal à direção de sua propagação e se desenvolve em um plano horizontal. Nas ondas Rayleigh, as partículas do

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meio condutor movem-se em um plano vertical e seus movimentos são elípticos e retrógrados com relação à direção de propagação da onda. Em um terremoto, essas ondas são as que mais afetam os materiais dispostos na superfície do planeta.

Experiências em laboratório, utilizando ondas artificialmente produzidas em rochas como granito e basalto, em diferentes estados físicos, mostraram que a velocidade (V) das ondas depende da densidade (D) do material condutor, assim como das propriedades elásticas do meio condutor, como o módulo volumétrico (ou de compressibilidade) (B) e a rigidez (G). Rigidez é o quanto a rocha se deforma quando a onda passa através dela, e o módulo volumétrico é o índice de quanto o volume da rocha muda sob a pressão exercida pela onda. Conhecidos esses valores, a velocidade de uma onda “P” pode ser conhecida pela fórmula:

V2 = (B + 4/3 G) / D. (1)

Já a velocidade da onda “S” pode ser calculada pela fórmula:

V2 = G / D. (2) Conforme mostrado, as fontes produtoras dessas ondas, utilizadas pelo homem para decifrar a estrutura interna do nosso planeta, são os terremotos, que possuem energia suficiente para gerar ondas que se propagam pelo interior do planeta como um todo, embora explosões atômicas, tais como bombas H, possam também gerar ondas capazes de atravessar o interior da Terra.

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Figura 1.2 - Ondas Sísmicas. (A) Ondas de compressão P (primárias), que se propagam em qualquer material da Terra, alternando zonas de compressão e expansão das partículas em sua trajetória, mostradas pelas convergências e divergências das setas, respectivamente; (B) ondas de cisalhamento S (secundárias), que vibram as partículas do meio condutor segundo ângulos retos com sua trajetória; estas ondas podem se propagar através de sólidos, mas não através de líquidos; (C) ondas de superfície R (Rayleigh), na qual o movimento das partículas se dá segundo uma elipse vertical, sendo ainda retrógrado com relação ao sentido de movimento da onda; (D) ondas de superfície L (Love), na qual o movimento das partículas no meio condutor é transversal à direção de sua propagação e sempre no plano horizontal. Essas ondas superficiais são detectadas mais tardiamente pelas estações sismográficas. Fonte: Não-modificado de BICKFORD et al. Geology today: revised printing, p. 128.

PARTE 1

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Figura 1.3 - Trajetórias das ondas sísmicas superficiais, além das ondas P e S, no manto superior e inferior, no núcleo externo e núcleo interno, a partir do foco de um terremoto. Fonte: SHEDLOCK; PAKISER. Earthquakes, p. 13.

2.1.2 As descontinuidades sísmicas e a estrutura interna da Terra A Terra pode ser dividida em duas grandes regiões: uma central, denominada núcleo, parcialmente fundido, envolvido por uma região predominantemente sólida, que compreende o manto e a crosta, juntos. O núcleo é formado por uma liga metálica de ferro e níquel (além de outros elementos) extremamente densa, que contrasta com a parte externa do planeta, que consiste de rochas formadas por óxidos e silicatos, sendo que a crosta é mais enriquecida em sílica, alumínio e cálcio que o manto. Há uma grande diferença entre as velocidades das ondas sísmicas que se propagam na parte mais superficial da Terra, denominada crosta, que mostra duas porções distintas, a crosta continental e a crosta oceânica, e as que se desenvolvem abaixo dela, em uma região denominada manto. Abaixo da crosta e na parte superior do manto, estudos mostraram que há uma ligeira redução na velocidade das ondas sísmicas (zona BVS, ou de baixa velocidade sísmica), em uma região com profundidades variando de 100 a 150km. Essa mudança é devida ao fato de que, naquela região, parte das rochas mantélicas ali presentes encontram-se fundidas, diminuindo a rigidez dos materiais e influindo na redução da velocidade de propagação das ondas sísmicas. Apesar de a densidade dos materiais aumentar com a profundidade e, desse modo, teoricamente, proporcionar o aumento da velocidade das ondas, tal fato não ocorre nesse contexto, porque a eficiência na transmissão das ondas sísmicas é reduzida em função da diminuição do valor do módulo de rigidez da rocha, que

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é o fator preponderante na propriedade de transmissão dessas ondas elásticas (fórmulas 1 e 2). Por isso, a velocidade das ondas sísmicas diminui ao passarem por aquela região de rochas mantélicas fundidas. A crosta com a parte superior do manto é denominada litosfera, uma camada dura, fria e rígida, situada acima da zona BVS. A litosfera é o material que forma as placas rígidas, que se movimentam na superfície do planeta, suportadas por essa zona de rochas fundidas denominada astenosfera, ou seja, a porção do manto na qual as rochas podem fluir. O manto, como um todo, é subdividido em manto superior e inferior, separados por uma zona de transição, que se prolonga de 400 a 660km de profundidade. A base do manto se estende até 2.898km quando, a partir daí até o centro da Terra, ocorre o núcleo (Figura 1.4). Nessa fronteira manto-núcleo ocorre uma nova descontinuidade, a de Gutenberg, na qual a velocidade das ondas P diminui e as ondas de cisalhamento S desaparecem. A partir daí, encontra-se o núcleo externo, considerado líquido em função da ausência das ondas S e, a partir dos 5.100km, inicia-se o núcleo interno, sólido, que se prolonga até o centro do planeta, chegando à profundidade de 6.371km. Essas subdivisões, assim como suas principais propriedades físicas são mostradas na Figura 1.4a e b. Descontinuidade de Mohorovicic Profundidade de compensação Astenosfera Litosfera

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(b)

Figura 1.4 - (a) subdivisões do interior da Terra (A-G), mostrando a crosta, litosfera, astenosfera, manto inferior e superior, núcleo interno e externo e as principais descontinuidades sísmicas, entre outros aspectos; (b) variações das propriedades físicas com a profundidade no interior da Terra. P = pressão em 1011 Pa (pascals; 1 pascal = 1 Nilton/m2 ou n/m2), p (densidade em g/cm3), B= velocidade das ondas S em km/s, a = velocidade das ondas P em km/s e G = gravidade em Gal. Fonte: Baseado em SHERIFF, 1984. Ver: Encyclopaedia Britannica 19, p. 38.

PARTE 1

A crosta A crosta é a parte mais superficial da Terra e a que nos toca mais diretamente, pois suporta toda a vida no planeta. Seu conhecimento em profundidade foi iniciado com os estudos do cientista croata Andrija Mohorovicic, em 1909. Ele observou que ondas P e S de certos terremotos percorriam dois caminhos diferentes a partir do hipocentro até a estação sismográfica que as captou. Ele concluiu que um par de ondas tinha se propagado diretamente na crosta e um outro par, que tinha chegado à estação receptora em um tempo mais curto, portanto, viajando a uma velocidade maior, tinha se refratado em uma fronteira no interior da Terra e se propagado com velocidade maior e depois se refratado para cima, alcançando a estação receptora. Para entender a proposta de Mohorovicic, vejamos que, no primeiro caso, a estação receptora estava relativamente próxima do hipocentro do terremoto e as ondas, mais rasas, propagavam-se principalmente na crosta. Já no segundo caso, em que estações estavam situadas a distâncias maiores do hipocentro (200km ou mais), as ondas se aprofundavam e atingiam a parte superior do manto, onde se propagavam com velocidades superiores àquelas que se propagavam na crosta. Essas últimas ondas tinham alcançado uma região de alta velocidade sísmica, situada a profundidades de cerca de 25-40 quilômetros nos continentes e de 5-8 quilômetros nos fundos oceânicos. Com base nessas evidências, Mohorovicic formulou a hipótese de que teriam sido as mudanças na composição química dos materiais que influenciaram esse comportamento das ondas sísmicas, e separou a crosta daquela zona de composição diferenciada, introduzindo o conceito de descontinuidade sísmica, que marca a base da crosta. Essa descontinuidade passou a ser denominada descontinuidade de Mohorovicic ou Moho, ou simplesmente descontinuidade M. Comparada com o raio da Terra (6.371km) a crosta é apenas uma fina casca que recobre o planeta, sendo, entretanto, química e fisicamente diferenciada do manto. Com base em suas características físicas e composições químicas predominantes, foi subdividida em crosta oceânica, que forma os assoalhos oceânicos, e crosta continental, que constitui as partes emersas do planeta onde se posicionam os continentes.

A crosta continental Em sua maior parte, mostra espessuras da ordem de 35 a 40km, e densidades por volta de 2,7g/cm3. Essa espessura é, contudo, muito variável, ao contrário do que ocorre com a da crosta oceânica (Figura 1.5a e b). Por exemplo, em zonas de estiramento crustal, onde se formam grandes aberturas lineares, a crosta se fende formando os denominados riftes, onde sua espessura pode reduzir-se para 25km. Por outro lado, nos locais onde ela é comprimida, gerando a formação das grandes cadeias montanhosas, ela forma raízes que se aprofundam, fazendo com que, excepcionalmente, sua espessura possa chegar aos 70km.

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A crosta continental mostra ainda uma enorme e complexa variedade composicional, o que propicia também uma grande variedade litológica, na qual, entretanto, predominam rochas claras (félsicas ou ácidas). Por exemplo, continentes normalmente mostram grandes e antigos núcleos estáveis, normalmente constituídos por rochas arqueanas (> 2.5 Ga) altamente metamorfizadas, denominados crátons, de composição félsica (granitóides), circundados por rochas mais jovens e deformadas, formando cinturões móveis de rochas dobradas, que podem exibir as mais variadas composições, desde rochas magmáticas básicas e ultrabásicas, intrusivas e extrusivas (vide Parte 3), até rochas sedimentares metamorfizadas. Esses terrenos antigos podem sofrer subsidência e formar bacias sediCrosta continental (Sial) Crosta oceânica (Sima) mentares, onde vão se acumular pilhas de sedimentos diversos, como rochas siliciclás0 km ticas, carbonáticas, químicas etc. (vide Parte 4). Crosta

Segundo Parker (1967), uma estimativa da distribuição Moho de tipos de rochas na crosta 50 continental seria: Litosfera

Rochas plutônicas ácidas (granitos, gnaisses, granodioritos, 100 granulitos, migmatitos)

78%

Xistos, filitos, folhelhos

9%

150 Rochas plutônicas básicas (anfibolitos, dioritos, gabros, 8% (distâncias horizontais fora de escala) peridotitos)

1%

Crosta continental (Sial)

Crosta oceânica (Sima)

0 km

Crosta

Litosfera

Moho

50

Litosfera

Crosta oceânica

Moho

Manto litosférico

100

Astenosfera (distâncias horizontais fora de escala)

Manto superior

(a)

(b)

Crosta continental espessada

Crosta continental adelgaçada

Figura 1.5 - (a) seção vertical mostrando as diferenças entre a crosta continental e a crosta oceânica; (b) seção vertical na crosta abrangendo parte do manto, mostrando a diferença entre a crosta continental e a crosta oceânica, enfatizando que a espessura da crosta continental, ao contrário da oceânica, pode variar muito, notadamente nas raízes das grandes cordilheiras. A litosfera é indicada, compreendendo a crosta e parte superior do manto. Crosta continental normal

150

Crosta continental espessada

Outros litotipos (calcário, evaporitos etc.)

Crosta continental adelgaçada

4%

Crosta continental normal

Quartzitos, arenitos

Astenosfera

Fonte: Modificado de MARSHAK. Earth: portrait of a planet, p. 42.

PARTE 1

A crosta oceânica A crosta oceânica (Figura 1.5a e b) exibe espessuras de 7 a 10km, sendo de quatro a cinco vezes mais delgada que a crosta continental, com densidade em torno de 2,9 g/cm3. É constituída por basalto, que serve de base para uma fina capa de sedimentos, oriundos das áreas continentais, que mostram espessuras médias de 0,3km. Tais sedimentos são compostos por calcário, presente nas plataformas continentais, turbiditos (sedimentos detríticos), que se descolam da plataforma e descem ao longo do declive continental, além de, nas áreas mais profundas, argilas carbonáticas e silicosas (oozes), originárias da deposição de restos de carapaças de plânctons e, em menor escala, poeira extraterrestre. O substrato basáltico, por sua vez, se posiciona sobre uma camada de gabro. A crosta oceânica, ao contrário da continental, exibe grande uniformidade composicional apesar de sua enorme distribuição geográfica. Por exemplo, o assoalho do oceano Atlântico Sul é constituído, quase em sua totalidade, por basalto, cujas expressões mais antigas encontram-se nas costas oriental do Brasil e ocidental da África. São rochas representativas do início da abertura do rifte que, no limite entre o Cretáceo Inferior e o Cretáceo Superior, deu origem ao oceano Atlântico Sul. Já o oceano Atlântico Norte, mais antigo, iniciou sua abertura um pouco antes, e mostra, nos litorais da América do Norte e Europa, basaltos com idades jurássicas. Um resumo das principais propriedades da crosta é mostrado a seguir, sendo que a idade máxima para a crosta continental foi reportada por Carneiro et al., 2005 (vide o Site 1). PROPRIEDADES

CROSTA CONTINENTAL

CROSTA OCEÂNICA

Rochas principais

Granito (félsico)

Basalto (máfico)

Elementos principais (exceto Si e O)

Al, K, U, Th

Mg, Fe, Na

Extensão na superfície da Terra (área)

45%

55%

Variação nas espessuras

25-70km

7-10km

Mais comumente 35-40km Densidade

2,7 g/cm3

2,9 g/cm3

Idades máximas

4.03 Ga

200 Ma

O manto O manto é a parte interna da Terra que se posiciona entre a crosta e o núcleo. Apresenta uma espessura média de 2.885km e densidades que variam de 3,5 g/cm3 em seu topo a 5,5 g/cm3 em sua base. Envolvendo o núcleo, possui o maior volume de todas as subdivisões internas da Terra, sendo formado por peridotito, uma rocha rara na superfície do planeta. Com base nas mudanças de velocidades das ondas sísmicas geradas pelos terremotos, o manto foi subdividido em: manto superior, cujo topo encontra-se a uma

25

26


profundidade de cerca de 400-410km; manto transicional, que se estende dessa profundidade até cerca de 600-660km; e no manto inferior, dessa profundidade até a sua fronteira com o núcleo, em cerca de 2.898km de profundidade (Figura 1.4a). Quase todo o manto é sólido, entretanto, a profundidades abaixo de 100-150km ele se torna tão quente que pode fluir e mudar de forma lentamente, a uma velocidade de menos de 15cm/ano (Marshak, 2005). Em termos reológicos, não se comporta como um líquido, mas como material pastoso, que se molda lentamente sem se quebrar. No manto, os materiais mais quentes são os menos densos, enquanto os mais frios são mais densos, sendo que o manto quente pode entrar em convecção, como água fervente em um recipiente, fluindo para cima, enquanto suas partes mais frias afundam. As principais propriedades físicas do manto podem ser vistas na Figura 1.4b.

O núcleo O núcleo estende-se desde a profundidade de 2.898km, em sua fronteira com a base do manto, até 6.371km, considerando a parte central da Terra com base na média entre seus raios equatorial e polar. Supõe-se que ele seja constituído por uma liga de ferro com menores quantidades de outros elementos como o níquel, com base na composição e densidade conhecidas de Fe-meteoritos. Com base no comportamento das ondas sísmicas geradas pelos terremotos, o núcleo foi subdivido em: núcleo externo (entre 2.898km a 5.155km de profundidade) e núcleo interno (de 5.100km até o seu centro, a 6.371km) (Figura 1.4a). O núcleo externo é considerado líquido pelo fato de não conduzir as ondas elásticas secundárias (S), que necessitam, como foi mostrado, de um meio rígido para se propagarem. É formado por ferro, níquel, oxigênio e outros elementos e, apesar de sua alta densidade (10-12 g/cm3), ele se mantém em estado líquido devido à sua elevadíssima temperatura, que sobrepuja os efeitos da pressão que tenderia a manter seus materiais em estado sólido. Em função disso ele flui, e esse fluxo, acredita-se, é o responsável pelo campo magnético da Terra. O núcleo interno, com um raio de cerca de 1.220km e uma densidade de 13g/cm3, comporta-se como uma liga sólida de ferro-níquel, podendo alcançar temperaturas pouco abaixo de 5.000ºC. Mantém-se sólido devido às altas pressões a que é submetido. As principais propriedades físicas do núcleo podem ser vistas na Figura 1.4b.

2.2 A estrutura reológica da Terra Os materiais que constituem o interior da Terra diferem também, entre si, em termos de comportamento físico, distinguindo-se os materiais rígidos, que não podem fluir, e os plásticos, relativamente moles e que podem fluir, sendo que as propriedades que comandam a deformação e o fluxo da matéria constituem a ciência da reologia.

PARTE 1

A TERRA FOI SUBDIVIDIDA, EM TERMOS DE SUA ESTRUTURA INTERNA, E BASEANDO-SE NAS VELOCIDADES COM QUE SE PROPAGAM AS ONDAS SÍSMICAS ORIGINÁRIAS DE TERREMOTOS, EM TRÊS GRANDES CAMADAS (CROSTA, MANTO E NÚCLEO), TODAS ELAS MOSTRANDO COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DIFERENTES ENTRE SI. OUTRO MODO DE SUBDIVIDIR O INTERIOR DA TERRA É BASEADO NO COMPORTAMENTO FÍSICO DE SEUS MATERIAIS, DISTINGUINDO-SE AQUELES MATERIAIS QUE SE COMPORTAM COMO LÍQUIDO, AQUELES QUE PODEM FLUIR DE MANEIRA PLÁSTICA E AQUELES QUE NÃO FLUEM, MOSTRANDO COMPORTAMENTO RÍGIDO.

2.2.1 A litosfera Sabe-se que nos primeiros 100-150km da Terra os materiais se comportam como rígidos que não podem fluir. Essa camada externa denominada litosfera é constituída da crosta e da parte superior do manto. Deve-se ressaltar que os termos litosfera e crosta não são sinônimos: a crosta é apenas uma parte da litosfera. A porção do manto com a litosfera é denominada manto litosférico (Figuras 1.4a e 1.5a e b). A litosfera apóia-se sobre um substrato não-rígido, e isso faz com que ela esteja submetida a dois esforços: um relacionado ao empuxo para cima, que a litosfera sofre devido à sua condição de flutuabilidade no manto, e o outro, de origem gravitacional, que a “puxa” para baixo, em direção ao centro do planeta. A condição de equivalência entre essas duas forças contrárias é denominada isostasia, (do grego isos, igual, e stasis, posição ereta ou de pé) ou “equilíbrio isostático”. A isostasia segue o princípio de Arquimedes, que postula que “a redução do peso de um corpo imerso iguala o peso do líquido deslocado pela parte do corpo abaixo da superfície do líquido”. Em outras palavras, “quanto mais denso o líquido, menos o corpo se aprofunda nele”. Este é o modo como flutuam os icebergs. Muitas regiões da superfície da crosta se encontram em equilíbrio isostático, porém, ocasionais variações na densidade ou espessura da litosfera por fenômenos geológicos podem fazer com que a superfície da crosta se eleve ou se afunde, para restabelecer o equilíbrio isostático. Em termos de espessura, a litosfera não é homogênea; sua porção que se encontra sob a crosta oceânica mostra espessuras da ordem de 100km e a que se posiciona sob a crosta continental é mais espessa, mostrando espessuras da ordem de 150km (Figura 1.5a e b).

2.2.2 A astenosfera É a camada da Terra que se encontra abaixo da litosfera. Mecanicamente pouco resistente, constitui a região onde se dá o equilíbrio isostático; magmas podem ser gerados e as velocidades das ondas sísmicas são fortemente atenuadas. A astenosfera, que suporta a litosfera, é a porção do manto no qual as rochas podem fluir quando submetidas à ação de forças. A grande diferença entre essas duas regiões em termos reológicos é que as

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28


rochas da litosfera são frias o bastante para ter rigidez, enquanto as rochas da astenosfera são suficientemente quentes para mostrar capacidade de fluir. Deve-se ressaltar que sua capacidade de fluir não indica que ela esteja no estado líquido; na verdade, ela se comporta como um sólido elástico. Apenas sua região na zona de baixa velocidade (ZBV) encontra-se em estado de fusão. A astenosfera encontra-se inteiramente dentro do manto e estende-se desde 100-150km até cerca de 650km de profundidade, na passagem para a parte intermediária do manto.

2.2.3 A mesosfera, o núcleo interno e o núcleo externo Abaixo da astenosfera, a partir de 650km de profundidade, encontra-se a mesosfera, uma região quente, mas mais resistente que a astenosfera, devido ao aumento da pressão que anula o efeito da temperatura. Evidências geofísicas indicam que algumas placas em subdução continuam a se afundar naquela região do manto, contudo, não gerando terremotos. Logo abaixo da mesosfera encontram-se o núcleo externo (profundidades entre 2.900 e 5.100km) e o núcleo interno (profundidades entre 5.100km e o centro da Terra, na profundidade de 6.371km). Acredita-se que o núcleo externo seja líquido, pelo fato de as altas temperaturas existentes não permitirem a aglutinação dos átomos, mesmo sujeitos às enormes pressões envolvidas. Supõe-se que seja formado de uma liga de ferro e níquel com outros elementos (Figura 1.4a).

3. A Dinâmica Terrestre Muitos pensadores tiveram a intuição de que a superfície da Terra era algo dinâmico e não estático, observando a presença de fósseis marinhos no topo de cadeias montanhosas com milhares de metros de altitude, ou a perfeita justaposição entre costas de continentes separados por milhares de quilômetros, sendo que muitas dessas observações foram claramente expostas por Leonardo da Vinci e Francis Bacon nos séculos XVI e XVII, respectivamente. O crédito principal é, contudo, devido ao meteorologista alemão Alfred Wegener que, em 1915, publicou um livro intitulado A origem dos continentes e oceanos, que chocou a comunidade científica mundial. Nele estava exposta a hipótese de que todos os continentes se moviam e que o oceano Atlântico não existia no passado geológico. Em sua teoria, denominada Deriva Continental, ele expôs de maneira explícita o conceito do movimento dos continentes: construiu um mapa agrupando-os em um único bloco de terras denominado Pangea, circundado pelo oceano Panthalassa. A configuração do Pangea de Wegener foi confirmada posteriormente: de acordo com sua teoria, os continentes estiveram, no passado, unidos entre si, formando um único bloco de terras que

PARTE 1

depois se fragmentou, como sugere a geometria das linhas de costas da América do Sul e do Norte, que se ajustam com as da África e Europa, respectivamente. A configuração da superfície da Terra há cerca de 300 Ma é mostrada na Figura 1.6, em que (a) aparece a reunião das terras formando o supercontinente Pangea, envolto pelo oceano Panthalassa, continente esse que, posteriormente, se subdividiu nas terras do norte, Laurásia e nas do sul, Gondwana, separados pelo Mar de Tethys. No hemisfério sul do Pangea formou-se uma calota polar, cuja área, em branco mostra evidências das antigas massas de gelo e é delimitada pela linha pontilhada; (b) mostra a configuração atual das terras, com os registros daquela antiga glaciação apontados pelas setas na América do Sul, África, Índia e Austrália, sendo que as evidências na Antártida provavelmente estão cobertas pelas geleiras atuais.

THALASS N A

P

LAURÁSIA MAR DE TETHYS América do Sul

África

GON

Capa de gelo

DWA

NAÍndia

P

Antártida

A

Equador

Eurásia

América do Norte

THALASS AN

A

Austrália

(a)

Equador

(b)

Figura 1.6 - (a) Pangea, construído pela justa-posição das crostas continentais ao longo da linha de contorno de 2000m abaixo do nível do mar, na base do declive continental; justaposição de costas ocorre nas áreas em negro e interrupção na continuidade é mostrada em vermelho; as áreas em branco foram as afetadas pela glaciação continental de 300 Ma atrás. (b) Mostra a configuração atual dos continentes segundo a linha de contorno de 2.000m abaixo do nível do mar; as setas mostram os sentidos de movimentos das geleiras. Fonte: Permisão de John Wiley & Sons, Inc. (SKINNER; PORTER, 1987).

29

30


A Tectônica de Placas é a moderna concepção da Hipótese da Teoria da Deriva Continental. Deve-se ter em mente que Wegener falava de movimentos dos continentes e não das placas. Essa é a diferença entre as duas teorias. As placas podem conter continentes, ou oceanos, ou ambos. Mas é certo que as idéias de Wegener serviram de inspiração e estimularam novas concepções sobre o planeta, gerando debates em todos os encontros científicos da época.

3.1 Placas litosféricas e plumas do manto Os dois componentes maiores da dinâmica interna do planeta são as placas em movimento e as plumas do manto, que possuem, como expressão na superfície do planeta, os hotspots, que são centros vulcânicos fixos, comentados adiante, e que não mostram relações genéticas com zonas de contatos entre as placas tectônicas. Seis grandes placas litosféricas e diversas outras, menores, cobrem a superfície da Terra, movendo-se continuamente, nos sentidos mostrados pelas setas (Figura 1.7). Elas possuem três tipos de margens: (1) divergentes ou de espalhamento; (2) convergentes ou de subdução, delineadas por fossas oceânicas e (3) margens transformantes. Atividade vulcânica ocorre principalmente nas fronteiras divergentes, que pode acontecer tanto nos continentes (riftes continentais), como nos oceanos (cadeias meso-oceânicas), assim como podem ocorrer também nos limites convergentes, tanto naqueles envolvendo continente-fundo oceânico e fundo oceânico-fundo oceânico, formando os arcos continentais e arcos de ilhas respectivamente.

3.1.1 Placas litosféricas em movimento A litosfera é toda fragmentada em placas que se movem. O calor interno da Terra e a fricção entre as placas fazem com que ocorram fenômenos como cadeias montanhosas, vulcões e terremotos, principalmente em certos limites entre as placas litosféricas. Em termos reológicos, uma placa é um segmento rígido e sólido dessa parte superior da Terra, e a palavra tectônica tem sua origem no grego, equivalendo ao verbo construir. Reunindo esses dois conceitos, obtém-se a designação de “Tectônica de Placas”, que se refere à teoria de que a superfície da Terra é construída por placas. As placas litosféricas, movendo-se, geram a maioria das atividades sísmicas e vulcânicas do nosso planeta (Figura 1.7). Seus movimentos relativos entre si modelam continuamente, ao longo do tempo geológico, a geografia do planeta. Os movimentos convergentes entre as placas geram montanhas e os movimentos de separação formam as bacias oceânicas. Para se ter uma idéia da magnitude desses movimentos, as taxas de abertura dos oceanos Atlântico Norte e Atlântico Sul são cerca de 2 e 3 cm/ano, respectivamente. Já no Pacífico Oriental, as taxas de separação podem chegar a 10-12 cm/ano. Por que ocorrem esses movimentos envolvendo materiais da magnitude de uma placa litosférica? Responder tal questão seria esclarecer as causas da Tectônica de Placas, uma

31

PARTE 1

dúvida que persiste desde Alfred Wegener até hoje. O fato é que sabemos que o movimento existe, mas não se tem certeza de por que ele acontece. Algumas teorias existem para explicar esse mecanismo do movimento das placas, desde aquelas relacionadas com convecção confinada à astenosfera, passando por convecção envolvendo todo o manto, até as plumas termais que se elevam desde os limites manto-núcleo externo, formando hotspots na superfície do planeta (Skinner; Porter, 1987). Deve-se ter em conta que, globalmente, as placas formam um sistema integrado que cobre completamente a superfície da Terra. Não necessariamente uma nova crosta formada em algum limite divergente deva ser consumida, na mesma taxa, na zona de convergência mais próxima, como se a quantidade total de crosta ali formada devesse se igualar ao que foi destruído. A geração e o consumo de nova crosta são compensados pelo conjunto, em um delicado equilíbrio, que mantém o planeta em volume constante. 70º

60º

N

Placa Juan de Fuca

45º

8

7 30º 15º

5

0º

Placa das Filipinas

2

6 Placa do Índico

15º

15

30º

16

18 7 Placa Caribeana

4 Placa do Pacífico

Placa Eusasiática

Placa Norte Americana

Placa Arábica

Placa de Cocos

14

6

Placa Africana

10 Placa de Nazca

13

17

Placa Sul Americana

3

11

45º

12 60º Placa da Antártica 70º

75º

90º

105º 120º 135º 150º 165º 180º 165º 150º 135º 120º 105º

Zona de Espalhamento (Acreção)

Falha Transformante

90º

75º

60º

45º

30º

15º

Zona de Subducção

0º

15º

30º

45º

60º

75º

90º

Indefinido

Figura 1.7 - Distribuição das principais placas tectônicas. Nota-se que a placa do Pacífico é totalmente oceânica e seus limites são predominantemente formados por zonas de subducção. Legenda: 1. Fossa das Aleutas; 2. Fossas Marianas; 3. Ilha de Trindade; 4. Arquipélago do Havaí; 5. Fossa das Filipinas; 6. Fossa de Java; 7. Sutura Índia-Ásia; 8. Fossa de Riukiu; 9. Fossa da América Central; 10. Fossa do Peru-Chile; 11. Fossa do Chile; 12. Fossa das Ilhas Sandwich do Sul; 13. Fossa de Kermadec; 14. Fossa de Tonga; 15. Fossa de São Cristóvão; 16. Fossa da Nova Inglaterra; 17. Lineamento do Mar Morto; 18. Ofiolitos de Troodos (Chipre). (Modificado de SZATMARI, 1990). Fonte: Baseado em Turcotte e Schuster, 1982. Apud SZATMARI. Origem e conceitos básicos da tectônica de placas (Figura 8), p. 15-30.

32


3.1.2 As plumas do manto A maioria das atividades sísmicas e vulcânicas é, conforme mencionado, concentrada ao longo dos limites de placas onde a cordilheira meso-oceânica, os vales oceânicos com arcos de ilhas e as cadeias de montanhas são formadas. Entretanto, observou-se que algumas importantes atividades sísmicas e vulcânicas também ocorrem em suas partes centrais, fora dos limites das placas. O avanço da pesquisa científica, notadamente na área da geofísica, indicou que alguns desses locais mostravam uma fonte vulcânica fixa, que imprimia seus produtos, principalmente basaltos, na superfície de uma placa móvel. Tal modelo de vulcanismo intraplaca foi denominado hotspot ou ponto quente, um centro vulcânico fixo, persistente por pelo menos algumas centenas de milhões de anos, que se pensa ser a expressão de uma pluma mantélica na superfície terrestre. Sobre a origem dos hotspots, Wilson (1963) observou que tais estruturas se desenvolvem sobre uma fonte de calor que se forma no manto, a qual é fixa em relação ao movimento das placas. Um vulcão ativo representaria a impressão, na superfície da crosta, dessa fonte térmica, e uma linha de vulcões extintos formada a partir dele, representaria os produtos do vulcanismo antigo impressos na placa em movimento. A fonte de calor estaria associada com uma pluma mantélica, uma coluna de calor que ascende a partir da fronteira manto-núcleo externo, onde aparentemente se formam (Marshak, 2005). Devido ao seu calor, as rochas sobrejacentes se aquecem e transferem calor para cima na forma de uma coluna ascendente. Quando esse calor atinge a base do manto litosférico, este se funde parcialmente como resultado da transferência de calor daquela fonte ultraquente (temperaturas acima de 1.100oC), formando magma basáltico que se move em direção à crosta e, durante essa trajetória, as rochas crustais também se fundem (alcançam esse processo por volta de 650o-850oC), formando câmaras magmáticas alimentadas pelo magma basáltico em ascensão. Quando alcança a superfície, esse material extrude como magma em vulcões, formando um hotspot. Um exemplo clássico e atual é o que pode ser observado na Cadeia do Imperador, onde estão se formando as ilhas havaianas, no interior da Placa do Pacífico. Esse arquipélago, posicionado no extremo sudeste de um lineamento SE-NW, representa os registros mais jovens de uma longa cadeia linear de montanhas submarinas, que se estende por cerca de 2.500km, desde a grande ilha do Havaí, a sudeste, até os vulcões submarinos extintos da Cadeia do Imperador, a noroeste. Naquela área, a placa móvel do Pacífico move-se sobre um hotspot fixo (Wilson, 1963; Wilson, 1976; Dalrymple et al., 1974). O vulcanismo mais antigo formou ilhas que, com o movimento contínuo da placa para noroeste e depois para o norte, formaram uma fileira de barreiras de recifes, atóis e finalmente montanhas submersas, até entrarem na zona de subducção das Aleutas. Uma nova seqüência de ilhas vulcânicas submarinas já está se alçando a partir do fundo oceânico para provavelmente ocupar, no futuro, os lugares do Havaí e Mauí. Dessa maneira, a partir dessas ilhas, os registros mais antigos daquele hotspot na forma de vulcões extintos submarinos vão se tornando cada vez mais distantes e profundos, até atingirem e serem consumidos na zona de subducção das Aleutas (Figuras 1.7 e 1.8).

PARTE 1

Ilhas vulcânicas Arco das Aleutas Fossa das Aleutas

Atóis e recifes

Montanhas submarinas

ca

da pla Movimento

Litosfera

Astenosfera

Figura 1.8 - Diagrama esquemático mostrando o contexto tectônico em que se encontram o hotspot, as ilhas havaianas, a Cadeia do Imperador e a Fossa das Aleutas, na porção centralnoroeste da placa do Pacífico. Fonte: Modificado de SKINNER; PORTER, 1987.

O vulcanismo tipo hotspot não é restrito às bacias oceânicas. Um centro térmico fixo, que esteve ativo no Cretáceo Superior e em parte do Terciário e que afetou também a parte continental da placa sul-americana, foi o da ilha de Trindade, no Atlântico Sul. Com a rotação da placa sul-americana para NW durante sua separação da África, esse hotspot imprimiu, na crosta continental, diversos centros vulcânicos, cujos registros, na forma de rochas alcalinas-ultramáficas, atualmente, podem ser observados alinhados para NW (Crough et al., 1980; Bizzi, 1993). Seus registros continentais mais jovens encontram-se nas costas dos estados do Rio de Janeiro e do Espírito Santo, com idade de 40 Ma, e suas demais ocorrências se prolongam para NW até alcançarem as imediações do Cráton Amazônico, onde as idades chegam a 121 Ma. A cadeia de ilhas ou centros vulcânicos continentais, alinhada pelas impressões de um hotspot na placa a ele sobrejacente, nos fornece o sentido do movimento da placa e sua velocidade pode ser inferida pelo acréscimo nas idades dos vulcões ao longo da cadeia. Vulcanismo do tipo hotspot parece ter ocorrido durante a maior parte do Fanerozóico (Cloud, 1974), cujo número pode chegar a uma centena de estruturas reconhecidas como tal.

3.2 Placas, seus limites, sua interação e a geodinâmica Conforme mencionado, a litosfera é subdividida em segmentos móveis denominados placas, que interagem entre si segundo três tipos de contatos ou margens: divergentes, convergentes e laterais ou conservativos (Figuras 1.7 e 1.9).

33

34


Falha transformante Oceano

Fossa de arco de Ilha

Rifte

Continente

Fossa 70km

Placa estacionária ou em movimento

Placa estacionária ou em movimento

350km Litosfera Astenosfera

Mesosfera

Figura 1.9 - Diagrama tridimensional mostrando a geração e destruição de crosta e os três tipos de margens de placas: divergentes, convergentes (ou de colisão) e transcorrentes (ou transformantes). Fonte: Modificado de ANDERSON. The dynamics of faulting and dike formation, with application to Britain, 1951.

3.2.1 Os limites divergentes As maiores feições estruturais das placas oceânicas são as dorsais oceânicas ou grandes sistemas de falhamentos, que se elevam de profundidades submarinas, perto de 5km, até cerca de 2,5km em seus topos, sendo aproximadamente simétricas em seção transversal. Essas falhas separam duas placas divergentes, ao longo de uma mesma linha, e formam as cadeias mesoceânicas. O sistema estende-se, em termos globais, nos fundos oceânicos, por mais de 60.000km de extensão. Por exemplo, a Cadeia Mesoatlântica iniciou suas atividades há cerca de 160-145 Ma, quando teve início a separação entre a América do Norte e a Eurásia, formando o oceano Atlântico Norte, seguida posteriormente da separação entre as placas da África e da América do Sul para formar o oceano Atlântico Sul. O processo de separação requer a abertura de fissuras ou fraturas subverticais, ao longo do eixo do vale, uma depressão linear que baliza as cordilheiras submarinas adjacentes. Ali, a injeção de material basáltico aquecido ou líquido alcança a superfície através desse sistema de fraturas. Na superfície, parte do líquido flui pelos declives da cordilheira oceânica e se resfria em lâminas, podendo formar túneis de lavas ou se solidificar em feições arredondadas na forma de almofadas (pillow lavas). Essas formas dependem da declividade do terreno e da viscosidade e magnitude do magma. Pode ocorrer também movimento das placas durante a ascensão do magma, que se resfria segundo uma série de diques verticais. Com a subida do fluxo magmático, as placas se movem, sendo que esse espalhamento, em termos globais, varia de 1 a 16cm/ano. Fluidos hidrotermais também

PARTE 1

participam dos processos magmáticos nas imediações das dorsais mesoceânicas. Eles podem carrear metais e precipitá-los nas encostas das dorsais, pavimentando o assoalho oceânico local com nódulos polimetálicos, extremamente ricos em metais importantes como cobre, manganês etc.

Nódulos metálicos, ou nódulos de manganês são estruturas que se formam nas imediações das dorsais mesoceânicas, contendo teores elevados de cobre, cobalto, níquel e outros metais pesados. Constituem reservas minerais que, no futuro, serão explotadas pelo homem. Suas dimensões variam de 1 a 10cm e a precipitação dos materiais, em volta de um núcleo detrítico é muito lenta, da ordem de alguns mm/milhões de anos. A formação dos nódulos envolve a penetração da água do mar em fendas que se formam no basalto ainda quente, lixiviando sílica e metais da rocha. O oxigênio da água promove a reação com o ferro ferroso e outros cátions originários do basalto, fazendo precipitar os metais como óxidos e sulfetos. As estruturas que expelem esses fluidos hidrotermais, uma espécie de salmoura metalífera que alcança 350oC, são pequenas chaminés ou condutos vulcânicos na forma de tubos, com dimensões métricas. Os que mostram cores escuras são denominados black smokers sendo constituídos por metais e óxidos; os claros são formados por anidrita ou sílica amorfa. A zona hidrotermal ativa, acima da câmara magmática que alimenta o rifte central, é da ordem de 4km de espessura.

Magma em ascenção pode obstruir a abertura formada pelo movimento divergente das placas e, com a continuidade do movimento, esse magma em processo de resfriamento é falhado e aberto. Um novo ciclo de material astenosférico é elevado do manto e o extravasamento de magma inicia-se quando a crosta anteriormente formada move-se para ambos os lados a partir do centro de espalhamento. Wilson (1965) observou que muitas dorsais terminavam abruptamente em contato com crostas continentais; observou que as dorsais sofrem movimentos transversais aos seus eixos e esses movimentos podem, eventualmente, levar porções da crosta para zonas de fossas nas regiões de subducção. Essas falhas, aproximadamente ortogonais aos eixos de espalhamentos, são ativas e foram denominadas por Wilson de falhas transformantes. Tais falhas inserem-se em uma feição maior, denominada zona de fratura, que é o prolongamento de uma falha transformante a partir de certa distância do centro de espalhamento. Ao contrário da falha transformante, a zona de fratura é estável e nela não há deslocamento, não se constituindo, portanto, em um limite entre placas (Figura 1.10).

35

u ra

36


Falha transformante (Wilson)

fr a tu ra Zona de

Eixo da dorsal oceânica

Falhas transformantes

Zona

d e fr a tu ra

Fossa

Fossa Terremotos

(a)

(b)

Falha transformante Figura 1.10 - (a) dorsais (Wilson)

mesoceânicas, cortadas por falhas transformantes, ativas, e zonas de fraturas, inativas. As setas bidirecionais mostram os sentidos dos movimentos relacionados às falhas transformantes. (b) Mostra a interpretação de Wilson sobre o sistema; os asteriscos, Eixo da dorsal oceânica são locais de geração de terremotos, inexistentes nas zonas de nas falhas transformantes, fraturas. Fonte: MENARD. Encyclopaedia Britannica, p. 174, figura 35. Fossa

Fossa

O processo de riftiamento para formar um centro de espalhamento ou dorsal oceânica Terremotos inicia-se em zonas continentais, com espessura entre 30 e 40km, recobrindo rochas mantélicas. A fusão parcial do manto deforma a crosta continental, que se arqueia e se fratura, permitindo a passagem do magma através das fissuras. O magma força o movimento divergente da crosta, que se fratura segundo falhamentos normais. Forma-se uma depressão onde, inicialmente, acumulam-se águas continentais na forma de lagos e rios, podendo sofrer ocasionais ingressões marinhas. O vale é freqüentemente preenchido por sedimentos, incluindo rochas piroclásticas e/ou lavas, sendo que em riftes continentais as rochas ígneas são mais alcalinas que os toleítos oceânicos, estando comumente enriquecidas em silicatos de potássio e cálcio, além de carbonatos (carbonatitos). Havendo evolução do rifte, pode ocorrer a formação de um oceano pleno, como ocorreu com o Atlântico Sul e o Norte, no Cretáceo Inferior.

3.2.2 Os limites convergentes A contínua formação de nova crosta, originando novo assoalho oceânico, produz materiais que podem vir a ser consumidos em outro lugar. Nos locais onde duas placas em movimento convergem, a litosfera é consumida, sendo reduzida em área. Podem ocorrer diferentes situações: se ambas as margens são oceânicas, se uma é oceânica e a outra continental, ou se ambas são continentais. Esse consumo pode ocorrer, por exemplo, em uma zona de subducção, onde uma placa oceânica penetra sob uma placa continental. Em zonas de subducção, a diferença entre placas que carregam a crosta oceânica e a continental pode ser mais claramente vista. Se ambas as placas têm limites oceânicos, qualquer

PARTE 1

uma pode mergulhar sobre a outra. Em contato de placa oceânica-placa continental, a menor densidade dessa última placa previne as bordas continentais do afundamento no manto. Desse modo, é inevitável, por sua maior densidade, que a placa oceânica seja subductada. Assim, os continentes são permanentemente preservados, enquanto os assoalhos oceânicos são continuamente renovados. Se ambas as placas possuem uma margem continental, nenhuma das duas pode ser subductada, e uma complexa seqüência de eventos de dobramentos e cavalgamentos, além do aumento da pressão e da temperatura, proporcionam normalmente a formação de granitos, migmatitos e o aumento da extensão vertical do relevo. Muito tempo após essas áreas terem sido largamente niveladas pela erosão, seus limites permanecem na forma da linha de sutura que os ligava.

Interação convergente placa continental - placa oceânica Nessa situação, uma placa continental é mais leve e sempre resiste à subducção, forçando assim a placa oceânica a subductar. A compressão pode deformar a margem continental, a qual é enrugada pelo esforço, formando um cinturão de montanhas sobre a margem da placa continental. Vulcanismo continental pode ocorrer devido à interação da placa em subducção com o manto. Os Andes, na costa oeste da América do Sul, notadamente nas costas do Peru e Chile, constituem um exemplo desse tipo de convergência. Esse processo de subducção, envolvendo a descida para manto de um pedaço de rocha fria, por volta de 100km de espessura, é marcado por numerosos terremotos ao longo de um plano inclinado em 30º-60º para dentro do manto, denominado zona de Benioff (Figura 1.9). A maioria dos terremotos nessas zonas planas de mergulhos é resultado de compressão e fricção entre rochas ao longo desse plano, e a atividade sísmica estendese por 300-700km abaixo da superfície. A profundidades médias, que variam entre 400 e 500km, a placa em subducção perde progressivamente seu conteúdo em substâncias voláteis, inclusive a água, fator que aumenta a taxa da fusão parcial da astenosfera, na chamada cunha mantélica, onde então ocorre fusão parcial do manto, formando magma. Este, menos denso que as rochas circundantes, ascende e pode formar vulcanismo continental do tipo basáltico. O magma, sofrendo fracionamento (vide Parte 3), pode gerar andesitos ou materiais mais félsicos, como batólitos graníticos, que formam uma linha de vulcões continentais, distante algumas dezenas ou centenas de quilômetros além do limite da subducção. Exemplos clássicos desse contexto geotectônico são as zonas de subducção que afetam as costas ocidentais do México e dos Andes. A placa em subducção torna-se, com o tempo, sismicamente indiferenciada do manto circundante, sendo ali reciclada (Figura 1.9). O limite de subducção entre duas placas é usualmente marcado por uma depressão ou fossa (Figura 1.9), que recebe os mais variados tipos de sedimentos originários do continente. São depositados caoticamente, na forma de fragmentos e blocos angulosos e muito mal selecionados, suportados por uma matriz silto-argilosa e que recebe o nome

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de mélange, significando “mistura”. Esse material, situando-se na zona onde a placa oceânica em subducção atrita a base da placa continental, vai se deformando e aprofundando progressivamente no manto.

Interação convergente placa continental - placa continental Se duas placas continentais convergem em uma colisão de continente-continente, podem ocorrer o estreitamento do fundo oceânico com a desativação da zona de Benioff, a ausência de vulcanismo e a subseqüente fusão e espessamento das duas massas siálicas. O protótipo clássico da colisão continente-continente é o sistema ÍndiaÁsia, que resultou na formação dos Himalaias e na elevação do platô tibetano. O processo iniciou-se quando a Índia, situada originalmente nas imediações da ilha de Madagascar, no Hemisfério Sul, foi rifteada da Antártida e da Austrália e iniciou sua migração para o norte, chocando-se contra a Ásia, originando a mais portentosa cadeia de montanhas do planeta (Figura 1.11a e b). Entre as placas indiana e asiática existia o prolongamento oriental do Mar de Tethys. A porção indiana desse mar constituía uma margem continental passiva, com sedimentos plataformais ao sul e fácies marinha profunda ao norte. Já no prolongamento dessa parte de Tethys para norte, a sul do Tibete, encontrava-se um arco de margem continental com andesitos e tufos ácidos de composição riolítica. A colisão efetivou-se durante o Terciário Inferior (40 Ma atrás), originando um encurtamento crustal de quase 2.500km (Condie, 1989), quando toda a crosta oceânica então existente ao norte da Índia e ao sul do Tibete foi consumida e as duas cunhas continentais entraram em contato, com a profunda interpenetração entre os dois continentes. Como conseqüência dessa colisão, houve geração de rochas metamórficas de alta pressão, que fundiu as zonas de raízes da crosta para produzir migmatitos e leucogranitos. Desse modo, a crosta da Ásia foi deslocada inicialmente para o norte e, quando esse movimento tornou-se inviável, houve o deslocamento lateral de grandes massas continentais da Índia e da Eurásia, em um contexto de alívio de pressão relacionado com a tectônica de escape. Esses movimentos laterais, comandados por falhamentos transcorrentes gigantes são ativos atualmente, sendo os responsáveis pelos terremotos de grandes magnitudes que ocorrem no Irã, Afeganistão e China Ocidental (Figura 1.11a e b). Analogamente, os Alpes são o resultado do movimento da África para norte, forçando a região do Mediterrâneo contra o continente europeu, produzindo amalgamentos de pequenas placas. Nesse contexto, o exemplo da Itália é notável: em uma distância de cerca de 300km, cruzando a península em sua parte centro-norte, pode-se ver na região de La Spezia, no Mediterrâneo, a costa de uma área tectonicamente ativa, formada pela junção de placas menores que deformaram as rochas locais e formaram um relevo montanhoso, praias de seixos e brechas tectônicas. Do lado oposto, na região de Ancona, em uma região de costa passiva nas margens do mar Adriático, a costa é completamente plana e os sedimentos são areias siliciclásticas com carbonatos subordinados (Figura 1.12).

PARTE 1

Transcorrências e empurrões

Platô d o Tib

ete

Cordilheira do Himalaia

Índia no presente

Movimento de migração do Continente Indiano

Índia 45Ma atrás

Índia 71Ma atrás

(a) Índia

(b) Tibete

Zona de sutura

Figura 1.11 - (a) Migração da Índia em direção norte até sua colisão com a Ásia. Notar a deformação na forma de falhas transcorrentes resultantes da continuidade dessa penetração em direção ao continente asiático; (b) seções cruzadas esquemáticas mostrando a geometria dessa colisão, com o fechamento do oceano seguido pelo espessamento da crosta siálica e a formação de montanhas na zona de sutura. Fonte: Modificado de VAN ANDEL. New view on old planet, 1985.

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40


A

A’

B

C

km 0

300

Figura 1.12 - Relevo, rochas e sedimentos em regiões costeiras italianas tectonicamente diversas. Em La Spezia, na costa do mar da Ligúria: (A) a costa com limite convergente exibe relevo montanhoso (A) e com possibilidade da ocorrência de terremotos. A mesma região mostra brechas tectônicas silicificadas (b) e praias de seixos arredondados (C). Do lado oposto da península, em Ancona (A’) a costa tectonicamente passiva, em limite divergente, é plana e baixa, com exclusiva sedimentação arenosa. (Fotos do Autor).

Interação convergente placa oceânica - placa oceânica Assim como ocorre uma zona de subducção na convergência oceano-continente, o mesmo fenômeno se dá quando duas placas oceânicas se encontram. Nesse processo também há a formação de uma fossa oceânica. A Fossa das Marianas, paralela às Ilhas Marianas (Figura 1.7), com profundidade próxima a 11km, é produto da convergência da Placa do Pacífico com a das Filipinas. Nesse processo também ocorrem vulcões. Após milhões de anos de acúmulo de lavas e rochas vulcanoclásticas originadas pelo vulcanismo submarino, formam-se inúmeras ilhas vulcânicas. Estas, por sua vez, dão origem aos arquipélagos, conhecidos como arcos de ilhas, situados atrás da zona de subducção. Os diferentes ambientes tectônicos geram feições de acordo com os processos e materiais envolvidos. Com a convergência entre as duas placas oceânicas, ocorre

PARTE 1

subducção de uma delas e, através da transferência de calor entre as placas e o manto sobrejacente ocorre magmatismo. A maioria dos vulcões que afloram acima do nível do mar, como, por exemplo, os do Japão, da Indonésia e das Ilhas Aleutianas, ocorrem paralelos às profundas fossas oceânicas, ao longo das quais a placa oceânica e materiais oceânicos de baixa temperatura mergulham no manto. Essas cadeias montanhosas são denominadas arcos de ilhas. Os arcos de ilhas ativos são caracterizados por: 1. conjunto de ilhas dispostas formando um arco; 2. manifestações de atividades vulcânicas no presente; 3. fossa profunda no lado do oceano e mar raso no lado do continente; 4. cinturão de anomalia gravitacional indicando grande desnível isostático; 5. sismicidade ativa, ocorrendo terremotos com focos intermediários a profundos; 6. movimentações tectônicas; 7. coincidência de arcos com cinturão orogenético recente.

Sistemas de arcos vulcânicos Arcos vulcânicos são cadeias de ilhas vulcânicas formadas sobre a crosta oceânica, com taxa de convergência superior a 7cm/ano e espessura crustal variando de 20 até 40km. As ilhas ocorrem pela atividade de zonas de subducção que se desenvolvem na crosta oceânica, ou seja, nas margens convergentes de placas oceânicas, onde ocorre orogenia acrescionária (incorporação, por falhamentos tectônicos, de blocos alóctones ao continente). Os arcos atuais são caracterizados por atividades sísmica e vulcânica variável, mas geralmente intensas, com focos situados entre 100 e 200km de profundidade. Possuem ainda fluxo de calor, anomalias gravimétricas, espessuras crustais e outras propriedades também variáveis. São compostos por rochas vulcânicas, plutônicas e sedimentos derivados. Durante a subducção a crosta vai sendo progressivamente aquecida pelo calor do manto e pela fricção na superfície do pacote subductado. Com o aumento da pressão e temperatura, ocorrem reações metamórficas e os componentes basálticos da crosta oceânica passam pelas fácies metamórficas da zeólita, xisto-azul, xisto-verde e anfibolito a eclogito. A profundidade na qual ocorrem as transições metamórficas varia de um arco para outro. Sistemas de Arcos Vulcânicos (Figura 1.13) ocorrem sobre zonas de subducção ativa e podem ser divididos em arcos de ilhas e arcos de margens continentais ativas (Condie, 1989), sendo que o contraste entre arcos de ilhas e margens continentais ativas não é sempre bem-definido; muitas regiões contêm elementos de ambos. Aqueles caracterizados por erupção de basaltos toleíticos, muito fluidos e com poucos voláteis, produzem relevo suave, formando plataformas adjacentes ao conduto central, com poucas rochas piroclásticas associadas, cujos exemplos mais conhecidos são os de Tonga-Kermadec e Mariana-Izu (Figura 1.7). Sendo as lavas de composição andesíticas,

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mais viscosas, a tendência é produzir estrato-vulcões, de formas cônicas e que sobressaem na topografia. Arcos de ilhas com composição potássica-alcalina, que geram shoshonitos, mostram vulcanismo mais explosivo, com rochas piroclásticas associadas, cujos exemplos podem ser vistos em Sunda e Fiji (Figura 1.7). Aqueles caracterizados pelas séries cálcioalcalinas com alto potássio são mais explosivos ainda, mostrando depósitos piroclásticos e epiclásticos, cujo exemplo maior são os da região das Aleutas (Figura 1.7). O conceito de explosividade vulcânica pode ser quantificado baseado na energia do processo eruptivo, que varia desde o menos energético (tipo hawaiano) até o mais energético (tipo krakatoano). (Vide o Índice de Explosividade Vulcânica, nos sites 2 e 3). A presença de uma bacia marginal ativa e outra marginal inativa, esta com alto fluxo de calor e ambas com substrato oceânico, é uma característica marcante dos arcos de ilhas, cujo exemplo mais conhecido é o Arco das Marianas, no Pacífico Ocidental (Figura 1.7). A fossa oceânica relacionada a esse arco mostra uma profundidade de cerca de 11km, sendo a mais profunda depressão marinha conhecida. PLACAS TECTÔNICAS E EVOLUÇÃO DA CROSTA FOSSA PRÉ-ARCO

OCEANO Nível do mar

5

a

Nível do mar

b

Fossa

Bacia ante-arco

ÁREA APÓS O ARCO Bacia retro-arco

43 2 1

Prisma acrescionário 5

ARCO Cinturão dobrado e falhado

43

2 1

Bacia intro-arco

Arco remanescente

Bacia marginal ativa

Bacia marginal inativa

Figura 1.13 - Seção esquemática de um arco de margem continental (a) e um arco de ilha (b), mostrando as principais divisões tectônicas. Os números no prisma acrescionário indicam as idades relativas das cunhas, 1 sendo a mais antiga. Fonte: Modificado de CONDIE. Plate tectonic and crustal evolution, p. 168, figura 6.22.

A evolução tectônica dos arcos de ilhas do Pacífico está relacionada à evolução do Oceano Pacífico (Panthalassa) e ao fechamento do Mar de Tethys. O sistema de arcos de ilhas do Japão se desenvolveu com a interseção de Tethys e o do Oceano Pacífico com a acreção de parte da Ásia Oriental. A evolução do arco não envolve colisão do tipo continente-continente, ao contrário, a subducção e acreção de materiais oceânicos e desenvolvimento de cinturões metamórficos foram os principais mecanismos de formação das rochas.

PARTE 1

Até aqui foram analisadas as fronteiras divergentes (cadeias mesoceânicas), convergentes (zona de subducção) e transformantes, entre duas placas. Existem, contudo, fronteiras divergentes, onde três placas se limitam, formando uma junção tríplice de fraturas, com ângulos entre si de aproximadamente 120o. Neste sistema, normalmente, dois braços evoluem para a formação da ruptura principal e o terceiro braço cessa sua evolução, sofrendo interrupção no processo de abertura, sendo denominado aulacógeno, ou rifte abortado. Os dois braços ativos evoluem então para a formação de uma bacia marinha, com a criação de um novo oceano. Um exemplo de aulacógeno é aquele formado pelas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá, que se desenvolveram, no Cretáceo Inferior, para o interior a partir da costa da Bahia, tendo cessado suas atividades pela evolução dos outros dois braços que vieram a constituir o oceano Atlântico Sul. Outro exemplo de junção tríplice é a que ocorre atualmente na Califórnia (EUA), onde duas falhas transformantes, uma no fundo marinho e outra que se desenvolve na costa onde se situa a cidade de São Francisco, se unem a uma zona de convergência tectônica, situada ao norte.

Os limites laterais ou conservativos Ao longo desse terceiro tipo de limite de placas, duas placas se movem lateralmente e passam uma pela outra sem que haja geração ou destruição de crosta. Suas expressões clássicas são as zonas de falha que seccionam as dorsais oceânicas, as chamadas falhas transformantes. Falhas transformantes ocorrem quando duas placas se deslocam em direções opostas, mas não ao longo de uma mesma linha, constituindo-se um tipo de falhamento transcorrente. Falhas transformantes podem fazer parte dos continentes, como é o caso da falha de Santo André, na Califórnia (EUA), e o lineamento do Mar Morto, no Oriente Médio, com cerca de 700km de extensão. Ali ocorrem depressões, como o golfo de Aqaba, e mares, como o Mar Morto e o Mar da Galiléia; formam-se também montanhas, como os Montes Zagros, e zonas de dobramentos, como a das Palmyras, ao norte de Damasco, Síria. Terremotos são também comuns nessa região de limite transcorrente de placas. (Figura 1.14 a e b). Apenas no caso em que o traço da falha seja retilíneo, o movimento é puramente transcorrente e o deslocamento entre os dois blocos é paralelo. Mais comuns são traços de falhas formando deflexões, o que dá origem a movimentos convergentes e divergentes, causando compressões e distenções nas rochas adjacentes à falha.

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N Falha principal 0

Montanhas Zagros

300km

Placa norte-americana

Beirute

Damasco

MAR MEDITERRÂNEO

Mar de Galiléia

MAR MORTO

Placa pacífica N

MICROPLACA DO SINAI

PLACA ARÁBICA

CA PLA

0

Golfo de Aqaba

NA

ICA

AFR

B

A

100km

= Movimento relativo = Distensão regional

MAR VERMELHO

= Falhas = Dobres = Vulcânicas

Figura 1.14 - (a) Falha de Santo André, na Califórnia (EUA), que assinala o limite transcorrente entre as placas norte-americana e a placa do Pacífico; (b) lineamento do Mar Morto, também uma zona de limite transcorrente. Fonte: MILANI. Estilos estruturais em bacias sedimentares: uma revisão conceitual, p. 83, figura 10 a e b.

Ciclo de Wilson Para explicar a dinâmica do movimento das placas, que não é caótico e ocorre segundo uma seqüência de eventos bem definida por J. Tuzo Wilson, em 1965, surgiu o conceito de Ciclo de Wilson (Burke et al., 1976), que representa, em tectônica de placas, a recorrência da abertura e fechamento das bacias sedimentares oceânicas. A evolução de um rifte continental pode originar um oceano. Este representa o nível de base global para onde fluem todos os cursos d’água continentais representados pelos rios, que constituem o mais efetivo sistema de transporte de detritos dos continentes para os oceanos, seguidos pelas

PARTE 1

geleiras. Ao longo de milhões de anos, enormes quantidades de sedimentos detríticos e químicos se acumulam nos fundos marinhos, na primeira fase do Ciclo de Wilson. A segunda fase representa a paralisação do espalhamento e o subseqüente fechamento gradual da bacia, quando esses sedimentos, assim como partes do assoalho oceânico passam a ser comprimidos, originando, no final do Ciclo, as grandes cadeias montanhosas — que nada mais são do que sedimentos e rochas magmáticas formadas nos fundos oceânicos, comprimidas, e que crescem verticalmente por dobramentos e falhamentos, devido à redução do espaço horizontal, como as cordilheiras dos Himalaias, dos Andes, dos Alpes etc., que exibem rochas sedimentares marinhas elevadas a milhares de metros de altitude (Figura 1.15).

TEMPO

FECHAMENTO

e

Orogenia colisional

d Crosta oceânica

c

Arco

Nível do mar

Margem continental passiva

ABERTURA

b

a Crosta continental Litosfera

Figura 1.15 - Seqüência de eventos idealizada em um Ciclo de Wilson: (a, b) representam o estágio pré-orogênico (pré-rifte → rifte → proto-oceânico → oceânico); (c, d) representam os estágios de orogênese precoce → sin-orogênico; (e) estágios tardi-orogênico → terminal orogênico. Fonte: Modificado de CONDIE. Plate tectonic and crustal evoluction, p. 195, figura 6.23.

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3.3 O mecanismo da tectônica de placas

Quando inicialmente os cientistas propuseram o conceito de placas tectônicas, eles imaginavam que o processo de movimentação se relacionava unicamente aos fluxos convectivos presentes na astenosfera, os quais teriam energia suficiente para movimentar as placas ao longo da superfície do planeta. Sabe-se, hoje, que essa é uma versão simplificada do problema e não reflete a complexidade do fenômeno. Por exemplo, como conciliar a geometria dos fluxos convectivos com fronteiras entre placas ativas e lineares, com milhares de quilômetros de extensão? A impossibilidade de responder a essa questão (e a outras) levou ao surgimento de novas idéias, as quais, entretanto, apesar de não estarem comprovadas, representam um avanço a partir das idéias anteriores, que lhes serviram de embasamento. A seguir, são apresentadas as principais teorias sobre os processos que regem o mecanismo da tectônica de placas.

Correntes de convecção Uma das primeiras tentativas para encontrar uma explicação para o “motor” da Deriva Continental foi feita em 1945, por Arthur Holmes, em seu livro Princípios de geologia física, que retomou a idéia das correntes de convecção no manto, estudada em 1939 pelo americano D. T. Griggs, que descreveu quatro fases: (a) aquecimento do manto; (b) ascensão até a superfície por sua menor densidade; (c) separação térmica, fazendo com que o material frio permaneça em baixo da pluma e o quente na superfície; e (d) o movimento cessa e o processo é retomado pelo reaquecimento do manto. Segundo essa teoria, as zonas de subducção eram zonas por onde a convecção descendente voltava ao manto; hoje, sabe-se que as estruturas convectivas detectadas não se afastam muito das raízes das zonas de espalhamento, e a subducção é devido principalmente à maior densidade da crosta oceânica com relação à crosta continental. O avanço dos conhecimentos em geotectônica induziu ao surgimento de duas novas hipóteses que pudessem explicar os processos de criação e consumo das placas oceânicas e, conseqüentemente, explicar o mecanismo da tectônica de placas, de maneira radicalmente diferente.

Força de empuxo pela cordilheira (Ridge-push force) As cadeias mesoceânicas elevam-se por alguns quilômetros a partir da planície abissal adjacente. O fluxo de magma ascendente preenche a fenda central do rifte e atinge uma grande altura com relação à base da cordilheira. Forças gravitacionais atuantes nesse magma suspenso empurrariam a crosta oceânica, que forma um declive a partir da cordilheira, em direção à planície abissal adjacente aos dois lados do rifte. Ambos os lados então se moveriam a partir do rifte central. Com o deslocamento do magma, novo

PARTE 1

material astenosférico quente ascenderia para ocupar seu espaço e, com o subseqüente afastamento desse material, ele se resfriaria, formando nova crosta oceânica. É importante salientar que, segundo essa hipótese, o movimento da astenosfera em direção à cadeia meso-oceânica é conseqüência do espalhamento dos fundos oceânicos, e não a causa.

Força de arrasto da placa (Slab-pull force) Aqui, o movimento descendente de uma placa oceânica em uma zona de subducção é explicado pela maior densidade dessa placa com relação à astenosfera e também pela capacidade de a placa continental flutuar na astenosfera. Assim, quando a parte frontal da placa oceânica inicia seu movimento para baixo, ela desencadeia um movimento descendente, atuando em toda a placa, inclusive em sua parte situada atrás dessa porção frontal, consumindo litosfera oceânica e complementando, então, o modelo da força de empuxo pela cordilheira. Resumindo a discussão e enfocando mais atentamente os conceitos relativos a essas duas novas hipóteses, podemos concluir que o espalhamento dos fundos oceânicos dar-se-ia a partir dos centros de espalhamento ou dorsais mesoceânicas, não pela ação das correntes de convecção mantélicas, mas sim em função da força de empuxo pela cordilheira (ridge-push force), graças à qual o magma ascendente é elevado ao longo do rifte por milhares de metros. A força gravitacional faria com que ele empurrasse o assoalho oceânico adjacente à cordilheira em direção às planícies abissais, gerando os movimentos divergentes ao rifte e formando nova crosta oceânica. Novo material astenosférico quente ascenderia então para ocupar o espaço deixado pelo magma descendente. Já em uma zona de subducção envolvendo crosta continental-crosta oceânica, a placa oceânica em movimento, fria e densa, mergulharia sob placa continental em direção à astenosfera menos densa, sendo então consumida. O movimento descendente da placa seria decorrente da ação de uma força de arrasto (slab-pull force) que desencadearia o movimento da placa oceânica em seu movimento descendente. Essa hipótese deixa, contudo, algumas questões pendentes, como, por exemplo, qual seria o movimento das placas em um contexto de colisão placa oceânica-placa oceânica? Ou ainda entre duas placas continentais? Ilustrações desses dois novos modelos são mostradas de maneira criativa e simples em Marshak (2005).

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4. A Dinâmica Terrestre e as Rochas As rochas se formam porque a Terra é um planeta dinâmico, o qual, com seu calor interno aliado ao seu campo gravitacional, promove o movimento das placas. A interação entre as placas pode promover soerguimento e deformação de massas rochosas, as quais podem ser transformadas, gerando, no metamorfismo dinâmico, uma extensa família de rochas, como ardósias, filitos, xistos e gnaisses. Soerguimento de grandes massas rochosas associado a zonas de compressão pode originar, por compensação isostática, rebaixamento do substrato, favorecendo, em conseqüência, o aparecimento de depressões na crosta, as quais são preenchidas por sedimentos (em grande parte, originados da zona soerguida, que sofre erosão), e dando origem às mais variadas rochas sedimentares. Outro tipo de interação entre placas pode promover a geração de batólitos graníticos em zonas de colisão que, se soerguidos e expostos à atmosfera, podem formar sedimentos e dar origem a rochas sedimentares. A erupção de magma em um hotspot continental pode originar basaltos, que também se formam em grande extensão nas cadeias mesoceânicas. Portanto, a dinâmica interna do planeta é essencialmente produtora de rochas e cada rocha tem sua associação com essa dinâmica.

4.1 O ciclo das rochas A geração e o consumo de rochas ao longo do tempo geológico formam o Ciclo Sedimentar. Rochas se formam nos mais variados ambientes e, dentre as várias hipóteses possíveis para a trajetória de uma dada rocha no ciclo das rochas, uma pode ser imaginada. Por exemplo: em uma zona de subducção crosta continental-crosta oceânica, esta última se aprofunda no manto, chegando à astenosfera. Em uma profundidade de cerca de 150km, ela é aquecida pelas rochas circundantes e libera seu conteúdo volátil, principalmente a água, que é transferida ao manto. Este sofre, então, fusão parcial local, gerando magma basáltico, que pode intrudir na crosta, formando rochas plutônicas que se cristalizam a partir de intrusões subterrâneas; ou pode extravasar na superfície da Terra como lava, a qual se resfria para formar as rochas vulcânicas. O magma basáltico original, de composição máfica, pode sofrer fracionamento e formar magmas e lavas de composições químicas intermediárias ou mesmo félsicas. A compressão entre placas tectônicas, por exemplo, em um regime de subducção, dobram as rochas, reduzindo sua área horizontal e promovendo seu crescimento vertical, formando assim as cadeias de montanhas, em um processo denominado orogenia. Nesse processo, as rochas se elevam na superfície, carreando consigo para cima o ar úmido, que se resfria e provoca a condensação da umidade na forma de chuva que, juntamente com o congelamento, inicia o processo de intemperismo e erosão (Parte 4). Assim, as rochas sofrem fragmentação mecânica e dissolução química, e seus produtos são transportados principalmente por rios e geleiras para os oceanos e mares, onde formam depósitos sedimentares na forma de acumulações de cascalho, areia, silte e argila, além dos produtos de precipitação química.

PARTE 1

Com o tempo os sedimentos são então soterrados pelo aporte de novos sedimentos à bacia sedimentar receptora, sofrendo, pelo aumento da pressão e temperatura, litificação, tornando-se então rochas sedimentares. Esse soterramento é geralmente acompanhado por subsidência, que é o aprofundamento desses materiais na crosta terrestre, o que os torna ainda mais quentes, podendo, assim, sofrer metamorfismo e dar origem a uma rocha metamórfica. Os processos metamórficos podem atuar também nas rochas ígneas ou mesmo em rochas previamente metamorfizadas. As margens tectonicamente ativas, onde continentes colidem, geram também pressões extremamente elevadas, induzindo à formação de novas rochas metamórficas. O ciclo recomeça quando as rochas sofrem fusões subseqüentes. Press et al. (2006) mostram um bom esquema para a evolução das rochas no planeta. As várias possibilidades de geração e consumo de rochas, associadas aos macroambientes crustal e mantélico podem ser também visualizados na Figura 1.16. CIRCUITO CRUSTAL Energia solar ROCHAS DA CROSTA CONTINENTAL

cionadas s adi nea is mesoceânicas s íg s dorsa a h oc a n a s r nic

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N M OV AG O M A

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ROCHAS ÍGNEAS Fusão

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Soterramento e litificação

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Intemperismo, erosão Transporte e deposição

CIRCUITO MANTÉLICO

Fusão Placa litosférica subductada consumindo crosta antiga

R DI OCH ME AS NT AR ES

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Metamorfism

S AS CH ICA RO ÓRF M TA ME

ROCHAS NO MANTO

o

CALOR INTERNO Figura 1.16 - O ciclo das rochas, comandado pela ação de processos internos e externos do planeta. Rochas da crosta continental podem sofrer intemperismo, erosão e transporte, indo formar sedimentos e rochas sedimentares, as quais podem ingressar no ciclo do metamorfismo e formar rochas metamórficas. Ao longo do tempo geológico elas seguirão todas as alternativas mostradas. Rochas do manto ascendem, formando novas rochas ígneas na litosfera e a litosfera antiga descende para o manto onde poderá ser reciclada. Fonte: Baseado em SKINNER; PORTER. Physical geology, 1987, com permissão de Jhon Wiley e Sons, Inc.

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4.2 Ambientes tectônicos e a gênese das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas Placa estável: As partes estabilizadas de placas como as grandes áreas cratônicas, quando sujeitas a movimentos epirogenéticos, podem formar bacias intracratônicas, geralmente preenchidas por carbonatos e pelitos. Se completamente estabilizadas, tais áreas desenvolvem extensas superfícies de denudação e peneplanização, onde pode se implantar sedimentação continental na forma de desertos arenosos de grande porte (como os paleodesertos Botucatu, Juro-Cretáceo da Bacia do Paraná, e o Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana), os quais mostram, associados, conglomerados basais do tipo wadi, formados por enxurradas esporádicas, além de pelitos depositados em lagos sazonais, aos quais se juntam calcretes e silcretes. Caso essas áreas sofram rejuvenescimento, seu soerguimento e a conseqüente formação de relevo geram ruditos associados às zonas de escarpas, subarcósios e eventualmente arcósios em ambiente fluvial e fluvio-deltáico. Em ambos os casos, a deformação é ausente ou incipiente. Áreas sedimentares adjacentes a essas porções estabilizadas, podem, com reativação tectônica dessas últimas, sofrerem deformação em regime dúctil, formando dobramentos, e rúptil, gerando ruptura das rochas, dando origem aos chamados cinturões móveis, formados normalmente por quartzitos, filitos, mármores e xistos.

4.2.1 Limites divergentes Estágio inicial: No estágio inicial de bordas divergentes, ocorre o fraturamento de uma placa continental segundo uma depressão linear, sem, contudo, formar um substrato simático. Pode se implantar vulcanismo de filiação ultramáfica-alcalina e gerar carbonatitos, kamafugitos, lamproítos e kimberlitos. Essa depressão é preenchida predominantemente por sedimentos continentais originários de ambos os lados do rifte, onde se depositam conglomerados em cunhas clásticas, além de seqüências espessas de quartzo-arenitos, muitos deles do tipo red-beds. Nas áreas mais deprimidas do relevo, podem se desenvolver lagos, onde se acumulam arenitos finos e pelitos. Corpos fluviais alimentadores dos lagos formam depósitos lacustres pelíticos com fósseis continentais, além de calcretes e silcretes. Arenitos eólicos podem associar-se a conglomerados depositados por enxurradas do tipo wadi, além de brechas de talude que se formam no sopé das escarpas. Pode-se originar uma junção tríplice, associada a falhamentos em regime compressional, e até mesmo metamorfismo, com a produção de filarenitos em cunhas clásticas, além de arcósios e calcários, formados em regime distensional. As bacias de Amadeus, na Austrália (Folk, 1974), e a Sanfranciscana, em Minas Gerais (Sgarbi et al., 2001), são exemplos de bacias formadas nos estágios iniciais do regime de divergência tectônica. Estágio em desenvolvimento: Aqui já há a formação de um embasamento simático, e a influência marinha é preponderante. Um rifte linear ativo já está formado e a depressão pode receber derrames de lavas básicas a intermediárias (vide Parte 3), associadas a

PARTE 1

sedimentos de águas profundas como folhelhos e chertes, além de turbiditos, filarenitos e arenitos líticos. Eventuais espasmos de compressão-distensão podem ocorrer, associados a vulcanismo. Exemplos desse estágio são as bacias dos Urais, na Rússia, e a que originou os Apalaches, nos EUA, ao final do Paleozóico. Estágio pleno: Nesse estágio, um rifte oceânico ativo se constitui, formando uma zona oceânica plena, dando continuidade ao Ciclo de Wilson em sua fase de abertura. No rifte, fusão do manto peridotítico produz magma basáltico em grandes volumes, que extravasa na superfície do fundo oceânico como fluxos de lavas, sendo também intrudido na crosta, onde se resfria e forma gabros, os quais podem ser expostos em zonas de falhas. Em sistemas hidrotermais presentes nestas zonas de espalhamento do fundo oceânico, a água marinha penetra nas fendas que se formam durante o processo de resfriamento da lava, formando os cold fingers (Lister, 1981), que são ramificações que penetram rocha adentro, promovendo a criação de convecções hidrotermais penetrativas, que reduzem a temperatura da rocha e criam reações químicas. Assim, a água do mar, reagindo com basalto, pode formar glauconita a partir de feldspatos, promovendo ainda a precipitação de carbonatos. Adicionalmente, fluidos hidrotermais presentes, ricos em oxigênio, evoluem para soluções redutoras ácidas sulfetadas, formando depósitos de sulfetos maciços, observados em várias ocorrências de ofiolitos. Nos sedimentos associados, também podem se formar minerais como phillipsita e palagonita, a partir de cinzas vulcânicas, no processo de almirólise (Staudigel et al. ,1981). Metamorfismo de basalto (dolerito e gabro) tem sido detectado nos centros de espalhamentos dos oceanos Atlântico e Índico (Miyashiro, 1972), proporcionando intrusões de serpentinitos e outras rochas ultramáficas, associadas a zonas de falhamentos, relacionados às fácies metamórficas da zeólita, xisto-verde e anfibolito. O metamorfismo nessas zonas promove a desmagnetização das rochas basálticas e gabróicas. Também ocorrem, pela circulação de fluidos aquosos, a introdução metassomática do sódio, originário da água do mar, e a remoção do cálcio, originalmente presente nessas rochas. Nesse ambiente, basalto pode se resfriar em estruturas arredondadas (pillow lavas) e também laminares. As rochas sedimentares associadas são lutitos e calcilutitos, além de arenitos e arcósios, com baixas maturidades textural e mineralógica e relacionados com associações turbidíticas. Folhelhos pretos podem se formar em ambientes anóxidos da bacia, além de depósitos de chertes.

4.2.2 Limites convergentes Interação placa continental - placa oceânica: Próximo da trincheira ao longo das margens continentais forma-se uma mistura variada de tipos de rochas, derivadas das placas oceânica e continental, associadas a sedimentos clásticos imaturos e mal selecionados (mélanges), além de turbiditos e raros filarenitos. Associam-se porções da litosfera oceânica antiga, chamadas ofiolitos, além de rochas metamórficas de alta pressão e baixa temperatura, denominadas xistos azuis. Ao longo da litosfera em subducção, há a transformação metamórfica do basalto em eclogito. No continente e margeando a zona

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de subducção, magmas mantélicos ou de crosta profunda extravasam na superfície, formando pacotes de lavas e rochas piroclásticas, associados a estrato-vulcões; em profundidade, o magma aprisionado forma plutons félsicos. O magma tem composição que varia de basáltica a granítica, embora a composição intermediária andesítica predomine nas rochas vulcânicas, e o equivalente químico diorito e granodiorito nas plutônicas. Exemplos dessas associações são as zonas de subducção da cordilheira andina no Peru e no Chile, e na região ocidental do México. Interação placa continental - placa continental: Inicialmente, a colisão não é muito diferente da anteriormente citada, exceto pelo fato da quase ausência de vulcanismo. Há a produção de filarenitos pela intensa pressão envolvida, associados a gnaisses, migmatitos e leucogranitos. Os Himalaias são a expressão clássica para este tipo de limite tectônico, o qual se estende linearmente por cerca de 3.000km. Interação placa oceânica - placa oceânica: Quando a subducção ocorre sob a placa oceânica, um arco vulcânico de ilhas representa as novas rochas formadas em superfície. Os vulcões são compostos por andesitos e basaltos, aos quais se associam rochas piroclásticas. Rochas carbonáticas podem se depositar circundando os vulcões.

PARTE 1

Bibliografia Recomendada BUENO, G. V. 1994. Diacronismo de eventos no rifte Sul-Atlântico. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, 12(2):203-229. CONDIE, K. C. 1989. Plate tectonic and crustal evolution. 3º. ed. [s.l.]: Pergamon Press. 492p. MARSHAK, S. 2005. Earth: portrait of a planet. 2nd. ed. New York: W.W. Norton & Co. 748p. MILANI, E. J. 1990. Estilos estruturais em bacias sedimentares – revisão conceitual. In: RAJA GABAGLIA. G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras. p. 75-96. PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4.ed. Tradução de R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes e C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman. 656p. 3SKINNER, B. J.; PORTER, S. C. 1987. Physical geology. London: John Wiley and Sons Ltd, 750 p. SZATMARI, P. 1990. Origem e conceitos básicos da tectônica de placas. In: RAJA GABAGLIA I, G.P; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras. p. 15-30. TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. 2001. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos. 568p.

Referências ANDERSON, E. M. 1951. The dynamics of faulting and dike formation, with application to Britain. Edinburgh: Oliver and Boyd. 206p. BICKFORD, M. E. et al. 1974. Geology today: revised printing. California: CRM Books. 529p. BIZZI, L. A. 1993. Mesozoic alkaline volcanism and mantle evolution on the Southwestern São Francisco Craton, Brazil. Universidade de Cape Town, Cape Town, Tese de Doutoramento, 240p. BUENO, G. V. 1994. Diacronismo de eventos no rifte Sul-Atlântico. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, 12(2):203-229. BURKE, K.; DEWEY, J. F.; KIDD, W. S. F. 1976. Precambrian paleomagnetic results compatible with contemporary operation of the Wilson Cycle. Tectonophysics, 33:287-299. CARNEIRO, C. D. R.; MIZUSAKI, A. M. P.; ALMEIDA, F. F. M. de. 2005. A determinação da idade das rochas. Terrae Didatica, Unicamp, 1(1):6-35. CLOUD, P. E. Jr. 1974. Rubey conference on crustal evolution. Science, 183:878-881. CONDIE, K. C. 1989. Plate tectonic and crustal evolution. 3 ed. [s.l.]: Pergamon Press. 492p. CROUGH, S. T.; MORGAN, W. J.; HARGRAVES, R. B. 1980. Kimberlites: their relation to mantle-hotspot. Earth Planetary Sci. Lett., v. 50, p.260-274. DALRYMPLE, G. B. et al. 1974. Origin of Hawaiian Islands. In: GREELEY, R. (Ed.). Guidebook of the Hawaiian. Planetology Conference, Ch.3, p. 23-36, Moffett Field, Cal. Nasa/Ames Research Center. DIETZ, R. S.; HOLDEN, J. C. 1971. Reconstruction of Pangea: breakup and dispersion of continents, permian to present. J. Geophys. Res.75:4939-4955. DIETZ, R. S.; HOLDEN, J. 1970. The breakup of Pangea. Scientific American, 223(4):30-41. DU TOIT, A. 1937. Our wandering continents. London: Oliver & Boyd. 366p. FOLK, R. L. 1974. Petrology of sedimentary rocks. [S.l.] Hemphill Pub. Co. 182p. HARLAND, W. B. 1971. Tectonic transpression in Caledonian Spitzbergen. Geol. Magaz. 108:27-42. HESS, H. H. 1962. History of Ocean Basins. In: ENGEL, A. E. J.; JAMES, H. L.; LEONARDS, B. F. (Ed.). Petrologic studies: a volume to honor A. F. Buddington. New York: Geol. Soc. America, p.559-620. LISTER, C. R. B. 1981. Rock and water histories during sub-oceanic hydrothermal events. Oceanologica Acta, p. 41-46. MARSHAK, S. 2005. Earth: portrait of a planet. 2. ed. New York: W.W. Norton & Co. 748p.

53

54


MENARD, H. W. 1969. The deep ocean floor. Scientific American, 221(3):126-142. MENARD, H. W. 1969. Plate tectonics. Encyclopaedia Britannica. 15th ed. v. 25, p. 174. MIYASHIRO, A. 1972. Pressure and temperature conditions and tectonic significance of regional and ocean-floor metamorphism. In: RITSEMA, A. R. (Ed.). The Upper Mantle Tectonophysics, v.13(1-4), p. 141-159. MILANI, E. J. 1990. Estilos estruturais em bacias sedimentares – revisão conceitual. In: RAJA GABAGLIA G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras, p.75-96, 415p. PARKER, R. L. 1967. Composition of the Earth’s Crust. In: FLEICHER, M. (Ed.). Data of Geochemistry. 6th ed. U. S.: Geol. Profess. Paper., 440-D, D1-D19. PRESS, F., SIEVER, R., GROTZINGER, J., JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4. ed. Tradução de R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes, C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman, 656p. SHEDLOCK, K. M.; PAKISER, L. C. 1999. Earthquakes. Washington: USGS, 20p. SHERIFF, R. E. 1984. Encyclopedia dictionary of exploration geophysics. London: Society Exploration Geophysicists. SKINNER, B. J.; PORTER, S. C. 1987. Physical geology. London: John Wiley and Sons Ltd. 750p. STAUDIGEL, H.; MUEHLENBACHS, K.; RICHARDSON; S. H.; HART, S. R. 1981. Agents of low temperature ocean crust alteration. Contrib. Mineral Petrol., v. 77, p. 150-157. SZATMARI, P. 1990. Origem e conceitos básicos da Tectônica de Placas. p. 15-30. In: RAJA GABAGLIA, G. P.; MILANI, E. J. (Coord.). Origem e evolução das bacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobras, 415p. TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. 2001. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos. 568p. VAN ANDEL, T. H. 1985. New view on old planet. Cambridge University Press. VAN ANDEL, T. H. 1993. Plate Tectonics. Encyclopaedia Britannica. 15th ed. v. 25, p. 883. WILSON, J. T. 1963. A possible origin of the Hawaiian Islands. Can. J. Phys., 41:863-870. WILSON, J. T. 1965. Transform faults, ocean ridges and magnetic anomalies southeast of Vancouver Island. Science, v. 150, p. 482-485. WILSON, J. T. (Ed.). 1976. Continents adrift and continents aground. San Francisco: W. H. Freeman and Co.

Endereços eletrônicos Site1 http://www.ige.unicamp.br/terraedidatica/v1n1/t_didatica_2005_v01n01_p006-035_carneiro.pdf/ Site 2 http://en.wikipedia.org/wiki/Volcanic Explosivity Index Site 3 http://volcano.und.nodak.edu/

Outros sites (Geotectônica e Geologia Regional) http://www.geosci.unc.edu/ http://www.geology.wisc.edu/ http://www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html http://geology.about.com/gi/dynamic/offsite.htm?once=true&site=http://earth.agu.org/revgeophys/duffy01/duffy01.html http://www.eps.harvard.edu/

PARTE 1

http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/dynamic.html http://oscar.ctc.edu/geology/Geol_ER_Tours.html http://ourworld.compuserve.com/homepages/dp5/tecto.htm http://users.indigo.net.au/don/ http://www.explorationist.com/Theories.htm http://www.expanding-earth.org/ http://www.personal.umich.edu/~vdpluijm/earthstructure.htm#animations http://www.enchantedlearning.com/subjects/astronomy/planets/earth/Continents.shtml http://www.itis-molinari.mi.it/Tutorial.html http://csmres.jmu.edu/geollab/Fichter/PlateTect/ http://www.ig.utexas.edu/research/projects/plates/pt.info.htm http://earth.leeds.ac.uk/alps/index.htm http://jan.ucc.nau.edu/

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pARTE 2

MINERAIS FORMADORES DE ROCHA Maria Lourdes Souza Fernandes

Foto: Ortoclásio, albita, quartzo e turmalina. Amostra da Lavra do Cruzeiro, São José da Safira, MG, pertencente à Coleção Vitor Dequech. Fotografia de Marcílio Gazzinelli.

Fonte: Lima. Guia de Mineralogia. p.136.

Lista de Figuras Figura 2.1

Quartzo (incolor) associado à siderita (verde-amarelado)

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Figura 2.2 Constância dos ângulos interfaciais entre dois cristais de quartzo

00

Figura 2.3 Diferentes formas externas obtidas a partir do empilhamento tridimensional de células unitárias cúbicas

00

Figura 2.4

00

As células unitárias e os 14 retículos espaciais de Bravais

Figura 2.5 Diferentes formas cristalinas apresentadas por cristais do sistema cúbico

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Figura 2.6 Representação de um plano reticular de uma estrutura cristalina cúbica 000 Figura 2.7 Os quatro elementos de simetria externa

000

Figura 2.8 Ilustração dos eixos cristalográficos dos sete sistemas cristalinos

000

Figura 2.9 Os oito elementos químicos mais abundantes da crosta

000

Figura 2.10 Diagrama esquemático de um átomo de carbono

000

Figura 2.11 Ligação covalente no diamante

000

Figura 2.12 Representação da ligação iônica no cloreto de sódio

000

Figura 2.13 Diagrama relacionando a diferença de eletronegatividade entre os íons de um composto

000

Figura 2.14 Representação da estrutura da grafita, com ligações covalentes entre os átomos de carbono

000

Figura 2.15 Diagrama relacionando os raios iônicos de alguns íons comuns

000

Figura 2.16 Visualização dos poliedros de coordenação na estrutura da halita (a) e da fluorita (b)

000

Figura 2.17 Geometria do empacotamento atômico Figura 2.18 Representação composicional em um sistema de dois componentes

000

Figura 2.19 Representação composicional em um sistema de três componentes

000

Figura 2.20 Microclina contendo lamelas de albita formadas por exsolução (Pertita)

000

Figura 2.21 Relações de estabilidade entre os polimorfos da sílica

000

Figura 2.22 Exemplos de pseudomorfismo

000

Figura 2.23 Classificação dos cristais quanto ao grau de desenvolvimento das faces cristalinas

000

Figura 2.24 Aspecto externo dos minerais

000

Figura 2.25 Classificação da clivagem quanto à forma

000

Figura 2.26 Fratura conchoidal em opala

000

Figura 2.27 Diamagnetismo na magnetita

000

Figura 2.28 Grau de polimerização dos tetraedros de sílica e as subclasses dos silicatos

000

Figura 2.29 Cristais de quartzo

000

Figura 2.30 Diagrama composicional dos feldspatos

000

Figura 2.31 Exemplos de geminações freqüentes nos feldspatos

000

Figura 2.32 Representação esquemática da estrutura da caolinita

000

Figura 2.33 Composição e nomenclatura dos piroxênios

000

Figura 2.34 Representação esquemática da seção basal de um cristal de piroxênio (a) e de um anfibólio (b)

000

Figura 2.35

000

Composição e nomenclatura dos anfibólios

Figura 2.36 Solução sólida no grupo das granadas

000

Figura 2.37 Cristais de granada

000

Figura 2.38 Diagrama de fases para os polimorfos do Al2SiO5

000

Figura 2.39 Composição e nomenclatura dos carbonatos

000

Figura 2.40 Formas comuns aos cristais de pirita

000

Lista de Tabelas Tabela 2.1 Eixos cristalográficos e simetria característica para cada sistema cristalino

000

Tabela 2.2 Distribuição média dos elementos na crosta

000

Tabela 2.3 Os principais tipos de ligações químicas e seus reflexos nas propriedades físicas dos minerais

000

Tabela 2.4 Exemplos de minerais polimorfos

000

Tabela 2.5 Polimorfos da sílica

000

Tabela 2.6 Variedades do quartzo

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PARTE 2

Sumário 1. Introdução 2. Definindo Mineral 3. A natureza cristalina dos minerais – forma externa vs arranjo interno 3.1 Célula unitária e sistema cristalino

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3.2 Simetria externa

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3.3 Eixos cristalográficos

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4. Princípios de cristaloquímica

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4.1 Composição química dos minerais

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4.2 Ligações químicas

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4.2.1 Estrutura atômica da matéria

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4.2.2 A tabela periódica dos elementos

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4.2.3 Forças de ligação

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4.3 Estrutura cristalina

000

4.3.1 Número de coordenação

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4.4 Fenômenos relacionados à composição química dos minerais

000

4.4.1 Isoestruturalismo

000

4.4.2 Solução sólida

000

4.4.3 Exsolução

000

4.4.4 Polimorfismo

000

4.4.5 Pseudomorfismo

000

5. Propriedades físicas dos minerais

000

5.1 Propriedades morfológicas

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5.1.1 Forma e estado de agregação

000

5.2 Propriedades relacionadas à luz

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5.2.1 Brilho

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5.2.2 Cor

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5.2.3 Traço

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5.2.4 Diafaneidade

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5.3 Propriedades relacionadas à coesão

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5.3.1 Clivagem, partição e fratura

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5.3.2 Dureza

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5.3.3 Peso específico

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5.3.4 Tenacidade

000

5.4 Outras propriedades

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5.4.1 Magnetismo

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5.4.2 Solubilidade em ácido clorídrico

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6. Minerais formadores de rochas

000

6.1 Sistemática em mineralogia

000

6.2 Silicatos

000

6.2.1 Tectossilicatos

000

6.2.2 Filossilicatos

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6.2.3 Inossilicatos

000

6.2.4 Ciclossilicatos

000

6.2.5 Sorossilicatos

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6.2.6 Nesossilicatos

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6.3 Os minerais não-silicatos

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6.3.1 Sulfatos

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6.3.2 Fosfatos

000

6.3.3 Carbonatos

000

6.3.4 Haletos

000

6.3.5 Óxidos

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6.3.6 Hidróxidos

000

6.3.7 Sulfetos

000

PARTE 2

6.3.8 Elementos nativos Referências

000 000

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PARTE 2

1. Introdução Este é um trabalho sobre rochas — seu modo de formação, classificação, ocorrência e, principalmente, como descrevê-las e identificá-las. Para introduzir o tema, vamos nos valer da bela comparação feita por Skinner e Porter (1989). Segundo esses autores, as rochas são agregados de minerais e podem ser consideradas como os livros da Natureza, onde está registrada a história de como a Terra trabalha. As rochas guardam histórias sobre os movimentos dos continentes, a formação das montanhas e sua erosão, a localização dos vulcões. As palavras usadas no livro da Natureza são os minerais, e, para que possam ser lidas, é necessário que se investiguem suas propriedades, associações e distribuição. Fica então evidente que a caracterização de uma amostra de rocha deve começar com o exame dos minerais e/ou mineralóides presentes: os tipos e quantidades desses constituintes, bem como as texturas resultantes. Nosso objetivo é o de dotar o estudioso deste assunto com ferramentas que lhe permitam descrever uma amostra de rocha através de suas feições macroscópicas, isto é, aquelas que podem ser percebidas a olho nu ou com o auxílio de uma lupa de mão, com aumento de cerca de 10 vezes, e com alguns testes simples, usando produtos químicos e instrumentos de fácil obtenção e transporte.

2. Definindo Mineral Estas considerações nos levam a pensar sobre o que é um mineral. Nickel (1995) propôs, em nome da Comissão de Novos Nomes e Nomes de Minerais, da Associação Mineralógica Internacional, a definição de mineral como um composto ou um elemento químico, normalmente cristalino e formado por processos geológicos. Portanto, para ser considerada um mineral, uma substância deve atender os seguintes requisitos:

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1. Ser um elemento ou composto químico, o que significa que sua composição é definida e pode ser expressa por uma fórmula química, que indica quais os átomos presentes e em que proporção estão combinados. 2. Ser cristalina implica no fato de os átomos constituintes estarem arranjados tridimensionalmente, de maneira organizada e repetitiva, o que só é possível nas substâncias sólidas. Isto exclui da definição todos os líquidos, gases e sólidos não-cristalinos (= substâncias amorfas). 3. Ser formada por processos geológicos subentende que os minerais são sólidos cristalinos inorgânicos naturais e que, assim, tanto as substâncias sintéticas quanto aquelas formadas por processos orgânicos não podem ser consideradas como minerais. Dessa maneira, os diamantes lavrados na região de Diamantina, em Minas Gerais, são minerais, mas os diamantes sintéticos produzidos industrialmente, embora tenham a mesma composição química e o mesmo empacotamento atômico e, portanto, as mesmas propriedades físicas dos diamantes naturais, não o são.

Existem sólidos naturais amorfos, como alguns géis e vidros, os quais são considerados como mineralóides. Os vidros podem se formar quando um material fundido é resfriado rapidamente, ao passo que os géis são formados sob condições de baixa temperatura e pressão, sendo comumente originados durante processos de intemperismo, a partir da solidificação de soluções coloidais. A opala (SiO2.nH2O) constitui um exemplo de material parcialmente amorfo, formado pela consolidação de soluções coloidais de sílica.

3. A Natureza Cristalina dos Minerais – forma externa vs arranjo interno A Figura 2.1 traz a foto de dois cristais de quartzo incolor associados à siderita. Não é incomum a observação de cristais de quartzo como os da Figura 2.1: de contorno prismático terminado em ponta (resultante da combinação de dois romboedros), é possível reconhecê-los prontamente por estas características. A freqüência com que o quartzo se apresenta naturalmente com esse aspecto é uma feição intrigante e nos leva a “enxergar” a forma do quartzo como a expressão externa de seu arranjo atômico ordenado.

PARTE 2

Figura 2.1 - Quartzo (incolor) associado à siderita (verde -amarelado). Cristal maior de quartzo mede 4 centímetros, aproximadamente. Amostra pertencente ao acervo do Museu de Mineralogia Vitor Dequech. Fotografia por Marcílio Gazzinelli. Fonte:A partir de LIMA. Guia de mineralogia.

Já nos idos do século dezessete, os cientistas descobriram que a forma do cristal pode ser usada para a identificação dos minerais. Mas era difícil para eles explicar porque os tamanhos relativos das faces dos cristais diferiam de uma amostra para outra. Aparentemente, os dois cristais de quartzo da Figura 2.2 parecem muito diferentes. No entanto, como demonstrado por Steno, em 1669, os ângulos entre faces correspondentes de cristais de quartzo são sempre os mesmos. Esta observação é conhecida hoje como a Lei de Steno ou Lei da Constância dos ângulos interfaciais, a qual atesta que “os ângulos entre faces equivalentes de cristais da mesma substância, medidos à mesma temperatura, são constantes”. Por essa razão, freqüentemente, a morfologia cristalina é uma ferramenta valiosa na identificação mineral. Um mineral pode ser encontrado em cristais de formas e tamanhos variáveis, mas os ângulos entre pares de faces correspondentes é sempre o mesmo (Figura 2.2).

Figura 2.2 - Constância dos ângulos interfaciais entre dois cristais de quartzo, sendo o cristal (a) altamente simétrico e bem formado e o cristal (b), distorcido. Ao lado de cada um dos cristais está desenhada sua seção basal, e os ângulos entre faces análogas, em ambas. Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 190.

69

70


3.1 Célula unitária e sistema cristalino Dizer que o quartzo, como todos os demais minerais, possui arranjo atômico ordenado significa assumir que os átomos se dispõem de maneira regular, e que, portanto, sua posição na estrutura cristalina é previsível e repetitiva. Isto é, em qualquer parte da estrutura cristalina, a vizinhança de um dado átomo é sempre a mesma, de tal maneira que é possível identificar uma porção mínima dessa estrutura que retém as características do todo. Essa porção mínima da estrutura cristalina é a célula unitária, e o cristal, seja ele mineral ou não, é formado pelo empilhamento tridimensional de células unitárias idênticas. Pode-se fazer uma analogia entre a estrutura cristalina e uma pilha de tijolos, onde cada tijolo (= célula unitária) é idêntico aos demais e estão todos dispostos da mesma maneira: não há rotação ou qualquer outra operação, além da translação envolvendo a posição de um tijolo e os demais. Assim acontece na estrutura cristalina (Figura 2.3).

(a)

(b)

(c)

Figura 2.3 - Diferentes formas externas obtidas a partir do empilhamento trididimensional de células unitárias cúbicas: (a) cubo perfeito, (b) cubo distorcido, (c) octaedro. Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral sience, p.172.

As células unitárias são muito pequenas, com dimensões da ordem de uns poucos angstroms (1 Å = 10-8 cm), e suas dimensões são estabelecidas a partir do centro de um dado átomo até o centro do próximo átomo idêntico a ele. Na prática, elas são obtidas a partir de estudos por difratometria de raios-X. Bravais demonstrou que existem sete tipos geométricos possíveis de células unitárias. Cada um desses tipos difere dos demais por suas dimensões relativas, chamadas a, b e c e pelos ângulos formados por essas dimensões, sendo que o ângulo a^b é chamado γ, a^c = β e b^c = α. A Figura 2.4 apresenta as formas possíveis que as células unitárias podem assumir. Existem células unitárias constituídas por átomos ou grupos de átomos apenas nos seus vértices; são ditas primitivas e designadas como do tipo P, em número de sete. Somam-se a elas outras sete que apresentam, adicionalmente, átomos ou grupos de átomos, quer no centro da célula unitária, sendo ditas de corpo centrado e designadas como do tipo I; quer nos centros de duas faces opostas, ditas de duas faces centradas e designadas como do tipo C (ou B ou A, dependendo da posição das faces); ou ainda nos centros de todas as faces e ditas de todas as faces centradas e designadas como do tipo F. Todos esses tipos constituem os chamados “14 retículos espaciais de Bravais” (Figura 2.4).

PARTE 2

O sistema cristalino agrupa cristais de células unitárias do mesmo formato. No sistema triclínico, a célula unitária (Figura 2.4a) é caracterizada por apresentar as três dimensões diferentes entre si, bem como os respectivos ângulos (a ≠ b ≠ c e α ≠ β ≠ γ ≠ 90º). Os cristais desse sistema possuem célula do tipo P. Minerais do grupo do feldspato, como a microclina (KAlSi3O8) e a albita (NaAlSi3O8), constituem os exemplos mais comuns de minerais desse sistema. Os cristais do sistema monoclínico possuem célula unitária (Figura 2.4b) caracterizada por apresentar as três dimensões diferentes entre si, sendo que o ângulo β, isto é, o ângulo entre b e c, difere de 90º (a ≠ b ≠ c e α = γ = 90º ≠ β). Nesse sistema existem cristais com células unitárias primitivas (do tipo P) ou ainda de corpo centrado (do tipo C). Talco [Mg3Si4O10(OH2)] e caulinita [Al2Si2O5(OH4)] são alguns dos minerais desse sistema. Os cristais do sistema ortorrômbico se caracterizam por apresentar célula unitária, cujas três dimensões são diferentes e ortogonais entre si (a ≠ b ≠ c e α = β = γ = 90º). Topázio [Al2SiO4(F,OH)2] e aragonita (CaCO3) cristalizam nesse sistema. Os cristais ortorrômbicos podem ter células unitárias dos tipos P, I, F e C (Figura 2.4c). A célula unitária do sistema tetragonal tem o formato de um prisma de base quadrada, e caracteriza-se por apresentar as dimensões a e b idênticas entre si e diferentes de c (a1 = a2 ≠ c), sendo as três ortogonais entre si (α = β = γ = 90º). Exemplos de minerais cristalizados nesse sistema são: a cassiterita (SnO2) e o rutilo (TiO2). No sistema tetragonal, os cristais podem ter células do tipo P ou I (Figura 2.4d). No sistema hexagonal, a célula unitária (Figura 2.4e) é caracterizada por apresentar as dimensões a e b idênticas entre si e diferentes de c, sendo que a e b são ortogonais a c e fazem entre si um ângulo igual a 120º (a1 = a2 ≠ c e α = β = 90º ≠ γ = 120º). Os cristais possuem célula do tipo P. Berilo (Be3Al2Si6O18) e quartzo β (SiO2) exemplificam cristais desse sistema.

Figura 2.4 - As células unitárias e os 14 retículos espaciais de Bravais. Os comprimentos dos eixos estão assinalados pelas letras a, b e c; e os ângulos axiais, pelas letras gregas a,b e g. Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 232A

71

72


A célula unitária romboédrica (Figura 2.4f) possui todas as faces losangulares, portanto, todas as dimensões são idênticas, fazendo entre si ângulos idênticos, porém, diferentes de 90º (a1 = a2 = a3 e α = β = γ ≠ 90º). Calcita (CaCO3), hematita (Fe2O3) e quartzo α (SiO2) cristalizam nesse sistema. Os autores americanos reconhecem apenas seis sistemas cristalinos e consideram o sistema romboédrico como uma subdivisão do sistema hexagonal. No Brasil, devido à influência européia, reconhecem-se sete sistemas cristalinos. A célula unitária cúbica (Figura 2.4g) possui as três dimensões de comprimentos idênticos, e os ângulos α, β e γ são iguais a 90º (a1 = a2 = a3 e α = β = γ = 90º). Assumir que a1 = a2 = a3 implica que não apenas o comprimento é o mesmo, mas que o arranjo atômico nas três direções é idêntico. Ouro (Au), diamante (C) e pirita (FeS2) são exemplos de minerais que possuem célula unitária cúbica e que, portanto, são cristalizados no sistema cúbico. Embora os três minerais sejam formados por pilhas de células unitárias cúbicas, as dimensões e o conteúdo da célula variarão em cada caso, em função de serem constituídas por átomos diferentes. Como os cristais são formados pela repetição, nas três dimensões, de uma unidade de estrutura, o seu aspecto externo depende, em parte, da forma dessa unidade. Ele também depende das condições nas quais os cristais crescem. Essas condições incluem todas as influências externas como temperatura, pressão e disponibilidade de espaço aberto para crescer livremente, dentre outros. A Figura 2.3 mostra como diferentes formas cristalinas como cubo (Figuras 2.3a e 2.5a), cubos distorcidos (Figura 2.3b), octaedro (Figura 2.3c) e dodecaedro (Figura 2.3d) podem ser geradas pelo empilhamento regular de células unitárias cúbicas. A mesma observação pode ser feita a partir da Figura 2.5, que apresenta fotografias de agregados de cristais cúbicos de fluorita (Figura 2.5a), de cristais octaédricos de magnetita (Figura 2.5b) e de um cristal da granada almandina, cuja forma é resultante da combinação do dodecaedro (faces maiores) com o trapezoedro (faces menores). Os três minerais cristalizam-se no sistema cúbico.

(a)

(b)

Figura 2.5 - Diferentes formas cristalinas apresentadas por cristais do sistema cúbico: (a) agregado de cristais cúbicos de fluorita; (b) agregado de cristais octaédricos de magnetita; e (c) cristal de almandina (uma granada) resultante da combinação do dodecaedro (faces maiores) e trapezoedro (faces menores). Amostras da Coleção Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli. Fonte: A partir de Amorim, P.L dos S., 2004.

(c)

PARTE 2

A halita (NaCl) e a magnetita (Fe3O4) cristalizam-se no sistema cúbico. No entanto, freqüentemente a halita é observada sob a forma de cristais cúbicos, e a magnetita, octaédricos. A posição das faces cristalinas é influenciada pela estrutura, e elas têm maior probabilidade de ocorrer paralelamente aos planos reticulares de maior densidade atômica. A freqüência com que uma dada face é observada em um cristal é proporcional ao número de nós reticulares (= átomos ou grupos de átomos) que ela intercepta, como está ilustrado na Figura 2.6. Esta regra, conhecida como Lei de Bravais, é geralmente confirmada pelas observações.

Figura 2.6 - Representação de um plano reticular de uma estrutura cristalina. As várias linhas desenhadas indicam direções com maior ou menor número de pontos reticulares sobre elas. Os planos com maior densidade de pontos reticulares, como OA e OB coincidem as faces mais comuns. Fonte: A partir de Klein, Manual of mineral science, p. 190.

Nem todas as amostras de quartzo se apresentam em cristais delimitados naturalmente por faces lisas e planas. Eles só se formam quando os grãos crescem livremente em um espaço aberto. Em um granito, por exemplo, o quartzo aparece sob a forma de grãos de formato irregular, por se cristalizar em um ambiente restrito, limitado pela presença de outros minerais previamente formados. Através da difratometria de raios-X, é fácil mostrar que em ambos, tanto no cristal de quartzo como no grão de quartzo irregular, todos os átomos presentes estão empacotados com o mesmo arranjo geométrico, isto é, os cristais de quartzo e os grãos irregulares de quartzo são ambos cristalinos. O termo “cristalino”, mais do que “cristal”, é usado na definição de um mineral.

3.2 Simetria externa Então, como visto, quando um mineral se forma sob condições geológicas favoráveis, a maneira regular como os seus átomos estão empilhados se reflete em sua forma externa, levando ao desenvolvimento de cristais, isto é, sólidos geométricos limitados por faces lisas e planas. Quando isso ocorre, é possível identificar nos cristais partes que são idênticas a outras e diz-se que o cristal possui simetria. Naturalmente que esta simetria externa reflete a simetria interna. Aqui, será abordada apenas a simetria externa ou morfológica dos cristais. Entende-se por operação de simetria, o movimento que se faz para que uma parte venha a coincidir espacialmente com outra, idêntica a ela. As operações de simetria externa nos cristais são: reflexão, rotação

73

74


e inversão. Essas operações se dão através dos elementos de simetria, os quais são, respectivamente, plano, eixo e ponto (= centro de simetria). A Figura 2.7a traz a ilustração de um cristal dividido em duas metades, onde uma é a imagem especular da outra, por um plano que aparece sombreado. O plano sombreado é um plano de simetria desse cristal. O plano de simetria divide o cristal em duas metades especulares. Um cristal pode não possuir plano de simetria, bem como pode apresentar mais que um, sendo que o número máximo é 9.

(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 2.7 - Os quatro elementos de simetria externa: (a) plano de simetria; (b) eixo de simetria; (c) centro de simetria e (d) eixo de inversão rotatória. Fonte: Figura modificada de Klein. Manual of mineral science, p. 175.

Na Figura 2.7b, vê-se um prisma hexagonal curto, terminado em pirâmide. Se o cristal for girado de 360º ao redor da linha tracejada que passa pelo seu interior, por seis vezes ele se apresentará como na posição inicial. Isso ocorre porque a linha tracejada é um eixo de simetria desse cristal. Um eixo de simetria pode ser definido como uma linha imaginária que passa por seu interior e ao redor da qual o cristal é rotacionado, levando a uma posição idêntica à situação anterior à rotação. O número de repetições ocorridas durante um giro de 360º corresponde à ordem do eixo: pode ser igual 6, 4, 3, 2 ou 1. Dependendo de sua ordem, ele será designado como senário, quaternário, ternário, binário ou unitário, respectivamente. Um cristal pode possuir um ou mais eixos de simetria e de mais de uma ordem. Qualquer sólido, inclusive os cristais, apresenta um número infinito de eixos unitários; estes só são citados quando o cristal não apresenta simetria. O ponto c, assinalado na Figura 2.7c, é o centro de simetria do cristal. Um ponto será o centro de simetria quando, de um ponto qualquer do cristal, uma linha imaginária, unindo-o ao centro, for prolongada no sentido oposto e, a uma distância equivalente, existir um ponto idêntico ao ponto original; isso deve ser verdade para todos os pontos do cristal. O centro de simetria, quando presente em um cristal, é único. Mais raramente, o cristal pode apresentar eixos de inversão rotatória, como o mostrado na Figura 2.7d, os quais resultam da combinação da rotação com inversão. Os eixos de inversão rotatória podem ser de ordem 6, 4 ou 3, uma vez que a operação do eixo binário

PARTE 2

de inversão rotatória corresponde à do plano de simetria, e a do eixo unitário de inversão rotatória equivale à do centro de simetria. Chama-se grau de simetria ao conjunto dos elementos de simetria de um cristal. Como a simetria interna está refletida na simetria externa, é possível, a partir do grau de simetria de um cristal, saber qual é o seu sistema cristalino, pois os cristais de cada sistema apresentarão sempre alguns elementos de simetria que lhes são característicos, que podem ou não estar acompanhados de outros. A simetria característica de cada sistema cristalino aparece sintetizada na Tabela 2.1. Tab ela 2.1 - Eixos cristalográficos e simetria característica para cada sistema cristalino Sistema cristalino

Eixos cristalográficos Constantes lineares

Simetria característica

Constantes angulares

Triclínico

a≠b≠c

α≠β≠γ

Centro de simetria ou eixo unitário de simetria

Monoclínico

a≠b≠c

α = γ = 90º ≠ β

Um eixo binário ou um plano de simetria

Ortorrômbico

a≠b≠c

α = β = γ = 90º

3 eixos binários de comprimentos diferentes ou três planos de simetria

Tetragonal

a=b≠c

α = β = γ = 90º

1 eixo quaternário

Hexagonal

a1 = a2 = a3 ≠ c

α = β = 90º ≠ γ = 120º

1 eixo senário

Romboédrico ou trigonal

a1 = a2 = a3 ≠ c

α = β = 90º ≠ γ = 120º

1 eixo ternário

Cúbico ou isométrico

a=b=c

α = β = γ = 90º

3 eixos quaternários ou binários de mesmo comprimento

3.3 Eixos cristalográficos

Os eixos cristalográficos são direções privilegiadas no cristal, usadas como sistema de referência, para orientação espacial do mesmo. Exceto para os sistemas hexagonal e romboédrico, eles são em número de três e designados pelas letras a, b e c. Os ângulos entres eles são chamados de α (= b^c), β (= a^c) e γ (= a^b). A Figura 2.8 contém as representações dos eixos cristalográficos para os sete sistemas cristalinos. Como se vê, o eixo c é o eixo vertical, o eixo a é antero-posterior, e o eixo b está contido no plano perpendicular a a e c. As extremidades superiores do eixo c, a frontal do eixo a e direita do eixo b são consideradas positivas, e as opostas a estas são tomadas como negativas. Os eixos cristalográficos devem coincidir com os eixos de simetria, se estes existirem no cristal, ou são escolhidos como direções perpendiculares aos planos de simetria ou paralelamente às arestas das faces mais desenvolvidas.

75

76


As relações de comprimento entre os eixos para cada sistema cristalino são conhecidas como constantes lineares e os ângulos entre os mesmos, constantes angulares. Os eixos cristalográficos de um dado sistema cristalino têm constantes angulares e lineares típicas (Tabela 2.1). Para os cristais do sistema triclínico (Figura 2.8a), devido à ausência de simetria, os eixos são tomados paralelamente às arestas do cristal, são de comprimentos diferentes e fazem entre si ângulos diferentes de 90º. +c +c -a -a -b +b

-b

-b

-b -b +b

B

+b

B

+a1 +a

+c

+a3

+a3

a1 a2 a3 ABº e G 120º

-a1 +a2 +a2

Hexagonal e Romboédrico

-a3

-a2

+b +a2

+a +a1

+

-c -c xb a = b xa c; a x= ca1; b = a2

a

ABG ABG90º 90º

Ortorrômbico Tetragonal

( d ()( ca))

+a3

+a3 -a-a 2-a2 2 +a1

( (cd) )

a1 a2 a3

-a1 +a2+a +a22

-a1

-a1

-a2 -a2

+a1

-a3 -a3

a1 a2 -ca3

90º ABº e G ABG 120º

+a+a 2 2

a1 a2 a3 a1 a2 a3 ABº e G 120ºABG 90º

ou Isométrico Hexagonal e Romboédrico Hexagonal e Cúbico Romboédrico Cúbico ou Isométrico (e)

(f)

(e)

-a2

-a1 +a1

(f)

+a2

-a3

-a3 -a3

+a1

-a3

+a3

+a3 -a1

+a3

-a1

+a1

+a1

-a3 -c

-a2

+c

-a1

+a1

+b

G

Tetragonal Triclínico Ortorrômbico

( c ) ((ab))

-a2 +a1

-b

+b

ABG AxBxGx 90º 90º 90º ABG

Ortorrômbico Triclínico Monoclínico +c

+a3

+a2

-c-c -c a = b x c; aa=xx* ab1b;xbxc=c a2

ABG Bº; 90º AG AxBxGx 90º90º

(a) (b)

(e)

-b

-a1 -a

-a A

+a

-c-c a x baxax* cx b x c

Triclínico Monoclínico

-a3

+b

-c

AxBxGx Bº;90º AG 90º

-c

+b

+a +a

-c -c a x* baxxcb x c

-a2

-a1

-b -a2

G

+a +a

-a1 +a2

-a

A

B +a

+b

G

-a

B

+c+c

-a

-a

A

B

+c +c+c

+c +c+c

a1 a2 a3 ABG 90º

Cúbico ou Isométrico

Figura 2.8 - Ilustração dos eixos cristalográficos dos sete sistemas cristalinos (nos sistemas hexagonal e romboédrico, os eixos são idênticos). Fonte: Figura modificada de Klein. Manual of mineral science, p. 196.

Os cristais monoclínicos (Figura 2.8b) possuem um eixo binário e/ou um plano de simetria, que coincide com o eixo b cristalográfico; os demais serão tomados paralelamente às arestas. Neste caso, o eixo a é inclinado com relação a c. Os eixos cristalográficos dos cristais ortorrômbicos (Figura 2.8c) coincidem com três eixos binários ou são perpendiculares aos planos de simetria e, embora sejam ortogonais, têm comprimentos diferentes. No sistema tetragonal, o eixo c é sempre o eixo quaternário; os eixos a e b estão contidos no plano perpendicular a c e podem coincidir com eixos binários (Figura 2.8d). Neste caso, a e b serão de mesmo comprimento e diferentes de c. Os três eixos são ortogonais.

(f)

PARTE 2

Por razões impostas pela simetria, os cristais dos sistemas hexagonal e romboédrico (Figura 2.8e) são referenciados com relação a quatro eixos cristalográficos, sendo o eixo c vertical, e os demais, chamados a1, a2 e a3, contidos no plano horizontal. Os três últimos são de mesmo tamanho e diferem de c; sendo que o ângulo entre suas extremidades positivas é igual a 120º. No sistema hexagonal, o eixo c coincide com o eixo senário, no romboédrico, com o eixo ternário. Os eixos a, b e c são paralelos a três eixos quaternários ou binários, idênticos e perpendiculares entre si no sistema cúbico (Figura 2.8f). Uma questão que deve ser enfatizada quanto aos eixos cristalográficos é que, quando se diz que o eixo a é igual ao eixo b, isto significa que essas direções são constituídas pelos átomos, com o mesmo empacotamento atômico e, portanto, terão as mesmas propriedades físicas. Mesmo quando o formato externo dos grãos impossibilita o estudo de sua simetria e a escolha dos eixos cristalográficos, estes podem ser posicionados através de propriedades, como a variação dos índices de refração, por exemplo.

4. Princípios de Cristaloquímica As propriedades de um dado mineral são influenciadas por sua composição química, pelo modo como os átomos constituintes estão empacotados e pela natureza das forças que os mantêm unidos.

4.1 Composição química dos minerais A investigação dos aspectos cristaloquímicos dos minerais está intimamente ligada à química inorgânica, cujo domínio abrange os 89 elementos químicos naturais e os 20 que não ocorrem na natureza e com os quais, teoricamente, é possível formar uma infinidade de compostos. No entanto, o número de minerais atualmente conhecidos é próximo de 4.000, e apenas cerca de 50 novos minerais são descobertos a cada ano. Esta aparente disparidade entre o número quase infinito de compostos inorgânicos e o número de minerais encontrados pode ser compreendida pela análise da Tabela 2.2. Apenas oito elementos químicos ocorrem na crosta terrestre em quantidades superiores a 1,0%. Esses oito elementos reunidos constituem cerca de 99% da massa da crosta (Figura 2.9), sendo o oxigênio, de longe, o mais abundante. Essa predominância é ainda mais aparente quando os valores de porcentagem em peso são recalculados para porcentagem em volume. Se os volumes dos íons mais comuns são considerados, o oxigênio constitui cerca de 94% do volume total da crosta. Sob essa ótica, a crosta da Terra consiste, essencialmente, de um empacotamento denso de ânions oxigênio com íons metálicos intersticiais, principalmente o silício, que é o segundo elemento mais comum na crosta.

77

78


Tabela 2.2 Distribuição média dos elementos na crosta; valores expressos em porcentagem em peso para os elementos maiores (indicado por %) e em partes por milhão para os elementos menos abundantes Número Elemento atômico

Média crustal

1

H

0,14 %

3

Li

20

4

Be

5

Número Elemento atômico

Média crustal

Número Média Número Média Elemento Elemento atômico crustal atômico crustal

24

Cr

100

Pd

0,01

68

Er

2,8

25

Mn

0,09 %

47

Ag

0,07

69

Tm

0,5

2,8

26

Fe

5,00 %

48

Cd

0,2

70

Yb

3,4

B

10

27

Co

25

49

In

0,1

71

Lu

0,5

6

C

200

28

Ni

75

50

Sn

2

72

Hf

3

7

N

20

29

Cu

55

51

Sb

0,2

73

Ta

2

8

O

46,60 %

30

Zn

70

52

Te

0,01

74

W

1,5

9

F

625

31

Ga

15

53

I

0,5

75

Re

0,001

11

Na

2,83 %

32

Ge

1,5

55

Cs

3

76

Os

0,005

12

Mg

2,09 %

33

As

1,8

56

Ba

0,04 %

77

Ir

0,001

13

Al

8,13 %

34

Se

0,05

57

La

30

78

Pt

0,01

14

Si

27,72 %

35

Br

2,5

58

Ce

60

79

Au

0,004

15

P

0,10 %

37

Rb

90

59

Pr

8,2

80

Hg

0,08

16

S

260

38

Sr

375

60

Nd

28

81

Tl

0,5

17

Cl

130

39

Y

33

62

Sm

6,0

82

Pb

13

19

K

2,59 %

40

Zr

165

63

Eu

1,2

83

Bi

0,2

20

Ca

3,63 %

41

Nb

20

64

Gd

5,4

90

Th

7,2

21

Sc

22

42

Mo

1,5

65

Tb

0,9

92

U

3,4

22

Ti

0,44 %

44

Ru

0,01

66

Dy

3,0

23

V

135

45

Rh

0,005

67

Ho

1,2

Fonte: Modificada de MASON e MOORE. Principles of geochemistry, 1982.

Dentre os minerais conhecidos, pouco mais que 40 são os constituintes principais das rochas mais comuns e são denominados minerais formadores de rocha ou minerais petrográficos. Obviamente, os silicatos são os minerais formadores de rocha mais abundantes. Além dos minerais petrográficos, existe um grupo de cerca de 30 minerais que ocorrem como constituintes menores em muitos tipos de rochas. Geralmente, estão presentes em quantidades inferiores a 5% e são referidos como minerais acessórios. Existe ainda um grupo de minerais menos comuns, constituído principalmente por óxidos e sulfetos, que formam concentrações locais, nos depósitos de minério, que são lavrados e processados para obtenção dos metais necessários à indústria. Dos 89 elementos químicos naturais, alguns são tão raros que não formam minerais sob qualquer circunstância.

PARTE 2

Mg; 2,09 K; 2,59

O Si

Na; 2,83

Al

Ca; 3,63

Fe Ca Na

Fe; 5,00 Al; 8,13

O; 46,60

K Mg

Si; 27,72

Figura 2.9 - Os oito elementos químicos mais abundantes da crosta. Valores expressos em porcentagem em peso.

4.2 Ligações químicas Os minerais são compostos químicos nos quais, na maior parte das vezes, átomos de diferentes elementos aparecem combinados. A natureza das forças que mantêm os átomos unidos tem forte influência sobre as propriedades físicas dos minerais, como sintetizado na Tabela 2.3. Tabela 2.3 Os principais tipos de ligações químicas e seus reflexos nas propriedades físicas dos minerais Tipos de ligações Propriedades

Iônica

Covalente

Metálica

van der Waals

Força da ligação

Forte

Muito forte

Variável, em geral, moderada

Fraca

Dureza

Média a elevada

Elevada

Baixa

Muito baixa

Condutividade elétrica

Baixa condutividade no estado sólido

Isolantes no estado sólido

Bons condutores no Isolantes no estado estado sólido sólido

Muito baixa

Muito baixa

Baixa

Diamante (C) e esfalerita (ZnS)

Ouro (Au) e cobre (Cu)

Grafita (C) e talco [Mg3Si4O10(OH)2]

Solubilidade em água Elevada e ácidos fracos Exemplos

Calcita (CaCO3 ) e halita (NaCl)

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A compreensão da estrutura dos átomos nos permite predizer como os elementos químicos reagirão com outros e formarão estruturas cristalinas. Por esta razão, será feita uma breve revisão sobre o conceito de átomo e partículas atômicas antes da discussão sobre os diferentes mecanismos de ligação presentes nos minerais.

4.2.1 Estrutura atômica da matéria A palavra átomo deriva do grego e significa indivisível, pois os antigos acreditavam que ele fosse a menor porção da matéria. Sabe-se hoje que um átomo é a menor unidade de um elemento que retém as propriedades físicas e químicas desse elemento e são as menores unidades de matéria que combinam em reações químicas, mas eles são divisíveis em unidades ainda menores: os elétrons, prótons e nêutrons. No centro de todo átomo está um núcleo denso que contém dois tipos de partículas, prótons e nêutrons (Figura 2.10) e onde praticamente toda a sua massa está concentrada. Cada uma dessas partículas é considerada como tendo uma massa de 1 unidade de massa atômica. Os prótons carregam uma carga elétrica positiva (=+1); e os nêutrons, por serem eletricamente neutros, não.

Núcleo contendo 6 prótons e 6 nêutrons 1° nível de energia (2 elétrons) 2° nível de energia (4 elétrons) ( )Próton ( )Nêutron ( )Elétron Figura 2.10 - Diagrama esquemático de um átomo de carbono. Fonte: A partir de Skinner/ Porter. The dynamic Earth, p. 49.

Circundando o núcleo está uma nuvem de elétrons em movimento, cada um dos quais com uma massa tão pequena que pode ser considerada nula. Cada elétron carrega uma carga elétrica de -1. O número de prótons de qualquer átomo é balanceado pelo mesmo número de elétrons na nuvem externa, de modo que um átomo é eletricamente neutro. Modelos modernos de estrutura atômica dão a locação dos elétrons ao redor do núcleo como orbitais (Figura 2.10). Eles podem ser pensados como camadas esféricas, ou regiões ao redor do núcleo onde um elétron é mais possivelmente encontrado, não como órbitas fixas. Contudo, é conveniente a representação dos orbitais como camadas esféricas concêntricas ao redor do núcleo. Os prótons dão ao núcleo uma carga positiva, e o número de prótons no núcleo de um átomo é considerado o seu número atômico. O número de prótons do núcleo é que dá ao átomo suas características especiais, e faz dele um elemento específico.

PARTE 2

A massa atômica de um elemento é a soma das massas de seus prótons e nêutrons. Os elétrons, devido à sua massa pequena demais, não são incluídos nesta soma. A massa atômica é expressa em unidades de massa atômica, que é igual a 1,6604 x 10-24 gramas, equivalente a 1/12 da massa real de um átomo de carbono, cujo número de massa é igual a 12. Embora o número de prótons seja constante, átomos do mesmo elemento químico podem ter diferentes números de nêutrons e, portanto, diferentes massas atômicas. Os vários tipos de átomos de um mesmo elemento são chamados isótopos. Os isótopos do carbono, por exemplo, têm todos seis prótons, porém, possuem seis, sete ou oito nêutrons, com massas atômicas respectivamente iguais a 12, 13 e 14. Os elétrons estão confinados em camadas específicas concêntricas ao redor do núcleo (Figura 2.10), chamadas de camadas de nível de energia. O número máximo de elétrons que pode ocupar uma dada camada é fixo. Como mostrado na Figura 2.10, a camada 1, mais próxima ao núcleo, é pequena e acomoda apenas dois elétrons; a camada 2, contudo, pode acomodar até oito elétrons; a camada 3, 18; e a camada 4, 32. Quando uma camada contém o número máximo de elétrons, ela se torna muito estável. Para alcançar uma configuração estável, os átomos compartilham ou transferem elétrons entre si. Um átomo é eletricamente neutro porque possui o mesmo número de prótons e elétrons. Quando ocorre transferência de um elétron, o balanço de forças elétricas é perturbado. Um átomo que cede um elétron perde uma carga elétrica negativa e fica com uma carga elétrica positiva. Um átomo que ganha um elétron tem uma carga negativa. Um átomo que possui excesso de cargas positivas ou negativas, causadas por transferência de elétrons, é chamado de íon. Quando a carga é positiva (significando que o átomo cedeu elétrons), o íon é chamado de cátion; quando negativo (significando que o átomo ganhou elétrons), de ânion. As cargas são representadas como índices sobrescritos após o símbolo químico do elemento. Assim, Li+1 é um cátion (lítio) que cedeu um elétron, ao passo que F-1 é um ânion (flúor) que recebeu um elétron.

4.2.2 A tabela periódica dos elementos Os elementos químicos estão organizados na tabela periódica em ordem crescente de número atômico (número de prótons), o que também significa números crescentes de elétrons. A terceira fila, a partir do topo, por exemplo, começa à esquerda com o sódio (número atômico 11), o qual tem um elétron na última camada. O próximo é o magnésio (número atômico 12), que tem dois elétrons na última camada, seguido pelo alumínio (número atômico 13), que tem três, e silício (número atômico 14), com quatro. Depois vem o fósforo (número atômico 15), com cinco elétrons; enxofre (número atômico 16), com seis; e cloro (número atômico 17), com sete. O último elemento nessa fila é o argônio (número atômico 18), com oito elétrons na última camada, o máximo possível nessa camada. Cada coluna na tabela forma um grupamento vertical de elementos que têm o mesmo número de elétrons na última camada. Todos os elementos na coluna mais à esquerda da tabela têm um único elétron na camada mais externa e têm uma forte tendência a

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perdê-lo nas reações químicas. A segunda coluna a partir da esquerda inclui aqueles elementos que têm dois elétrons na última camada e uma forte tendência a perder ambos em reações químicas. Em direção ao lado direito da tabela, as duas colunas encabeçadas pelo oxigênio e pelo flúor, agrupam os elementos que tendem a ganhar elétrons para sua camada mais externa. Os elementos na coluna encabeçada pelo oxigênio têm seis dos oito elétrons possíveis na última camada e tendem a ganhar dois elétrons. Aqueles na coluna encabeçada pelo flúor têm sete elétrons em suas camadas mais externas e tendem a ganhar um. As colunas entre as duas da esquerda e as duas encabeçadas pelo oxigênio e pelo flúor têm tendências variadas a ganhar, perder ou compartilhar elétrons. A coluna na direção do lado direito da tabela encabeçada pelo carbono inclui silício, de grande abundância na Terra. Como notado antes, ambos, silício e carbono tendem a compartilhar elétrons. Os elementos na última coluna da direita, encabeçada pelo hélio, têm a última camada preenchida e, portanto, não tendem a ganhar ou perder elétrons. Conseqüentemente, esses elementos não reagem quimicamente com outros elementos, exceto sob condições muito especiais.

4.2.3 Forças de ligação As forças que mantêm os átomos (ou íons, ou grupos iônicos) unidos em um mineral são elétricas. Seu tipo e intensidade são grandemente responsáveis pelas propriedades físicas e químicas dos minerais. Em geral, quanto mais forte a ligação, mais duro é o cristal, mais alto seu ponto de fusão e menor o seu coeficiente de expansão térmica. A dureza elevada do diamante é atribuída às fortes forças elétricas ligando os átomos de carbono em sua estrutura. Essas forças elétricas são ligações químicas e podem ser descritas como pertencendo a um dos cinco tipos principais: covalente, iônica, metálica, van der Waals e ligações de hidrogênio. É importante enfatizar que essa classificação é didática e que podem existir ligações híbridas entre todos os tipos.

Ligações covalentes

Todos os átomos têm uma forte tendência a alcançar a configuração eletrônica de um gás inerte, com a camada de valência (última camada) totalmente preenchida. Alguns átomos alcançam esta configuração eletrônica estável pelo compartilhamento de elétrons. A força entre dois átomos que preencheram sua última camada eletrônica pelo compartilhamento de um ou mais elétrons é chamada ligação covalente. Uma representação esquemática deste tipo de ligação é mostrada na Figura 2.11a.

PARTE 2

Figura 2.11 - Ligação covalente no diamante. (a) Diagrama esquemático mostrando como cada átomo de carbono compartilha seus quatro elétrons da última camada e alcança configuração eletrônica estável; e (b) Arranjo geométrico tridimensional dos átomos de carbono no diamante. Fonte: Figura modificada de Skinner; Porter. The dynamic Earth, p. 51.

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O compartilhamento de elétrons é a mais forte das ligações químicas. Minerais covalentes são insolúveis e apresentam grande estabilidade e pontos de fusão elevados (Tabela 2.3). No estado dissolvido, eles não produzem íons e não conduzem eletricidade nem no estado sólido nem em solução. Como as forças elétricas constituindo a ligação estão localizadas na vizinhança do elétron compartilhado, a ligação é altamente direcional, e a simetria dos cristais resultantes tende a ser mais baixa que nos compostos iônicos. O número de ligações covalentes que um átomo pode formar é previsível a partir do número de elétrons necessários para alcançar configuração eletrônica estável (de um gás nobre). O carbono, por exemplo, tem quatro elétrons em sua camada de valência; através do compartilhamento de quatro elétrons adicionais, ele alcança a configuração do gás nobre néon. Os quatro elétrons de valência em cada carbono são suficientes para preencher os orbitais ligantes, pelo compartilhamento de elétrons com quatro outros átomos de carbono, formando uma configuração muito estável, firmemente ligada, com a forma de um tetraedro com um átomo central de carbono ligando quatro outros nos ápices (Figura 2.11b). Todo átomo de carbono está ligado a quatro outros, formando uma trama contínua. A energia das ligações está fortemente localizada na vizinhança dos elétrons compartilhados, produzindo uma estrutura muito rígida — a do diamante, a substância natural mais dura. Como os elétrons de valência no diamante são usados na ligação, nenhum deles está livre para se mover e conduzir eletricidade.

Ligação iônica A ligação iônica ocorre quando um ou mais elétrons na camada de valência de um átomo são transferidos para a camada de valência de outro, de modo que ambos alcancem a configuração de um gás inerte (Figura 2.12).

Figura 2.12 - Representação da ligação iônica no cloreto de sódio (NaCl), envolvendo a doação de um elétron do sódio para o cloro; ambos alcançam configuração eltetrônica estável.

PARTE 2

O mineral halita, NaCl, constitui exemplo de cristal iônico. O sódio tem apenas um elétron de valência em sua última camada e o perde prontamente, deixando o átomo com uma carga positiva e a configuração do gás nobre néon. O cloro, por sua vez, precisa ganhar um elétron para alcançar a estrutura do gás nobre argônio. O elétron perdido pelo sódio é capturado pelo cloro. Na+ e Cl- se atraem reciprocamente devido às suas cargas opostas. A atração entre íons opostamente carregados constitui a ligação iônica (ou eletrostática, ver Figura 2.12). A formação dessa ligação é o resultado da troca de elétron(s) do átomo metálico (formando um cátion) para o não-metálico (formando um ânion). Em um cristal de cloreto de sódio, propriedades características podem ser reconhecidas: hábito cristalino cúbico, índice de refração, e assim por diante. Essas propriedades não lembram em nada aquelas dos constituintes elementares da halita, a saber, o sódio que é um metal brilhante (Na) e o cloro, que é um gás esverdeado corrosivo (Cl2). O toque do cristal com a língua produz o gosto da solução. Em outras palavras, as propriedades conferidas ao cristal pelos seus constituintes elementares são as propriedades dos íons, não dos elementos. Fisicamente, os cristais ligados ionicamente são geralmente de dureza e peso específico moderados, têm pontos de fusão razoavelmente altos e são maus condutores de calor e eletricidade. A ausência de condutividade elétrica na ligação iônica dos cristais é devida à estabilidade dos íons, os quais não perdem ou ganham elétrons facilmente. Como a carga eletrostática constituindo a ligação iônica é uniformemente espalhada por todo o íon, um cátion tende a circundar-se com muitos ânions, bem como pode estar ao redor deles. Isso significa que a ligação iônica é não-direcional e a simetria dos cristais resultantes é geralmente alta. A ligação iônica é tanto mais forte quanto menor for a distância interiônica (centro do cátion – centro do ânion) e quanto maior for a carga dos íons envolvidos. As ligações iônicas predominam entre os minerais, sendo que 90% dos minerais são compostos essencialmente iônicos. Alguns minerais apresentam ligações intermediárias entre a ligação iônica pura e a ligação covalente pura porque alguns elétrons são compartilhados e alguns são transferidos. Linus Pauling (1939) elaborou um mecanismo de estimativa do caráter da ligação baseado na diferença de eletronegatividades dos elementos envolvidos. A eletronegatividade é a medida da capacidade de um átomo de atrair elétrons para si, e é expressa por uma série de números adimensionais. Elementos com baixa eletronegatividade são doadores de elétrons, e aqueles com alta eletronegatividade são receptores de elétrons. As diferenças nos valores de eletronegatividade dos elementos são uma expressão do caráter iônico da ligação formada por seus átomos. Essa diferença é expressa como XA - XB, onde XA é a eletronegatividade do elemento A ligado ao elemento B com seu próprio valor de eletronegatividade XB. Na Figura 2.13, vê-se que compostos constituídos de elementos com valores muito diferentes de eletronegatividade são mais iônicos que compostos constituídos por elementos próximos uns aos outros em eletronegatividade.

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Figura 2.13 - Diagrama relacionando a diferença de eletronegatividade entre os íons de um composto e a extensão do caráter iônico da ligação que os une. Fonte: A partir de Klein, 2002. Manual of mineral science, p. 61.

As ligações entre elementos da primeira e sétima colunas da tabela periódica são dominantemente iônicas. Exemplos são os haletos alcalinos e os óxidos alcalino-terrosos. As ligações entre átomos próximos ou juntos na tabela periódica são covalentes.

Ligação metálica Átomos de elementos metálicos, os quais têm forte tendência a perder elétrons, mantêm seus núcleos e elétrons internos envolvidos em um empacotamento atômico denso, enquanto os elétrons de valência, i.e., da última camada, são compartilhados e dispersos entre os íons, não mostram afinidade com nenhum núcleo em particular e estão livres para se moverem, através da estrutura ou ainda fora dela, sem romper o mecanismo de ligação. Esse compartilhamento dos elétrons livres resulta em um tipo de ligação covalente que é chamada de ligação metálica. A ligação metálica é responsável pela alta plasticidade, tenacidade, ductilidade e condutividade dos metais, bem como por sua dureza geralmente baixa. A Tabela 2.3 lista algumas das propriedades relacionadas à ligação metálica em materiais cristalinos. Ela é encontrada em número pequeno de minerais, entre os quais os metais nativos, como o cobre, o ouro e a prata, que apresentam ligação metálica pura e alguns sulfetos, em que parte das ligações é metálica.

PARTE 2

Ligação de van der Waals Na ligação de van der Waals, os elétrons nos orbitais sincronizam seus movimentos de tal modo que uma fraca e instantânea atração dipolo possa induzir um efeito similar nos átomos vizinhos, os quais podem levar toda a estrutura molecular a ser ligada por esse fraco efeito dipolo. Na formação de cristais, essas moléculas estão alinhadas com pólos negativos contra pólos positivos das moléculas vizinhas. Essa ligação fraca, que une moléculas neutras e unidades estruturais essencialmente não carregadas em uma estrutura coesa, em virtude de pequenas cargas residuais em suas superfícies, é chamada ligação de van der Waals (ou residual) e é a mais fraca das ligações químicas. Esse tipo de ligação não é encontrado com freqüência em minerais, mas, quando presente, é geralmente responsável por propriedades fortemente direcionais, como a presença de uma direção de clivagem e a baixa dureza. Um exemplo é o mineral grafita, cuja estrutura está representada esquematicamente na Figura 2.14 e consiste de folhas de carbono covalentemente ligadas, unidas umas às outras pelas ligações de van der Waals.

Figura 2.14 - Representação da estrutura da grafita, com ligações covalentes entre os átomos de carbono no interior das camadas e ligação de van der Waals entre as camadas. Fonte: Modificada de Klein. Manual of mineral science, p. 63.

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Ligação de hidrogênio A ligação de hidrogênio é uma ligação eletrostática entre o íon hidrogênio carregado positivamente e um íon negativamente carregado, como o O-2 e N-3. Como o hidrogênio tem apenas um elétron, este é cedido para um íon mais eletronegativo na ligação iônica e o próton remanescente no núcleo fica descoberto. O íon positivo tem a capacidade de formar ligações de hidrogênio fracas com outros íons negativos ou com as terminações negativas de moléculas polares, tal como H2O. A proximidade da ligação permite a formação de uma ligação dipolo-dipolo relativamente fraca, porém, mais forte que a ligação de van der Waals. A ligação de hidrogênio é comum nos hidróxidos, nos quais a hidroxila, (OH)-, não se comporta estritamente como um grupo aniônico esférico, mas é mais realisticamente representado por uma coordenação assimétrica, a qual produz um efeito dipolo. A ligação de hidrogênio está também presente em muitos dos silicatos com estrutura em camadas, como as micas, e argilo-minerais, os quais contêm grupos hidroxila.

Cristais com mais de um tipo de ligação Entre as substâncias ocorrendo naturalmente, com sua tremenda diversidade e complexidade, a presença de apenas um tipo de ligação é rara, e dois ou mais tipos de ligação coexistem na maioria dos minerais. Onde isso ocorre, o cristal apresenta as propriedades dos diferentes tipos de ligação representados e, freqüentemente, isso resulta em propriedades fortemente direcionais. Então, no mineral grafita, a coesão das delgadas folhas que constituem a estrutura do mineral é resultado da forte ligação covalente nos planos de folhas, enquanto a excelente clivagem entre elas reflete as ligações de van der Waals, que mantêm as folhas juntas (Figura 2.14). Nos silicatos com estruturas em camadas, os quais consistem de folhas de tetraedros de sílica, fortemente ligados por uma ligação híbrida entre covalente e iônica, a ligação entre as folhas se faz através de cátions unidos a essas folhas por ligação iônica e/ou ponte de hidrogênio relativamente fraca, e refletem de modo similar, em sua marcada clivagem basal, a diferença de força dos dois tipos de ligação. Todos os compostos iônicos podem ser classificados, com base na força relativa de suas ligações, em isodésmicos ou anisodésmicos. Aqueles cristais nos quais todas as ligações são de mesma força são chamados de isodésmicos, como é o caso da halita, NaCl. Por outro lado, minerais como a calcita, CaCO3, em cuja estrutura o oxigênio está mais fortemente ligado ao carbono para formar o grupo aniônico (CO3)-2 que ao Ca+2, são ditos anisodésmicos.

PARTE 2

4.3 Estrutura cristalina Como já foi dito, um outro fator que influencia as propriedades físicas dos minerais é o modo como os átomos estão empacotados. O empacotamento atômico, por sua vez, é função dos tamanhos relativos dos íons dos elementos na estrutura cristalina. O tamanho dos íons está relacionado às estruturas atômicas dos elementos. O tamanho dos íons aumenta com o número de elétrons e camadas eletrônicas. A carga do íon também afeta seu tamanho (Figura 2.15). Quanto mais elétrons um elemento perde para tornar-se um cátion, mais forte é sua carga positiva e maior a atração elétrica do núcleo sobre os elétrons remanescentes. Muitos dos cátions de minerais abundantes são relativamente pequenos; a maioria dos ânions é grande. Esse é o caso do ânion mais comum da Terra, o oxigênio. Como os ânions tendem a ser maiores que os cátions, a maior parte do espaço de um cristal é ocupado pelos ânions e os cátions ficam nos interstícios entre eles. Em decorrência disso, as estruturas dos cristais são fortemente influenciadas pelo modo como os ânions estão arranjados e a maneira como os cátions se dispõem entre eles.

Figura 2.15 - Relação entre os raios iônicos de alguns íons comuns e sua carga. Fonte: Modificada de Skinner; Porter. The dynamic Earth, p. 54.

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4.3.1 Número de coordenação Quando íons de cargas opostas se unem para formar uma estrutura cristalina, em que as forças de ligação são dominantemente eletrostáticas (i.e. iônicas), cada íon tende a reunir em torno de si, ou coordenar, tantos íons de carga oposta quanto seu tamanho permita. Quando os átomos estão ligados por ligações iônicas, eles podem ser considerados como aproximadamente esféricos, e a geometria resultante é simples. Os íons coordenados sempre se aglomeram ao redor de um íon coordenante central, de tal modo que seus centros coincidam com os vértices de um poliedro. Assim, em uma estrutura cristalina estável, cada cátion recai sobre o centro aproximado de um poliedro de coordenação de ânions. O número de ânions no poliedro é o número de coordenação (N.C.) do cátion com relação ao ânion, e é, em uma primeira aproximação, determinado pela razão entre os tamanhos do cátion e do ânion. Tomando a halita, NaCl, como exemplo: cada Na+ tem seis Cl- como vizinhos mais próximos, diz-se que o Na+ está em coordenação 6 com o Cl- (N.C. 6). Na fluorita, CaF2, cada cálcio está no centro de um poliedro de coordenação consistindo de oito íons flúor e, daí, o Ca+2 está em coordenação 8 com relação ao F- (N.C. 8). A Figura 2.16 apresenta uma ilustração de ambas as estruturas.

Na+

Cl-

Estrutura da halita, NaCl (a)

Na+

Cl-

Estrutura da fluirita, CaF2 (b)

Figura 2.16 - Visualização dos poliedros de coordenação na estrutura da halita (a) e fluorita (b). Fonte: Modificada de Klein. Manual of mineral science, p. 69.

Os ânions também podem ser vistos como ocupando os centros de poliedros de coordenação formados por cátions. No NaCl, cada íon cloro tem seis íons sódio vizinhos e, daí, está em coordenação 6 com relação ao sódio. Como ambos, sódio e cloro, estão em coordenação 6, devem existir números iguais de ambos, em concordância com a fórmula, NaCl. Por outro lado, na estrutura da fluorita, cada íon flúor tem quatro íons cálcio como vizinhos mais próximos e está, portanto, em coordenação 4 com relação ao cálcio (N.C. 4). Os quatro íons cálcio formam um poliedro de coordenação, definido pelo íon flúor central de tal modo que os íons cálcio recaiam nos vértices de um tetraedro regular (Figura 2.16). Como cada íon cálcio tem oito íons flúor como vizinhos mais próximos (N.C. 8), enquanto cada íon flúor tem apenas quatro íons cálcio vizinhos, é óbvio que existem duas vezes mais flúor que cálcio na estrutura da fluorita, o que está de acordo com a fórmula CaF2 e com as valências do cálcio e flúor.

PARTE 2

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O número de coordenação depende da razão entre o raio catiônico (RC) e o raio aniônico (RA). A Figura 2.17 mostra poliedros de coordenação em função dessa razão.

Razão mínima entre os raios RA:RX

Número de coordenação N.C.

Geometria do empacotamento

Linear

<0.155

2

0.155

3

Vértices de um triângulo equilátero (coordenação triangular)

0.225

4

Vértices de um tetraedro (coordenação tetraédrica)

0.414

6

Vértices de um octaedro (coordenação octaédrica)

0.732

8

Vértices de um cubo (coordenação cúbica)

1.0

12

Vértices de um dodecaedro (empacotamento denso)

Figura 2.17 - Geometria do empacotamento atômico e sua relação com a razão entre os raios do cátion e do ânion. Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 73.

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Quando o cátion é muito pequeno comparativamente ao ânion, de modo que a razão entre os seus raios é inferior a 0,155, o número de coordenação é 2 e o arranjo geométrico resultante é linear, isto é, cada um de dois ânions se dispõe lateralmente ao cátion. Tal configuração é raramente observada em minerais. Quando a razão (RC / RA) está entre 0,155 e 0,225, o número de coordenação é 3, e os ânions se dispõem como nos vértices de um triângulo eqüilátero, cujo centro é ocupado pelo cátion. Um exemplo de tal configuração é dado pelo radical (CO3)-2 presente nos minerais carbonatos. À medida que o tamanho catiônico aumenta relativamente ao do ânion, e a razão (RC / RA) apresenta valores entre 0,225 e 0,414, o número de coordenação é 4 e a configuração resultante é tetraédrica, com os ânions coincidentes com os vértices do tetraedro e o cátion na posição central. Exemplo de tal arranjo geométrico é o radical (SiO4)-4 dos minerais silicatos. Valores para a razão (RC / RA) no intervalo entre 0,414 e 0,732 correspondem à coordenação 6 ou octaédrica, na qual seis ânions ocupam os vértices de um octaedro coordenado por um cátion central. O mineral halita, NaCl, constitui exemplo de tal geometria. O aumento relativo progressivo da razão (RC / RA) acarreta em incremento também no número de coordenação. Para valores de (RC / RA) entre 0,732 e 1,0, a configuração é cúbica, equivalente ao número de coordenação igual a 8. Finalmente, quando os raios do cátion e do ânion se igualam, a coordenação é 12, resultando em um empacotamento atômico denso.

4.4 Fenômenos relacionados à composição química dos minerais Um mineral distingue-se dos demais por apresentar uma combinação única de composição química e empacotamento atômico, o que lhe confere propriedades cristaloquímicas características. No entanto, o mesmo composto químico pode se apresentar sob formas físicas distintas, em função de ter os átomos empacotados de maneiras diferentes. Ou ainda, compostos químicos diferentes podem possuir o mesmo empacotamento atômico. Essas feições e outras serão tratadas sob este título.

4.4.1 Isoestruturalismo Dois ou mais compostos cujos átomos estão arranjados no mesmo tipo de estrutura cristalina são considerados isoestruturais, isótipos ou, menos desejavelmente, isomorfos. Mesmo minerais que aparentemente pouco têm em comum, como a fluorita, CaF2, e a uraninita, UO2, são isoestruturais, como revelado pela semelhança entre os padrões de difração de raios-X de ambas. Nos dois minerais, o cátion Ca+2 no caso da fluorita, e U+4 no da uraninita coordenam seis ânions, F- na fluorita, e O-2 na uraninita, e cada ânion coordena tetraedricamente quatro cátions (Figura 2.16).

PARTE 2

De grande importância na mineralogia é o conceito de grupo isoestrutural: um grupo de minerais relacionados uns aos outros por sua estrutura análoga, geralmente possuindo um ânion comum e freqüentemente apresentando ampla substituição catiônica. Muitos grupos de minerais formadores de rocha isoestruturais são reconhecidos, como os grupos das granadas, das olivinas, dos piroxênios e dos anfibólios.

4.4.2 Solução sólida Para os químicos, o termo solução significa um sistema homogêneo com mais de um componente, sendo geralmente aplicado a substâncias líquidas. Analogamente, o termo solução sólida é usado em mineralogia para aqueles minerais homogêneos nos quais mais de um elemento ocupa o mesmo sítio cristalino. A solução sólida pode se dar por substituição iônica, por vacância ou ainda ser intersticial.

Solução sólida por substituição iônica Um dos requisitos da definição de mineral é que este tenha composição química definida, mas ela pode ser variável. A variação composicional é o resultado de substituição, em uma dada estrutura, de um íon ou grupo iônico por outro íon ou grupo iônico. A substituição de um elemento por outro(s) é determinada pelos seguintes fatores: 1. O tamanho relativo dos íons ou grupo iônicos envolvidos. Se a diferença entre o tamanho do elemento substituído e do que substitui for inferior a 15%, a substituição poderá ocorrer em qualquer proporção, inclusive totalmente. Se os raios dos dois elementos diferirem de 15 a 30%, a substituição é limitada ou rara, e se os raios diferirem em mais que 30%, é pouco provável que ocorra substituição. 2. As cargas dos íons envolvidos na substituição. Quando os íons substituído e substituinte possuem a mesma carga, como no caso do Mg+2 e Fe+2, a estrutura na qual a substituição iônica ocorre permanecerá eletricamente neutra. Se as cargas não são as mesmas, como no caso do Al+3 substituindo o Si+4, deverá ocorrer uma outra substituição em outra parte da estrutura de modo a manter a neutralidade elétrica. Em geral, ocorre pouca ou nenhuma substituição quando a diferença de cargas é superior a 1. 3. A temperatura na qual a substituição ocorre. Usualmente, existe uma maior tolerância quanto à substituição atômica a temperaturas mais altas, quando as vibrações termais são maiores e os tamanhos dos sítios atômicos disponíveis estão maiores, por dilatação térmica. Portanto, em uma dada estrutura, espera-se uma maior variabilidade em sua composição a temperaturas maiores que a temperaturas menores.

A solução sólida substitucional é comum em grupos de minerais isoestruturais, dos quais as olivinas constituem um exemplo classicamente estudado. A composição das olivinas é expressa pela fórmula (Mg, Fe)2SiO4. Quando há substituição de um elemento

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por outro, seus símbolos químicos aparecem escritos entre parênteses e separados por vírgula. No caso das olivinas, em que a substituição ocorre em apenas um sítio cristalino, a solução sólida é simples. A solução sólida é total quando um elemento pode substituir outro em qualquer proporção, inclusive totalmente, como no caso do Fe+2 e Mg+2. A solução sólida é parcial ou limitada, quando a substituição ocorre em proporções restritas, como entre Fe+2 e Ca2+. Em alguns minerais, onde há diferença de carga entre o íon substituído e o substituinte, a neutralidade elétrica é obtida pela ocorrência de uma substituição adicional em outro sítio cristalino. Este tipo de substituição é dito substituição casada. Um exemplo de substituição casada é dado pelos feldspatos da série dos plagioclásios, cujos termos extremos são albita (NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2Si2O8). Nestes minerais, a substituição de um Si+4 na albita pelo Al+3 na anortita é compensada por uma substituição simultânea do Na+ pelo Ca+2.

Representação da solução sólida substitucional Como já foi dito, quando um elemento substitui outro, o fato pode ser registrado colocando parênteses ao redor dos dois elementos na fórmula mineral. Por exemplo, Fe e Mg se substituem no mineral olivina, e a fórmula é escrita como (Mg, Fe)2SiO4. A vírgula entre Mg e Fe indica que a substituição ocorre no mesmo sítio cristalino do cátion na estrutura do mineral e, portanto, não produz um novo mineral. Se, através de análises químicas, for possível estabelecer as proporções de átomos de Mg e Fe presentes na olivina, o resultado é registrado através de índices subscritos. Por exemplo, (Mg65, Fe35)2SiO4 indica que 65% dos sítios cristalinos do cátion são ocupados pelos íons Mg2+ e 35% pelos íons Fe2+. Uma outra maneira de representar o grau de substituição de um elemento por outro(s) é através da composição dos termos extremos. Por termos extremos compreendem-se as composições puras limitantes de uma série de solução sólida. No caso das olivinas, em que a solução é total, é possível a existência de uma olivina rica em ferro, cuja composição é representada pela fórmula Fe2SiO4, chamada faialita, e de uma olivina onde todo o Fe+2 foi substituído por Mg+2 e cuja composição é representada pela fórmula Mg2SiO4, forsterita. Faialita e forsterita são considerados os termos extremos desta série de solução sólida. Um modo alternativo de escrever a fórmula (Mg65, Fe35)2SiO4 é dizer que ela contém 65% do termo extremo forsterita e 35% do termo extremo faialita, o que pode ser feito utilizando as abreviaturas Fo para a forsterita e Fa para a faialita, e a composição passa a ser expressa como Fo55Fa45 ou, ainda, simplesmente como Fo65, ficando subentendida a composição Fa35. A representação gráfica da composição de um mineral, contendo dois termos extremos de solução sólida, requer apenas o uso de uma linha reta, como mostrado na Figura 2.18. Uma das extremidades da linha corresponde a 100% de um componente, a outra terminação corresponde a 100% do outro componente. A composição Fo65Fa35 está projetada na Figura 2.18.

PARTE 2

% Fe2SiO4 (Fa) 0

50

100 % Fe2SiO4 (Fa)

100

50

0 % Mg2SiO4 (Fo)

% Mg2SiO4 (Fo) % Molecular Figura 2.18 - Representação composicional em um sistema de dois componentes. Cada uma das extremidades da reta representa 100% de um componente. Para os minerais do grupo das olivinas, cuja composição está representada no diagrama linear, a extremidade esquerda representa 100% de Mg2SiO4 e 0% de Fe2SiO4 e a direita, 100% de Fe2SiO4 e 0% de Mg2SiO4. O ponto projetado representa uma olivina composta de 65% de Mg2SiO4 e 35% de Fe2SiO4.

Quando três componentes são usados para representar uma composição, a representação é feita usando um triângulo eqüilátero (Figura 2.19). Como os diagramas triangulares são muito usados para representar não apenas composições de minerais, mas também composições de rochas que possam ser expressas em termos de três termos componentes, eles merecem atenção especial.

Figura 2.19 - Representação composicional em um sistema de três componentes. O ponto A representa 100% do componente A, B representa 100% do componente B e C, 100% do componente C. O ponto P representa 60% de A, 0% de B e 40% de C. O ponto R representa 50% de A, 30% de B e 20% de C. Fonte: A partir de Berry; manson. Minetalogy, p.159.

95

96


O diagrama triangular da Figura 2.19 tem os elementos hipotéticos A, B e C como termos extremos. Para que sejam projetados no diagrama, as porcentagens de A+B+C devem ser recalculadas para 100. Cada vértice do triângulo representa 100% do componente ali projetado. O ponto B na Figura 2.19, representa 100% de B, 0% de A e 0% de C. A linha AC, oposta ao vértice B representa 0% de B e sobre esta reta recairão composições que sejam misturas de A e C. O ponto P na Figura 2.19 representa 60% de A, 0% de B e 40% de C. Composições contendo os três componentes são projetadas no interior do triângulo. A porcentagem de cada componente é indicada por uma linha paralela à linha zero daquele componente. Todos os pontos ao longo da linha AC contêm 0% de B, de modo que as linhas de composição para o componente B são paralelas a AC. Similarmente, todos os pontos sobre AB contêm 0% de C e todos os pontos sobre BC contêm 0% de A. O ponto R representa 50% de A, 30% de B e 20% de C, e também pode ser notado como A50B30C20 adotando a representação pelos termos extremos. Quando mais que três componentes são necessários para representar uma composição, empregam-se figuras geométricas mais complexas; por exemplo, quatro componentes podem ser projetados usando um tetraedro. Contudo, é suficiente que se use o diagrama para três componentes.

Solução sólida intersticial Na solução sólida intersticial, átomos ou íons não substituem átomos ou íons da estrutura do mineral, mas ocupam os interstícios do retículo cristalino. Um exemplo desse tipo de solução sólida intersticial ocorre no berilo (Be3Al2Si6O18), em cuja estrutura os tetraedros de sílica se dispõem em anéis hexagonais organizados em camadas, de modo que os orifícios centrais dos anéis se superpõem, formando canais. Nesses canais, íons e moléculas como Na+, Cs+, H2O, CO2 e CH4 se alojam com freqüência.

Solução sólida por vacância A solução sólida por vacância está relacionada a defeitos na estrutura cristalina e ocorre quando um sítio estrutural fica ocupado incompletamente. Um bom exemplo é dado pelo mineral pirrotita, um sulfeto de ferro cujas análises químicas revelam teores em Fe+2 insuficientes para combinar estequiometricamente com o enxofre disponível. A fórmula do mineral é então escrita como (Fe1-xS), onde x está entre 0 e 0,2, o que significa que o Fe+2 pode estar ausente em até 20% das posições reticulares a ele destinadas. Quando o Fe+2 está ausente de alguns sítios octaédricos na pirrotita, com o enxofre permanecendo completamente intacto, a estrutura não está eletricamente neutra. É muito provável que parte do ferro ocorra como Fe+3 para compensar a deficiência em Fe+2, garantindo a neutralidade elétrica, já que 2 Fe3+ = 3 Fe2+.

PARTE 2

4.4.3 Exsolução Na discussão sobre a solução sólida substitucional foi dito que, se dois íons (ou átomos) têm tamanhos muito diferentes, espera-se que a quantidade de substituição de um pelo outro seja limitada. Contudo, condições de temperatura elevada podem favorecer a substituição de íons de tamanho divergente. Isto é, à temperaturas elevadas, a estrutura mineral expande e as amplitudes das vibrações dos átomos tornam-se maiores. À medida que a temperatura aumenta, sítios cristalinos previamente distintos tornam-se similares, até se tornarem “indistinguíveis”. A troca interna de cátions entre os sítios leva à desordem química, onde o conteúdo químico de cada sítio torna-se o mesmo. Nos feldspatos alcalinos formados sob baixas temperaturas, a solução sólida entre Na+ (raio = 1,18 Å; N.C. = 8) e K+ (raio = 1,51 Å; N.C. = 8) é limitada. No entanto, sob temperaturas da ordem de 1000ºC, ocorre solução sólida completa entre os termos extremos NaAlSi3O8 e KAlSi3O8. O termo exsolução refere-se ao processo pelo qual uma solução sólida, inicialmente homogênea, se separa em dois (ou possivelmente mais) minerais cristalinos distintos, sem adição ou remoção de material do sistema. Isto significa que a composição do sistema não muda. A exsolução ou desmistura é análoga ao fenômeno observado com uma mistura de óleo e vinagre. Quando óleo e vinagre são misturados vigorosamente, produz-se uma suspensão líquida homogênea, porém turva, de partículas muito finas de ambos. Quando essa mistura é colocada em repouso por um pequeno período, os componentes originais se separam (desmisturam) e produzem dois líquidos claros, óleo e vinagre, como termos extremos. A exsolução geralmente ocorre sob resfriamento. Lamelas de exsolução que se separam do mineral hospedeiro homogêneo são, em geral, cristalograficamente orientadas. Esses tipos de intercrescimentos cristalograficamente controlados, resultantes de exsolução, são comuns em muitos sistemas minerais: feldspatos alcalinos, piroxênios, anfibólios e óxidos de ferro e titânio, para citar alguns exemplos. O tamanho das lamelas de exsolução é extremamente variável, podendo, em alguns casos, ser visível em amostras de mão; em outros, elas podem ser tão pequenas que apenas são detectadas por um microscópio eletrônico de transmissão, de resolução muito alta. A escala das lamelas de exsolução é uma boa indicação da taxa de resfriamento da rocha na qual essa textura ocorre. Em rochas resfriadas lentamente, haverá mais tempo disponível para a difusão e desmistura e, conseqüentemente, a textura de exsolução é mais grossa. Em rochas resfriadas muito rapidamente, o mineral homogêneo, desordenado, de alta temperatura pode ser preservado, embora em um estado metaestável. Sob um regime de resfriamento ligeiramente mais lento, porém, ainda rápido, texturas muito finas de exsolução podem se desenvolver. Nos feldspatos alcalinos é possível, com freqüência, observar a presença de lamelas de feldspato rico em Na+ exsolvidas de um feldspato hospedeiro, rico em K+; este intercrescimento é conhecido como pertita (Figura 2.20). Se a exsolução só pode ser percebida microscopicamente, ela é referida como micropertita; se as técnicas de raios-X

97

98


são necessárias para a constatação da existência de lamelas extremamente delgadas, o intercrescimento é conhecido como criptopertita.

Figura 2.20 - Pertita, isto é, microclina contendo lamelas de albita formadas por exsolução. Dimensões da amostra: 7,5 x 3,5 cm. Amostra do acervo do Departamento de Geologia do Instituto de Geociências da UFMG.

4.4.4 Polimorfismo A capacidade de uma substância de cristalizar em mais de uma estrutura é conhecida como polimorfismo. As diferentes formas estruturais da substância são consideradas seus polimorfos. O polimorfo específico, adotado por uma substância, depende principalmente da temperatura, pressão e composição química do meio. Exemplos de alguns minerais polimorfos estão mostrados na Tabela 2.4. A Figura 2.21 mostra os campos de estabilidade dos vários polimorfos da sílica, em termos da temperatura (T) e pressão (P).

PARTE 2

1800

Líquido Cristobalita

Temperatura (°C)

1500

1200

Quartzo de alta temperatura

Tridimita

900

Coesita

600 Quartzo de baixa 300 temperatura

0 0

10

20

Stishovita

30

40 50 60 70 Pressão (kilobars)

80

90

100

Figura 2.21 - Relações de estabilidades entre os polimorfos da sílica. A partir de: KLEIN. Manual of mineral science, p. 134.

Três tipos principais de mecanismos são reconhecidos como possíveis para a ocorrência das transformações polimórficas: reconstrutivo, de deslocamento e de ordemdesordem. Tabela 2.4 - Exemplos de minerais polimorfos Composição C

FeS2 CaCO3 SiO2

Nome dos minerais

Sistema cristalino

Dureza

Peso específico

Diamante

Cúbico

10

3,52

Grafita

Hexagonal

1

2,23

Pirita

Cúbico

6

5,02

Marcassita

Ortorrômbico

6

4,89

Calcita

Romboédrico

3

2,71

Aragonita

Ortorrômbico

3½

2,94

Quartzo de baixa temperatura

Romboédrico

7

2,65

Quartzo de alta temperatura

Hexagonal

7

2,53

Tridimita de baixa temperatura

Ortorrômbico

7

2,26

Tridimita de alta temperatura

Hexagonal

7

2,20

Cristobalita de baixa temperatura

Tetragonal

6½

2,32

Cristobalita de alta temperatura

Cúbica

6½

2,20

Coesita

7½

3,01

Stishovita

7½

4,30

Fonte: A partir de KLEIN. Manual of mineral science, p.134.

99

100


Em uma reação polimórfica reconstrutiva, o rearranjo interno na passagem de uma forma a outra é extenso e envolve ruptura das ligações atômicas e o reagrupamento das unidades estruturais em um novo arranjo. Esse tipo de transformação requer grande quantidade de energia, e é lentamente revertido. Um exemplo desse tipo de reação polimórfica é dado pelos polimorfos da sílica (Figura 2.21), na transformação da tridimita ou cristobalita em quartzo de baixa temperatura. A cristobalita e a tridimita são formadas a altas temperaturas e a pressões relativamente baixas, como nos fluxos de lava ricos em SiO2, a partir da devitrificação de vidros vulcânicos. A Tabela 2.4 mostra que os valores de peso específico são iguais para ambas as formas (= 2,2) e os mais baixos para quaisquer dos polimorfos da sílica listados. Uma elevada energia de ativação é necessária para mudar a estrutura da cristobalita (ou tridimita) para a estrutura do quartzo de baixa temperatura. A cristobalita e a tridimita são metaestáveis sob condições atmosféricas; porém, ambas são abundantes nos fluxos vulcânicos terrestres antigos e também em lavas vulcânicas lunares pré-cambrianas. Essa persistência de minerais metaestáveis certifica o fato de que uma grande quantidade de energia é requerida para desencadear uma transformação polimórfica reconstrutiva.

Polimorfismo de deslocamento Em uma reação polimórfica de deslocamento, o ajuste interno na passagem de uma forma a outra é pequeno e requer pouca energia. A estrutura geralmente é mantida intacta e nenhuma ligação entre os íons é rompida; apenas um ligeiro deslocamento de átomos (ou íons) e reajuste dos ângulos de ligação (kinking) entre os íons é necessário. Esse tipo de transformação ocorre instantaneamente e é de fácil reversão. Uma transformação polimórfica de deslocamento ocorre quando a SiO2, sob a forma de quartzo de alta temperatura, é resfriada abaixo de 537ºC (sob pressão atmosférica, ver Figura 2.21) e rearranja sua estrutura para a do quartzo de baixa temperatura. O arranjo estrutural na forma de baixa temperatura é ligeiramente menos simétrico e um tanto mais denso que na forma de alta temperatura. A transição de quartzo de alta para baixa temperatura pode ser vista como resultado da distorção (= kinking) das ligações atômicas na estrutura original do quartzo de alta temperatura. Como a forma de alta temperatura do quartzo tem uma simetria maior que a forma de baixa temperatura, pode ocorrer geminação na transição do quartzo de alta para de baixa temperatura.

Polimorfismo de ordem-desordem O polimorfismo referido como de ordem-desordem é comumente observado em ligas metálicas, mas também pode ocorrer em minerais. Para compreender esse tipo de transformação, é importante enfatizar que a ordem perfeita ocorre apenas no zero absoluto (0º Kelvin, o que equivale a -273,15ºC). Um aumento na temperatura perturba a ordem perfeita estrutural, até que um estado de desordem total é alcançado a alguma

PARTE 2

temperatura elevada (totalmente casual). Não existe um ponto definido de transição entre a ordem e a completa desordem. A temperaturas elevadas, próximas, mas abaixo do ponto de fusão de uma substância, os átomos ou íons tendem a se tornar completamente desordenados e são prontamente separados da estrutura. O resfriamento lento do mineral permitirá aos íons originalmente irregulares (a altas temperaturas) selecionar sítios específicos na estrutura, tornando essa estrutura mais ordenada. Um exemplo do polimorfismo de ordem-desordem em minerais é mostrado pelo feldspato potássico (KAlSi3O8), no qual o Al3+ ocupa uma posição estrutural idêntica com, e substituindo, Si4+. A sanidina, que é o polimorfo de alta temperatura, mostra uma distribuição desordenada do Al3+ na trama do aluminossilicato. O feldspato potássico de baixa temperatura, microclina, contudo, mostra uma distribuição ordenada do Al3+ .

Politipismo O politipismo é uma variedade de polimorfismo em que os polimorfos diferem entre si apenas no empilhamento de camadas idênticas da estrutura. Por essa razão, as dimensões da célula unitária são as mesmas entre os polítipos nas direções paralelas às camadas, ao passo que, em direções perpendiculares a estas, as dimensões são múltiplos ou submúltiplos umas das outras. Micas, argilo-minerais e ZnS constituem exemplos bem conhecidos de polítipos.

4.4.5 Pseudomorfismo A existência de um mineral com a forma externa de outro é conhecida como pseudomorfismo. A composição química e a estrutura de um pseudomorfo pertencem a uma espécie mineral, enquanto a forma cristalina corresponde a outra. Pseudomorfos são classificados de acordo com seu modo de formação: 1. Substituição. Neste tipo de pseudomorfo, ocorre a remoção gradual do material original e a substituição correspondente e simultânea deste por outro, sem qualquer reação química entre os dois. Um exemplo comum disto é a substituição da fibra de madeira por sílica para formar madeira petrificada. 2. Alteração. Neste tipo de pseudomorfismo, ocorre adição parcial de material novo, ou remoção parcial dos materiais originais. Esse tipo de pseudomorfismo é exemplificado pela pirita FeS2, ao alterar-se para limonita FeO.OH.nH2O, porém, preservando todas as

feições externas da pirita. Um cristal desse tipo é descrito como pseudomorfo de limonita sobre a pirita (Figura 2.22a). (O núcleo dos minerais inalterados pode ser encontrado nesses pseudomorfos, como se vê na Figura 2.22a.) 3. Incrustação. Na formação deste tipo de pseudomorfo, uma crosta de um mineral é depositada sobre cristais de outro. Um exemplo comum é o quartzo incrustando cubos de fluorita (Figura 2.22b).

101

102


(a)

(b)

Figura 2.22 - Exemplos de pseudomorfismo: (a) por alteração: limonita pseudomorfa a partir da pirita, a qual ainda se encontra preservada no núcleo da amostra. Amostra do acervo do Departamento de Geologia do Instituto de Geociências da UFMG; e (b) por incrustação: agregado de cristais octaédricos de fluorita, recobertos por uma fina camada de quartzo. Amostra da Coleção Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli. Fonte: A partir de Amorim, 2004.

5. Propriedades Físicas dos Minerais As propriedades físicas de um mineral são o reflexo da combinação entre sua composição química e sua estrutura cristalina. Elas são, em geral, mais facilmente determinadas que a composição química ou a estrutura de um mineral e é possível, pela observação de algumas propriedades visuais, seguidas por alguns testes físicos simples, caracterizar e determinar um mineral. Apenas as propriedades mais simples e de fácil determinação estão sendo discutidas neste texto, na mesma ordem que se sugere que seja adotada pelo leitor, iniciando pelas propriedades que dependem apenas de inspeção visual, a saber: as propriedades morfológicas, envolvendo hábito, forma e estado de agregação; seguidas pelas propriedades relacionadas à luz, como brilho, cor, traço e diafaneidade; seguidas pelas propriedades ligadas à coesão, como a clivagem, partição e fratura, tenacidade, dureza e peso específico; além de outras propriedades, como magnetismo e solubilidade em HCl diluído. As propriedades físicas têm grande influência no aproveitamento industrial de alguns minerais: a grande dureza do diamante permite sua utilização como abrasivo, a baixa dureza da grafita permite seu emprego na fabricação de lubrificantes, bem como as propriedades piezoelétricas do quartzo e turmalina possibilitam seu uso em equipamentos eletrônicos.

PARTE 2

5.1 Propriedades morfológicas

5.1.1 Forma e estado de agregação Em uma rocha, os minerais constituintes aparecem em agregados de grãos de contorno irregular, refletindo mais as suas condições de crescimento que a sua natureza cristalina. Ao analisar a morfologia de um mineral formador de rocha, deve-se considerar em um primeiro momento, o grau de desenvolvimento das faces, classificando-o através dos termos: 1. Anédrico – usado na descrição de minerais desprovidos de faces cristalinas e que apresentam superfícies arredondadas ou irregulares, produzidas pelo contato com minerais adjacentes durante a cristalização (Figura 2.23a). 2. Subédrico – descreve um cristal ou grão de mineral que é parcialmente limitado por faces cristalinas e parcialmente por superfícies formadas contra grãos preexistentes (Figura 2.23b). 3. Euédrico – aplicado àqueles espécimes minerais completamente limitados por faces cristalinas e cujo crescimento não sofreu interferência dos cristais ou grãos adjacentes (Figura 2.23c).

(a)

(b)

(c)

Figura 2.23 - Classificação dos cristais quanto ao grau de desenvolvimento das faces cristalinas: (a) cristal anédrico, não possui faces; (b) cristal subédrico, parcialmente limitado por faces; e (c) cristal euédrico, totalmente limitado por faces. Fonte: A partir de Bloss. Cristallography and crystal chemistry, pág.27.

Em uma rocha ígnea, o grau de desenvolvimento das faces pode ser indicativo da seqüência de formação dos minerais. Os minerais formados precocemente, por se formarem em um ambiente livre de outros cristais, tendem a ser euédricos, ao passo que os minerais cristalizados tardiamente, crescem em um ambiente apertado, ocupando os interstícios deixados pelos outros minerais e tendem a ser anédricos. Como o metamorfismo é caracterizado por transformações no estado sólido, envolvendo desde recristalização até a formação de novos minerais (blastese), os minerais neoformados podem ser euédricos a subédricos.

103

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Nas rochas sedimentares clásticas, cujos minerais constituintes foram transportados e depositados, a forma dos grãos reflete a história do transporte e, naturalmente, os grãos tendem a ser anédricos. Nos minerais — euédricos e parte dos subédricos — em que é possível identificar a presença de faces e formas cristalinas, os nomes das formas são usados para descrever sua aparência externa, como, por exemplo, prismático (Figura 2.24a), romboédrico, cúbico, octaédrico, dodecaédrico, pinacoidal (apresentando desenvolvimento pronunciado de uma ou mais formas de dois lados, o pinacóide) etc.

(b)

(a)

(d)

(c)

(e)

(f)

Figura 2.24 – Aspecto externo dos minerais: (a) prismático (berilo); (b) fibroso (crisotila, uma serpentina); (c) foliado (muscovita, uma mica); (d) acicular (natrolita); (e) botrioidal (romanechita); e (f) cristais de quartzo geminados segundo a lei do Japão. Amostra da Coleção Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli. Fonte: A partir de Amorim, 2004.

PARTE 2

No entanto, a ocorrência de minerais em cristais euédricos é mais exceção que regra. Na maior parte das vezes, eles aparecem em agregados de muitos grãos pequenos, cujo estado de agregação é definido por termos descritivos, como os seguintes: Maciço Granular

Aplicado a espécimes minerais totalmente desprovidos de faces. Constituído de grãos minerais de tamanho aproximadamente igual, entre 0,2 e 1,0cm. Se os grãos individuais são maiores, o agregado é descrito como granular grosso, se menores, ele é granular fino.

Compacto

Aplicado a espécimes de tão fino grão que o estado de agregação não é óbvio a olho nu.

Lamelar

Constituído de camadas como as folhas em um livro.

Foliado

Constituído de folhas delgadas ou placas que podem ser separadas umas das outras, como grafita ou mica (Figura 2.24b).

Fibroso

Tendo uma tendência a cristalizar em grãos em forma de fibras, como em alguns anfibólios e em asbestos. Nos asbestos, as fibras são separáveis (Figura 2.24c).

Acicular

A partir da raiz latina acícula, significando agulha; descreve um mineral com um hábito semelhante à agulha (Figura 2.24d).

Radial Dendrítico

Descreve um mineral em que os cristais aciculares irradiam de um ponto central. A partir da raiz grega dendron, significando árvore, aplicado a minerais exibindo um padrão ramificado.

Mamelar

A partir da palavra latina mama, significando seio; com uma forma externa constituída de grandes proeminências arredondadas. Comumente mostrada pela hematita maciça ou goethita.

Botrioidal

A partir da raiz grega botrys, significando cacho de uvas. As proeminências arredondadas são geralmente menores que aquelas descritas como mamilar. Formas botrioidais são comuns na romanechita (Figura 2.24e), smithsonita e prehnita.

Reniforme

A partir do latim renis, significando rim, com uma superfície externa arredondada, em forma de rim, como em algumas espécies de hematita maciça.

Drúsico

Uma cavidade na rocha forrada com minerais, mas não totalmente preenchida. Nos geodos podem ser bandados, como na ágata, através de sucessivas deposições de material, e a parte central é comumente preenchida com minerais, projetando-se para um espaço aberto.

Alguns minerais apresentam um padrão de intercrescimento cristalograficamente controlado, chamado de geminação. Uma geminação é um intercrescimento simétrico de dois (ou mais) cristais da mesma substância (Figura 2.24f). Os dois ou mais indivíduos do agregado geminado são relacionados por um elemento de simetria que é ausente no cristal original (não-geminado).

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5.2 Propriedades relacionadas à luz

5.2.1 Brilho O termo brilho refere-se à aparência geral de uma superfície mineral à luz refletida. Os minerais são inicialmente classificados como de brilho metálico ou não-metálico, mas inexiste uma divisão nítida entre eles. O brilho metálico é o brilho de uma superfície metálica, como o do aço e do ouro. Estes materiais são completamente opacos à luz; nenhuma luz passa através deles, mesmo em cunhas delgadas. O brilho não-metálico é comumente apresentado pelos minerais de cor clara, que transmitem luz pelo menos quando observados em cunhas delgadas. Minerais com brilho intermediário são ditos submetálicos. Os seguintes termos são usados para descrever adicionalmente o brilho dos minerais não-metálicos: Vítreo

Com o brilho de um pedaço de vidro quebrado. Ele é comumente visto no quartzo e em muitos minerais não-metálicos.

Resinoso ou graxo

esfalerita.

Perláceo

Com o brilho de madrepérola. Um brilho iridescente como o da pérola. Ele

Com o brilho de um pedaço de resina. Esse brilho é comum em amostras de

é característico de superfícies paralelas aos planos de clivagem bem desenvolvidos. A superfície de clivagem do talco mostra brilho perláceo. Graxo

Aparece como se estivesse coberto por uma delgada camada de óleo. Alguns espécimes de quartzo leitoso podem mostrar isso.

Sedoso

O mineral brilha como um pedaço de cetim. Esse brilho é característico de alguns minerais em agregados fibrosos, como a crisotila asbestiforme.

Adamantino É o brilho do diamante não lapidado. É o brilho mostrado por alguns minerais de índice de refração elevado, como o diamante e a cerussita.

5.2.2 Cor A cor de um mineral é facilmente observada e prontamente avaliada. Infelizmente, ela não constitui a ferramenta mais confiável para a identificação de um mineral, uma vez que a cor pode variar não apenas de um mineral a outro, mas dentro do mesmo mineral (ou grupo de minerais). Alguns minerais mostram sempre a mesma cor; outros podem ter uma ampla variedade de cores; e muitos minerais, principalmente de brilho metálico, apresentam cor característica apenas em superfícies frescas. Esses mesmos minerais podem tornar-se embaçados com o tempo como, por exemplo, a galena, cuja cor é cinza azulada brilhante em superfícies frescas, mas pode tornar-se embaçada após longa exposição ao ar.

PARTE 2

Em contraste com os minerais metálicos, a maioria dos minerais com brilho nãometálico apresenta uma grande variação na cor. Contudo, uns poucos têm cor constante e sua coloração pode ser usada como uma propriedade verdadeiramente diagnóstica, como a malaquita, que é verde; a azurita, azul; e a rodonita, vermelha a rósea. Por outro lado, os membros da série dos feldspatos plagioclásios variam do branco quase puro, na albita, passando pelo cinza-claro até o cinza mais escuro, na anortita. As granadas mais comuns mostram vários tons de vermelho a castanho. Os feldspatos alcalinos apresentam ampla variação de cores, do vermelho, passando pelo bege, até o cinza. Como eles estão presentes em porcentagens elevadas nos granitos, a cor da rocha é influenciada pela cor do mineral, o que tem grande repercussão no aproveitamento econômico do granito como rocha ornamental. Na maioria dos minerais não-metálicos, a cor é uma propriedade valiosa, mas, comumente, não constitui propriedade diagnóstica (e, portanto, única).

5.2.3 Traço O traço é a cor do pó deixado pelo mineral em uma placa de porcelana branca despolida, cuja dureza é igual a 7. Minerais com dureza superior à da placa de porcelana não são pulverizados ao serem pressionados contra a mesma e, para estes, o traço é dito incolor. Grande parte dos minerais com brilho não-metálico tem traço esbranquiçado, mesmo quando eles são coloridos. O traço é uma propriedade importante na caracterização dos minerais de brilho metálico, pois muitos minerais de cor preta-acinzentada, como a hematita, o rutilo e a cassiterita, possuem traços diferentes, como vermelho, amarelo e branco, respectivamente.

5.2.4 Diafaneidade Entende-se por diafaneidade a capacidade de um objeto de se deixar atravessar pela luz. Os minerais são classificados, quanto à diafaneidade, como: Transparente Descreve um mineral que é capaz de transmitir luz e através do qual um objeto possa ser visto. O quartzo e a calcita são comumente transparentes e comumente têm seus preços baseados na qualidade de sua transparência. Translúcido

Dito de um mineral que é capaz de transmitir a luz difusamente, mas não é transparente. Embora um mineral translúcido permita que a luz seja transmitida, ele não mostrará um contorno nítido de um objeto visto através dele. Algumas variedades de gipso são comumente translúcidas.

Opaco

Descreve um mineral que é impenetrável à luz visível, mesmo nas bordas do mineral. A maioria dos minerais metálicos é opaca.

107

108


Naturalmente que amostras de um mesmo mineral, de diferentes espessuras, apresentarão comportamento diferente quanto à capacidade de transmitir a luz. Em geral, a observação da diafaneidade deve ser feita nas bordas do mineral, por serem mais delgadas.

5.3 Propriedades relacionadas à coesão

4.3.1 Clivagem, partição e fratura Clivagem é a tendência de um mineral de se romper ao longo de superfícies planas, que são governadas pela estrutura cristalina, correspondendo a planos ao longo dos quais as ligações atômicas são relativamente fracas e/ou a direções onde as distâncias interatômicas são maiores. Como os planos de clivagem são uma expressão direta da estrutura cristalina, os ângulos entre os planos de clivagem são os mesmos para todos os grãos de um dado mineral. Assim como os ângulos interfaciais dos cristais são constantes, do mesmo modo, os ângulos entre os planos de clivagem também são constantes. A clivagem é, portanto, um guia valioso para a identificação dos minerais. A primeira consideração a ser feita quanto à clivagem é a verificação de sua presença, pois existem minerais como o quartzo, que não apresentam clivagem. Uma vez constatado que o mineral possui clivagem, esta deve ser descrita quanto à sua qualidade e direção cristalográfica. A qualidade é expressa como perfeita, boa, imperfeita etc. A direção pode ser expressa pelo nome da forma à qual a clivagem é paralela, tal como: cúbica (Figura 2.25a), octaédrica (Figura 2.25b), dodecaédrica (Figura 2.23c), romboédrica (Figura 2.23d), prismática (Figura 2.23e), e pinacoidal ou basal (Figura 2.23f). A clivagem é sempre consistente com a simetria; então, se existe uma direção de clivagem octaédrica, isto implica que devem existir outras três direções simetricamente relacionadas.

PARTE 2

(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

(f)

Figura 2.25 - Classificação da clivagem quanto à forma: (a) cúbica, (b) octaédrica, (c) dodecaédrica, (d) romboédrica, (e) prismática, e (f) pinacoidal ou basal. Fonte: A partir de Klein. Mineral and rocks., pág. 308.

partição - Alguns minerais se rompem, segundo superfícies planas, em resposta a tensões externas, à geminação ou exsolução. Quando isto ocorre, diz-se que o mineral possui partição, a qual é muito semelhante à clivagem. Contudo, a partição, diferentemente da clivagem, não é apresentada por todos os exemplares daquele mineral, mas apenas por aqueles que são geminados ou que estiveram sujeitos à pressão. FraTURA – É a tendência de um mineral de se romper ao longo de superfícies irregulares. Os padrões de fratura podem ser distintivos e altamente diagnósticos. Os seguintes termos são usualmente utilizados para descrever a fratura dos minerais: 1. Conchoidal – Fratura curva e lisa, lembrando a superfície interna de uma concha, comumente observada em substâncias como o vidro e o quartzo (Figura 2.26). 2. Fibrosa e estilhaçada – O mineral se rompe, exibindo estilhaços ou fibras. 3. Serrilhada – Fraturas denteadas com bordas agudas e cortantes. 4. Desigual ou irregular – Fraturas que produzem superfícies irregulares e rugosas.

Figura 2.26 – Fratura conchoidal em opala. Amostra da Coleção Vitor Dequech. Fotografia de Marcílio Gazzinelli. Fonte: A partir de Amorim., 2004.

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110


5.3.2 Dureza A dureza é a resistência que uma superfície lisa de um mineral oferece em ser riscada (designada por D). A dureza, assim como a forma cristalina e a clivagem, é governada pela estrutura cristalina. Quanto mais forte a ligação entre os átomos ou íons, mais duro é o mineral. Valores de dureza relativa são facilmente obtidos pela facilidade ou dificuldade segundo a qual um mineral risca o outro. A avaliação da dureza normalmente é feita utilizando-se uma série de dez minerais comuns, organizados empiricamente em ordem crescente de dureza, que é conhecida como escala de Mohs, a saber: 1. Talco

2. Gipso

3. Calcita

4. Apatita

5. Fluorita

6. Ortoclásio

7. Quartzo

8. Topázio

9. Coríndon

10. Diamante

Vários materiais auxiliares são usados em adição à escala acima: a dureza da unha é um pouco maior que 2; uma moeda de cobre, cerca de 3; o aço de um canivete, um pouco maior que 5; o vidro da janela, 5 ½ e o aço de uma lima, 6 ½. A dureza é uma propriedade vetorial e alguns minerais podem apresentar valores variáveis de dureza, dependendo das direções nas quais eles são riscados, como exemplificado pela cianita, cuja dureza é igual a 5 paralelamente ao comprimento, mas igual a 7 transversalmente a este.

5.3.3 Peso específico O peso específico (d) ou densidade relativa é um número que expressa a razão entre o peso de uma substância e o peso de um volume igual de água a 4ºC (esta temperatura é coincidente com a densidade máxima da água). O peso específico de uma substância cristalina depende (1) do tipo de átomos dos quais ela é composta, e (2) da maneira em que os átomos estão empacotados. Em compostos isoestruturais (substâncias com estruturas idênticas), em que o empacotamento é constante, aquelas com elementos de maior peso atômico terão peso específico maior. O peso específico é a razão entre dois pesos, de modo que ele não tem unidade. Como a densidade da água pura é 1 g/cm3, o peso específico de um mineral é numericamente igual à sua densidade. O peso específico pode ser estimado, tomando-se, em cada uma das mãos, diferentes minerais de tamanho parecido e comparando seus pesos. Os minerais metálicos parecem pesados, enquanto os demais parecem leves. A determinação do peso específico é obtida a partir da pesagem do mineral no ar (Par) e na água (Págua). Os valores devem ser aplicados à fórmula:

d = (Par)/ [(Par)-(Págua)]

PARTE 2

O peso específico é uma propriedade importante na determinação mineral, porém, de pouca valia quando esse mineral encontra-se incluso em uma rocha. No entanto, se o mineral for um constituinte essencial da rocha, isto é, presente em elevada porcentagem, seu peso específico influenciará a densidade média da rocha. É por essa razão que as rochas melanocráticas (escuras), ricas em minerais ferro-magnesianos, são mais densas que as rochas leucocráticas (claras), as quais contêm predominantemente quartzo e feldspato. Além disso, balanças de precisão permitem a pesagem acurada, mesmo de fragmentos muito pequenos.

5.3.4 Tenacidade A resistência que um mineral oferece ao ser quebrado, moído ou dobrado é conhecida como tenacidade. Os seguintes termos são usados para descrever a tenacidade dos minerais: 1. Quebradiço – Um mineral que se quebra e se pulveriza facilmente. Esta é uma característica de cristais com ligação iônica predominante, como a calcita e a halita. 2. Maleável – Um mineral que pode ser martelado para produzir lâminas delgadas. 3. Séctil

– Um mineral que pode ser cortado em aparas delgadas com uma faca.

4. Dúctil

– Um mineral que pode ser reduzido a fio.

5. Flexível

– Um mineral que se dobra, mas não retorna à sua forma original quando a tensão cessa. Esta é uma feição de muitos minerais com estrutura em folha, como o talco e as cloritas.

6. Elástico

– Um mineral que, após ser dobrado, retornará à sua posição original após a cessação da tensão. Esta feição, apresentada pelos minerais do grupo das micas, permite distingui-las dos demais minerais foliados.

As características descritas em 2, 3 e 4 (maleabilidade, sectilidade e ductilidade) são típicas de minerais ligados por ligação metálica, como o ouro, a prata e o cobre nativos.

111

112


5.4 Outras propriedades

5.4.1 Magnetismo Quanto às suas propriedades magnéticas, os minerais podem ser classificados como: 1. Paramagnéticos - são aqueles que são fortemente atraídos por um imã; e 2. Diamagnéticos - aqueles que não o são.

Dentre os minerais comuns, apenas dois são altamente magnéticos (paramagnéticos), a magnetita (Fe3O4 – Figura 2.27) e a pirrotita (Fe1-xS). Esta característica permite o pronto diagnóstico desses minerais, sendo que a magnetita é fortemente atraída pelo imã e a pirrotita, um pouco menos.

Figura 2.27 – Diamagnetismo na magnetita. Amostra da Coleção Vitor Dequech. Fotografias de Marcílio Gazzinelli. Fonte: a partir de: Amorim. .

5.4.2 Solubilidade em ácido clorídrico

A identificação dos minerais carbonatos é favorecida pelo fato de que a ligação carbono-oxigênio do grupo (CO3)-2, nos carbonatos, se torna instável e se rompe na presença de íons hidrogênio, disponíveis em ácidos. Isto é expresso pela reação

2 H+ + CO3 → H2O + CO2 que é a base para o teste de efervescência com o ácido clorídrico diluído. Calcita, aragonita, witherita e estroncianita, bem como os carbonatos de cobre, mostram bolhas de efervescência quando uma gota de HCl diluído é colocada sobre o mineral. A efervescência é o resultado da liberação de CO2. A dolomita apresenta efervescência a frio, quando pulverizada, e outros carbonatos como rodocrosita, magnesita e siderita mostram efervescência apenas em HCl quente.

PARTE 2

6. Minerais Formadores de Rocha

6.1 Sistemática em mineralogia A composição química é a base para a classificação dos minerais e, para fins de estudo, eles são agrupados em classes químicas, de acordo com o ânion ou grupo aniônico dominante (p.ex.: óxidos, sulfetos, silicatos). Esse procedimento está em consonância com os métodos correntes na química inorgânica e com a tendência de os minerais de mesmo grupo aniônico apresentarem propriedades físicas semelhantes e ocorrerem associados geologicamente. Para as subdivisões subseqüentes, a estrutura também é considerada. As classes podem ser subdivididas em subclasses, de acordo com a composição química ou a estrutura. Os silicatos, por exemplo, são subdivididos em subclasses, de acordo com o grau de polimerização dos tetraedros de sílica, como será discutido a seguir. A próxima subdivisão é segundo grupos, que incluem espécies intimamente relacionadas química e estruturalmente, como exemplificado pelos grupos dos feldspatos, das granadas, etc. Os grupos podem ser subdivididos em famílias, as quais contêm séries, ou em espécies. Quando ocorre solução sólida substitucional, as espécies são reunidas em séries de solução sólida, como a série dos plagioclásios, pertencente ao grupo dos feldspatos. Alguns grupos, contudo, contêm espécies isoladas, como o grupo da sílica, do qual fazem parte as espécies quartzo, cristobalita e tridimita, dentre outras.

6.2 Silicatos Como o silício e o oxigênio são os dois elementos mais abundantes da crosta, é natural que os silicatos sejam os minerais formadores de rocha mais comuns, e por essa razão, o mecanismo de polimerização nesses minerais será tratado mais pormenorizadamente. Os silicatos têm em sua estrutura o grupo aniônico (SiO4)-4, que tem a configuração de um tetraedro regular, com os quatro ânions oxigênio, que são grandes, dispostos de modo que seus centros coincidam com os vértices de um tetraedro (Figura 2.28a) e o Si+4, que é um cátion pequeno, posicionado no centro do tetraedro. Como o íon silício tem uma carga igual a +4 e o oxigênio tem uma carga de -2, o ânion (SiO4)-4 tem quatro cargas negativas. Cada oxigênio utiliza uma de suas cargas para se unir ao silício e permanece com uma carga insatisfeita. Para que a estrutura mineral seja estável, cada oxigênio deve neutralizar suas duas cargas, o que pode ocorrer pela ligação tanto a um silício de outro tetraedro quanto a outro cátion. No primeiro caso, um oxigênio é compartilhado por dois cátions silício e, assim, dois ou mais tetraedros se unem, formando um complexo aniônico ainda maior. Esse processo é conhecido como polimerização.

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Na polimerização dos tetraedros de sílica, dois tetraedros adjacentes nunca compartilham mais que um oxigênio entre eles, isto é, a união entre os tetraedros se dá pelos seus vértices. Os minerais silicatos apresentam estruturas com o mais variado grau de compartilhamento entre os oxigênios dos tetraedros de sílica, o que constitui parâmetro para a subdivisão dos mesmos nas seguintes subclasses: 1. Nesossilicatos: os tetraedros são isolados (Figura 2.28a), pois nenhum dos oxigênios é compartilhado com os tetraedros vizinhos, levando a uma proporção Si:O = 1:4, como exemplificado pelos minerais do grupo das olivinas. 2. Sorossilicatos: minerais em que apenas um dos oxigênios é compartilhado (Figura 2.28b), formando duplas de tetraedros, como é o caso dos minerais do grupo do epidoto (esses apresentam a particularidade de também conterem tetraedros isolados). 3. Ciclossilicatos: os tetraedros se dispõem em anéis, de modo que dois dos oxigênios são sempre compartilhados (Figura 2.28c) e, dos quais, o berilo constitui exemplo. 4. Inossilicatos: nesses minerais os tetraedros estão arranjados em fitas (Figura 2.28d), como nos grupos dos piroxênios e anfibólios; 5. Filossilicatos: como as micas, onde três oxigênios são sempre compartilhados entre tetraedros vizinhos (Figura 2.28e), gerando folhas de tetraedros de sílica. 6. Tectossilicatos: os quatro oxigênios são compartilhados, como ocorre com o quartzo e feldspatos.

PARTE 2

Subclasse

Arranjo dos tetraedros de silica sílica

(a) Nesossilicatos

Oxigênio

Unidade composicional (SiO4)4-

Exemplo Olivina (Mg,Fe)2SiO4

(Si2O7)6-

(b) Sorossilicatos

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Epidoto Ca2(Fe+3,Al) Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH)

(c) (c)Ciclossilicatos

(Si6O18)12-

Berilo Be3Al2Si6O18

(Si2O6)4-

(d) Inossilicatos

Enstatita, um piroxênio MgSiO3

ou

ou antofilita, um anfibólio

ou

Mg7Si8O22(OH)2

(Si4O11)6-

(Si2O5)2-

(e) Filossilicatos

Muscovita, uma mica K Al2(AlSi3O10)(OH)2

(f) Tectossilicatos

Muito complexo para ser representado bidimensionalmente.

(SiO2)0

Quartzo SiO2

Figura – Grau de polimerização dos tetraedros de sílica e asde subclasses Figurados adaptada de: Figura2.28 2.28 – Grau de polimerização dos tetraedros sílica edos as silicatos. subclasses silicatos. Klein, C. Adaptada 2002. Manual Mineral Science, 443 e science, 444 Fonte: de of Klein. Manual ofpp. mineral p. 443 e 444.

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Entre os silicatos, o fenômeno da substituição iônica é freqüente, o que leva a fórmulas químicas complexas. Esse fator, somado a todas as possibilidades de polimerização do ânion, leva à existência de centenas de minerais diferentes, dos quais, apenas onze grupos de minerais constituem mais que 95% dos silicatos conhecidos. As páginas seguintes contêm a descrição dos principais minerais formadores de rocha, visando principalmente permitir seu reconhecimento em amostras de mão, tanto de cristais isolados como dos constituintes de rocha.

6.2.1 Tectossilicatos Quando cada um dos quatro oxigênios de um tetraedro de sílica é compartilhado com tetraedros adjacentes, todas as cargas são balanceadas, resultando na fórmula SiO2. Esse é o caso do quartzo e de seus polimorfos menos comuns, tridimita e cristobalita. Em outros tectossilicatos, como no grupo dos feldspatos, a substituição do Si+4 pelo Al+3 implica na introdução de outros cátions, para que haja neutralidade elétrica.

Grupo da sílica Existem, no mínimo, nove polimorfos do SiO2, além de duas substâncias relacionadas e essencialmente amorfas, lechatelierita, que é um vidro rico em sílica, de composição altamente variável, e a opala, SiO2.nH2O, cuja estrutura é localmente organizada e contém esferas de sílica. A Tabela 2.5 traz a relação dos diferentes polimorfos, bem como os respectivos sistemas cristalinos e pesos específicos (d). Tabela 2.5 - Polimorfos da sílica Nome

Sistema cristalino

d

Stishovita

Tetragonal

4,35

Coesita

Monoclínico

3,01

Quartzo (α) de baixa temperatura

Romboédrico

2,65

Quartzo (β) de alta temperatura

Hexagonal

2,53

Keathita (sintética)

Tetragonal

2,50

Tridimita (α) de baixa temperatura

Monoclínico ou ortorrômbico

2,26

Tridimita (β) de alta temperatura

Hexagonal

2,22

Cristobalita (α) de baixa temperatura

Tetragonal

2,32

Cristobalita (β) de alta temperatura

Cúbico

2,20

Fonte: Modificada de KLEIN. Manual of mineral science, p. 475.

PARTE 2

Os principais polimorfos naturais da sílica recaem em três categorias estruturais: o quartzo de baixa temperatura, com menor simetria e estrutura mais compacta; a tridimita de baixa temperatura, com maior simetria e estrutura mais aberta; e a cristobalita de baixa temperatura, a simetria mais elevada e estrutura mais expandida dentre os três polimorfos (Figura 2.21). Esses polimorfos se relacionam por transformações polimórficas reconstrutivas, um processo que requer muita energia. A lentidão do processo e a grande quantidade de energia requerida nas transformações reconstrutivas levam à coexistência metaestável das fases por longos períodos de tempo. Cada uma das três formas estruturais acima apresenta ainda uma fase de alta temperatura, como atestado pela existência de formas de alta temperatura de quartzo, tridimita e cristobalita. Essas transformações de forma de baixa para de alta temperatura são exemplos de polimorfismo de deslocamento, que ocorre rápida e reversivelmente, a uma temperatura definida e constante. Os polimorfos mais densos da sílica são a coesita e a stishovita (Tabela 2.5), e têm sua origem atribuída às elevadas condições de temperatura e pressão resultantes do impacto de meteoritos. O quartzo é o segundo mineral mais abundante da crosta continental e é um dos de mais fácil caracterização e identificação.

Quartzo α (SiO2 – romboédrico) Propriedades morfológicas: Cristais comumente prismáticos, com as faces do prisma estriadas horizontalmente e terminados pela combinação de dois romboedros (Figura 2.29a), os quais podem apresentar-se, ou não (Figura 2.29b), igualmente desenvolvidos. Comumente apresentam-se em cristais geminados tão intimamente intercrescidos, que sua determinação demanda ensaios laboratoriais.

(a)

(b)

Figura 2.29 - Cristais de quartzo: (a) prisma (m) combinado a dois romboedros (r e z) igualmente desenvolvidos; e (b) prisma (m) combinado a dois romboedros, sendo um (r) mais desenvolvido que o outro (z). Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 543.

117

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Em certas rochas ígneas e piroclásticas, é possível observar grãos euédricos a subédricos de quartzo, principalmente como fenocristais. Mas, geralmente em rochas, o quartzo ocorre em grãos anédricos. O quartzo também pode se apresentar em massas, constituídas tanto de agregados macro (de grão grosso) a microcristalinos. Também é observado em superfícies drúsicas, formando coberturas finamente cristalinas. O tamanho dos cristais é extremamente variável, existindo cristais individuais que pesam algumas toneladas, em exemplares criptocristalinos. Reconhecem-se diferentes variedades de quartzo, em função do grau de cristalinidade e também da cor. A Tabela 2.6 é uma síntese dos nomes dados a essas variedades. Variedades microcristalinas de quartzo, geralmente depositadas pela precipitação de soluções aquosas, ocorrem como cimento e preenchimentos dos vazios de muitas rochas vulcânicas e sedimentares. As variedades microcristalinas são maciças e, microscopicamente, revelam-se como de dois tipos, fibrosas ou granulares. As variedades fibrosas, denominadas calcedônias, comumente apresentam bandas de diferentes colorações. Propriedades relacionadas à luz: Cor: em rochas, é variável, de branco-leitoso a cinza-enfumaçado, marrom a preto, ou, menos comumente, cinza-azulado (Tabela 2.6). Os tons de cinza são comuns em rochas ígneas e a cor branca é mais freqüente em rochas sedimentares e metamórficas. O quartzo cinza-azulado é raro e geralmente encontrado nas rochas metamórficas de alto grau. Cristais de quartzo límpido, incolor são comuns em veios e geodos e em certas lavas muito frescas. O quartzo nas cores rosa, roxo e amarelo é encontrado em veios, mas não em rochas. Brilho: vítreo a gorduroso. Tabela 2.6 - Variedades do quartzo Variedades macrocristalinas

Variedades microcristalinas Variedades fibrosas = calcedônia

Cristal de rocha – incolor

Cornalina – vermelha

Ametista – tons de violeta

Crisoprásio – verde-maçã

Quartzo Róseo – rosa

Ágata – camadas alternadas de calcedônia, de cor e porosidade diferentes

Quartzo fumê – amarelo-enfumaçado a castanho-escuro Ônix – calcedônia em níveis paralelos

Variedades granulares Flint e Chert – são semelhantes, o primeiro aparece em nódulos e o segundo, estratificado Jaspe – vermelho, de brilho fosco Prásio – verde, de brilho fosco

Citrino – amarelo Quartzo leitoso – branco

Propriedades relacionadas à coesão: D = 7. d = 2,65. Fratura: conchoidal, característica que permite distingui-lo de outros minerais semelhantes a ele, e que possuem pelo menos uma direção de clivagem bem desenvolvida, particularmente nas rochas graníticas. Quando em massas de grão fino, a superfície de fratura é usualmente irregular. OCorrência: O quartzo é um mineral comum e abundante em uma grande variedade de ambientes geológicos. Ele está presente em muitas rochas ígneas e metamórficas. É um mineral comum da ganga, nos veios hidrotermais mineralizados, ou pode constituir

PARTE 2

o único mineral presente nos veios. Sob a forma de flint e chert, o quartzo é depositado no assoalho oceânico ou a partir de soluções silicosas, substitui o calcário, para formar horizontes de chert. No colapso de rochas que contêm quartzo, por sua estabilidade química e mecânica, ele persiste como grão detrítico, formando os depósitos de areia, e é essencialmente o único mineral presente nos arenitos e quartzitos.

Tridimita-α (SiO – monoclínica ou ortorrômbica) 2

Propriedades morfológicas: À temperatura ambiente, os cristais, quando vistos, são pequenos e hexagonais, por serem pseudomorfos da tridimita de alta temperatura. Comumente geminados. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor a branca. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7. d = 2,26. OCorrência: A tridimita e a cristobalita são os polimorfos do quartzo com estrutura cristalina mais aberta, permitindo a entrada de cátions. Ambas ocorrem em rochas vulcânicas ricas em sílica, como riolito, obsidiana e andesito, preenchendo cavidades ou, em alguns casos, como mineral da matriz. A cristobalita se forma comumente a partir da devitrificação de vidros vulcânicos e aparece associada à tridimita e à sanidina.

Cristobalita-α (SiO – tetragonal) 2

Propriedades morfológicas: À temperatura ambiente, os cristais, quando vistos, são pequenos e octaédricos, pseudomorfos da forma de alta temperatura, que é isométrica. Também em agregados esféricos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor. Translúcida. Brilho: vítreo. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6½. d = 2,32. OCorrência: A cristobalita ocorre em rochas vulcânicas ricas em sílica, como riolito, obsidiana e andesito, preenchendo cavidades ou como mineral da matriz. A cristobalita se forma comumente a partir da devitrificação de vidros vulcânicos e aparece associada à tridimita.

Opala (SiO2.nH2O – amorfa) Propriedades morfológicas: A opala é uma forma amorfa de sílica, a qual possui poros submicroscópicos que contêm água. A opala é sempre maciça, comumente em massas arredondadas, botrioidal. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor, branca-leitosa, amarela, vermelha, azul, ou preta. Brilho: vítreo a resinoso. Transparente a translúcida. A opala

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freqüentemente apresenta um efeito leitoso ou opalescente e pode mostrar um delicado jogo de cores. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 6. d = 2 a 2,32. OCorrência: A opala pode ser depositada por águas termais, a pouca profundidade; por águas meteóricas ou por soluções hipógenas de baixa temperatura. Ela é encontrada revestindo e preenchendo cavidades em rochas e pode substituir madeira soterrada em tufos vulcânicos. Os maiores depósitos de opala são de esqueletos silicosos.

Grupo dos feldspatos Os feldspatos são um grupo de minerais, cuja composição pode ser expressa em termos do sistema KAlSi3O8–NaAlSi3O8–CaAl2Si2O8 (Figura 2.30a). As três composições Correspondem aos termos extremos das séries de solução sólida, encontradas nos feldspatos. A fórmula NaAlSi3O8 é a composição da albita e abrevia-se como Ab; CaAl2Si2O8, da anortita (An); e KAlSi3O8, do ortoclásio (Or).

Figura 2.30 - Diagrama composicional dos feldspatos: (a) Nomenclatura dos feldspatos das séries dos plagioclásios (Na-Ca) e alcalinos (K-Na) de alta temperatura; e (b) Influência da temperatura sobre a extensão da solução sólida no grupo dos feldspatos, a partir de dados experimentais. Fonte: A partir de HIBBIE. The chemistry, struture, and nomenclature of feldspor, fig. R1.

Ocorre solução sólida entre K+ e Na+, isto é, entre a albita (Ab) o ortoclásio (Or). Os feldspatos sódico-potássicos formam a série dos feldspatos alcalinos. Essa série possuir a particularidade de conter três polimorfos para a fórmula KAlSi3O8: sanidina, ortoclásio e microclina. A solução sólida entre Na+ e Ca+2, ou seja, entre albita (Ab) e anortita (An) também é total e advém de uma substituição casada, na qual Na+1 + Si4+ são substituídos

PARTE 2

por Ca2+ + Al+3. Os feldspatos cálcio-sódicos integram a série dos feldspatos plagioclásios. A substituição do K+ pelo Ca2+ e vice-versa é muito restrita. Os feldspatos plagioclásios têm estrutura mais ordenada que os feldspatos alcalinos, independentemente de sua temperatura de formação, e são sempre triclínicos. Os feldspatos alcalinos de alta temperatura, formados sob resfriamento rápido, são desordenados e cristalizam-se no sistema monoclínico, como é o caso da sanidina e anortoclásio (Figura 2.30a). O ortoclásio é o feldspato potássico formado a temperaturas elevadas ou intermediárias e resfriado lentamente; também é monoclínico e possui estrutura parcialmente ordenada. A microclina é o feldspato potássico formado a baixas temperaturas, porém, resfriado muito lentamente; é mais ordenada e é triclínica. A temperatura de formação também influencia a composição, uma vez que a solução sólida é dependente da temperatura (Figura 2.30b). Existe, a temperaturas elevadas, solução sólida completa tanto nos feldspatos alcalinos como nos plagioclásios. A temperaturas mais baixas, a extensão do campo de solução sólida dos feldspatos alcalinos diminui. Portanto, quando um feldspato alcalino formado a temperaturas elevadas ou intermediárias resfria lentamente, ocorre desmistura da solução sólida e há formação de um intercrescimento de feldspato potássico e plagioclásio. Um feldspato potássico, contendo veios, lamelas ou massas irregulares de plagioclásio, é chamado pertita. O material que contém veios de felspato potássico dentro do plagioclásio chama-se anti-pertita. Existem outras variações composicionais nos feldspatos, como a rara celsiana, BaAlSi3O8, que forma uma série de solução sólida com o feldspato potássico, de modo que a maioria dos felspatos potássicos contém algum bário. Eles também contêm traços de Fe3+, o qual pode substituir o Al3+ em uma extensão limitada. Esta última substituição é responsável pela coloração rósea ou avermelhada dos feldspatos potássicos, comumente observada em alguns granitos. As estreitas similaridades estruturais e composicionais entre os diferentes membros do grupo se refletem em suas propriedades físicas, tornando-os tão parecidos que em algumas situações não é possível distingui-los macroscopicamente.

Série dos feldspatos alcalinos

Microclina (KAlSi3O8 – sistema triclínico) Propriedades morfológicas: As formas cristalinas da microclina são similares às do ortoclásio, e a microclina pode ser geminada, segundo as mesmas leis do ortoclásio, sendo comum a geminação de Carlsbad (Figura 2.31a) e também polissintética, segundo as leis da albita (Figura 2.31b) e do periclíneo. Estas duas últimas aparecem combinadas, levando a uma estrutura caracteristicamente quadriculada, que se observa com freqüência ao microscópio. Uma das formas mais comuns de geminação nos feldspatos é a de

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Carlsbad (Figura 2.31a), que envolve o intercrescimento de dois cristais, rotacionados de 180º um do outro; pode ser facilmente percebida em um cristal clivado.

y c m

c m

b

c y

(a)

c

c

m

m M

c

M M x

b M

x

x

x

(b)

Figura 2.31 – Exemplos de geminações freqüentes nos feldspatos: (a) Geminação de Carlsbad, e (b) geminação segundo a lei da albita, comum nos plagioclásios. Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 210 e 211.

A microclina, quando em cristais, apresenta-se em massas clivadas e, como constituinte de rocha, aparece em grãos irregulares. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a amarelo-claro, menos comumente vermelha ou verde. A microclina verde é conhecida como amazonita. O feldspato potássico geralmente tem tons de vermelho, desde rosa-pálido com um pouco de amarelo a vermelho-acastanhado. É a cor do feldspato alcalino que dá cor aos granitos. A cor vermelha do feldspato potássico é atribuída à substituição do Al3+ por Fe3+ ou à presença de finas partículas de hematita disseminadas pelo cristal. Brilho: vítreo. Translúcida a transparente. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6, sendo, portanto, riscada pelo quartzo, mas risca o vidro e o canivete; d = 2,54-2,57. A microclina apresenta duas direções de clivagem, sendo uma perfeita e uma boa, as quais fazem ângulo de 89º30’ entre si. O ângulo é tão próximo de 90º que dificilmente a diferença pode ser percebida a olho nu. OCorrência: A microclina é um constituinte importante de rochas ígneas, ricas em sílica e resfriadas lenta e profundamente, como granitos e sienitos. Também é comum em pegmatitos. Nas rochas sedimentares, ela está presente em arcósios e conglomerados. Nas rochas metamórficas, é encontrada em gnaisses. Alteração: Quando os feldspatos alcalinos são atacados por águas ligeiramente ácidas, como as águas superficiais, ou por águas quentes profundas, eles se alteram, dando lugar a argilo-minerais ou muscovita, acompanhada de separação da sílica livre e remoção dos álcalis em solução. Quando alterados, eles perdem o brilho vítreo e tornamse terrosos e foscos.

PARTE 2

Aspectos diagnósticos: A microclina pode ser distinguida do ortoclásio pela observação da geminação quadriculada na primeira, o que raramente pode ser feito sem a ajuda do microscópio.

Ortoclásio (KAlSi O – sistema monoclínico) 3 8

Propriedades morfológicas: Os cristais são usualmente prismáticos curtos, alongados paralelamente ao eixo a, ou alongados paralelamente a c e achatados segundo o eixo b. Freqüentemente, geminados segundo a Lei de Carlsbad e, mais raramente, segundo as leis de Baveno e Manebach (Figura 2.31b e c, respectivamente). Comumente em cristais ou em massas clivadas de grão grosso a agregados granulares, maciço e criptocristalino. Em rochas, mais freqüentemente, como grãos sem forma. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor, branco, cinza, vermelho, raramente amarelo ou verde. A cor vermelha do feldspato potássico pode ser atribuída à substituição do Al3+ por Fe3+ ou à presença de finas partículas de hematita disseminadas pelo cristal. Brilho: vítreo a perláceo; quando alterados, têm aspecto ceroso a sem brilho. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 2,57. Clivagem em duas direções, sendo uma perfeita e uma boa, fazendo ângulo de 90º entre si. É este fato que dá nome ao ortoclásio (do grego, orthos = reto, klasis = quebra ou fratura). OCorrência: O ortoclásio é um dos principais constituintes de rochas ígneas solidificadas a temperaturas e taxas de resfriamento moderadas, como alguns granitos, granodioritos e sienitos. Alteração: Os mesmos processos descritos para a microclina. Aspectos diagnósticos: O ortoclásio é reconhecido por sua cor, dureza e clivagem. Em geral, as duas clivagens, a ângulos quase retos, o brilho vítreo a perláceo, a cor clara e a dureza, a qual resiste à ponta da faca, permite o reconhecimento dos grãos de feldspato em uma rocha e a distinção entre outros minerais comuns, especialmente quartzo, com o qual eles estão comumente associados. Distingue-se dos outros feldspatos, por sua clivagem a ângulos retos e ausência de estrias de geminação polissintética. A cor também pode ser de grande valia. De modo geral, se uma rocha contém dois feldspatos, um dos quais é vermelho e o outro, não, o feldspato vermelho é quase certamente ortoclásio ou microclina.

Sanidina (KAlSi3O8 – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: Cristais freqüentemente tabulares e geminados segundo a Lei de Carlsbad (Figura 2.31a). Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor. Brilho: vítreo. Transparente. Traço: branco.

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Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 2,56 a 2,62. Clivagem em duas direções, sendo uma perfeita e uma boa. OCorrência: A sanidina ocorre como fenocristais em rochas ígneas extrusivas de alta temperatura, resfriadas rapidamente, como riolitos e traquitos.

Série dos feldspatos plagioclásios

Albita (NaAlSi3O8) – Anortita (CaAl2Si3O8), sistema triclínico Propriedades morfológicas: Cristais freqüentemente tabulares, comumente como grãos irregulares e massas clivadas. Quase sempre geminados polissinteticamente segundo a lei da albita (Figura 2.31d) ou do periclíneo; e também segundo as leis de Carlsbad, Baveno e Manebach (Figura 2.31a, b e c, respectivamente). Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a cinza, algumas vezes avermelhada ou acastanhada e mais raramente esverdeada ou amarelada. Nas rochas, o feldspato potássico pode apresentar coloração escura, em tons de cinza, cinza-azulado, castanho-arroxeado ou mesmo pretos. O brilho dos feldspatos é vítreo, algumas vezes perláceo nas superfícies de clivagem; quando alterados, têm aspecto ceroso a sem brilho. O traço é branco. Transparente a translúcido. Labradorita e andesina podem apresentar um belo jogo de cores nas superfícies de clivagem. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6; são riscados pelo quartzo, mas riscam o vidro e o canivete; d = 2,62, na albita, a 2,76 na anortita. Clivagem em duas direções, sendo uma perfeita e uma boa. OCorrência: Os feldspatos plagioclásios são ainda mais amplamente distribuídos e abundantes que os feldspatos potássicos. A anortita é usualmente encontrada em calcários metamorfizados por contato. Bittownita e labradorita são características de gabros e anortositos; andesina, de andesitos e dioritos; oligoclásio, de monzonitos e granodioritos. A albita ocorre associada ao ortoclásio e microclina, em granitos, sienitos, riolitos, traquitos e também em pegmatitos. Alteração: O plagioclásio cálcico tende a se alterar para uma mistura complexa de minerais, dentre os quais se destacam calcita e epidoto. Aspectos diagnósticos: Os plagioclásios se distinguem dos feldspatos potássicos pelas estrias de geminação sobre a superfície de clivagem basal. A diferenciação entre as espécies individuais dentro dos plagioclásios é melhor obtida ao microscópio. Um método para distinção entre feldspato potássico e plagioclásios é a colorimetria, que envolve ataque químico ao material e é feito em laboratório químico.

PARTE 2

Grupo dos feldspatóides Os feldspatóides são um grupo de aluminossilicatos de sódio e potássio, que se formam no lugar dos feldspatos, quando um magma rico em álcalis é deficiente em sílica. Assim como os feldspatos, os feldspatóides são tectossilicatos, mas a relação entre as diferentes espécies dentro do grupo é menos íntima que dentro dos feldspatos, e eles cristalizam em vários sistemas, embora em maior parte eles sejam cúbicos ou hexagonais. Os feldspatóides são relativamente raros e restritos a tipos especiais de rochas ígneas incomuns, que constituem menos que 1% do total das rochas ígneas da Terra. Os feldspatóides mais abundantes são a leucita, nefelina; além dos menos comuns, analcima, cancrinita, hauyna, noseana e sodalita.

Leucita (KAlSi2O – sistema tetragonal) Composição: A composição da leucita é KAlSi2O6, mas parte do K é comumente substituído por Na. Propriedades morfológicas: A leucita ocorre comumente como trapezoedros, que são pseudomorfos da forma de alta temperatura, pois a leucita acima de 605ºC é cúbica. Os cristais, quando imperfeitos, parecem aproximadamente esféricos. Alguns cristais que parecem, à primeira vista, ser de leucita, revelam, após exame mais cuidadoso, corresponder a intercrescimentos de nefelina, ortoclásio e analcima. Esses intercrescimentos são conhecidos como pseudoleucita, pois são formados pelo colapso ou alteração da leucita. Propriedades relacionadas à luz: Cor: cinza a branca; brilho: vítreo a fosco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6. d = 2½. Clivagem imperfeita em uma direção. Fratura conchoidal. OCorrência: A leucita ocorre quase totalmente em rochas ígneas, tanto intrusivas como em lavas. A pseudoleucita está praticamente confinada a lavas, especialmente aquelas com elevado conteúdo de potássio. Aspectos diagnósticos: Reconhecida pela forma dos cristais.

Nefelina [(Na,K)AlSiO4 – sistema hexagonal] Propriedades morfológicas: Raramente sob a forma de prismas hexagonais curtos e espessos, tendo bases e topos chatos, ocorrendo geralmente em grãos anédricos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, mas ela é comumente cinza; por vezes, apresentando-se cor de carne ou tijolo. A cor branca pode ser amarelada, o cinza pode ser azulado ou esverdeado. Brilho: vítreo, quando fresca, a gorduroso. Traço: branco. Translúcida.

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Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 2,55 a 2,61. Clivagem imperfeita em uma direção. Fratura conchoidal. Os grãos pequenos são semelhantes ao quartzo. Quebradiça. OCorrência: A nefelina é o feldspatóide mais comum e é característica de muitas rochas ígneas deficientes em sílica, tanto intrusivas quanto extrusivas. Nas superfícies das rochas alteradas, a nefelina tende a ser corroída, uma feição que a distingue do feldspato e do quartzo. Quartzo e nefelina são incompatíveis, como indicado pela seguinte equação: Nefelina + Quartzo = Albita Na (Na,K)(AlSiO ) + 8 SiO = 4 NaAlSi O 3

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Série das escapolitas

Marialita Na4(AlSi3O8)3Cl – meionita Ca4(Al2Si2O8)3(CO3,SO4), sistema tetragonal Composição: As escapolitas são encontradas em rochas metamórficas e têm composições similares aos feldspatos. Os termos extremos da série são marialita Na4(AlSi3O8)3Cl e meionita Ca4(Al2Si2O8)3(CO3,SO4). Propriedades morfológicas: Os cristais, quando podem ser vistos, são usualmente prismáticos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, cinza ou verde-claro. Brilho: vítreo quando frescas. Transparentes a translúcidas; comumente fluorescem na luz ultravioleta. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 5½. d = 2,55 a 2,75. Clivagem é imperfeita, mas distinta, o que permite distingui-las do quartzo. A escapolita pode ser confundida com o feldspato, mas é ligeiramente mais macia. OCorrência: Ela é encontrada apenas nas rochas de alto grau metamórfico, principalmente em xistos, gnaisses e anfibolitos e nas rochas metamórficas de contato associada ao diopsídio e grossulária.

Grupo das zeólitas As zeólitas são um grupo de aluminossilicatos hidratados de cálcio, sódio e potássio. As zeólitas mais comuns são natrolita, estilbita e heulandita. Elas ocorrem principalmente como minerais secundários, formados a partir dos feldspatos e feldspatóides, por ação de águas quentes circulantes, mas podem também se

PARTE 2

formar como minerais diagenéticos em alguns sedimentos, e como minerais metamórficos em algumas rochas de baixo grau metamórfico. O ambiente especial de zeólitas relativamente grandes é em lavas basálticas, onde elas revestem as paredes das cavidades, comumente ocorrendo como feixes de agulhas radiais. Nessas ocorrências, elas podem estar associadas ao quartzo, calcita e prehnita.

Natrolita (Na2Al2Si3O10.2H2O – sistema ortorrômbico) Propriedades morfológicas: A natrolita cristaliza sob a forma de prismas ortorrômbicos, geralmente longos, delgados e em agregados aciculares, que são comumente arranjados em feixes divergentes ou compactados em massas fibrosas radiais. Também maciça, granular a compacta. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor a branca, cristais raramente amarelados a vermelhos. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Propriedades ligadas à coesão: D = 5 a 5½. d = 2,25. Clivagem perfeita em uma direção. OCorrência: A natrolita ocorre tipicamente, preenchendo cavidades em basaltos, associada com outras zeolitas e com a calcita.

Estilbita (NaCa2Al5Si13O36.14H2O – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: A estilbita cristaliza em cristais monoclínicos complexos, os quais geralmente estão agregados formando feixes. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, mais raramente amarela, marrom e vermelha. Brilho: vítreo, perláceo na superfície de clivagem. Translúcida. Propriedades ligadas à coesão: D = 3½ a 4. d = 2,1 a 2,2. Clivagem perfeita em uma direção. OCorrência: A estilbita ocorre tipicamente preenchendo cavidades em basaltos, associada com outras zeolitas e com a calcita.

Heulandita (CaAl2Si7O18.6H2O – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: A heulandita cristaliza em cristais monoclínicos achatados que agregam em indivíduos compostos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor a branca, amarela e vermelha. Brilho: vítreo e perláceo na superfície de clivagem. Transparente a translúcida. Propriedades ligadas à coesão: D = 3½ a 4. d = 2,18 a 2,2. Clivagem perfeita em uma direção.

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OCorrência: A heulandita ocorre tipicamente preenchendo cavidades em basaltos, associada com outras zeólitas e com a calcita.

6.2.2 Filossilicatos Todos os silicatos com estrutura em folha têm, como unidade estrutural básica, uma folha polimerizada de tetraedros de sílica, na qual três dos quatro oxigênios são compartilhados (Figura 2.32). Na estrutura dos filossilicatos, adicionalmente à folha tetraédrica, folhas octaédricas também estão presentes. Nestas, Al3+ ou Mg2+ coordenam seis (OH)-, resultando em uma configuração octaédrica (Figura 2.32). A folha tetraédrica é comumente referida como t e a octaédrica, como o. A ligação entre os dois tipos de folha se dá pela substituição de parte das hidroxilas das folhas octaédricas, pelos oxigênios livres das folhas tetraédricas. Todos os filossilicatos têm uma clivagem pronunciada, paralela ao plano das folhas. As diferenças entre eles originam-se do modo pelo qual as folhas são empilhadas, i.e.: as diferentes combinações entre t e o; pela natureza dos cátions que balanceiam as cargas insatisfeitas; e pelas relações de solução sólida. Como as micas são os filossilicatos mais comuns, elas são discutidas primeiro.

Oxigênio AI

Figura 2.32 – Representação esquemática da estrutura da caolinta, com uma folha tetraédrica, superior, ligada a uma folha octaédrica, inferior. Fonte: A partir de Grim. Clay mineralogy.

Grupo das micas As micas são caracterizadas por apresentarem uma clivagem bem marcada em uma direção, pela delgada espessura das lâminas clivadas e pela resistência e elasticidade das lamelas de clivagem. Em termos práticos, visando o estudo macroscópico das rochas, as micas podem ser divididas em micas claras, das quais a muscovita é a mais comum, e as micas escuras, das quais a biotita é a variedade mais encontrada.

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Muscovita [KAl (AlSi O )(OH) – sistema monoclínico] 2

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Propriedades morfológicas: Cristais tabulares com contorno hexagonal de bases achatadas. Em rochas, usualmente se apresentam em massas lamelares ou pequenas escamas, com superfícies de clivagem achatadas e brilhantes. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor, branca a cinza ou marrom-claro, comumente com tons esverdeados. Brilho: vítreo a perláceo, nas superfícies de clivagem; e sedoso, nas diminutas palhetas de muscovita, conhecidas como sericita. Em folhas delgadas, as micas claras são transparentes. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 2 a 2½, sendo facilmente riscada pela lâmina de uma faca. d = 2,76 a 2,88. Clivagem: perfeita em uma direção, permitindo que o mineral se parta em folhas muito delgadas, flexíveis e elásticas. OCorrência: A muscovita é um constituinte de rocha amplamente distribuído, sendo comum em granitos e pegmatitos. Ela também é freqüente nas rochas metamórficas, como os xistos e gnaisses. Em algumas rochas metamórficas, especialmente em filitos, ela está na forma de agregados de minúsculas escamas, que têm brilho sedoso e sem as características macroscópicas comuns do mineral, como a clivagem. Essa importante variedade é chamada sericita. Quando os feldspatos se alteram para muscovita, a sericita é a forma comum. A muscovita resiste fortemente aos processos de intemperismo, e suas escamas comumente ocorrem nos solos constituídos de rochas intemperizadas, onde os demais constituintes foram fortemente alterados. Em rochas sedimentares, como conglomerados e arenitos, a muscovita é comum, sendo um remanescente das rochas originais, das quais o material das rochas sedimentares foi derivado. A lepidolita [K(Li,Al)2-3(AlSi3O10)(O,OH,F)2] é uma mica de lítio, usualmente de cor violeta, praticamente restrita aos pegmatitos graníticos, onde aparece comumente acompanhada pela turmalina. A paragonita ocorre mais restritamente, em certos xistos, onde ela desempenha o papel da muscovita. A paragonita é um mineral raro, encontrado em certos xistos e gnaisses. Ela é semelhante à muscovita em todos os aspectos, e a distinção entre as duas apenas é possível por análises químicas ou por raios-X. Aspectos diagnósticos: A muscovita é reconhecida por sua clivagem perfeita e cor clara.

Biotita K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 – Flogopita KMg3(AlSi3O10)(OH)2, sistema monoclínico Propriedades morfológicas: Cristais prismáticos pseudohexagonais, mas mais comumente se apresenta em placas lamelares, sem contorno definido. Em rochas, usualmente se apresentam em massas lamelares ou em pequenas escamas.

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Propriedades relacionadas à luz: Cor: amarelo-claro a castanho, na flogopita e verde-escuro, marrom ou preto, na biotita. Em folhas delgadas, translúcida, com cores fortes de marrom, marrom-avermelhado ou verde. Brilho: reluzente. Propriedades relacionadas à coesão: D = 2½ - 3, sendo facilmente riscada pela lâmina de uma faca. d = 2,8 a 3,2. Clivagem: perfeita em uma direção. Folhas flexíveis e elásticas. OCorrência: A biotita é encontrada em uma grande variedade de ambientes geológicos. Ela é abundante em muitas rochas ígneas, desde aquelas ricas em feldspatos, como pegmatitos e granitos, a dioritos, gabros e peridotitos. Ela é abundante em muitas rochas metamórficas, como xistos e gnaisses, e é um dos produtos freqüentes do metamorfismo de contato. A flogopita, o membro rico em magnésio do grupo da biotita, é rara nas rochas ígneas, mas é um mineral típico de kimberlitos. Ela ocorre principalmente como produto do metamorfismo de rochas ricas em carbonato. A glauconita, a qual tem uma fórmula muito complexa devido à solução sólida, está intimamente relacionada à biotita. Ela ocorre como lâminas e pelotas verdes em certas rochas sedimentares marinhas. Alteração: A biotita, sob ação do intemperismo, torna-se lixiviada de seus álcalis, perde sua elasticidade e, eventualmente, as lamelas tornam-se descoloridas a acinzentadas. Nos estágios intermediários, ela tem um brilho de bronze e torna-se dourada. Aspectos diagnósticos: As micas distinguem-se dos demais minerais formadores de rocha, especialmente seu aspecto brilhante e clivagem proeminente. Esta última e a dureza podem ser testadas prontamente pela ponta de uma faca. As micas podem ser diferenciadas das cloritas e do talco (aos quais ela se assemelha) pela elasticidade de suas lâminas. As lâminas delgadas do talco e cloritas são flexíveis, mas não elásticas. Do cloritóide — um mineral de aparência micácea, de cor cinza ou verde, que comumente ocorre em rochas metamórficas de baixo grau metamórfico — elas podem ser separadas devido à maior dureza (6,5) e fragilidade do cloritóide.

Grupo das cloritas [(Mg,Fe) (Si,Al) O (OH) .(Mg,Fe) (OH) – sistema monoclínico] 3 4 10 2 3 6 As cloritas são um grupo extenso e complexo de filossilicatos, assim chamadas devido à sua cor verde (do grego, chloros = verde). Elas são principalmente de origem secundária, formadas às expensas de silicatos previamente existentes, que contenham alumínio, ferro e magnésio. Elas têm aparência semelhante à das micas, mas diferem destas porque as folhas das cloritas não são elásticas. As cloritas têm certas propriedades em comum pelas quais elas podem ser reconhecidas como um grupo. A distinção entre os membros do grupo é difícil, porém, para fins macroscópicos, isto é de pouca importância. Na descrição que se segue, as propriedades apresentadas correspondem à média do grupo. Propriedades morfológicas: As cloritas se apresentam em tabletes e placas de seis lados. Geralmente, elas ocorrem em agregados, de folhas e escamas irregulares, variando de finamente granulares a maciças de grão grosso ou, menos comumente, agrupadas em rosetas ou em forma de leque. As escamas podem ser achatadas ou em formas curvas e dobradas.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde variável, usualmente escuro. Brilho: vítreo a perláceo, na superfície de clivagem. Transparente a translúcida. Traço: verde-claro a branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 2 a 2½; igual à da unha. d = 2,6 - 3,3. Clivagem: perfeita em uma direção paralela à base das placas. As folhas de clivagem são flexíveis e resistentes, mas, diferentemente das micas, elas não são elásticas. OCorrência: As cloritas são abundantes e ocorrem onde quer que as rochas preexistentes contendo silicatos magnesianos — tais com biotita, anfibólio e piroxênio — tenham sido alteradas por processos geológicos. Muitas rochas ígneas alteradas devem sua cor verde ao seu conteúdo em clorita, os silicatos ferro-magnesianos originais tendo totalmente, ou quase, sido alterados para elas. Algumas cloritas ricas em ferro ocorrem abundantemente em formações ferríferas sedimentares.

Grupo das argilas As argilas são um dos grupos mais difíceis para se trabalhar. Elas são de grão tão fino que é virtualmente impossível vê-los individualmente, mesmo com uma lupa de mão, de modo que a identificação macroscópica não pode ser feita. As propriedades gerais do grupo podem ser descritas em termos do argilo-mineral mais comum, a caolinita. Composição: com base nas propriedades físicas, tais como a capacidade de absorver líquidos, e na composição química, quatro famílias principais de argilo-minerais são reconhecidas. Elas são: 1. Caolinitas: Al4(Si4O10)(OH)8 2. Illitas: KAl4(AlSi7O20)(OH)4 3. Montmorillonitas: (½Ca, Na)0,7(Al, Mg,Fe)4[(Si,Al) 4O10]2(OH)4.n(H2O) 4. Vermiculitas: (Mg,Ca) (Mg,Fe,Al) [(Si,Al) O ] (OH) .8(H O) 0,7 8 4 10 2 4 2

Dentro das famílias individuais, as composições variam amplamente por solução sólida e por adição ou subtração de água (particularmente nas montmorillonitas).

Caolinita [Al2(Si2O5)(OH)4 – sistema triclínico] Propriedades morfológicas: Usualmente em agregados terrosos, mas também em placas ou escamas pequenas, delgadas. As placas têm contorno hexagonal e são flexíveis e inelásticas. As escamas em geral são diminutas e ocorrem em agregados. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, mas pode tornar-se amarela, marrom ou cinza. Brilho: geralmente terroso, fosco; perláceo quando em placas. Traço: branco.

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Propriedades ligadas à coesão: D = 2 a 2½. d = 2,60. No entanto, nem a dureza nem o peso específico podem ser usados para testes práticos. Apertada entre os dedos, os argilo-minerais provocam uma sensação macia, untuosa e gordurosa que permite distingui-los dos agregados finos de outros minerais. Grande parte dos agregados argilosos tem um cheiro de mofo quando úmidos. OCorrência: As argilas são minerais secundários, formados pelo intemperismo ou alteração hidrotermal de minerais aluminosos ou de vidro vulcânico previamente existente. Embora as propriedades das argilas não permitam separá-las macroscopicamente, seu modo de ocorrência é, por vezes, uma indicação de qual grupo de argilo-minerais está presente. As caolinitas são formadas principalmente pela alteração hidrotermal e intemperismo de feldspatos e feldspatóides. Assim, as caolinitas ocorrem nas zonas de alteração ao redor de corpos de minério, em massas hidrotermalmente alteradas de rochas ígneas, e em solos onde os materiais parentais eram micas ou feldspatos alcalinos. As illitas são os argilo-minerais presentes nos siltitos, argilitos e folhelhos. Elas também são comuns em calcários. As montmorillonitas, também conhecidas como esmectitas, são espalhadas, embora ocorrendo em pequenas quantidades. Elas são misturas de outras argilas em solos, particularmente nos solos derivados pelo intemperismo de basaltos e outras rochas máficas. A montmorillonita é o principal constituinte dos depósitos de bentonita, os quais são formados pela alteração de tufos e cinzas vulcânicas. A vermiculita é formada a partir do intemperismo ou alteração hidrotermal da biotita, de modo que ela é comumente encontrada como pseudomorfo a partir da biotita; ela também ocorre em solos.

Grupo da serpentina O grupo das serpentinas compreende três minerais polimorfos: crisotila, lizardita e antigorita. Exceto pela crisotila, que possui hábito fibroso e é usada como asbesto, as três serpentinas são indistinguíveis macroscopicamente.

Crisotila, Lizardita e Antigorita [Mg 3(Si 2O 5)(OH) 4 – sistema monoclínico e hexagonal] Propriedades morfológicas: A serpentina ocorre em uma grande variedade de formas e cores. Ela é usualmente maciça, variando de fina a grossamente granular. Algumas amostras são fibrosas — as fibras sendo finas, flexíveis e facilmente separáveis. Propriedades relacionadas à luz: Cor: freqüentemente variegada, mostrando diferentes tons de verde; sendo verde-amarelado brilhante, verde-oliva, verde-enegrecido

PARTE 2

ou aproximadamente preto, nas variedades maciças e marrom, marrom-amarelado, marrom-claro; ou quase branca, nas variedades fibrosas. Brilho: gorduroso nas variedades maciças e sedoso nas fibrosas. Translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3 a 5. d = 2,5 a 2,6. As variedades maciças têm fratura conchoidal a estilhaçada e causam sensação macia e gordurosa ao tato. OCorrência: A serpentina é um mineral secundário, formado pela alteração de silicatos magnesianos, como piroxênio, anfibólio e especialmente olivina. O processo com a olivina é representado pela seguinte equação: Olivina + Água + Dióxido de carbono = Serpentina + Magnesita 2(Mg2SiO4) + 2(H2O) + (CO2) = Mg3(Si2O5)(OH)4 + MgCO3 A equação mostra porque a magnesita aparece comumente associada à serpentina. Outro modelo de alteração levando à formação de serpentina se dá pela ação de soluções aquosas contendo sílica dissolvida: 3(Mg2SiO4) + 4(H2O) + SiO2 = 2[Mg3(Si2O5)(OH)4] Portanto, como um produto de alteração originado pela ação de soluções hidrotermais, a serpentina é mineral comum e amplamente distribuído, que ocorre em rochas ígneas e metamórficas. Ela é comumente disseminada como pequenas massas nas rochas ou formando grandes corpos independentes. Aspectos diagnósticos: A serpentina é facilmente distinguível do epidoto e de outros silicatos verdes pela sensação gordurosa e maciez.

Talco [Mg3(Si4O10)(OH)2 – sistema monoclínico] Propriedades morfológicas: O talco raramente ocorre em cristais distintos, usualmente aparecendo sob a forma de massas compactas ou fortemente foliadas, ou em agregados escamosos ou achatados, agrupados em formas globulares ou de roseta. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-maçã, branca, e cinza a cinzaescuro na pedra-sabão. Brilho: gorduroso a perláceo. Traço: branco. Translúcido. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1 e ele é facilmente riscado pela unha. d = 2,7 a 2,8. Como a mica, ele tem clivagem perfeita em uma direção, mas as lâminas resultantes, embora flexíveis, não são elásticas. Ele é séctil e causa sensação macia e gordurosa ao tato. OCorrência: O talco é um mineral secundário produzido pela ação de fluidos quentes circulando sobre silicatos magnesianos, especialmente aqueles livres de alumínio, como a olivina e alguns piroxênios e anfibólios. O processo é ilustrado pela seguinte equação: Enstatita + Água + Dióxido de carbono = Talco + Magnesita 4(MgSiO3) + H2O + CO2 = Mg3(Si4O10)(OH)2 + MgCO3

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O talco comumente ocorre em rochas ígneas, especialmente em peridotitos e piroxenitos, como subproduto da alteração de silicatos magnesianos. O talco é particularmente abundante nas rochas metamórficas onde ele forma grandes massas, como na pedrasabão, ou ainda ocorre como um importante componente de rochas xistosas, como em talco-xistos.

Pirofilita [Al (Si O )(OH) – sistema triclínico] 2

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2

Propriedades morfológicas: Nunca em cristais distintos, foliada, em alguns casos, em agregados lamelares radiais. Também granular a compacta. Idêntica ao talco na aparência. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, verde-clara, cinza ou marrom. Brilho: perláceo a gorduroso. Translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1 a 2. d = 2,8. Clivagem: perfeita em uma direção, produzindo folhas que são flexíveis, mas não elásticas. A pirofilita causa sensação gordurosa ao tato e é facilmente confundida com o talco. OCorrência: A pirofilita é um mineral comparativamente raro, encontrado em rochas metamórficas ricas em alumínio, freqüentemente associada à cianita.

Prehnita [Ca Al(AlSi O ) (OH) – sistema ortorrômbico] 2

3 10

2

Propriedades morfológicas: Cristais raros, na maior parte das vezes ela ocorre em intercrescimentos de cristais tabulares ou em massas arredondadas, usualmente estalactítica, reniforme, e em grupos arredondados de cristais tabulares. Propriedades relacionadas à luz: Cor: tipicamente verde-clara, mas pode ser branca. Brilho: vítreo. Translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6 a 6½. d = 2,8 a 2,95. OCorrência: Comumente presentes como mineral secundário preenchendo cavidades em basaltos e rochas vulcânicas relacionadas, associada com zeólitas, calcita, datolita e pectolita.

6.2.3 Inossilicatos Os inossilicatos têm, como unidade estrutural básica, fitas polimerizadas de tetraedros de sílica. As fitas podem ser simples (Figura 2.28d), como nos piroxênios; ou duplas, como nos anfibólios; ou ainda triplas, como no mineral jimthompsonita. A despeito das diferenças subjacentes às estruturas das fitas, todos os inossilicatos são semelhantes e difíceis de serem distinguidos uns dos outros. Devido às suas similaridades composicionais e e os, a partir do nome dos dois grupos mais comuns, os piroxênios e os anfibólios.

PARTE 2

Grupo dos piroxênios Os piroxênios são comuns em rochas ígneas; de fato, algumas rochas ígneas são compostas quase totalmente destes minerais e são, naturalmente, chamadas de piroxenitos. É freqüentemente difícil reconhecer piroxênios em rochas e distingui-los de vários outros minerais, principalmente os anfibólios, por métodos macroscópicos. Em geral, é impossível separar macroscopicamente muitas das variedades dos piroxênios reconhecidas pelos mineralogistas e petrógrafos. Isto porque as variedades diferem na composição química e nas propriedades cristalográficas, que podem ser detectadas apenas por meios óticos ou de raios-X. Para a identificação dos piroxênios formadores de rocha, apenas os piroxênios petrograficamente mais importantes serão descritos: a série dos ortopiroxênios, representados pelos termos extremos enstatita – ferrossilita, os clinopiroxênios cálcicos da série do diopsídio – hedenbergita e augita e os piroxênios alcalinos jadeíta e aegirina, que também são monoclínicos. Composição: Os piroxênios são soluções sólidas de grande complexidade, para os quais pode se propor a seguinte fórmula geral: XYZ2O6, onde X pode ser Na+1, Ca+2, Mn+2, Fe+2, Mg+2 e Li+1; e Y pode ser Mn+2, Fe+2, Mg+2, Fe+3, Al+3, Cr+3 e Ti+4, e Z é principalmente Si+4, mas também pode ser Al+3, no sítio tetraédrico. As composições dos piroxênios mais comuns, bem como as relações de solução sólida são melhor visualizadas através do diagrama triangular que representa o sistema CaSiO3 (wollastonita, um piroxenóide) - MgSiO3 (enstatita) - FeSiO3 (ferrossilita) (Figura 2.33). A porção inferior trapezoidal deste diagrama inclui os membros da série de solução sólida compreendida pelos minerais diopsídio (CaMgSi2O6) - hedenbergita (CaFeSi2O6) e da série da enstatita – ferrossilita.

Figura 2.33 - Composição e nomenclatura dos piroxênios no sistema CaSiO3-MgSiO3-FeSiO3. Fonte: A partir de Morimoto, M. 1988, Min. Mag., 52, 535-550

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Além disso, existem diferenças estruturais entre os piroxênios, que permitem distingui-los em duas famílias. Uma é a família dos ortopiroxênios, cristalizados no sistema ortorrômbico, cuja composição corresponde à base do diagrama triangular da Figura 2.33, e da qual, a bronzita e o hiperstênio são as espécies mais comuns. Os ortopiroxênios formam uma série de solução sólida relativamente simples, em que apenas Mg+2 e Fe+2 estão presentes, e os mesmos tipos de íons ocupam os sítios X e Y. Os termos extremos da série de solução sólida dos ortopiroxênios são: enstatita, MgSiO3, e ferrosilita, FeSiO3, abreviados como En e Fs, respectivamente. Todos os ortopiroxênios presentes nas rochas têm composições intermediárias. Os intervalos composicionais para os dois mais comuns são: En87,5Fs12,5 a En70Fs30, para a bronzita; e En70Fs30 a En50Fs50, para o hiperstênio. A outra família de piroxênios, que abrange os demais piroxênios, é a dos clinopiroxênios, os quais se cristalizam no sistema monoclínico. Entre os clinopiroxênios, os membros individuais são separados pela composição (Figura 2.33). O diopsídio tem fórmula CaMg(SiO3)2, sendo que o Fe2+ pode substituir o Mg2+ em quantidades significativas, até o termo extremo hedenbergita, cuja fórmula é CaFe(SiO3)2. A augita é o piroxênio mais comum e tem a fórmula geral (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti) [(Si,Al)O3]2. As augitas comuns, encontradas em rochas, usualmente contêm apenas 60% do termo extremo diopsídio. A aegirina, por vezes também chamada acmita, tem a fórmula ideal NaFe3+(SiO3)2, mas existe extensiva solução sólida, através da substituição casada Na+1Fe+3 = Ca+2Mg+2 para dar lugar à aegirina-augita. A jadeíta é NaAl3+(SiO3)2, com limitada solução sólida de Al3+ por Fe3.

Enstatita (MgSiO ) – Ferrossilita (FeSiO ), sistema ortorrômbico 3

3

Propriedades morfológicas: Raramente em cristais prismáticos, usualmente maciço, fibroso ou lamelar. Os cristais são tão raros que a distinção entre cristais de piroxênio ortorrômbicos e monoclínicos raramente é usada na determinação macroscópica. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a verde-claro nas variedades pobres em ferro (enstatita), verde-acastanhado, castanho-escuro a preto com o aumento no teor em ferro (hiperstênio), algumas vezes cor de bronze (bronzita – En87,5Fs12,5 a En70Fs30). Brilho: vítreo a perláceo nas superfícies de clivagem. A bronzita pode ter brilho submetálico. Traço: branco a cinza-claro esverdeado. Translúcido. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6. d = 3,2 a 3,9; aumentando com o teor em ferro. Clivagem: todos os piroxênios são clivados paralelamente às duas faces do prisma, sendo que nos piroxênios ortorrômbicos, o ângulo entre as direções de clivagem é de 88,25º. A clivagem é geralmente boa, mas não é perfeita. OCorrência: Os ortopiroxênios são comuns em rochas ígneas básicas a ultrabásicas, pobres em cálcio, como peridotitos, piroxenitos, gabros, noritos e basaltos, freqüentemente associados com clinopiroxênios, olivina e plagioclásio. Em geral, os ortopiroxênios ígneos contêm quantidades pequenas a moderadas de ferro. Também ocorrem em rochas metamórficas de alto grau.

PARTE 2

Aspectos diagnósticos: Usualmente reconhecida por sua cor, clivagem e brilho. As variedades ricas em ferro são difíceis de serem distinguidas da augita, sem exame microscópico.

Diopsídio CaMgSi2O6 – Hedenbergita CaFeSi2O6, Augita (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)(Si,Al) O , sistema monoclínico 2 6 Propriedades morfológicas: A forma comum segundo a qual os piroxênios monoclínicos se cristalizam é a de prismas, geralmente curtos e grossos, embora alguns sejam mais alongados e delgados, com as terminações piramidais. Embora as faces do prisma sejam bem desenvolvidas e brilhantes, as faces piramidais podem ser imperfeitas ou ausentes, e os cristais ficam arredondados nas extremidades. A feição cristalográfica mais importante dos piroxênios é o ângulo quase reto entre as faces do prisma, de modo que ele tem seção basal aproximadamente quadrada. Quando truncada por a e b, o prisma tem oito lados, como mostrado na Figura 2.34a. Apesar de ocorrerem como prismas, os piroxênios são comuns em grãos, ou como massas irregulares; este é o modo como eles aparecem nas rochas ígneas maciças, como gabros e peridotitos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a verde-clara no diopsídio; passando de verde a preto, dependendo das quantidades e proporções de ferro férrico e ferroso presentes. A augita é preta a verde-fosco. Brilho: vítreo. Traço: branco a cinza. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 3,25 a 3,55. Clivagem: todos os piroxênios são clivados paralelamente às duas faces do prisma, com ângulo de clivagem de 87º nos piroxênios monoclínicos. A clivagem é geralmente boa, mas não é perfeita. Esses valores são tão próximos de 90º que as clivagens dos piroxênios parecem fazer ângulos retos (Figura 2.34a). Esse ângulo quase reto para as direções de clivagem serve para distingui-los dos anfibólios. Alguns piroxênios, em conseqüência das pressões às quais estiveram submetidos, têm uma boa partição. A partição lembra a clivagem, mas sua direção difere daquela da clivagem. A partição leva o mineral a parecer lamelar, quase micáceo, como nos piroxênios de alguns gabros. Fratura: irregular. Quebradiços.

(a)

(b)

Figura 2.34 - Representação esquemática da seção basal de um cristal de piroxênio (a) e de um anfibólio (b), ressaltando as diferenças na morfologia e no ângulo de clivagem entre os mesmos.

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OCorrência: Os piroxênios ocorrem principalmente em rochas ígneas, especialmente aquelas ricas em cálcio, ferro e magnésio. Correspondem aos minerais escuros dessas rochas. Eles são escassos na maior parte das rochas ígneas ricas em quartzo; portanto, são raros em granitos e pórfiros félsicos. A augita é o mineral ferro-magnesiano mais importante de rochas ígneas, sendo comum em lavas basálticas e rochas associadas, sob a forma de cristais bem formados, mas nos gabros e peridotitos ela geralmente ocorre como grãos irregularmente formados. Diopsídio e hedenbergita ocorrem em rochas metamórficas de médio e alto graus, especialmente aquelas ricas em cálcio. Nestas, o diopsídio ocorre em cristais bem formados, disseminados em mármores impuros, ou formando agregados em grandes massas. Como são prontamente decompostos pelo intemperismo, os piroxênios não são encontrados em rochas sedimentares. Alteração: Os piroxênios são propensos a sofrer alterações, cuja natureza depende do tipo de processo aos quais eles são submetidos e de sua composição. Sob ação do intemperismo, alguns piroxênios podem se alterar para carbonatos como a calcita, enquanto outros, contendo Fe, podem colapsar completamente, dando lugar a uma mistura de limonita e carbonatos. Durante o metamorfismo, eles podem passar a clorita ou hornblenda, usualmente de cor verde. Este processo é de grande importância geológica. Por meio de tais mudanças, rochas ricas em piroxênio, geralmente de origem ígnea, como gabros, peridotitos e basaltos são transformadas em rochas ricas em clorita e anfibólio, como os xistos-verdes, anfibolitos e anfibólio-xistos. Aspectos diagnósticos: Quando em cristais bem formados, a observação cuidadosa pode mostrar se é ou não um piroxênio, pela presença ou não das formas previamente descritas. Deve ser especialmente notado se a seção basal do prisma é quadrada ou não. Os piroxênios podem ser confundidos com outros minerais formadores de rocha como hornblenda, epidoto e turmalina. A ausência de clivagem, dureza mais elevada e seção basal triangular da turmalina permitem distingui-la prontamente do piroxênio. O epidoto tem uma clivagem perfeita e outra de má qualidade e é mais duro que os piroxênios comuns, 6 a 7; e, embora verde, comumente tem um tom amarelado. A distinção entre piroxênios e hornblenda será tratada na seção destinada à determinação dos anfibólios. A distinção entre as várias espécies do grupo dos piroxênios requer meios laboratoriais.

Aegirina (NaFeSi2O6 – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: Cristais prismáticos delgados com terminações piramidais agudas; também como massas irregulares. Freqüentemente geminada. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-escuro, castanho-esverdeado a quase preto. Brilho: vítreo. Traço: cinza. Translúcido.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à coesão: D = 6 a 6½. d = 3,4 a 3,55. Clivagem: boa em duas direções, fazendo ângulo de 87º. OCorrência: A aegirina é um mineral formador de rocha relativamente raro, encontrado principalmente nas rochas ígneas ricas em sódio e pobres em sílica, como os nefelina-sienitos e fonolitos. Ocorre associada a feldspatóides, ortoclásio e anfibólios sódicos. Também em rochas metamórficas, associada à glaucofana e riebeckita. Aspectos diagnósticos: Usualmente reconhecida pelos cristais delgados, por sua cor castanha a verde e associação com feldspatóides e anfibólio alcalino.

Jadeíta (NaAlSi2O6 – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: Raramente em cristais, usualmente em agregados finamente granulares ou em massas compactas. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-maçã a verde-esmeralda, algumas vezes branca e raramente castanha ou violeta. Brilho: vítreo, perláceo nas superfícies de clivagem. Traço: branco. Translúcido. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6½ - 7. d = 3,3 a 3,5. Clivagem: boa em duas direções, fazendo ângulo de 87º. Extremamente duro e difícil de quebrar. OCorrência: A jadeíta é encontrada apenas em rochas metamórficas formadas em regimes de alta pressão e baixa temperatura. Aspectos diagnósticos: Caracterizada por sua cor verde e pelos rijos agregados de fibras compactas.

Grupo dos anfibólios Os anfibólios, assim como os piroxênios, formam um grupo grande e complexo, no qual diferenças composicionais e cristalográficas são observadas. Muitas variedades reconhecidas pelos mineralogistas, usando instrumentos laboratoriais não podem ser reconhecidas macroscopicamente. Assim como nos piroxênios, a identificação será limitada aos anfibólios mais comuns e distintivos: antofilita, cummingtonita-grunnerita, tremolita-actinolita, hornblenda e glaucofana-riebeckita. Os anfibólios têm uma fita dupla de tetraedros de sílica na qual sempre ocorre alguma substituição do silício por alumínio. Três grupos de cátions estão presentes, de modo que a fórmula geral dos anfibólios é W X Y Z O (OH,F) , onde W pode ser Na+1 e K+1; 0-1 2 5 8 22 2 X pode ser Ca+2, Na+1, Mn+2, Fe+2, Mg+2 e Li+1; Y envolve Fe+2, Mg+2, Fe+3, Al+3 e Ti+4, ao passo que Z refere-se ao Si+4 e Al+3 no sítio tetraédrico. A composição e a nomenclatura dos anfibólios mais comuns são apresentadas na Figura 2.35. O anfibólio ortorrômbico mais comum é a antofilita, Mg7Si8O22(OH)2, na qual

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W é zero e o magnésio ocorre tanto no sítio Y como no Z. Cerca de 30 % dos íons Mg+2 podem ser substituídos por Fe+2.

Figura 2.35 - Composição e nomenclatura dos anfibólios no sistema Mg 7Si8O22(OH)2 Ca7Si8O2(OH)22 -Fe7Si8O22(OH)2 . Fonte: A partir de Klein. Manual of mineral science, p. 458.

Os demais anfibólios destacados são monoclínicos. Tremolita é Ca2Mg5 Si8O22(OH)2,

e a substituição de Mg+2 por Fe+2 é possível, dando origem à actinolita. A cummingtonita, (Fe,Mg)7Si8O22(OH)2 relaciona-se composicionalmente à antofilita, mas é mais rica em Fe e é monoclínica. A hornblenda tem uma composição extremamente complexa,

que pode ser simplificada como (Ca,Na)2-3(Mg,Fe+2,Al)5Si6(Si,Al)2O22(OH)2, mas Ti+4

e Fe+3 podem também estar presentes. A glaucofana é Na2Mg3Al2 Si8O22(OH)2, com

possível substituição de Fe+2 por Mg+2 e de Fe+3 por Al+3, para dar lugar à riebeckita, Na2Fe+23Fe+32Si8O22(OH)2. A arfvedsonita, com a fórmula escrita nos padrões acima, fica NaNa2(Fe+24Fe+3)Si8O22(OH)2, uma vez que o sódio ocupa os sítios W e X, enquanto tanto o Fe+2 como o Fe+3 são encontrados no sítio Y.

Antofilita [(Mg,Fe)7(Si4O11)2(OH)2 – sistema ortorrômbico] Propriedades morfológicas: Raramente em cristais, comumente lamelar ou fibrosa. Propriedades relacionadas à luz: Cor: cinza a vários tons de verde, marrom a bege. Brilho: vítreo. Traço: branco. Propriedades morfológicas: Os cristais de anfibólios monoclínicos e ortorrômbicos são parecidos. Além disso, os cristais de antofilita são tão raros que, em termos práticos, a discussão será restrita às variedades monoclínicas. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6. d = 2,85 a 3,2; aumentando com o conteúdo em ferro. Clivagem: perfeita em duas direções, que fazem ângulo de 55º.

PARTE 2

OCorrência: A antofilita é sempre um produto de metamorfismo, particularmente de rochas ígneas ultramáficas. Aspectos diagnósticos: A antofilita é caracterizada por sua cor castanha, mas, a menos que esteja em cristais, não pode ser distinguida de outros anfibólios sem estudos óticos ou de raios-X.

Cummingtonita (Fe,Mg) 7Si 8O 22 (OH) 2 – Grunnerita Fe 7Si 8O 22 (OH) 2, sistema monoclínico Propriedades morfológicas: Raramente em cristais, frequentemente em agregados lamelares ou fibrosos usualmente radiados. Propriedades relacionadas à luz: Cor: castanho-claro a escuro. Brilho: sedoso. Translúcida. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6. d = 3,1 a 3,26. Clivagem: os anfibólios têm clivagem perfeita em duas direções, que fazem ângulo de 54º e 126º. OCorrência: A cummingtonita é um constituinte de rochas metamorfizadas regionalmente e ocorre em anfibolitos, comumente em coexistência com hornblenda e actinolita. Aspectos diagnósticos: Caracterizada por sua cor castanha e hábito acicular, freqüentemente radial. Pode ser indistinguível de outros anfibólios sem estudos óticos ou de raios-X.

Tremolita Ca 2Mg 5 Si 8O 22(OH) 2 – Actinolita Ca 2(Mg,Fe) 5 Si 8O 22(OH) 2, sistema monoclínico Propriedades morfológicas: Cristais comumente prismáticos, usualmente em agregados de cristais prismáticos alongados, algumas vezes fibrosos e asbestiformes. Granular fina a grossa. Compacta. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca na tremolita, tornando-se verde com o aumento no teor em ferro na actinolita. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Traço: branco. OCorrência: A tremolita ocorre principalmente em mármores impuros, em zonas de metamorfismo de contato e em algumas rochas metamórficas xistosas. Em tais ocorrências, ela pode ter uma estrutura fibrosa extraordinariamente fina e é capaz de ser partida em fibras asbestiformes de grande força e finura. A actinolita aparece em xistos e é o anfibólio verde-claro a brilhante de muitos anfibólitos, anfibólio-xistos e xistos-verdes. Em muitos destes, ela é secundária a partir do piroxênio original de gabros ou basaltos e descrita como uralita. Alteração: Sob a ação de vários agentes, os anfibólios passam a serpentina ou clorita, ou ambos, com a simultânea formação de carbonatos, algumas vezes de epidoto

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e quartzo. Sob a ação do intemperismo continuado, eles entram em colapso, levando à formação de carbonatos, limonita e quartzo. Aspectos diagnósticos: Caracterizado pelo aspecto delgado e alongado dos prismas e boa clivagem prismática. Distingue-se dos piroxênios pelo ângulo de clivagem e da hornblenda pela cor mais clara.

Hornblenda (Ca,Na)2-3(Mg,Fe+2,Al)5Si6(Si,Al)2O22(OH)2 – sistema monoclínico Propriedades morfológicas: Cristais prismáticos, usualmente com seção basal hexagonal; também em massas irregulares e maciças. Pode ser colunar ou fibrosa. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-escuro, castanho-escuro a preta. Brilho: vítreo, sedoso quando fibrosa. Traço: branco a cinza. Translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 6. d = 3,0 a 3,4. Clivagem: Os anfibólios têm uma clivagem perfeita, paralela às faces do prisma, como ilustrado na seção basal da Figura 2.34b. O ângulo entre as direções de clivagem é o mesmo daquele entre as faces, 126 e 54º, uma feição de grande importância no reconhecimento dos anfibólios. OCorrência: A hornblenda comum ocorre tanto em rochas ígneas como em metamórficas. Ela é encontrada em granitos, sienitos e dioritos. Ela é abundante como fenocristais em pórfiros félsicos e rara em basaltos. Nas rochas metamórficas, ela ocorre em gnaisses e hornblenda-xistos. Uralita é o nome dado à hornblenda colunar, fibrosa ou acicular, secundária a partir do piroxênio, produzida por processos metamórficos. A forma externa do piroxênio é mantida, mas o material é hornblenda, em feixes paralelos de prismas delgados. Geralmente, o anfibólio secundário aparece em agregados, no plano de xistosidade. Alteração: A mesma da actinolita. Aspectos diagnósticos: A forma dos cristais e o ângulo de clivagem permitem distinguir a hornblenda dos piroxênios. Distingue-se dos demais anfibólios por sua cor mais escura. Deve ser enfatizado que é freqüentemente impossível, especialmente quando se examina rochas ígneas de grão fino, dizer, simplesmente através do exame macroscópico, se um mineral ferro-magnesiano escuro presente é anfibólio ou piroxênio, ou, como é comum, uma mistura de ambos. Para resolver esta situação, o mais adequado é classificar o mineral como piribólio, implicando que um ou ambos estão presentes, mas não podem ser distinguidos.

PARTE 2

Riebeckita Na Fe+2 Fe+3 Si O (OH) – Arfvedsonita NaNa (Fe+2 Fe+3)Si O (OH) , 2 3 2 8 22 2 2 4 8 22 2 sistema monoclínico Propriedades morfológicas: Em delgados cristais aciculares, freqüentemente agregados; a riebeckita pode ser fibrosa. Propriedades relacionadas à luz: Cor: vários tons de azul, de azul-lavanda a azul-escuro e também preta, tornando-se mais escura com o aumento na quantidade de ferro. Brilho: vítreo a sedoso nas variedades fibrosas. Translúcida. Traço: branco a azulacinzentado. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 3,1 a 3,4. Clivagem: perfeita, paralela às faces do prisma, como ilustrado na seção basal da Figura 2.34b. O ângulo entre as direções de clivagem é o mesmo daquele entre as faces, 126 e 54º, uma feição de grande importância no reconhecimento dos anfibólios. OCorrência: A glaucofana é encontrada apenas em rochas metamórficas, especialmente xistos formados por metamorfismo de alta pressão e baixa temperatura. A riebeckita também é formada por metamorfismo, particularmente de rochas sedimentares ricas em ferro. Ela também ocorre em rochas ígneas alcalinas, particularmente sienitos e em certos granitos. Aspectos diagnósticos: A glaucofana e a riebeckita distinguem-se dos demais anfibólios por sua cor azul.

6.2.4 Ciclossilicatos

Berilo (Be3Al2Si6O18 – sistema hexagonal) Propriedades morfológicas: Embora não seja um mineral formador de rocha, o berilo está presente em muitos pegmatitos graníticos. A unidade estrutural básica do berilo é um anel de tetraedros de sílica de seis lados, e este fato se reflete nos belos cristais prismáticos de base hexagonal, encontrados com freqüência. Propriedades relacionadas à luz: Cor: comumente verde-azulado ou verde, mas pode ser branco ou amarelo. Quando transparente e sem fraturas, o berilo é uma gema — esmeralda, água-marinha e morganita são as três variedades mais conhecidas. Brilho: vítreo. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7½ a 8. d = 2,65 a 2,8. Clivagem: imperfeita, paralela à base do prisma. OCorrência: Os pegmatitos graníticos são a ocorrência mais comum para o berilo, mas os xistos adjacentes a granitos e rochas alteradas, associadas com certos minérios de estanho, podem alojar cristais de berilo.

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Turmalina [(Na,Ca)(Mg,Li,Al) (Al,Fe,Mn) (BO ) (Si O )(OH,F) – sistema romboédrico] 3

6

3 3

6 18

4

Propriedades morfológicas: Cristais prismáticos delgados, longos; raramente curtos e grossos. Geralmente, com um prisma trigonal proeminente alternado a um prisma hexagonal subordinado, levando ao aspecto estriado. Sua seção basal, lembrando um triângulo esférico, é muito característica. A turmalina raramente ocorre como grãos ou massas irregulares. Os prismas delgados e agulhas são comumente reunidos em feixes ou grupos radiados. Propriedades relacionadas à luz: Cor: extremamente variável, dependendo da composição química de cada espécie: preta, quando rica em ferro (schorl ou schorlita é a mais comum); marrom, quando magnesiana (dravita); verde, rosa e azul nas turmalinas de lítio (elbaíta, contendo sódio e liddiocoatita, contendo cálcio). Raramente branca ou incolor. Um único cristal pode apresentar várias cores diferentes, arranjadas em camadas concêntricas ou em barras perpendiculares ao prisma. Algumas variedades são fortemene pleocróicas. Brilho: vítreo a resinoso. Traço: incolor. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7 a 7½. d = 3,0 a 3,25. Fratura: conchoidal. Quebradiça. Outras propriedades: Fortemente piro e piezoelétrica. OCorrência: A turmalina é abundante nos diques pegmatíticos associados a granitos intrusivos. Sua presença no granito, próxima ao contato, indica que ela deverá ocorrer nas rochas encaixantes. Ela pode estar também associada com certos depósitos de minério e ocorre também em certos gnaisses, xistos e mármores. Aspectos diagnósticos: A cor, a forma cristalina e o modo de ocorrência geralmente permitem sua identificação. A schorlita é facilmente distinguível da hornblenda preta por sua ausência de clivagem, por sua dureza mais elevada e, especialmente, pela forma da seção basal.

Cordierita [(Mg,Fe)2Al4Si5O18 sistema ortorrômbico] Propriedades morfológicas: Poucos minerais são tão confundidos como a cordierita, pois ela se assemelha ao quartzo. Os cristais prismáticos, robustos, de seis lados são comuns e, embora eles sejam realmente ortorrômbicos, eles são ditos pseudohexagonais devido à sua forma. Comumente maciça. Propriedades relacionadas à luz: Cor: vários tons de azul a cinza-azulado. Pode ser pleocróica. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Traço: incolor. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7 a 7½. d = 2,6 a 2,66. Clivagem: ruim e imperceptível macroscopicamente. OCorrência: Ela é um constituinte comum de rochas argilosas metamorfizadas regionalmente, particularmente os gnaisses. Diferentemente do quartzo, a cordierita é comumente alterada para mica, clorita ou talco.

PARTE 2

6.2.5 Sorossilicatos Os sorossilicatos são constituídos por unidades estruturais baseadas em duplas de tetraedros, onde apenas um oxigênio é compartihado (Figura 2.28b). Os minerais do grupo do epidoto são os únicos representantes de importância petrográfica desta subclasse.

Grupo do epidoto Os epidotos apresentam a particularidade de conterem tanto tetraedros em dupla (Si2O7) quanto (SiO4) isolados em sua estrutura. Composição: O epidoto é uma solução sólida. O termo extremo é clinozoisita Ca2Al3O(SiO4)(Si2O7)(OH); o epidoto comum tem aproximadamente 1/3 do Al+3 substituído por Fe+3, dando lugar à composição Ca2FeAl2O(SiO4)(Si2O7)(OH). Outras substituições são possíveis. Quando o Mn+3 substitui o Fe+3, forma-se o epidoto de cor rosa arroxeada, piemontita. Quando o césio e elementos terras raras substituem o cálcio, a allanita, um epidoto da cor preta do piche, se forma. Propriedades morfológicas: O epidoto cristaliza no sistema monoclínico. Via de regra, os cristais bem desenvolvidos ocorrem apenas em drusas, veios e cavidades, e nestas, a forma cristalina geralmente não é de muito uso na determinação macroscópica do mineral. O epidoto é comum em prismas tabulares estendidos segundo o lado ac. Cristais em forma de agulhas delgadas são comuns, especialmente agregados em feixes. As terminações dos prismas são geralmente arredondadas. O epidoto também ocorre como grãos esféricos e como agregados de tais grãos, os quais, individualmente, tendem a ser microscópicos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde, geralmente um verde-amarelado peculiar, variando de verde-pistache a verde-oliva e verde muito escuro; ele raramente é castanho. Brilho: vítreo. Traço: esbranquiçado. Translúcido a opaco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6 a 7. d = 3,2 a 3,5. Clivagem: perfeita paralela à direção mais alongada. Fratura: irregular. Quebradiço. OCorrência: O epidoto é tipicamente um produto de alteração de outros minerais. Quando rochas ígneas máficas sofrem metamorfismo moderado, o epidoto se forma. As ocorrências mais notáveis são em calcários impuros, contendo impurezas arenosas, argilosas e limoníticas, quando submetidos a metamorfismo regional ou de contato. Aspectos diagnósticos: A cor verde-amarelada peculiar e a dureza elevada geralmente são suficientes para distinguir o epidoto de olivina, hornblenda, piroxênio e turmalina, com os quais pode ser confundido. A dureza o distingue das variedades de serpentina que são de mesma cor que ele.

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Vesuvianita [Ca (Mg,Fe) Al (Si O )(SiO ) (OH,F) , sistema tetragonal] 10

2

4

2 7

4 5

4

Propriedades morfológicas: A vesuvianita ocorre tipicamente em cristais prismáticos de base quadrada, terminados em pirâmide. Também ocorre em grãos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: geralmente verde-maçã, amarela ou castanha. Brilho: vítreo. Subtransparente a subtranslúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6½. d = 3,4. Clivagem: ruim e perceptível na direção paralela às faces do prisma. Fratura é irregular. OCorrência: A vesuvianita ocorre tipicamente em calcários que se tornaram cristalinos, de grão grosso, através do metamorfismo de contato. A formação do mineral é determinada pela emanação de vapores e flúor, que partem do magma e alcançam o calcário. Nessas ocorrências, está comumente associada com granada, piroxênio, turmalina e outros.

Pumpellyita [Ca4MgAl5O(Si2O7)2(SiO4)2(OH)3.2H2O] Propriedades morfológicas: A pumpellyita é comumente observada em fibras minúsculas ou placas delgadas, mas é usualmente de difícil reconhecimento. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-azulada. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½. d = 3,2. Clivagem: boa em uma direção. OCorrência: Comumente associada com a prehnita e zeólitas, em amigdalas e em rochas metamórficas associadas à glaucofana.

6.2.6 Nesossilicatos Os nesossilicatos caracterizam-se pela presença de tetraedros isolados em sua estrutura. Destacam-se nessa subclasse os minerais do grupo das granadas e das olivinas, além de vários outros minerais.

Grupo das granadas

[(Ca,Fe,Mg,Mn) (Al,Fe,Cr) (SiO ) – sistema cúbico] 3 2 4 3 Composição: As granadas têm a fórmula geral X+23Y+32(SiO4)3, onde X pode ser Ca+2, Mg+2, Fe+2 e Mn+2; ao passo que Y pode ser Al+3, Fe+3 ou Cr+3. As composições dos termos extremos são:

PARTE 2

Nome

X

Y

Almandina

Fe

Al

Piropo

Mg

Al

Espessartita

Mn

Al

Grossulária

Ca

Al

Andradita

Ca

Fe

Uvarovita

Ca

Cr

Existe extensa solução sólida entre os termos extremos (Figura 2.36). A granada mais comum tem a almandina como principal componente.

Porcentagem Molecular

Figura 2.36 - Solução sólida no grupo das granadas. As áreas sombreadas indicam o campo composicional de granadas naturais.(a) Solução sólida substitucional no sítio A; e (b) Solução sólida substitucional entre Al3+ e Fe3+ no sítio B (base do diagrama) e entre Ca2+ e demais cátions bivalentes ocupantes do sítio A.

Propriedades morfológicas: As granadas cristalizam no sistema cúbico sob a forma de dodecaedros rômbicos ou trapezoedros mostrados na Figura 2.37. Os cristais são comuns e alguns mostram essas formas bem desenvolvidas, embora, com freqüência, os cristais não sejam tão bem desenvolvidos e a granada apareça como massas ou grãos aproximadamente esféricos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: A grossulária é, algumas vezes, branca, mas é geralmente verde-clara ou amarela; algumas são amareladas ou castanho-avermelhadas. O piropo é vermelho-escuro a preto. A almandina é vermelho-escura a castanhoavermelhada; a andradita é cor de mel, amarela a preta, mas pode lembrar a grossulária. A espessartita é castanho-avermelhada a vermelha. Infelizmente, portanto, a cor não é um guia confiável sobre a composição das granadas. Traço: claro. Brilho: vítreo a resinoso.

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(a)

(b)

Figura 2.37 - Cristais de granada: rombododecaédricos (a) e trapezoédricos (b).

Propriedades relacionadas à coesão: D = 6,5 a 7,5. d = 3,53 (na grossulária) a 4,32 (na almandina). Clivagem: ausente. Fratura: subconchoidal. Partição: algumas granadas de rochas cisalhadas, podem desenvolver partição, levando à impressão de uma estrutura lamelar. Quebradiça. OCorrência: A almandina é amplamente distribuída como constituinte de rochas metamórficas. Sua ocorrência mais freqüente é em micaxistos e em gnaisses e hornblendaxistos. Ela está presente em pegmatitos e granitos. O piropo, a granada mais usada como gema, ocorre em eclogitos e é um componente menor de alguns peridotitos e serpentinitos deles derivados. A grossulária ocorre especialmente em calcários impuros metamorfizados, como resultado tanto de metamorfismo regional como de contato. A andradita ocorre em enormes massas de certos minérios, formados por metamorfismo de contato. Alteração: As granadas são resistentes ao intemperismo. Aquelas contendo ferro são as menos resistentes e podem alterar dando manchas enferrujadas de limonita e outros produtos de decomposição. Aspectos diagnósticos: A forma dos cristais, aparência, cor e dureza geralmente são suficientes para reconhecer as granadas. Contudo, testes quantitativos refinados são necessários para determinar a composição exata de uma granada.

Grupo das olivinas Olivina é um nome dado a uma série contínua de solução sólida, variando da forsterita, Mg2SiO4 à faialita, Fe2SiO4. Esses termos extremos ocorrem em rochas, mas são raros. A olivina, de composição intermediária entre os dois termos extremos, é abundante em basaltos, gabros e peridotitos. Em todos esses, a olivina é fortemente magnesiana.

Forsterita Mg2SiO4 – Faialita Fe2SiO4, sistema ortorrômbico Propriedades morfológicas: A forma dos cristais não é relevante, pois a olivina raramente se apresenta nas rochas em cristais bem desenvolvidos, mas sim sob a forma de massas de grãos, pequenas e irregulares.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde, variando de verde-oliva a amarelado; verde-garrafa também é comum. Brilho: vítreo. Transparente ou translúcida, mas torna-se castanha ou vermelho-escura e mais ou menos opaca devido à oxidação de seu conteúdo em ferro. Traço: branco a amarelado. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6½ a 7,0. d = 3,22 e 4,39; aumentando com o conteúdo em ferro. Clivagem: de má qualidade e imperceptível macroscopicamente. Fratura: conchoidal. OCorrência: A olivina é característica das rochas ígneas ricas em minerais ferromagnesianos, como gabros, peridotitos, basaltos e dunitos, que são peridotitos compostos totalmente de olivina. Em basaltos, a maior parte da olivina ocorre em grãos de Cor verde-garrafa; nos gabros e peridotitos, ela é comumente escurecida por inclusões. Cristais transparentes finos de olivina de lavas basálticas são lapidados como gemas e comumente chamados de peridotos. O mineral também é encontrado em meteoritos. A forsterita ocorre em rochas metamórficas, especialmente em mármores dolomíticos e em outras rochas compostas de quantidades variáveis de outros silicatos magnesianos (e cálcicos), tais como anfibólio, piroxênio e talco. Sua origem é atribuída a reações entre dolomita e diopsídio. Alteração: Quando a olivina altera por oxidação do ferro, ela torna-se avermelhada ou acastanhada e eventualmente forma-se uma massa de limonita, acompanhada de carbonatos e alguma forma de sílica. O rústico produto ferruginoso é indicativo do processo. Muito das olivinas altera-se para serpentinitos, não como resultado do intemperismo superficial, mas em resposta a processos mais profundos. Outros minerais como magnesita, magnetita e quartzo ocorrem como subprodutos do processo. Aspectos diagnósticos: A aparência, associações e características descritas acima permitem identificar a olivina. Embora ela possa ser confundida com grãos esverdeados, mais ou menos transparentes, de piroxênio, a ausência de clivagem e maior dureza geralmente permitem distingui-la desse mineral. A olivina pode ser confundida com o epidoto. Ambos os minerais têm dureza similar, mas o epidoto tem uma clivagem boa, e a olivina, não. Além disso, o epidoto é formado por alteração de outros minerais e aparece comumente associado com clorita, calcita e quartzo, nenhum dos quais é associado à olivina.

Polimorfos do Al2SiO5 Três polimorfos aluminossilicáticos são tipicamente encontrados em rochas desenvolvidas por intenso metamorfismo de folhelhos argilosos: andaluzita, cianita e sillimanita. As relações de estabilidade entre os três polimorfos podem ser vistas na Figura 2.38.

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Figura 2.38 - Diagrama de fases para os polimorfos do Al2SiO5.

Andaluzita (Al2SiO5 – sistema ortorrômbico) Propriedades morfológicas: A andaluzita geralmente ocorre em prismas de seção basal aproximadamente quadrada. Os prismas podem ocorrer em grupos radiais. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a rosa ou vermelha a castanha, mas a andaluzita pode conter impurezas, especialmente partículas de matéria carbonosa, cuja cor é escura a preta. Comumente, as partículas estão arranjadas simetricamente no cristal, de modo que, quando ele é cortado ou quebrado, as seções basais resultantes mostram um padrão simétrico marcante, como uma cruz preta em um quadrado branco. Esta feição ajuda a identificar o mineral. Subtranslúcido em lascas delgadas. Brilho: vítreo. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7½. d = 3,2. Clivagem: paralela ao prisma é boa; as outras direções são de má qualidade. Fratura: irregular a subconchoidal. Quebradiço. OCorrência: A andaluzita é característica das zonas de metamorfismo de contato circundando rochas ígneas intrusivas, como os granitos. Ela ocorre também em áreas metamorfizadas regionalmente, pela alteração de ardósias e folhelhos. Mais raramente, ela ocorre em granito devido à contaminação, i.e., o magma granítico dissolve rochas sedimentares aluminosas e o excesso de alumina então adquirido leva à formação de andaluzita no granito.

Cianita (Al2SiO5 – sistema triclínico) Propriedades morfológicas: A cianita geralmente aparece em longos cristais tabulares (os quais raramente mostram faces nas extremidades) ou em massas colunares.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca a azul e o centro do cristal pode ser azul bordejado por margens brancas ou, raramente, cinza a verde ou preta. Traço: branco. Transparente a translúcida. Brilho: vítreo a perláceo. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 7, dependendo da direção, ela é mais macia paralelamente ao comprimento das ripas e mais dura (7) na direção transversal. d = 3,56 a 3,67. Clivagem: perfeita em uma direção, e outra, menos perfeita; o ângulo entre estas é de cerca de 74º. OCorrência: A cianita é caracteristicamente desenvolvida nas regiões submetidas a metamorfismo intenso. Ela ocorre em gnaisses e micaxistos. Nos últimos, a mica é principalmente muscovita. A cianita está geralmente associada com a granada e estaurolita ou coríndon. A cianita é facilmente distinguível de outros minerais, especialmente andaluzita, por sua forma, cor e por ter diferentes durezas em diferentes direções e seu peso específico.

Sillimanita (Al2SiO5 – sistema ortorrômbico) Propriedades morfológicas: A sillimanita ocorre como prismas delgados de quatro lados, comumente em grupos paralelos, chamados fibrolita, ou como agregados radiais. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca ou cinza claro. Brilho: vítreo. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6 a 7. d = 3,2. Clivagem perfeita. OCorrência: A sillimanita é produto de intenso metamorfismo, sendo formada a temperaturas maiores e/ou pressões menores que a cianita. Ela é encontrada em gnaisses que são comumente associados com muscovita, biotita, quartzo e plagioclásio.

Estaurolita [Fe2Al3O6(SiO4)4(OH)2, sistema ortorrômbico] Composição: A estaurolita tem a composição do termo extremo Fe2Al3O6(SiO4)4(OH)2, mas podem ocorrer substituições: Mg2+ pode substituir Fe+2, Fe+3 pode substituir Al+3 e O-2 pode substituir OH-. Propriedades morfológicas: A estaurolita ocorre geralmente como cristais prismáticos distintos. Eles são robustos e espessos, raramente longos e delgados. O ângulo das faces prismáticas m é 50º40’. Elas são terminadas por bases chatas, mas estas em geral não são vistas em rochas. A estaurolita comumente forma cristais geminados, cruciformes. O nome do mineral é derivado do grego (stauros = cruz) em alusão a esta feição tão marcante. Propriedades relacionadas à luz: Cor: avermelhada-escura, marrom-amarelada ou quase preta.

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Propriedades relacionadas à coesão: D = 7 a 7½. d = 3,72. Clivagem: fraca, mas distinta. Fratura: subconchoidal. OCorrência: A estaurolita ocorre em rochas metamórficas. Ela é um mineral característico dos xistos e é também encontrada em filitos de origem pelítica e nos micaxistos e gnaisses correspondentes. Ela é comumente associada com granadas de cor vermelha- escura.

Cloritóide [Fe2Al4O2(SiO4)4(OH)2, sistema monoclínico ou triclínico] Composição: A composição do termo extremo é Fe2Al4O2(SiO4)4(OH)2, mas os cloritóides naturais quase sempre têm algum Mg2+ substituindo o Fe+2 e até 25% do Al+3 pode ser substituído pelo Fe+3. Propriedades morfológicas: O cloritóide é monoclínico, mas raramente ocorre em cristais. As formas comuns são massas foliadas ou escamas delgadas. Propriedades relacionadas à luz: Cor: escura a verde. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6½. d = 3,5 e 3,8. Clivagem: boa, mas não é perfeita como nas micas, e as lamelas são quebradiças. OCorrência: O cloritóide pode se formar durante o metamorfismo de rochas sedimentares, ricas em ferro e alumínio, e aparece freqüentemente associado e confundido com a clorita, mas é muito mais duro. No metamorfismo de baixo a médio grau, a maior parte das rochas ricas em ferro contém cloritóide. Os minerais comumente associados a ele são muscovita, estaurolita e granada.

Titanita (CaTiSiO5 – sistema monoclínico) Propriedades morfológicas: A titanita forma cristais caracteristicamente em forma de cunha. Propriedades relacionadas à luz: Cor: cinza, marrom, verde ou preta. Brilho: resinoso. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 5½. d = 3,4 a 3,5. Clivagem: distinta em uma direção. OCorrência: A titanita ou esfena é um mineral acessório, comum em granitos e outras rochas ígneas faneríticas ricas em sílica, especialmente nefelina-sienitos. Ela também ocorre em algumas rochas metamórficas.

Topázio [Al2(SiO4)(F,OH)2 – sistema ortorrômbico] Propriedades morfológicas: O topázio é geralmente visto em prismas terminados em ponta.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: geralmente transparente ou incolor, e mais raramente, amarelo a castanho-amarelado (topázio imperial) ou branco. Brilho: vítreo. Translúcido. Propriedades relacionadas à coesão: D = 8. d = 3,5. Clivagem: perfeita em uma direção. Fratura: irregular. Quebradiço. OCorrência: Embora o topázio não seja um mineral formador de rocha importante, ele é interessante por ser característico dos estágios finais na formação das rochas ígneas, quando os gases estão sendo liberados. Ele ocorre como cristais nas cavidades miarolíticas de granitos, onde os vapores foram coletados, e também ocorre essencialmente do mesmo modo em afanitos félsicos, especialmente em riolitos. O topázio também ocorre em alguns pegmatitos e nas fissuras das rochas circundantes que serviram como canais para a fuga dos gases quentes. Nessas ocorrências, ele está geralmente associado com quartzo, mica e turmalina e, em alguns locais, com cassiterita. Aspectos diagnósticos: A forma, cor, clivagem e grande dureza do topázio, associados ao seu modo de ocorrência, servem para distingui-lo de outros minerais.

Zircão (ZrSiO4 – sistema tetragonal) Propriedades morfológicas: Comumente visto em pequenos cristais prismáticos tetragonais, biterminados em pirâmide. Propriedades relacionadas à luz: Cor: tons de marrom, mas também incolor, cinza ou verde. Brilho: adamantino. Propriedades relacionadas à coesão: D = 7½. d = 4,7. Clivagem: ruim em uma direção. OCorrência: O zircão é um mineral acessório, presente em rochas ígneas e metamórficas. Ele é pouco afetado pelo intemperismo e tende a passar imutável para as rochas sedimentares, onde seu elevado peso específico leva à sua concentração em depósitos em placers. Ele é relativamente comum nas areias de rio e praia.

6.3 Os minerais não-silicatos Embora existam muitas classes composicionais, apenas oito, em adição aos silicatos, são importantes para estudos petrográficos macroscópicos. Estas são os óxidos, hidróxidos, sulfetos, sulfatos, fosfatos, haletos e os elementos nativos.

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6.3.1 Sulfatos

Gipso (CaSO .2H O – sistema monoclínico) 4

2

Propriedades morfológicas: Mais comumente, como constituinte de rocha, o gipso é granular. Menos comumente, ele é foliado, com superfícies curvas. Alguns podem ser fibrosos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor ou branco. Transparente a translúcido. Variedades maciças podem ser de cores vermelha, laranja, amarela, marrom ou preta, devido a impurezas, e podem variar de translúcidas a opacas. Brilho: vítreo a perláceo na superfície de clivagem; acetinado nas variedades fibrosas; e as formas maciças são cintilantes a foscas. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1½ a 2. d = 2,32. Clivagem: perfeita paralela ao lado b. Nas superfícies de clivagem, folhas muito delgadas, com brilho sedoso, podem ser obtidas, quase como na mica. Tais folhas se rompem em uma direção ao longo de linhas retas, mas com fratura subconchoidal. Esta quebra é o resultado de outra clivagem, paralela ao lado entre as faces prismáticas. Se as folhas forem arqueadas, aparecerão rachaduras nelas, fazendo ângulos de 66º a 114º com a fratura reta mencionada. Se o arqueamento paralelo a esta direção continuar, as folhas se romperem com uma fratura fibrosa, um losango de clivagem será obtido. No gipso maciço de grão grosso, as clivagens podem usualmente ser obtidas e elas constituem um meio de identificação. É possível que nenhuma clivagem seja vista. O gipso fibroso simplesmente cliva paralelamente às fibras. OCorrência: O gipso é amplamente distribuído em rochas sedimentares, comumente formando camadas espessas e relativamente puras, como resultado da evaporação da água do mar. Ele também ocorre em depósitos lacustres, em folhelhos e lamas, como produto de oxidação de sulfetos e também pode ser depositado a partir de fumarolas vulcânicas.

Anidrita (CaSO – sistema ortorrômbico) 4

Propriedades morfológicas: A anidrita aparece sob a forma de grãos grossos a extremamente finos em rochas, ou menos comumente, ela é fibrosa. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, mas pode ser azulada. Brilho: vítreo a perláceo na superfície de clivagem, fosco nas variedades maciças. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3 a 3½, maior que a do gipso, mas ela é facilmente cortada por uma faca. d = 2,95. Clivagem: em três direções, fazendo ângulos retos entre si; na anidrita cristalina de grão grosso, a clivagem pode produzir fragmentos assemelhados ao cubo.

PARTE 2

OCorrência: Como a anidrita reage com as águas superficiais para formar o gipso, ela é muito menos comum nas rochas aflorantes que nos seus equivalentes de subsuperfície. Como o gipso, a anidrita forma camadas que são interestratificadas em seqüências sedimentares. Ela também é encontrada em massas e em geodos. Ela aparece comumente associada com o sal-gema e com o gipso.

6.3.2 Fosfatos

Apatita [Ca (PO ) (F,OH) - sistema hexagonal] 5

4 3

Propriedades morfológicas: A apatita cristaliza em prismas hexagonais, cujas terminações ou são arredondadas ou piramidais. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, verde, azul ou castanha. Brilho: vítreo. Transparente em pequenos cristais e opaca em grandes massas. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 (ela pode ser riscada pela ponta de uma faca). d = 3,15 a 3,2. Não possui clivagem distinta e é quebradiça. OCorrência: A apatita ocorre em grandes cristais em pegmatitos e em calcários metamorfizados interacamadados com xistos. Estes podem ser ditos os seus principais modos megascópicos de ocorrência. A apatita também ocorre como cristais microscópicos em essencialmente todos os tipos de rochas ígneas e em muitas rochas metamórficas. O estudo microscópico de lâminas delgadas de tais rochas tem mostrado que, dessa forma, a apatita é quase universalmente distribuída como mineral acessório. Uma forma rara, mas importante, de rocha sedimentar, o fosforito, consiste grandemente de apatita em crostas de pequenas massas e/ou nódulos sem forma. O fósforo é essencial para o crescimento das plantas e para o nosso próprio, uma vez que a apatita é o principal constituinte de ossos e dentes.

Monazita [(Ce,La,Y,Th)PO4 – sistema monoclínico] Propriedades morfológicas: A monazita é tipicamente maciça e anédrica. Propriedades relacionadas à luz: Cor: castanho-vermelho a amarela. Brilho: resinoso. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 5½. d = 5,4. Clivagem: ausente. OCorrência: A monazita ocorre como mineral acessório em muitos granitos, pegmatitos, nefelina-sienitos e gnaisses e também como mineral resistente em sedimentos clásticos de grão grosso. Aspectos diagnósticos: Ela pode ser confundida com o zircão e titanita, mas a monazita é mais macia que o zircão e mais densa que a titanita. Também, a monazita

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é tipicamente maciça ou anédrica, ao passo que o zircão e a titanita tendem a formar cristais distintos.

6.3.3 Carbonatos As composições dos carbonatos formadores de rocha mais comuns, bem como as relações de solução sólida entre os mesmos são sintetizadas no diagrama triangular da Figura 2.39. Figura 2.34 - Representação esquemática da seção basal de um cristal de piroxênio (a) e de um anfibólio (b), ressaltando as diferenças na morfologia e no ângulo de clivagem entre os mesmos. CaCO3 Calcita

CaFe(CO3) 2 Ankerita

CaMg(CO3) 2 Dolomita

MgCO3 Magnesita

Porcentagem Molecular

FeCO3 Siderita

Figura 2.39 - Composição e nomenclatura dos carbonatos, no sistema CaCO3-MgCO3-FeCO3. Fonte: A partir de ANOVITZ; ESSENCE. Phase equielibria in the system CaCO3-MgCO3-FeCO3..

Calcita (CaCO3 – sistema romboédrico) Propriedades morfológicas: Os cristais de calcita, via de regra, são bem desenvolvidos e perfeitos e alguns são de grande tamanho. Ela tem uma grande variedade de formas cristalinas, muitas das quais são complexas. Ocorrem onde a calcita reveste cavidades em rochas, como drusas e amígdalas, geodos e sobre a superfície de juntas e fissuras. A calcita também se forma em cavernas e em todos os lugares onde tenha sido depositada por infiltração da água, que carrega o mineral dissolvido em solução.

PARTE 2

Em rochas, a calcita é maciça, sendo de grão grosso a finamente granular no mármore, compacta no calcário comum ou pulverulenta na cal. Ela tem uma estrutura esponjosa e aberta no travertino, arredondada a estalactítica nos depósitos formados por gotejamento das cavernas e em concreções. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor ou branca, podendo apresentar uma grande variedade de cores devido à presença de impurezas e pode ser avermelhada ou amarelada devido ao óxido de ferro, cinza a preta devido à matéria orgânica, ou verde, vermelha ou azul devido a outras substâncias. Brilho: vítreo nos cristais e reluzente a fosco nas formas maciças sãs. Transparente a opaca. Traço: branco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3 (ela é prontamente riscada pela ponta de uma faca). d = 2,71. Clivagem: romboédrica perfeita nas três direções paralelas às faces do romboedro. Embora esta clivagem seja melhor produzida em cristais isolados, ela pode ser prontamente vista sobre as superfícies fraturadas de rochas maciças cristalinas de grão grosso, como muitos mármores e rochas relacionadas, e nas calcitas maciças de veios. Os ângulos das faces dos losangos produzidos pela clivagem são 78 e 102º. Outras propriedades: Os fragmentos efervescem livremente na presença de ácido clorídrico diluído a frio. Este teste distingue a calcita da dolomita, a qual efervesce apenas se estiver finamente pulverizada. Ocorrência: A calcita é um dos minerais mais abundantes e amplamente distribuídos. Ela ocorre nas rochas ígneas como produto da alteração de silicatos cálcicos, por ação da água contendo dióxido de carbono dissolvido. A calcita então formada pode permanecer por um tempo na rocha, mas, eventualmente, à medida que a rocha se transforma em solo, a calcita é, em grande extensão, transportada em solução. A calcita também ocorre em cavidades minúsculas de rochas ígneas inalteradas, principalmente aquelas intrusivas. Sua presença é provavelmente devida à infiltração e deposição de material derivado das rochas vizinhas. Em muitas de tais cavidades, a calcita comumente não pode ser observada megascopicamente, mas sua presença é facilmente presumida, pela imersão de um fragmento de rocha em ácido diluído a frio e pela observação de efervescência. A calcita também ocorre em cavidades amigdaloidais em lavas, especialmente em basaltos. Nas rochas sedimentares e metamórficas, a calcita é muito mais importante. Ela é muito comumente distribuída através delas, ou como finas partículas ou cimentando outros grãos minerais. A partir deste papel menor, ela aumenta mais e mais em abundância como constituinte, até, finalmente, ocorrer como enormes massas rochosas, tais como cal, calcários e mármores, que são compostos amplamente ou totalmente por calcita. É importante mencionar que, nas rochas sedimentares, a calcita é um constituinte importante de cal, calcários, margas e arenitos calcários. Ela é também parte importante do travertino e veios; e nas rochas metamórficas, ela compreende muitos mármores e ocorre em rochas que são misturas de calcita e vários silicatos. Aspectos diagnósticos: A calcita, se de grão suficientemente grosso, é facilmente reconhecida por sua baixa dureza e clivagem romboédrica. Esta determinação

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pode ser confirmada quimicamente por sua pronta solubilidade em ácidos diluídos, com efervescência causada pela liberação de dióxido de carbono gasoso. Para distinção com a dolomita, veja o texto a seguir.

Dolomita [CaMg(CO3)2 – sistema romboédrico] Propriedades morfológicas: A dolomita, como a calcita, ocorre como cristais romboédricos simples, cujas faces são paralelas às clivagens. Freqüentemente, as faces são curvas e podem adquirir configurações de sela de montar. Como mineral formador de rocha, a dolomita é geralmente maciça e varia de granular de grão grosso a extremamente fino. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, mas também avermelhada, castanha, esverdeada, cinza ou ainda preta, devido a outras substâncias. Brilho: vítreo, pe rláceo fosco ou reluzente nas variedades compactas. Translúcida a opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3½ a 4, mais dura que a calcita, mas facilmente riscada pela ponta de uma faca. d = 2,87. Clivagem: perfeita nas três direções paralelas às faces do romboedro simples. Os ângulos dos losangos de clivagem, de aproximadamente 74 e 106º, diferem apenas uns poucos graus daqueles da calcita e não constituem critério para distingui-la da calcita. Outras propriedades: Se pulverizada, a dolomita efervesce, em presença de ácido clorídrico diluído a frio, embora não tão prontamente como a calcita. Mesmo em fragmentos, a dolomita efervesce em ácido quente e dissolve rapidamente. A diferença na ação do ácido frio sobre o pó, em contraste com a ação sobre a amostra maciça, é um meio conveniente de distinção entre dolomita e calcita, no campo. OCorrência: A grande importância da dolomita como mineral formador de rocha está no fato de que ela forma espessas camadas superficialmente extensas em séries de rochas sedimentares e metamórficas, i.e., existem rochas que são compostas, predominante ou totalmente, por dolomita. A dolomita ocorre comumente associada à calcita e em calcários e mármores deles derivados; elas podem estar presentes nas mais diferentes porcentagens. Aspectos diagnósticos: A clivagem romboédrica e a baixa dureza separam a dolomita, como a calcita, de outros minerais formadores de rocha. As superfícies normalmente curvas ajudam a distingui-la da calcita, mas o já mencionado teste com HCl é a melhor distinção.

Aragonita (CaCO3 – sistema ortorrômbico) Propriedades morfológicas: A aragonita ocorre como massas de cristais piramidais, como placas, e, em alguns casos, como cristais pseudohexagonais formados por geminação. Agregados maciços, colunares e estalactíticos também são conhecidos.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, amarela a incolor, ou raramente cinza. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3½ a 4. d = 2,95. Clivagem: distinta em uma direção e de má qualidade em uma segunda. OCorrência: Ela é o carbonato comum, de grão fino nas conchas dos moluscos. Ela também ocorre como crostas, em serpentinitos, e em cristais em drusas e basaltos, e pode estar associada com a glaucofana na forma de corpos maciços em certas rochas metamórficas afetadas por metam orfismo de alta pressão e baixa temperatura. Aspectos diagnósticos: A composição é a mesma da calcita e ela também efervesce em presença de ácido clorídrico frio. A aragonita pode ser distinguida da calcita pela clivagem e peso específico.

6.3.4 Haletos

Halita (NaCl – sistema cúbico) Propriedades morfológicas: A halita é o principal cloreto que ocorre como constituinte de rocha em quantidades importantes e é facilmente reconhecida por seus cristais cúbicos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: incolor e transparente ou branca e translúcida; ela também pode se apresentar de várias cores devido a impurezas. Propriedades relacionadas à coesão: D = 2,5. Clivagem: cúbica perfeita. Outras propriedades: A halita é solúvel em água e possui gosto salgado. OCorrência: A halita ocorre em camadas, algumas das quais são de enorme extensão, em formações sedimentares evaporíticas. Ela é geralmente acompanhada pelo gipso e anidrita e, em uns poucos lugares, por outros cloretos de valor econômico, como a silvita, KCl, e carnallita, KMgCl3.6H2O. Talvez, mais marcantes que as grandes camadas de sal são os domos salinos, os “plugs” intrusivos e “stocks” de sal que soerguem de camadas salinas profundamente soterradas, para formar domos nas rochas sedimentares acima delas.

Fluorita (CaF2 – sistema cúbico) Propriedades morfológicas: Comumente forma cristais cúbicos ou octaédricos, mas também pode ser maciça e granular. Propriedades relacionadas à luz: Cor: verde-clara, azul, amarela, roxa ou incolor. Brilho: vítreo. Transparente a translúcida.

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Propriedades relacionadas à coesão: D = 4. d = 3,18. Clivagem: perfeita, paralela às faces do octaedro, sendo propriedade distintiva. OCorrência: A fluorita é um mineral comum e amplamente distribuído, mas sempre em quantidades acessórias. É comum em muitos veios hidrotermais e em cavidades em calcários e mármores.

6.3.5 Óxidos O grupo mais comum de minerais, após os silicatos, são os óxidos. Entre estes, os óxidos de ferro e de titânio são, de longe, os mais importantes.

Grupo dos espinélios O grupo tem fórmula geral X+2O.Y+32O3. Todos eles cristalizam no sistema cúbico, tipicamente na forma de octaedros. As composições das espécies mais importantes são: Nome

X2+

Y+3

Cromita

Fe

Cr

Magnetita

Fe

Fe

Hercinita

Fe

Al

Espinélio

Mg

Al

A magnetita é o membro mais comum do grupo dos espinélios. Extensas soluções sólidas são possíveis. A cromita é comum em peridotitos e outras rochas ultramáficas, e pode, ocasionalmente, formar agregados suficientemente grandes para formar massas chamadas cromitito. Sua cor é preta do ferro a preto-acastanhado, lembrando a magnetita, mas seu traço é castanho-escuro. Sua dureza é 5½ e seu peso específico é 4,6. As variedades aluminosas, espinélio e hercinita, são muito mais duras, entre 7 e 8. Elas podem ser incolores, pretas, verdes ou de outras cores; não têm clivagem e geralmente apresentam brilho intenso. O espinélio é comumente encontrado em rochas metamórficas ricas em Al, em muitos casos, junto com o diopsídio e forsterita. A hercinita tem um modo de ocorrência similar, mas ela é encontrada em rochas mais ricas em Fe.

Magnetita (Fe3O4 – sistema cúbico) Propriedades morfológicas: Ocorre comumente sob a forma de octaedros e também em dodecaedros ou uma combinação de ambos. Nas rochas, a magnetita pode ocorrer como cristais distintos, mas geralmente aparece em pequenos grãos, cuja forma não pode ser percebida. Também ocorre em massas maiores irregulares.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à luz: Cor: cinza-escura a preto do ferro. Brilho: metálico a embaçado. Opaca. Quando presente em rochas, ela comumente lembra pedaços de ferro ou aço. Traço: preto. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6. d = 5,18. Clivagem: ausente. Fratura: irregular. Outras propriedades: Fortemente magnética. OCorrência: A magnetita é um dos minerais mais amplamente distribuídos. Ocorre em rochas ígneas de todos os tipos, geralmente como grãos pequenos. Em alguns lugares, contudo, ela forma agregados em massas consideráveis — grandes o suficiente para constituírem corpos de minério. Ela também ocorre em rochas produzidas por metamorfismo de contato e em xistos cristalinos. Embora comum em rochas sedimentares não metamorfizadas, ela raramente é abundante. Não é confundida com outro mineral, exceto a ilmenita. A magnetita é resistente ao intemperismo, mas pode alterar-se para limonita. Sob condições de intemperismo laterítico, ela pode alterar para pseudomorfos, que consistem de óxido férrico e são chamados martita.

Hematita (Fe O – sistema romboédrico) 2 3

Propriedades morfológicas: Como constituinte de rocha, a hematita raramente é encontrada em cristais bem formados, de tamanho observável, e ocorre em três diferentes aspectos: hematita especular, também chamada de especularita, hematita micácea e a hematita vermelha comum, chamada de ocre vermelho. Como hematita especular, ela forma massas e placas, essas últimas comumente de contorno hexagonal. Como hematita micácea, ela ocorre em lamelas delgadas que lembram a mica. As lamelas podem ser tão delgadas que se tornam translúcidas e de cor vermelha forte. A hematita vermelha comum é diminutamente cristalina. Sua aparência é maciça, colunar, granular, em massas estalactíticas ou mamilares, ou terrosa. Quando em octaedros pseudomorfos a partir da magnetita, recebe o nome de martita. Propriedades relacionadas à luz: Cor: preta a cinza do aço, e também vermelha na hematita vermelha comum. Brilho: metálico a submetálico, sendo metálico reluzente na especularita e fosco na hematita vermelha comum. Traço: vermelho brilhante a acastanhado, o que constitui um critério para a distinção entre a hematita, magnetita e limonita. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6½, mas a variedade ocre vermelho, devido ao diminuto das partículas, parece ser mais macia que 5½. d = 5,25. Clivagem: ausente. Fratura: subconchoidal. OCorrência: A hematita é um dos minerais mais amplamente distribuídos. A hematita micácea é um componente acessório comum de rochas ígneas feldspáticas, tal como o granito. Ela ocorre abundantemente nos itabiritos. Também como minúsculas escamas microscópicas, ela forma pontos que tingem de vermelho as rochas ígneas e

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metamórficas. E ainda, a cor vermelha de muitos feldspatos potássicos é atribuída à sua presença. A hematita vermelha comum ocorre em camadas e massas, muitas delas de grande tamanho, em rochas sedimentares e metamórficas. Algumas das camadas constituem depósitos de minério de ferro. A hematita também ocorre como cimento intersticial de muitas rochas estratificadas. Como pigmento vermelho na forma de pó, ela é amplamente espalhada em rochas de todas as classes e em solos.

Ilmenita (FeTiO3 – sistema hexagonal) Propriedades morfológicas: A ilmenita raramente é vista em bons cristais megascópicos em rochas e ocorre, tipicamente, como grãos e massas disseminados, ou como placas irregulares ou de contorno hexagonal. Propriedades relacionadas à luz: Cor: preta do ferro, e, mais raramente, com fracos tons avermelhados ou acastanhados. Brilho: submetálico. Traço: preto a vermelho acastanhado. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5½ a 6. d = 4,7. Clivagem: ausente. Fratura: conchoidal. Quebradiça. Outras propriedades: Alguns espécimes de ilmenita são fracamente magnéticos. OCorrência: A ilmenita é amplamente distribuída como componente acessório nas rochas ígneas, como a magnetita, a qual ela geralmente acompanha. Ela também ocorre como um componente menor em xistos e gnaisses. A menos que os grãos sejam de tal tamanho que possam ser facilmente testados por suas propriedades magnéticas, a ilmenita não pode ser facilmente distinguida da magnetita, por simples inspeção visual. As ocorrências mais importantes de ilmenita macroscópica estão nos gabros e anortositos de grão grosso, onde ela é muito comum. De fato, em alguns locais, a ilmenita ocorre em tão grandes quantidades que ela é uma fonte comercial de titânio. A ilmenita também ocorre em muitos sedimentos de grão grosso e em pláceres.

Coríndon (Al2O3 – sistema hexagonal) Propriedades morfológicas: Geralmente em forma de prisma de seis lados, alargado na porção central, adquirindo forma de barril, ou em tabletes de seis lados. As formas de barril espesso são muito comuns quando ele aparece em rochas maciças como o sienito. Ele também ocorre na forma de grãos irregulares. Propriedades relacionadas à luz: Cor: cinza-escuro, cinza-azulado ou enfumaçado em rochas. A variedade azul recebe o nome de safira, e vermelha, rubi. Brilho: adamantino a vítreo, mas pode ser fosco ou gorduroso nos grãos de rocha. Translúcido a opaco. Traço: incolor.

PARTE 2

Propriedades relacionadas à coesão: D = 9, ele é o mineral formador de rocha de maior dureza. d = 4. Clivagem: não apresenta, mas possui partição que simula uma clivagem perfeita paralela à base, além de três partições de má qualidade, paralelas às faces do romboedro. Em algumas superfícies de partição, uma geminação polissintética pode ser vista. Quebradiço. OCorrência: O coríndon é um importante mineral primário de certas rochas ígneas, como o nefelina-sienito e os pegmatitos a ele associados. Também ocorre em algumas zonas de contato de rochas ígneas, onde ocorre na forma de delgados cristais tabulares. Ele está presente em algumas rochas metamórficas.

Pirolusita (MnO – sistema tetragonal) 2

Propriedades morfológicas: Raramente em cristais. Na maior parte das vezes, ocorre como fibras radiais, colunar, em filmes dendríticos sobre as superfícies de fratura ou em massas terrosas. Propriedades relacionadas à luz: Cor e traço: pretos do ferro. Brilho: metálico; fosco nas variedades terrosas. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1 – 2 na variedade terrosa, sujando os dedos; mas D = 6 a 6½ para a polianita, nome dado à variedade cristalina de grão grosso. d = 4,75. Fratura: estilhaçada. Clivagem: perfeita, quando cristalina. OCorrência: A pirolusita, um dos minerais de manganês mais comuns, é sempre formada sob condições altamente oxidantes. Ela é mais comumente encontrada sob a forma de nódulos pretos de manganês no assoalho oceânico profundo, nos pântanos e fundo dos lagos; e sob a forma de manchas ou películas delgadas nas superfícies de juntas e fraturas, onde ela é depositada pelas águas meteóricas circulantes.

Psilomelano – uma mistura de romanechita, criptomelano e manjiroíta Composição: O psilomelano corresponde a uma mistura de vários óxidos de manganês dos quais a romanechita Ba3Mn8O16(OH)6, um mineral ortorrômbico, é o principal constituinte, além de criptomelano, KMn8O16; manjiroíta, (Na,K)Mn8O16.nH2O; e todorokita, (Mn,Ca, Mg)Mn3O7.H2O. Propriedades morfológicas: Maciço, botrioidal. Também estalactítico e terroso. Propriedades relacionadas à luz: Cor: preta. Traço: preto a castanho. Brilho: submetálico. Opaco. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 6. d = 4,7. OCorrência: O psilomelano é tipicamente secundário, formado sob condições superficiais, freqüentemente associado à pirolusita, goethita, limonita e hausmanita.

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6.3.6 Hidróxidos

Limonita [FeO(OH).nH O – amorfa ou criptocristalina] 2

Composição: Por muitos anos, a limonita foi considerada como uma forma amorfa coloidal de hidróxido férrico misturado com sílica ou outro material de grão fino. Estudos de raios-X têm mostrado, contudo, que o principal constituinte da limonita é uma forma microcristalina de goethita, FeO.OH, e que pouco ou nenhum material amorfo está presente. A análise de limonita usualmente mostra mais água que os 10,1% indicados pela fórmula da goethita. Presumivelmente, a água adicional é retida por forças capilares entre os grãos microcristalinos. Adicionalmente, substâncias de grão fino, como hematita e outros minerais de ferro, podem estar presentes. Então, a menos que as fibras de goethita pura possam ser identificadas macroscopicamente, o nome limonita permanece como um conveniente termo de campo. Propriedades morfológicas: A limonita ocorre como filmes e coberturas, em massas terrosas, e, quando em depósitos consideráveis, comumente mostra formas estalactíticas ou mamilares e concrecionárias. Propriedades relacionadas à luz: Cor: tons de marrom, variando de muito escuro a amarelado. A superfície das formas mamilares ou estalactíticas pode ter uma cobertura com aparência envernizada. Brilho: geralmente fosco e terroso, mas também sedoso a submetálico em algumas variedades compactas. Opaca. Traço: castanho amarelado; constitui o melhor meio de distinguir entre limonita e hematita. Propriedades relacionadas à coesão: D = 5 a 5½ . d = 3,6 a 4. A limonita não possui clivagem. OCorrência: A limonita é um produto de alteração comum de minerais de ferro e pode ser encontrada em todos tipos de rocha. Ocorre freqüentemente associada à hematita e minérios de manganês.

Bauxita – uma mistura de diásporo, gibbsita e boehmita Composição: A bauxita não é um mineral e corresponde à laterita, rica em alumínio, formada por lixiviação tropical. O alto conteúdo em Al é atribuído à presença de gibbsita, Al(OH)3, e/ou diásporo, α(AlO.OH), e/ou boehmita, γ(AlO.OH). Propriedades morfológicas: Pisolítica, em grãos concrecionários, arredondados, e também maciça, terrosa. Propriedades relacionadas à luz: Cor: branca, cinza, amarela ou avermelhada. Brilho: fosco e terroso. Translúcida. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1 a 3. d = 2 – 2,55.

PARTE 2

OCorrência: A bauxita é de origem supérgena, comumente formada sob condições climáticas tropicais a subtropicais, por intemperismo prolongado e lixiviação da sílica de rochas aluminosas.

6.3.7 Sulfetos

Pirita (FeS2 – sistema cúbico) Propriedades morfológicas: A pirita ocorre quase invariavelmente em cristais e raramente em grãos e massas. Freqüentemente vista em cubos (Figura 2.40a) ou em piritoedros (Figura 2.40b), ou combinações das duas (Figura 2.35c). As faces cúbicas são geralmente estriadas por linhas finas, produzidas por uma combinação oscilatória do piritoedro sobre as faces do cubo. Outras formas complexas também ocorrem.

Figura 2.40 - Formas comuns aos cristais de pirita: cubo (a), piritoedro (b) e acombinação de ambos (c).

Propriedades relacionadas à luz: Cor: amarelo-latão. Brilho: metálico resplandecente. Traço: preto-esverdeado ou acastanhado. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 6 a 6½, alta para um sulfeto. d = 5,0. Clivagem: ausente. Fratura: irregular a conchoidal. OCorrência: A pirita é o sulfeto mais comum e o primeiro a ser suspeitado e testado quando um sulfeto é encontrado. A pirita ocorre em todos os tipos de rochas como um componente espalhado, geralmente em pequenos cristais distintos ou, menos comumente, em agregados. As grandes massas de pirita são encontradas nos depósitos de minério, principalmente formadas pela ação de soluções hidrotermais. Nas rochas ígneas, ela ocorre em pequenas quantidades. Nas rochas sedimentares ela é comum, como material de substituição da matéria orgânica nos fósseis.

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Aspectos diagnósticos: A cor e a forma costumam ser suficientes para sua identificação e distinção de outros minerais.

Calcopirita (CuFeS – sistema tetragonal) 2

Propriedades morfológicas: Ela raramente é vista na forma cristalina, ocorrendo em fragmentos maciços e grãos anédricos. Propriedades relacionadas à luz: Cor: amarelo-latão; comumente embaçada e levemente iridescente. Brilho: metálico. Traço: preto esverdeado. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 3½ a 4. d = 4,2. Fratura: irregular. Quebradiça. OCorrência: A calcopirita é o mineral de cobre mais comum e ocorre como pequenos grãos acessórios em rochas ígneas máficas e em muitos xistos, mas a calcopirita é mais comum em veios e minérios de cobre. Aspectos diagnósticos: A calcopirita é reconhecida por sua cor em superfícies fraturadas frescas, baixa dureza, traço e ausência de magnetismo.

Galena (PbS – sistema cúbico) Propriedades morfológicas: A galena comumente ocorre em cristais cúbicos, algumas vezes truncados pelo octaedro; também maciça e granular. Propriedades relacionadas à luz: Cor e traço: cinzas-chumbo. Brilho: metálico. Opaca. Propriedades relacionadas à coesão: D = 2½. d = 7,4 a 7,6. Clivagem: perfeita e paralela às faces do cubo, produzindo fragmentos cúbicos, o que constitui uma característica distintiva do mineral. Quebradiça. OCorrência: A galena é o mais importante minério de chumbo e também um dos sulfetos mais comuns. Ela ocorre em muitos tipos de depósitos: em rochas sedimentares, em veios hidrotermais e também em pegmatitos. Comum em veios de minério maciço, geralmente associada à esfalerita. Em muitos lugares, ela é também encontrada com a pirita e calcopirita.

PARTE 2

6.3.8 Elementos nativos

Grafita (C – sistema hexagonal) Propriedades morfológicaS: A grafita ocorre como massas foliadas ou escamosas. Propriedades relacionadas à luz: Cor e traço: pretos. Brilho: metálico, podendo, em algumas situações, se tornar fosco e terroso. Propriedades relacionadas à coesão: D = 1 a 2, de modo que a grafita suja a mão e marca o papel. d = 2,23. Clivagem: perfeita e tão fácil que a grafita causa distintiva sensação escorregadia. Lamelas flexíveis, mas não elásticas. OCorrência: A grafita ocorre principalmente em rochas metamórficas, onde ela é, aparentemente, o produto final de metamorfismo de matéria carbonosa. A grafita pode ser confundida com a molibdenita, porém, seu peso específico é menor.

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Referências BERRY, L. G.; MASON, B. 1959. Mineralogy: concepts, descriptions, determinations. San Francisco: W. H. Freeman and Company. BLOSS, D. 1994. Crystallography and crystal chemistry: an introduction. Reprint of original text of 1971. Washington, D.C.: Mineralogical Society of America. DIETRICH, R. V.; SKINNER, B. J. 1979. Rocks and rock minerals. New York: John Willey & Sons, Inc. GRIM, R. E. 1968. Clay mineralogy. 2. ed. New York: McGraw-Hill. HAWTHORNE, F. C.; HENRY, D. J. 1999. Classification of the tourmaline group. Eur. J. Mineral., 11: 201-215. HOLDAWAY, M. J. 1971. Stability of andalusite and the aluminum silicate stability diagram. Amer. Jour. of Science. 271:97-131. KLEIN, C. 2002. Manual of mineral science. 22. ed. New York: John Willey & Sons, Inc. KLEIN, C. 1994. Mineral and rocks: exercises in crystallography, mineralogy, and hand specimen petrology. Rev. ed. New York: John Willey & Sons, Inc. LIMA, P. R. A. dos S. 2004. Guia de mineralogia. Belo Horizonte: Rona Editora. MASON, B.; MOORE, C. B. 1982. Principles of geochemistry. 4. ed. New York: John Willey & Sons, Inc. MORIMOTO, N.; et al. 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73:1.123-1.133. NICKEL, E. H. 1995. Definition of a mineral. Can. Mineral. 33, 689-690. REVIEWS IN MINERALOGY 2. 1983. Feldspar mineralogy. 2. ed. Washington, D.C. Mineralogical Society of America. SKINNER, J. B.; PORTER, S. C. 1989. The dynamic Earth – an introduction to physical geology. 3. ed. New York: John Willey & Sons, Inc. Cap. 2: Minerals. p. 47-75.

pARTE 3

ROCHAS MAGMÁTICAS Patrícia Barbosa de Albuquerque Sgarbi

Lista de Tabelas Tabela 3.1 Composição química de algumas rochas magmáticas brasileiras

0

Tabela 3.2 Classes de granulação

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Tabela 3.3

Alcali-alumino-silicatos formadores de rocha

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Tabela 3.4

Minerais normativos

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Tabela 3.5 Classificação das rochas ígneas de acordo com o tamanho dos grãos

0

Tabela 3.6 Classificação macroscópica das rochas porfiríticas

0

Tabela 3.7 Classificação das rocchas piroclásticas e tefra baseada no tamanho dos clastos

Lista de Figuras Figura 3.1 Distribuição das rochas ígneas na litosfera da Terra

000

Figura 3.2 Condições de formação de magmas graníticos e basálticos

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Figura 3.3 Processos de diferenciação magmática

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Figura 3.4

000

Assimilação de fragmentos das rochas encaixantes pelo magma

Figura 3.5 Riolito-basalto misturados do Rio Gardiner, Parque Nacional de Yellowstone

000

Figura 3.6 Séries de cristalização de Bowen

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Figura 3.7 Ocorrências das rochas magmáticas e suas relações com as encaixantes

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Figura 3.8 Diferentes modalidades de texturas porfiríticas

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Figura 3.9 Relação entre velocidade de resfriamento do magma e tamanho dos cristais

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Figura 3.10 Texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cristais

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Figura 3.11 Classificação mineralógica de rochas magmáticas comuns

000

Figura 3.12 Diagramas tipo Harker

000

Figura 3.13a Classificação e nomenclatura de rochas magmáticas plutônicas

000

Figura 3.13b Classificação e nomenclatura de rochas magmáticas vulcânicas

000

Figura 3.14 Classificação e nomenclatura de rochas ultramáficas

000

Figura 3.15 Classificação química de carbonatitos

000

Figura 3.16 Classificação das rochas magmáticas com melilita modal > 10% em volume

000

Figura 3.17 Classificação e nomenclatura de rochas vulcânicas usando diagrama TAS

000

LISTA DE ESTAMPAS Estampa 3.1 Imiscibilidade magma silicatado X carbonatado

000

Estampa 3.2 Paisagens magmáticas

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Estampa 3.3 Corpos intrusivos menores Estampa 3.4 Corpos intrusivos menores Estampa 3.5 Lavas pahoehoe e aa Estampa 3.6 Tubo de lava Estampa 3.7 Vesículas e amígdalas Estampa 3.8 Traquito orbicular Estampa 3.9 Disjunção colunar Estampa 3.10 Feições de intemperismo em rochas ígneas básicas Estampa 3.11 Enclaves Estampa 3.12 Lavas em almofadas Estampa 3.13 Texturas afanítica e fanerítica Estampa 3.14 Textura gráfica Estampa 3.15 Rochas ácidas Estampa 3.16 Rochas intermediárias Estampa 3.17 Pegmatitos Estampa 3.18 Foid-Sienitos Estampa 3.19 Rochas com pseudomorfos de leucita Estampa 3.20 Rochas magmáticas básicas Estampa 3.21 Riolito de cores variadas Estampa 3.22 Rochas kamafugíticas da Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG Estampa 3.23 Rochas kamafugíticas italianas Estampa 3.24 Lamproíto Torre Alpina, norte da Província Romana, Itália Estampa 3.25 Textura spinifex Estampa 3.26 Lapilitos cretácicos da Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG

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Estampa 3.27 Piroclastos kamafugíticos Estampa 3.28 Brechas vulcânicas cretácicas, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG Estampa 3.29 Rochas piroclásticas cretácicas da Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG Estampa 3.30 Rochas piroclásticas cretácicas da Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG Estampa 3.31 Depósitos piroclásticos inclinados de magma kamafugítico Estampa 3.32 Depósito piroclástico de caldeira do distrito vulcânico Vulsini, Itália

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PARTE 3

Sumário 1. Introdução 2. Magma 2.1 Conceito 2.2 Geração 2.3 Composição 2.4 Processos de modificação de um magma-pai 2.4.1 Diferenciação magmática 2.4.2 Contaminação ou assimilação 2.4.3 Mistura de magmas 2.5 Consolidação do magma 2.6 Alteração das rochas magmáticas 3. Modos de ocorrência das rochas magmáticas 3.1 Rochas intrusivas 3.2 Rochas extrusivas 4. Estruturas das rochas ígneas 4.1 Estruturas de pequena escala

.

4.1.1 Vesículas 4.1.2 Amígdalas 4.1.3 Esferulitos 4.1.4 Litófises 4.1.5 Perlitos 4.1.6 Miároles 4.1.7 Orbículas 4.1.8 Estrutura glomeroporfirítica 4.1.9 Estrutura nodular 4.2 Estruturas de grande escala 4.2.1 Estruturas clásticas

.

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4.2.2 Estruturas de fluxo

000

4.2.3 Fraturas

000

4.2.4 Inclusões ou encraves

000

4.2.5 Estruturas em almofadas (pillow)

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4.2.6 Segregações

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4.2.7 Estruturas zonadas

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5. Texturas de rochas magmáticas

000

6. Paragênese mineral

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7. Composição química das rochas ígneas

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8. Relação entre composição química e mineralógica das rochas ígneas

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9. Composição normativa

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10. Classificação das rochas magmáticas

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10.1 Introdução 10.2 Parâmetros utilizados para classificação 10.2.1 Ambiente de formação e modo de ocorrência 10.2.2 Granulometria (grau de cristalização) 10.2.3 Conteúdo em sílica 10.2.4 Saturação em sílica 10.2.5 Composição e concentração dos feldspatos 10.2.6 Conteúdo de anortita nos plagioclásios 10.2.7 Índice de cor e o papel dos constituintes máficos 10.3 Classificação internacional para rochas ígneas – sistemática da IUGS 10.3.1 Classificação TAS 10.3.2 Nomenclatura

000

PARTE 3

11. Descrição macroscópica sucinta dos principais tipos de rochas magmáticas

000

11.1 Rochas faneríticas

000

11.1.1 Ganitos

000

11.1.2 Sienitos

000

11.1.3 Dioritos ou gabros

000

11.1.4 Anortositos

000

11.1.5 Peridotitos, piroxenitos ou hornblenditos

000

11.2 Rochas porfiríticas

000

11.2.1 Pórfiros

000

11.3 Rochas afaníticas

000

11.3.1 Felsitos e felsitos pórfiros.

000

11.3.2 Basaltos e basaltos pórfiros

000

11.4 Tipos principais de rochas afaníticas

000

11.4.1 Rochas afaníticas félsicas a intermediárias

000

11.4.2 Rochas vulcânicas máficas

000

12 Rochas piroclásticas 12.1 Definição 12.2 Classificação e nomenclatura das rochas piroclásticas

000

12.3 Piroclastos 12.3.1 Fragmentos juvenis

000

12.3.2 Cristais

000

12.3.3 Fragmentos líticos

000

12.3.4 Bombas 12.3.5 Blocos 12.3.6 Lapili 12.3.7 Grãos de cinza

177

178


12.4 Depósitos piroclásticos 12.4.1 Depósito piroclástico de queda (pyroclastic fall deposit) 12.4.2 Depósito piroclástico de fluxo (pyroclastic flow deposit) 12.4.3 Depósito piroclástico de surgência (pyroclastic surge deposit) Referências

000 000

1 Introdução

“Rochas ígneas” significa “rochas formadas pelo fogo”. As rochas ígneas ou magmáticas são aquelas formadas a partir da solidificação de massas fundidas, derivadas do interior da Terra. Abaixo da superfície da Terra, esse material é chamado de magma. Quando o magma alcança a superfície da Terra, através de um vulcão ou de uma fissura, torna-se lava. A lava resfria mais rapidamente porque está na superfície. As rochas ígneas podem ser divididas em intrusivas (ou plutônicas) e extrusivas (ou vulcânicas). As rochas intrusivas são formadas pelo resfriamento e solidificação do magma antes deste atingir a superfície da Terra, estando, portanto, cercadas por outros corpos rochosos constituintes da crosta terrestre superior. As rochas extrusivas, por outro lado, são formadas quando o magma, originado no manto ou na crosta inferior, atinge a superfície da Terra, se espalhando e solidificando, formando massas rochosas. A atividade magmática ocorre nas cordilheiras mesoceânicas e em outras zonas de rifte (zonas de espalhamento), nos arcos de ilhas (zonas de subducção) e nos pontos quentes (vulcanismo intraplaca). Quanto à composição química e mineralógica, as rochas ígneas dos diferentes ambientes tectônicos diferem drasticamente. A Figura 3.1 mostra a distribuição das rochas ígneas na litosfera terrestre, de acordo com a teoria da tectônica de placas. A maioria das rochas ígneas é maciça e homogênea, não apresentando estratificações ou foliações. A presença de amígdalas e a ausência de fósseis são também indicativos da natureza ígnea das rochas.

180


Cráton Continental

Ponto Quente

e.g. riolitos

Arco Vulcânico

Bacia Oceânica

Bordas de placas divergentes

Bordas de placas convergentes

e.g. andesitos nível do mar

gabro

Rochas Ígneas Félsicas e.g. granitos, sienitos, monzonitos, granodioritos etc.

plumas mantélicas

basaltos almofadados

Rochas

Ígneas Máficas

fossa

Máfico

ba

sa

lto

/g

Rochas Ígneas Máficas

Ultramáficas

(rochas ígneas do manto superior) e.g. peridotito/dunito

e.g. dioritos, granodioritos, plagiogranitos

ab

Rochas ígneas intermediárias

ro

Fusão Parcial Resíduo fracionado e.g. dunito peridotito

Figura 3.1 - Distribuição das rochas ígneas na litosfera da Terra. Fonte: http://jmu.edu/geolat/

2. Magma

2.1 Conceito Magma é rocha fundida (ou parcialmente fundida) da qual a rocha ígnea é formada. O magma é constituído, geralmente, de fusão silicatada, embora fusões carbonáticas e sulfetadas também ocorram. Ele migra tanto em profundidade quanto para a superfície terrestre, quando é ejetado como lava. Durante o processo de deslocamento, cristais e fragmentos de rochas, não fundidos, em suspensão, podem ser transportados no magma; substâncias voláteis dissolvidas podem separar em bolhas e algum líquido pode cristalizar durante o movimento.

2.2 Geração O magma é formado quando são alcançadas as condições de temperatura e pressão adequadas para fusão de rochas, ou seja, em profundidade, abaixo da superfície terrestre. Os magmas podem ser formados no manto e na crosta inferior, ou podem representar uma mistura de materiais fundidos do manto e da crosta inferior. O calor e, conseqüentemente, as temperaturas elevadas no interior da Terra (possivelmente causadas por calor residual e calor gerado pela atividade de elementos radioativos) causam a vibração dos íons dos minerais das rochas em suas posições na rede cristalina. Com o aumento do calor, a rede cristalina pode eventualmente entrar em colapso, formando líquido ou material fundido.

PARTE 3

A alta temperatura no interior da Terra ocasiona o gradiente geotérmico, ou seja, o aumento de temperatura com a profundidade. A temperatura aumenta, em média, cerca de 30oC/km em direção ao interior da Terra, em áreas continentais. Os processos de fusão que formam o magma envolvem, além de altas temperatura e pressão, a presença de substâncias voláteis como água (H2O) e dióxido de carbono (CO2). Estes gases exercem papel importante no modo como a rocha é fundida. À medida que a pressão aumenta, a temperatura de fusão também aumenta para rochas que não contenham água. A presença de água ou vapor de água nas rochas causa a diminuição da temperatura de fusão da rocha. Uma rocha hidratada fundirá a uma temperatura mais baixa que uma rocha seca de mesma composição. Além disso, o processo de fusão raramente é completo. Uma mistura de minerais funde em um intervalo de temperatura de cerca de 200oC; sendo assim, a primeira fusão formada tende a subir e se separar do resíduo não fundido, carregando, muitas vezes, junto, cristais isolados e até fragmentos de rochas. A composição do magma formado depende da fração da rocha-mãe que foi fundida antes de a separação ocorrer. Os diagramas a seguir (Figura 3.2) mostram os gradientes geotérmicos para rochas continentais (graníticas) e oceânicas (basálticas).

Magmas Graníticos

Magmas Basálticos

Superfície

Superfície 0

Gradiente Geotérmico

5 10 15 20 25 30

Ponto de fusão crustal magma granítico

35 40 45

0

200

400

600

Fusão ocorre nesta área

Profundidade (km)

Profundidade (km)

0

Fusão ocorre nesta área

100 temperatura aumenta abaixo dos oceanos

200 300 400

magma basáltico

500 800

1000

Temperatura (º C)

0

500

1000

1500

2000

Temperatura (º C)

Figura 3.1 - C. Condições de formação de magmas graníticos e basálticos. Fonte: http://www.coweb.net%7Ebug2/rock.htm

A uma profundidade de 35 a 40km, o gradiente geotérmico é suficiente para iniciar a fusão de rocha de composição crustal média, na presença de água, produzindo um magma granítico. O basalto nas ilhas do Havaí contém pouca água (0,01%), indicando que é derivado de um processo de fusão seco no manto, que tem composição peridotítica. A cerca de 350km (profundidade máxima), o gradiente geotérmico é suficiente para fundir um peridotito anidro e produzir um líquido basáltico. A profundidade de 350km é considerada máxima porque, na presença de água, o ponto de fusão baixaria e a fusão ocorreria a profundidades menores. Este material fundido é menos denso que a rocha encaixante e começa a subir para a superfície, atravessando, fundindo e deformando as camadas sobrejacentes.

181

182


Outros fatores influem na composição do magma formado, como veremos a seguir.

2.3 Composição A variação de composição da maioria dos magmas pode ser visualizada através da composição das rochas ígneas cristalizadas a partir deles. Abaixo estão os intervalos de variação dos conteúdos dos elementos mais comuns nas rochas ígneas, excetuando-se os raros carbonatitos: SiO – 30-78% em peso

MgO – 0-40% em peso

Al O – 3-34% em peso

CaO – 0-20% em peso

Fe2O3 – 0-5% em peso

Na2O – 0-10% em peso

FeO – 0-15% em peso

K2O – 0-15% em peso

2

3

Se partirmos da composição de um peridotito até a composição de um granito, verificamos que as quantidades de SiO2, K2O e Na2O aumentam e a de FeO, FeOtotal e MgO diminuem. As rochas sieníticas com fóides e fonolíticas, rochas com feldspatóides, tendem a ter conteúdos de SiO2 baixos e de Na2O e K2O altos. A Tabela 3.1 a seguir ilustra composições de algumas rochas ígneas. Tabela 3.1 - Composição química de algumas rochas magmáticas brasileiras mafurito

basalto

ne-sienito

sienito

traquito

granito

SiO2

39,09

48,30

56,3

58,07

62,9

65,50

Al2O3

5,64

15,0

20,4

19,01

20,2

15,90

TiO2

5,9

2,60

0,33

0,74

0

0,80

Fe2O3

4,20

7,50

3,0

2,64

3,1

1,20

FeO

8,81

6,00

0,43

0,74

0,42

2,30

MnO

0,21

0,21

0,12

0,17

0,25

0,04

MgO

10,94

4,70

0,13

0,31

0,12

1,10

CaO

14,70

6,50

0,85

2,50

0,38

2,30

Na2O

0,84

3,60

5,1

5,77

6,2

3,40

K2O

1,89

1,40

12,0

8,04

3,3

6,10

P2O5

1,24

0,93

0,08

0,04

na

0,46

PF

4,79

2,3

0,90

0,97

na*

0,17

* H2O+ = 2,00; CO2 = 0,84; F = 0,11 Fontes: Mafurito da Província Alcalina Alto do Paranaíba, região de Carmo do Paranaíba, MG (Sgarbi; Valença, 1995); basalto da suíte Parapuí, Graben Jaibaras, NW do Ceará (Nascimento; Gorayeb, 2004); nefelina sienito cinza do Anel Norte do Maçiço Alcalino de Poços de Caldas, MG (Ulbrich, 1984); sienito do nível médio do Complexo do Tanguá, RJ (Valença, 1980); traquito orbicular da parte central do dique associado ao magmatismo alcalino do Maciço da Pedra Branca, região de Bangu, RJ (Porto Jr. et al., 1991); granito porfirítico da região de Pedra Azul, MG (Fernandes,1991).

PARTE 3

2.4 Processos de modificação de um magma-pai A grande variação nas composições de rochas ígneas pode ser explicada por fatores primários e secundários. Os fatores primários estão relacionados com a origem do magma. Como vimos, o magma é formado por fusão parcial de rochas da litosfera (crosta e manto mais superior) ou de uma região do manto situada imediatamente abaixo da litosfera, que ocorre por perturbações locais na pressão, temperatura ou composição. Em geral, essas perturbações estão associadas aos limites de placas litosféricas, mas manifestações magmáticas relacionadas a ambientes de intraplaca continental ou oceânico também ocorrem. A composição dos materiais fundidos, o grau de fusão parcial e as condições sob as quais a fusão ocorreu são os principais fatores primários que originam a diversidade dos magmas. Os fatores secundários decorrem da evolução do magma parental formado, ou seja, as modificações que esse magma sofre antes e durante a sua cristalização. As possibilidades de evolução magmática podem ser agrupadas como abaixo.

2.4.1 Diferenciação magmática Existem pelo menos quatro mecanismos de diferenciação magmática: fracionamento cristal-líquido, imiscibilidade de líquidos, transporte de vapores e difusão termo-gravitacional. O fracionamento cristal-líquido ocorre quando cristais coexistentes com o líquido são separados do magma, deixando a fusão residual com composição diferente da original. Acumulações desses cristais separados do magma são conhecidas como cumulados (Figura 3.3).

DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA

magmas a temperaturas diferentes criam fluxo turbulento no interior da câmara

Magma cristais depositam nas paredes e no fundo da câmara magmática

mistura de dois magmas Veios e diques magma de composição diferente, não miscível com magma principal

FUSÃO PARCIAL DE ROCHAS DIFERENTES

Figura 3.3 - Processos de diferenciação magmática. Fonte: http://www.gly.fsu.edu/~salters/GLY1000/8Igneous_rocks/8_Igneous_rocks.htm Florida State University – department of geological sciences

183

184


Imiscibilidade de líquidos envolve a separação de um magma originalmente homogêneo em duas frações líquidas coexistentes (Figura 3.3). Em fusões silicatadas, o grau de imiscibilidade é muito pequeno, mas em fusões de composição silicato-carbonato e silicato-sulfeto a imiscibilidade líquida é mais extensa e o processo parece operar em grande escala. Um exemplo de textura de imiscibilidade silicato-carbonato pode ser visto no complexo carbonatítico Catalão I (Ribeiro et al., 2005). Evidências texturais de imiscibilidades de líquidos ocorrem em brecha vulcânica de conduto, constituída de fragmentos da maioria dos tipos petrográficos existentes no complexo. A matriz da brecha é de flogopita picrito. A imiscibilidade inicia com a formação de glóbulos de carbonato, que coalescem para formar bolsões centimétricos a decimétricos, enxames de diques e veios e, finalmente, corpos de carbonatito métricos a decimétricos (Estampa 3.1). No final desta Parte, são apresentadas várias Estampas, com descrições de estruturas magmáticas. O papel do fracionamento líquido é ainda bastante discutido e tem importância secundária quando comparado com o fracionamento cristal-líquido. O fracionamento líquido pode ocorrer por gradiente de temperatura ou por gravidade. Walker e De Long (1982) estudaram a variação composicional desenvolvida em um basalto, mantido acima de sua temperatura liquidus por 219 horas (cerca de 9 dias), num gradiente de temperatura de 265oC, por uma distância de 8mm. O lado quente tornou-se enriquecido em Si, Na e K e o lado frio tornou-se enriquecido em Ti, Fe, Mg e Ca. O efeito do fracionamento líquido foi comparável em magnitude ao grau de diferenciação que poderia ser obtido pelo fracionamento de cristal. A difusão gravitacional envolve a separação dos compostos pesados e leves por gravidade em um magma completamente fundido. Ivanov et al. (1975) estudaram experimentalmente a difusão gravitacional. Um basalto fundido a 1.400oC foi submetido a uma aceleração de 103 vezes a aceleração da gravidade em uma centrífuga, por 30 minutos. A fusão foi, então, resfriada e analisada em microssonda eletrônica. O fracionamento apresentado não correspondia a nenhum tipo familiar de variação magmática. SiO mi2 grou para o topo e Al2O3 para o fundo da fusão, mas Fe, Mg, Ca e Ti mantiveram uma distribuição uniforme. A difusão de água em um magma por qualquer mecanismo teria importância particular devido à tendência de certos cátions, particularmente os elementos alcalinos, de serem coordenados pelas moléculas de água. Como sugerido por alguns pesquisadores (ver Hildreth, 1981), a influência combinada de um gradiente térmico vertical e um campo gravitacional, em um corpo de fusão silicática, pode produzir um sistema convectivo que produziria transporte químico por difusão. No modelo imaginado, uma cobertura de magma mais frio, menos denso, mais silicoso e mais rico em água se formaria no topo da câmara magmática. A formação dessa cobertura dependeria de vários fenômenos relacionados, mas pouco compreendidos.

PARTE 3

2.4.2 Contaminação ou assimilação Os magmas muitas vezes incorporam material das rochas encaixantes. Esse processo é chamado de contaminação ou assimilação e pode ocorrer por fusão, reação ou incorporação mecânica dos materiais estranhos ao magma (Figura 3.4). rochas encaixantes

a b c B A C Figura 3.4 - Assimilação de fragmentos das rochas encaixantes durante ascensão do magma.

Fonte: http://www.gly.fsu.edu/%7Esalters/GLY1000/8Igneous_rocks/Slide23.jpg Florida State University – department of geological sciences

Existem dois mecanismos diferentes pelo qual o material contaminante pode ser incorporado ao magma: a) fusão e mistura da fração fundida do material contaminante ao corpo principal de magma; b) reação química e incorporação mecânica, não envolvendo fusão. Este segundo processo é o mais importante e freqüente. Para um magma conseguir fundir suas rochas encaixantes deve fornecer calor equivalente ao calor latente de fusão do material das rochas encaixantes. Sendo assim, a quantidade de rocha encaixante fria que um magma pode assimilar é limitada pela energia térmica do próprio magma. A transferência de calor do magma para rochas mais frias ocasiona a solidificação do magma na área de transferência, formando uma barreira de rocha sólida ao redor de parte do corpo magmático, impedindo outras interações químicas por difusão. Os efeitos da assimilação podem ser percebidos em muitos sistemas magmáticos com base em alguns critérios: a) a rocha contaminada está localizada próximo ao limite entre o material magmático parental e a rocha encaixante. b) a presença de xenólitos fisicamente desagregados e xenocristais corroídos em material magmático. c) a rocha contaminada tem composição química intermediária entre o material contaminante e o material magmático parental.

2.4.3 Mistura de magmas Magmas de composições diferentes podem ocorrer juntos e, portanto, há possibilidade de haver misturas entre eles, formando um produto híbrido de composição intermediária; por outro lado, diferenças de densidade e viscosidade tendem a inibir esse processo.

185

186


A mistura magmática é difícil de ser comprovada, embora existam exemplos. As chamadas “lavas misturadas” e os agmatitos venulados em rede são exemplos de mistura física de magmas diferentes (Figura 3.5). Estes dois exemplos representam um estágio inicial de mistura magmática; para se obter uma homogeneização maior, com interação química mais profunda, seria necessário tempo e, principalmente, energia térmica e/ou mecânica consideráveis.

1 cm Figura 3.5 - Riolito-basalto misturados do Rio Gardiner, Parque Nacional de Yellowstone, EUA. Fonte: Best, 1982.

Riolito-basalto misturados do Rio Gardiner, Parque Nacional de Yellowstone, EU o de Best, 1982). 2.5 Consolidação do magma A consolidação de um magma pode ocorrer essencialmente onde ele foi gerado, por resfriamento e cristalização. A maioria dos magmas, entretanto, se move geralmente para cima, pois líquidos possuem mobilidade e tendem a ser menos densos que sólidos. Isso permite que se consolidem em outro lugar. Magmas cristalizam devido a mudanças significativas nas variáveis de estado — pressão (P), temperatura (T) e composição (X) — como decréscimo de temperatura ou diminuição da concentração de água. Durante a cristalização, os minerais precipitam sequencialmente

PARTE 3

187

num intervalo de temperatura e, eventualmente, pressão. A seqüência exata de formação e a natureza dos minerais formados dependem de suas solubilidades específicas e da composição química e pressão confinante da fusão. Como a maioria dos minerais formadores de rocha são soluções-sólidas, os equilíbrios cristal-líquido são dominados por comportamento incongruente; fusões residuais subalcalinas são enriquecidas em Na, K e Fe em relação aos cristais precipitados, que são enriquecidos em Ca e Mg. As relações de reação cristal-líquido são feições fundamentais em um corpo magmático em processo de cristalização. Existem dois tipos de séries de reações cristalinas: a série de reação contínua e a série de reação descontínua. Estas séries foram descobertas por Bowen e colaboradores, em magmas máficos. Segundo Bowen (1928), estas séries seriam uma simplificação do processo de cristalização magmática, com o objetivo de se apresentar o assunto, muito complexo, de forma concreta. As séries de reação de Bowen (Figura 3.6) consistem de duas séries paralelas condicionadas pela temperatura, da mais alta para a mais baixa: uma série descontínua de olivina, piroxênio, anfibólio e biotita; e uma série de reação contínua de plagioclásio cálcico até sódico.

Composição do magma

Temperatura ortoclásio quartzo cristalização tardia, baixa T (~600ºC)

muscovita rico em Na

anfibólio

ás io

cristalização simultânea

cl

olivina

io

piroxênio

intermediário andesítico

ag

biotita

pl

cristalização inicial, alta T (~1200ºC)

félsico, riolítico (alta SiO2)

rico em Ca

máfico, basáltico ultramáfico (baixa SiO2)

Figura 3.6 - Séries de cristalização de Bowen. Fonte: http://www.gly.fsu.edu/%7Esalters/GLY1000/8Igneous_rocks/Slide23.jpg Florida State University – department of geological sciences

A série de reação contínua consiste de reações ininterruptas entre cristais de solução sólida, formados previamente, e o material fundido, à medida que a T e a P mudam dentro de um intervalo amplo. O sistema plagioclásio é um exemplo de série de reação contínua e pode ser expresso como se segue: plagioclásioa + fusãom = plagioclásiob + fusãon A série de reação descontínua consiste na reação de cristais previamente formados e o material fundido, causando a transformação dos primeiros e a precipitação concomitante de uma nova espécie mineral. O exemplo tradicional da série de reação descontínua é: olivina + fusãom = piroxênio + fusãon As séries de reações cristalinas contínuas e descontínuas podem ocorrer em sistemas magmáticos naturais, paralelamente umas às outras, refletindo a complexidade

188


dos processos de cristalização magmática. A exata natureza dessas séries nas rochas ígneas depende da pressão e composição do sistema magmático. Reações incompletas entre cristais e fusão durante a precipitação originam cristais com zonamento composicional, bordas de reação e outros padrões de variação composicional no corpo de rocha magmática. Quando o magma é ejetado de um vulcão pode ser tão rapidamente resfriado que a formação de cristais não ocorre. O resultado é uma rocha vítrea, composta por materiais amorfos. Essa rocha tem uma textura chamada vítrea. O vidro vulcânico é, portanto, um líquido extremamente viscoso. A obsidiana é um vidro natural que ocorre comumente em lavas, com composição semelhante à do granito e riolito.

2.6 Alteração das rochas magmáticas Além dos efeitos magmáticos primários, as rochas ígneas são sujeitas a alterações pós-consolidação. Como muitos desses efeitos ocorrem em resposta às atividades magmáticas finais, essas alterações podem ser consideradas como parte do ciclo relacionado às rochas magmáticas. Os processos mais comuns são os seguintes: Cloritização

– alteração de hornblenda, biotita e, menos comumente, outros minerais máficos para formar clorita.

Saussuritização – alteração de plagioclásio cálcico, como labradorita, para uma mistura composta principalmente por albita e um ou mais minerais do grupo do epidoto, mais ou menos calcita, sericita e uma ou mais zeólitas. Fenocristais esverdeados com aspecto gorduroso em alguns basaltos são ilustrativos desse tipo de alteração. Serpentinização – alteração de minerais máficos, especialmente olivina, para serpentina. Espilitização

– alteração de plagioclásio cálcico, especialmente em basaltos, em albita.

Uralitização

– substituição de piroxênio para anfibólio, tipo hornblenda, chamado uralita.

Os resultados de cada um desses processos, com exceção da espilitização, podem ser observados macroscopicamente.

PARTE 3

3. Modos de Ocorrência das Rochas Magmáticas

3.1 Rochas intrusivas As rochas plutônicas ou intrusivas são formadas pela consolidação do magma, gerado em profundidade, no interior da crosta. A gravidade representa o papel mais importante no estabelecimento das rochas ígneas plutônicas. O modo de intrusão é grandemente determinado pela diferença de densidade entre o magma e as rochas encaixantes; outros fatores, como a viscosidade do magma ou o regime de tensão nas rochas encaixantes, têm apenas uma influência modificadora. Todos os corpos intrusivos são denominados “plútons” (Estampa 3.2). Podem ser distinguidos de acordo com seu tamanho e relação com as rochas encaixantes (Figura 3.7).

caldeira vulcânica com cone

cone de cinzas

picos cobertos com lava conduto vulcânico e diques

fluxo de lava conduto

vulcão

soleira fluxos de lava

lopolito

batólito

tetos pendentes

xenólitos

dique

lacolito

stock

Figura 3.7 - Alguns tipos de ocorrências das rochas magmáticas e suas relações com as rochas encaixantes. Fonte: segundo Dietrich; Skinner, 1979.

Autores: Os corpos intrusivos menores são veios, diques (tabulares discordantes), apófises (diques ou veios com ligações evidentes com corpos intrusivos maiores), soleiras (tabulares concordantes), lacólitos (forma de um cogumelo), lopólitos (forma de pires), facólito (forma de uma sela) e pescoços vulcânicos (consolidação do magma dentro de chaminés vulcânicas). Diatremas são condutos vulcânicos de kimberlitos no formato, em geral, de funil, nos quais as rochas são fragmentadas devido à rápida descompressão dos gases magmáticos (Estampas 3.3 e 3.4).

189

190


Os corpos intrusivos maiores são representados pelos batólitos (corpos que se apresentam em superfície superior a 100km2) e pelos stocks (área menor). Ambos, batólitos e stocks, são corpos intrusivos discordantes, que cortam as estruturas das rochas encaixantes.

3.2 Rochas extrusivas As rochas ígneas extrusivas são produtos da atividade vulcânica. Elas se formam na superfície quando a lava se espalha e endurece; ou são constituídas de fragmentos de rocha (formadas da consolidação do magma no ar), cristais ou de rochas do conduto, ejetados de chaminés por explosões violentas de magma rico em fases voláteis. Os modos de ocorrência dos corpos rochosos, em grande escala, incluem os vulcões (Estampa 3.2), as caldeias vulcânicas, os domos de lava, os grandes derrames de lava e as corridas de lavas. Os vulcões diferem na forma, em função do tipo de magmatismo: vulcões fissurais (fissuras), vulcões de escudo e estrato-vulcões. As erupções fissurais (vulcanismo de rifte) não formam cone vulcânico. A presença de fissuras profundas na crosta permite a ascensão do magma, em geral de composição básica, originado na base da litosfera. Os “vulcões fissurais” formam derrames de lava cobrindo uma vasta área, derivando de um magma muito fluido. Esse tipo de magmatismo pode produzir uma cobertura espessa de lava basáltica, mais comumente chamada de platô basáltico, e a acumulação de numerosas corridas de lavas pode resultar num platô de até 3.000 metros de espessura. O platô basáltico brasileiro cobre uma área de 700.000km2 na Bacia do Paraná e espessuras máximas que ultrapassam 1.500m. Os vulcões de escudo são vulcões centrais típicos. Eles são construídos a partir de um magma muito fluido, que escapa de uma chaminé tubular e derrama em todas as direções. No topo, vulcões de escudo têm em geral crateras achatadas, com laterais bem inclinadas, que colapsam de vez em quando, devido ao enfraquecimento de suas bases pela lava. Existem dois tipos de vulcões de escudo. O tipo islândico é representado por pequenos vulcões, como o Skjaldbreid, raramente atingindo 1.000m de altura e algumas vezes com apenas 100m, enquanto o diâmetro de sua base pode ser de até 20 vezes sua altura. Os vulcões de escudo do tipo havaiano são, entretanto, de dimensões gigantescas. Mauna Loa, incluindo a parte submersa na água, tem cerca de 10.000m de altura e um diâmetro de base de cerca de 400km. Suas encostas são muito suaves e o topo é um platô contendo uma cratera minada com laterais muito inclinadas na qual freqüentemente se forma um lago de lava. Os estratos-vulcões incluem todos os cones vulcânicos formados por alternância de lavas e acumulações de material clástico. A forma mais simples de vulcão estratificado é a de um cone truncado com lados côncavos, com uma cratera no topo, de onde a erupção ocorre. Mais tarde, fissuras radiais podem se abrir ao longo das quais podem ocorrer erupções. Quando o magma é fluido, numerosas chaminés eruptivas se abrem

PARTE 3

ao longo do comprimento das fissuras. Aquelas mais altas atiram escória e as mais baixas emitem lava. Crateras de vulcões estratificados ativos estão sujeitas a variações freqüentes. Erupções explosivas violentas alargam e aprofundam a cratera, ao passo que erupções efusivas sucessivas enchem a cratera novamente. Mudanças espetaculares ocorrem quando, durante erupções particularmente explosivas, todo o conduto e parte da câmara magmática explodem. A parte central do vulcão não está mais sustentada e colapsa, formando uma enorme cratera de cume, conhecida como caldeira, na qual novas estruturas vulcânicas podem, mais tarde, serem formadas. Exemplos de estrato-vulcões são o Etna e o Vesúvio, na Itália. Erupções de magmas muito viscosos, de composição ácida, formam, principalmente, domos de lava congelados, ou domos endogênicos. Primeiramente, estes têm aparência de um capacete, com uma fina crosta solidificada. Sob a força do magma fluindo da chaminé, a crosta se quebra em blocos que descem pelos flancos e forma um anel de fragmentos ao redor do domo. Um exemplo clássico de domo de lava é o Monte Tarawera, na Nova Zelândia. Os “lençóis” de ignimbrito são outra estrutura vulcânica típica. Sua origem, semelhante a das camadas de basaltos, está relacionada de perto com a formação de fissuras, através das quais o magma viscoso se introduz. Erupções explosivas então ocorrem, quando os gases, escapando violentamente do magma, saem pelas fissuras carregando púmice incandescente de pequenos fragmentos. Isto origina uma “nuvem brilhante”, composta por uma suspensão extremamente móvel de material parcialmente fundido a altas temperaturas, que se expande enormemente e pode se movimentar a velocidades muito altas. O depósito dessas nuvens incandescentes flutuantes forma uma enorme camada de ignimbrito. Corpos extrusivos menores incluem corridas de lava conhecidas como pahoehoe e aa. Estes termos foram escolhidos pelo povo havaiano nativo para descrever as lavas nas ilhas vulcânicas do Havaí. O nome “pahoehoe” significa “lava que se pode andar descalço sobre ela”, pois são lavas lisas e limitadas por superfícies arredondadas; “aa” significa “lava que não se pode andar descalço sobre ela”, pois são formadas por blocos de formas angulares, cobertos por fraturas devido ao resfriamento. A lava em corda ou “pahoehoe” é uma lava basáltica, que, em contato com o ar, resfria-se formando uma crosta fina, enquanto o fluxo magmático continua abaixo dela, criando feições retorcidas na película rochosa em processo de solidificação (Estampa 3.5). A lava em bloco ou “aa” forma-se quando o escape de gases dissolvidos no magma durante a consolidação causa rápido aumento na viscosidade do material superficial. O fluxo desse tipo de lava é naturalmente mais lento que o da lava pahoehoe. Desse modo, é produzida uma capa mais grossa, que pode atingir de 3 a 4m. A lava aa se quebra em blocos irregulares, na medida em que o fluxo magmático interno continua (Estampa 3.5). Túnel de lava é formado no interior de uma corrida de lava pelo resfriamento da superfície da lava que permanece imóvel. O fluxo interno da lava continua a uma temperatura elevada, protegido pela crosta endurecida de lava, e pode percorrer grandes distâncias (Estampa 3.6).

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4. Estruturas das Rochas Ígneas A estrutura de uma rocha ígnea compreende as descontinuidades apresentadas pelas rochas e todo tipo de variações texturais. Normalmente, as estruturas só podem ser descritas em relação a massas de rochas maiores que uma amostra de mão, e a maioria de suas características pode ser relacionada às condições físicas que existiam quando a rocha foi formada.

4.1 Estruturas de pequena escala

4.1.1 Vesículas Entre as feições estruturais mais comuns das rochas vulcânicas estão os “poros” deixados pelo escapamento de gases da lava em resfriamento. Estas cavidades são chamadas “vesículas” e as rochas nas quais elas ocorrem são ditas “vesiculares” (Estampa 3.7). Quando as cavidades ocorrem muito próximas umas das outras e formam grande parte da rochas originam uma estrutura escoriácea. Sua abundância relativa é ainda maior na rocha vítrea siálica, denominada púmice, que é essencialmente espuma vulcânica congelada. Quanto à forma, as vesículas variam de arredondada a oval e, quanto ao tamanho, de milimétrica a centimétrica; aquelas formadas enquanto a lava estava ainda em movimento tendem a ser achatadas e a se orientar na direção do fluxo. Outras são cilíndricas ou de formas irregulares, dependendo da forma como ocorre o escape dos gases da lava em resfriamento; a maioria das alongadas ocorre em arranjos subparalelos.

4.1.2 Amígdalas Muitas vesículas são parcialmente ou completamente preenchidas por quartzo, calcedônia, opala, calcita, epidoto, zeólitas ou outros minerais. Essas estruturas são chamadas de amígdalas e as rochas em que elas estão presentes são chamadas amigdaloidais (Estampa 3.7). Algumas têm um padrão de preenchimento concêntrico, outras contêm séries de camadas horizontais dispostas em arranjo centrípeto e outras possuem uma cavidade central para a qual, a partir das paredes, se projetam cristais bem formados.

4.1.3 Esferulitos São massas subesféricas, de cores claras, que em geral consistem de fibras e placas finas de álcali-feldspatos, irradiando a partir de um centro. A maioria é milimétrica a centimétrica, mas alguns podem ter diâmetro métrico. Aqueles relativamente grandes

PARTE 3

tendem a ter uma estrutura interna complexa, contendo camadas concêntricas de fibras de feldspato com ou sem quartzo, tridimita ou vidro associado. Esferulitos ocorrem principalmente em rochas vulcânicas vítreas; ocorrem também em rochas parcial ou totalmente cristalinas, que incluem tipos intrusivos de pequena profundidade. Muitos são claramente produtos de cristalização rápida, talvez em pontos de concentração de gases em magmas em resfriamento. Outros, por outro lado, foram formados mais lentamente, pela desvitrificação de vidros vulcânicos, provavelmente logo após seu endurecimento e enquanto eles estavam ainda relativamente quentes.

4.1.4 Litófises Também conhecidas como “bolhas de pedra” são cavidades mais ou menos esféricas, compostas por camadas concêntricas de álcali-feldspatos finamente cristalinos, separadas por espaços vazios. São comumente associadas aos esferulitos, em rochas vulcânicas vítreas ou parcialmente cristalinas, de composição siálica. Têm tamanhos em geral centimétricos. As litófises são associadas a episódios curtos de cristalização rápida, alternados com períodos de escapamento de gases quando os espaços vazios são abertos, rompendo-se as camadas de feldspatos, ou por contração associada com resfriamento. As cavidades curvas comumente são marcadas pela presença de diminutos cristais de quartzo, tridimita, feldspato, topázio ou outros minerais depositados a partir dos gases.

4.1.5 Perlitos São áreas de algumas rochas vítreas de composição silicática, marcadas pela presença de fraturas fortemente curvas, dispostas concentricamente, que promovem a ruptura da rocha em massas arredondadas. Perlito é mais comum em rochas silicáticas vítreas que interagiram com água e se tornaram hidratadas. Durante o processo de hidratação, a água penetra no vidro quebrando as ligações Si-O, causando uma expansão na estrutura do vidro e originando as fraturas curvas. O grau de hidratação do vidro, indicado pela quantidade de perlito formado, depende do clima e do tempo. Em uma dada área, onde o clima é considerado consistente, a espessura de hidratação da superfície do vidro foi usada por arqueólogos para datar artefatos, como flechas, compostos de vidro vulcânico escuro (obsidiana) confeccionado por nativos americanos no passado.

4.1.6 Miároles Rochas miarolíticas são rochas faneríticas, em geral félsicas, caracterizadas pela presença de lentes ou camadas, normalmente com espessuras máximas de alguns centímetros, nas quais seus minerais essenciais são subédricos a euédricos, de granulação mais grossa, ou apresentam textura pegmatítica. Muitos desses corpos, chamados de miároles, contêm cavidades centrais com os cristais dispostos ao redor destas, que são chamadas de drusas ou cavidades miarolíticas. Uma disposição interna, zonada,

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dos minerais é também comum e a seqüência mais característica é o intercrescimento gráfico de feldspato alcalino e quartzo, feldspato alcalino e um preenchimento central de quartzo. Estrutura miarolítica representa provavelmente uma concentração local de gases durante as fases finais de cristalização da rocha hospedeira. Exemplos brasileiros de granitos portadores de cavidades miarolíticas são encontrados na região de Arenópolis e Piranhas, na porção sul do estado de Goiás.

4.1.7 Orbículas O termo “orbicular” é aplicado a massas arredondadas com camadas concêntricas, semelhante à cebola, distribuídas de várias maneiras em rochas faneríticas, de composições silicáticas a básicas. As camadas, em cada estrutura individual, são tipicamente finas, irregulares e bem definidas. Distinguem-se das suas vizinhas imediatas em textura ou composição. Algumas camadas contêm cristais minerais tabulares ou prismáticos, distribuídos radialmente em relação à orbícula que as contêm e, portanto, são semelhantes aos esferulitos em rochas vulcânicas. Os minerais na maioria das orbículas são os mesmos da rocha que as contém, mas não são necessariamente nas mesmas proporções. A estrutura concêntrica parece refletir uma cristalização rítmica em relação a centros específicos, comumente nos estágios iniciais de consolidação da massa rochosa geral. No município do Rio de Janeiro, ocorre um traquito orbicular (Estampa 3.8) em dois diques associados ao magmatismo alcalino de idade Mesocenozóica (Porto; Valente, 1989).

4.1.8 Estrutura glomeroporfirítica Nas rochas porfiríticas há dois elementos texturais contrastantes pela dimensão: os fenocristais e os cristais formadores da matriz. Quando os fenocristais se concentram em certos pontos da rocha, tem-se uma estrutura glomeroporfirítica.

4.1.9 Estrutura nodular Quando cristais se concentram em massas arredondadas, ou nódulos, a estrutura é dita nodular.

4.2 Estruturas de grande escala Muitos tipos de estrutura de grande escala ocorrem tanto nas rochas intrusivas quanto nas extrusivas. Algumas são descritas a seguir:

PARTE 3

4.2.1 Estruturas clásticas São feições que expressam o acúmulo de fragmentos ou a ruptura e o deslocamento de material sólido. Em ambientes vulcânicos, essas estruturas resultam de atividade explosiva ou da incorporação de fragmentos sólidos pela lava em movimento. São, portanto, características das rochas piroclásticas. Entre as rochas plutônicas, elas aparecem principalmente em zonas, que podem ser tanto restritas como extensas, de fraturas, deslocamentos e granulações, mais bem observáveis ao microsocópio. Essas feições desenvolvidas antes do final da consolidação da rocha são chamadas protoclásticas; aquelas desenvolvidas após a consolidação final, são as cataclásticas.

4.2.2 Estruturas de fluxo São feições planares ou lineares resultantes do fluxo de magma, contendo ou não cristais. Várias formas de acamamento ou lineamento, fraca a perfeitamente definidos, refletem a não-homogeneidade composicional ou textural e são, muitas vezes, acentuados por concentração ou orientação preferencial de cristais, inclusões, vesículas, esferulitos e outras feições.

4.2.3 Fraturas São superfícies de ruptura, com rugosidades variadas, diretamente associadas com a formação da rocha ou posteriormente impostas a ela. Fraturas primárias, também denominadas diáclases, geralmente podem estar relacionadas com a formação da rocha ou com o resfriamento subseqüente da massa de rocha encaixante. A disjunção colunar ou prismática encontrada em várias rochas vulcânicas básicas é um resultado típico da contração por resfriamento (Estampa 3.9). A disjunção esferoidal consiste em uma série de fraturas concêntricas esféricas ou elípticas, freqüentes em rochas eruptivas básicas, como diabásios, gabros etc. Em geral, o intemperismo da rocha acompanha essas superfícies de fraqueza, ressaltando a presença das fraturas, sendo esse tipo de alteração conhecido como “casca de cebola” (Estampa 3.10).

4.2.4 Inclusões ou encraves São massas angulares ou arredondadas, de material sólido, inclusas em uma rocha de composição ou textura reconhecidamente diferente. Aquelas constituídas de material mais velho (antigo), não relacionado diretamente com a rocha encaixante, são denominadas “xenólitos”; aquelas representadas por partes mais antigas, quebradas e isoladas do mesmo corpo ígneo que as engloba, são chamadas “xenólitos cognatos” ou “autólitos” (Estampas 3.4 e 3.11).

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4.2.5 Estruturas em almofadas (pillow) São agregados de massas ovais parecendo almofadas ou sacos de grãos em forma e tamanho, que ocorrem em muitas rochas vulcânicas básicas. As massas são separadas ou intercomunicadas e cada uma possui uma crosta vesiculada espessa ou uma camada mais fina e densa de vidro. A parte interna, normalmente, é de granulação mais grossa e menos vesiculada. Estrutura almofadada é formada por resfriamento rápido de lava altamente fluida, em contato com água ou sedimentos saturados em água, acompanhada do desenvolvimento de protuberâncias com crostas elásticas resistentes. À medida que mais lava é introduzida em cada protuberância, esta se transforma em almofada e continua crescendo, até que a ruptura da crosta permite o escapamento de lava fresca que forma uma nova protuberância e uma nova almofada (Estampa 3.12).

4.2.6 Segregações São tipos especiais de inclusões, que são intimamente ligadas a suas rochas hospedeiras e, em geral, são ricas em um ou mais dos minerais da rocha hospedeira. Elas variam de pequenas porções a camadas extensas de acumulações de cristais por gravidade, no magma, em estágios iniciais da cristalização, até concentrações de material de granulação grossa, desenvolvida in situ, em fase bem tardia de cristalização.

4.2.7 Estruturas zonadas São arranjos de unidades de rocha com composições ou texturas contrastantes em um corpo ígneo, comumente em disposição, grosso modo, concêntrica. Bordas resfriadas (limites de granulação fina ou vítrea ao longo das bordas de muitos corpos extrusivos ou intrusivos, próximos à superfície) representam o resfriamento rápido do magma ao longo dos contatos com a rocha encaixante mais fria. Outros tipos de zonamentos geralmente refletem a cristalização fracionada do magma e são úteis para traçar o curso de diferenciação magmática.

5. Texturas de Rochas Magmáticas A textura de uma rocha ígnea normalmente é definida pela forma e pelo tamanho absoluto e relativo de seus cristais minerais e pelas relações espaciais entre eles. A textura pode ser descrita independentemente do total da rocha, e suas características geométricas indicam as condições em que a rocha foi formada.

PARTE 3

Entre as propriedades fundamentais das rochas ígneas estão a cristalinidade e a granulação. Esses termos refletem diferenças na composição dos magmas e as diferenças entre os diversos ambientes de formação de rochas vulcânicas e plutônicas. A cristalinidade da rocha pode ser classificada nas seguintes categorias: holocristalina - totalmente cristalina hipocristalina - material cristalino e vítreo holohialina - totalmente vítrea

As rochas holocristalinas, nas quais os cristais minerais podem ser reconhecidos com a vista desarmada ou com lupa de mão, com ampliação de até 10 vezes, são chamadas faneritos e sua textura, chamada fanerítica. Aquelas rochas com cristais minerais tão pequenos que seus contornos não podem ser observados a não ser com a ajuda de um microscópio são chamadas afanitos e sua textura, chamada afanítica. Rochas afaníticas são ainda descritas como microcristalinas ou criptocristalinas, dependendo se seus constituintes individuais podem ser, ou não, identificados ao microscópio óptico (Estampa 3.13). Texturas afaníticas ou vítreas representam resfriamento relativamente rápido do magma e, portanto, são encontrados, principalmente, entre as rochas vulcânicas. A maioria das rochas afaníticas é caracterizada por cristais minerais com diâmetros menores que 0,3mm. As rochas afaníticas podem ser microcristalinas (cristais identificáveis ao microscópio óptico) ou criptocristalinas (cristais não identificáveis ao microscópio óptico). Resfriamentos mais lentos, seja abaixo da crosta terrestre ou no interior de massas espessas de lava, favorecem a formação e o crescimento de cristais, originando as rochas faneríticas. Essas rochas podem ser divididas de acordo com o tamanho dos cristais, usando-se o diâmetro médio dos cristais dominantes na rocha (Tabela 3.2). Tabela 3.2 - Classes de granulação granulação fina

< 2mm

granulação média

2-5mm

granulação grossa

5mm - 2cm

granulação muito grossa

>2cm

As rochas cujos cristais são aproximadamente do mesmo tamanho são ditas equigranulares; aquelas que possuem cristais claramente maiores, cercados por cristais significativamente menores, são chamadas porfiríticas (Figura 3.8).

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198


a

b

c

d

Figura 3.8 – Diferentes modalidades de texturas porfiríticas: (a) vitrófiro; (b) afanito porfirítico ou pórfiro (ex.: andesito porfirítico, riolito porfirítico, riolito pórfiro); (c) fanerito de matriz afanítica escassa (ex.: granito pórfiro, sienito pórfiro); (d) fanerito porfirítico (ex.: granito porfirítico etc.). Fonte: Barbosa, 1974.

Quando se tenta interpretar a origem das texturas de rochas ígneas deve-se saber uma regra geral simples: quanto mais rápido um magma se resfria e consolida, menor será a granulação das rochas formadas (Figura 3.9). Considerando-se os diversos ambientes geológicos onde ocorre o resfriamento de um magma, pode-se dizer que o magma resfriado a grandes profundidades no interior da crosta terrestre tende a ter um resfriamento mais lento e formar rochas de granulações grossas; por outro lado, magmas derramados na superfície da crosta terrestre tende a ter um resfriamento muito rápido e formar rochas de granulações finas, ou mesmo congelar e formar vidro vulcânico.

resfriamento lento

resfriamento rápido

Figura 3.9 - Desenho esquemático mostrando a relação entre velocidade de resfriamento do magma e tamanho dos cristais formados.

Os cristais minerais constituintes de uma rocha podem ser classificados de acordo com o grau de perfeição de suas formas cristalinas. Três grupos de termos descritivos são utilizados para se indicar o grau de desenvolvimento das faces de um cristal: euédrico = idiomórfico = faces totalmente desenvolvidas subédrico = hipidiomórfico = faces parcialmente desenvolvidas anédrico = xenomórfico = ausência de faces

Além do grau de desenvolvimento das faces cristalinas, os cristais minerais podem ser descritos, de acordo com o seu hábito ou forma, como equidimensional, tabular, em ripas, achatado, alongado, fibroso, acicular e irregular. Uma rocha equigranular, caracterizada por apresentar minerais essenciais de uma mesma ordem de tamanhos, pode ser classificada como idiomórfica granular, hipidiomórfica granular ou xenomórfica granular, dependendo da ocorrência de minerais dominantemente idiomórficos, hipidiomórficos ou xenomórficos.

PARTE 3

A Figura 3.10 ilustra as texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cristais.

Idiomórficas

Hipidiomórficas

Xenomórficas

Equigranular

Equigranular

Equigranular

Inequigranular

Inequigranular

Inequigranular

Figura 3.10 - Texturas de rochas magmáticas em função da forma dos cristais. Fonte: Adaptado de Dorado, 1989.

Rochas inequigranulares são geralmente caracterizadas por uma trama seriada, na qual a variação no tamanho dos cristais é gradual e contínua, ou uma trama porfirítica, envolvendo mais de um intervalo de tamanhos de cristais. Esses dois tipos de texturas são comuns. Os cristais relativamente grandes de uma rocha porfirítica são chamados fenocristais; a massa de material fino é chamada de matriz da rocha. É comum, em muitas rochas vulcânicas, os fenocristais ocorrerem em agregados, determinando uma textura glomeroporfirítica, os grupos de minerais sendo chamados glomerocristais. Algumas vezes, esses glomerocristais são monominerálicos, mas, mais comumente, são compostos por dois ou mais minerais. Xenocristais são cristais que não cristalizaram do magma que deu origem à rocha. São trazidos pelo magma, tendo sido arrancados acidentalmente das rochas encaixantes durante a subida deste. Um agregado de xenocristais forma um xenólito. O tamanho dos fenocristais independe de sua abundância em relação à matriz e suas formas variam de euédricas a anédricas. Como os constituintes da matriz de uma rocha ígnea porfirítica variam bastante em tamanho e grau de cristalinidade, pode-se ter textura porfirítica em rochas faneríticas, afaníticas e vítreas. A mudança brusca de granulação entre fenocristais e grãos da matriz reflete uma variação nas condições que afetam a cristalização do magma. Assim, os fenocristais de muitas rochas crescem lentamente em profundidade e, depois, o magma sobe até níveis mais elevados no interior ou alcança a superfície da Terra como lava, resfriando muito mais rapidamente, e endurece, formando uma matriz de granulação fina ou vítrea. Uma rocha vulcânica porfirítica com matriz vítrea é descrita como tendo uma textura vitrofírica e pode ser chamada de vitrófiro. Outras rochas porfiríticas refletem deslocamentos menos

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drásticos e mudanças nas condições de temperatura, pressão e razão de cristalização mais sutis e complexas. Muitos fenocristais podem ter se desenvolvido no local onde eles se encontram agora e alguns podem representar sistemas com duas fases fluidas, a saber: magma e gás coexistente. Avaliações da composição de fenocristais, sua distribuição e de seus períodos de crescimento em relação aos componentes da matriz que os envolve são importantes para a compreensão de muitos processos ígneos. O contato entre os cristais minerais é descrito como superfícies planares, suavemente curvadas, sinuosas, suturadas ou irregulares. A distribuição e orientação dos cristais minerais e dos cristais minerais e vidro são outros elementos da textura que podem ser úteis para se estimar as condições e a seqüência de formação dos minerais nas rochas ígneas. Texturas direcionadas são produzidas pela orientação preferencial dos grãos achatados, tabulares ou alongados, originando arranjos, grosso modo, planares ou lineares; são geralmente resultantes do fluxo magmático. Textura gráfica refere-se ao intercrescimento regular de dois minerais, um deles geralmente servindo como hospedeiro e o outro aparecendo nas superfícies do hospedeiro, como unidades alongadas ou em cruz, com orientação grosso modo consistente. É chamada gráfica devido à forma dos minerais, que lembra a escrita hieroglífica. O intercrescimento gráfico de quartzo e feldspato é um bom exemplo (Estampa 3.14). Exemplos brasileiros de granitos portadores de textura gráfica são encontrados na região de Perus, na porção norte da cidade de São Paulo (SP). Textura ofítica é um termo geralmente usado para rochas basálticas e se refere a uma situação em que as dimensões dos grãos de piroxênio são bem maiores que as dos grãos de plagioclásio; assim, numerosas ripas de plagioclásio podem estar inclusas em grãos individuais de clinopiroxênio. Textura subofítica é um termo também usado para rochas basálticas, diabasóides e gabróicas e se refere a uma situação em que os grãos de clinopiroxênio são um pouco menores que na textura ofítica e não muito maiores que os cristais de plagioclásio; eles englobarão, portanto, apenas parcialmente as ripas de plagioclásio. A textura poiquilítica descreve a ocorrência de um mineral que é distribuído irregularmente, com os cristais orientados ao acaso, em cristais hospedeiros bem maiores de um outro mineral. As texturas reacionárias ocorrem nas margens corroídas de cristais, pela corrosão das bordas de cristais de um mineral por agregados de granulação fina de outro mineral, ou como resultado de outras feições que indicam remoção parcial de material cristalino, por reação com o magma ou outro fluido.

PARTE 3

6. Paragênese Mineral Os minerais que predominam na composição das rochas magmáticas pertencem a sete grupos de silicatos, a saber: quartzo (grupo da sílica), feldspatos, feldspatóides, micas, anfibólios, piroxênios e olivinas. Esses minerais podem ocorrer como constituintes únicos ou associados a um ou dois outros minerais, formando as diversas rochas ígneas. As proporções dos diversos grupos são interdependentes e relacionadas à tendência de um equilíbrio químico durante a cristalização dos magmas. Cada rocha é caracterizada por uma associação de minerais específica, denominada paragênese mineral. No diagrama de variação mineralógica nos tipos mais comuns de rochas ígneas, proposto por Pirsson e Knopf (1946), verifica-se que o aumento no teor de plagioclásio geralmente é acompanhado pela diminuição do quartzo e pelo aumento dos minerais ferromagnesianos (Figura 3.11). O grau de compatibilidade ou incompatibilidade entre os diversos minerais magmáticos pode ser exemplificado como se segue: •

Os feldspatóides, por serem subsaturados em SiO2, normalmente não ocorrem com o quartzo.

•

Dentre as olivinas, somente a variedade faialítica (rica em Fe2+) pode ocorrer em rochas com quartzo; as variedades ricas em Mg também são raras em rochas com feldspatos alcalinos.

•

A muscovita não se associa ao piroxênio e à olivina.

•

Os constituintes ferromagnesianos mais freqüentes, nas rochas ricas em sílica, são as micas; nas rochas intermediárias, os anfibólios; e nas rochas pobres em sílica, os piroxênios.

•

Nas rochas ricas em sódio, as micas ficam escassas, sendo substituídas por anfibólios e piroxênios sódicos.

•

Entre os minerais acessórios, o zircão é mais freqüente nas rochas micáceas; a titanita nas rochas anfibólicas e a cromita nas rochas olivínicas.

Textura Afanítica Fanerítica

Riolito Granito

Andesito Diorito

Basalto Gabro

Peridotito

rico em Ca

Quartzo

Volume %

80 60

80 Plagioclásio

K-feldspato

60

40

40 rico em Na

Piroxênio

20 Biotita 0

100

Hornblenda

Volume %

100

Tipo de rocha

20 Olivina 0

Índice Máfico e Peso Específico cresce

Figura 3.11 - Classificação de rochas magmáticas comuns pela associação mineralógica presente. Fonte: Modificada dE Pirsson; Knopf, 1946.

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Os feldspatos se destacam: sua presença ou ausência e sua natureza alcalina ou alcalicálcica são os fatores mineralógicos de maior destaque na classificação das rochas magmáticas. A maioria das rochas magmáticas tem um conteúdo superior a 50% de feldspatos e são raras aquelas que não contêm este mineral, como, por exemplo, os kamafugitos. Os minerais formadores de rocha podem ser classificados de acordo com a importância relativa que eles possuem na estrutura e composição das rochas. Uma divisão útil pode ser em primário e secundário, o primeiro sendo subdividido em essencial e acessório. Um mineral essencial é aquele cuja presença está envolvida na definição da rocha. Os minerais essenciais, em geral silicatos, ocorrem em quantidades superiores a 10% em volume da rocha. Um mineral acessório é aquele cuja presença ou ausência não interfere na caracterização da rocha. Ocorrem em quantidades inferiores a 10% (5% para alguns autores) e nem sempre podem ser vistos em amostra de mão. Muitos minerais acessórios estão entre os mais estáveis e duráveis componentes das rochas ígneas, persistindo após os minerais essenciais terem sido destruídos pelo intemperismo, e se juntando aos minerais que constituem as areias e outros sedimentos formados a partir da degradação de rochas ígneas. Um mineral pode ser essencial em um tipo litológico e acessório em outro. O quartzo pode ser mineral acessório em um gabro, mas é sempre essencial em um granito. Os minerais secundários são aqueles que resultam da alteração ou reconstrução dos minerais primários. Em rochas alteradas, tanto os minerais essenciais quanto os acessórios podem ser substituídos pelos secundários. Assim, quartzo primário ocorre em granitos, enquanto quartzo secundário é formado como resultado da alteração de vários minerais formadores de rocha. As rochas e minerais ricos em silício são chamados de “ricos em sílica” ou “félsicos” (rico em feldspato e sílica); rochas e minerais ricos com conteúdo baixo de sílica são ricos em magnésio e ferro e são chamados máficos. Rochas com conteúdo muito baixo de sílica são chamadas “ultramáficas”. Rochas com composições entre félsica e máfica são chamadas “intermediárias”. A grande maioria dos minerais félsicos e máficos tem cores, respectivamente, claras e escuras. O grupo de minerais máficos inclui os silicatos ferromagnesianos: olivina, piroxênio, anfibólio e mica, listados em ordem crescente de complexidade estrutural. Os minerais félsicos incluem dois grupos de alumino-silicatos anidros: os feldspatos e os feldspatóides, e o grupo da sílica (quartzo e demais polimorfos de SiO2). A Tabela 3.3, a seguir, mostra os álcali-alumino-silicatos formadores de rocha listados de forma a evidenciar a correspondência entre os potássicos e os sódicos:

PARTE 3

Tabela 3.3 - Álcali-alumino-silicatos formadores de rocha KAlSiO4 - kalsilita

NaAlSiO4 - nefelina

KAlSi2O6 - leucita

NaAlSi2O6 - jadeita*

KAlSi3O8 - ortoclásio etc.

NaAlSi3O8 - albita etc.

* Jadeita (piroxênio alcalino) foi incluído para mostrar sua equivalência química com a leucita entre os minerais de potássio Fonte: Hatcht; Wells, 1972).

Pode-se observar, na Tabela 3.3, que a adição de SiO2 à kalsilita e à nefelina origina leucita e jadeita, respectivamente; do mesmo modo, a adição de sílica à leucita e jadeita origina ortoclásio e albita. Os minerais da lista acima, cujas fórmulas químicas contêm SiO4 e Si2O6, são instáveis na presença de sílica livre e, por isso, chamados de subsaturados em sílica. Por outro lado, ortoclásio e albita são estáveis sob essas condições e são descritos como saturados em sílica.

7. Composição Química das Rochas Ígneas Em geral, as análises químicas de rochas são expressas em % em peso dos nove principais óxidos encontrados na crosta terrestre (SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O e H2O), além dos conteúdos menores de TiO2, MnO e P2O5. Além dos elementos maiores, as análises podem incluir alguns elementos-traços, expressos em p.p.m. (partes por milhão), escolhidos de acordo com os interesses que regem as análises. Esses elementos-traços, em geral, não constituem fases minerais, mas entram na rede cristalina dos diversos minerais, substituindo parcialmente elementos com os quais têm afinidade cristaloquímica. Por exemplo, o Ba pode substituir parcialmente o K na rede cristalina de um K-feldspato, podendo, em função do grau de substituição, formar um feldspato de Ba e K (hialofano). É difícil ter-se uma boa compreensão da natureza química de uma rocha baseando-se apenas na observação da tabela de análise química total. A seleção de alguns componentes ou grupos de componentes das rochas para comparação entre elas facilita a interpretação dos dados. Essa comparação pode ser apresentada na forma de diagramas. Um dos diagramas de variação mais usados foi proposto por Harker (1909) e compreende a percentagem de óxidos individuais, plotados em relação à percentagem em peso de SiO2, para cada membro de uma suíte de rochas magmaticamente relacionadas. Para rochas máficas, muitas vezes se utilizam os diagramas do tipo Harker, mas em relação a MgO e não a SiO2 (Figura 3.12). Outro tipo de diagrama comum é o diagrama triangular, que mostra as variações de três componentes, por exemplo: magnésio, ferro total e álcalis total.

203


17.0 15.0

42

CaO

SiO2

46

38 34

11.0 7.0

0

10.0 .

MgO

20.0

0

10.0 .

20.0

10.0 .

20.0

10.0 .

20.0

10.0 .

20.0

10.0 .

20.0

MgO

10.0 8.0

K2 O

AI2O3

7.0

6.0 4.0

0

10.0 .

MgO

0

MgO

2.0

Na2O

Fe2O3

3.0

3.0

4.0

1.0

3.0

0

10.0 .

MgO

0

20.0

0

10.0

MgO

4.0

BaO

FeO

5.0

1.0

20.0

5.0

5.0

2.0

0 0

10.0

MgO

0

20.0

7.5

0

MgO

3.0

P2O5

TiO2

204

2.0

5.5

1.0

3.5 0

10.0

MgO

20.0

0 0

MgO

Figura. 3.12 – Diagramas tipo Harker (óxidos de elementos maiores e menores versus MgO para rochas vulcânicas kamafugíticas Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG Fonte: Sgarbi; Valença, 1995.

A composição química da rocha determina sua composição mineralógica e a maior parte das propriedades de uma rocha, nas quais uma classificação deve estar baseada, além de ser de grande valia para se tratar os problemas petrogenéticos relacionados ao magma. A identificação e a classificação de rochas ígneas, entretanto, são baseadas na composição mineralógica real da rocha ou uma forma equivalente de composição “mineralógica”, calculada a partir da análise química da rocha (caso das rochas vítreas ou criptocristalinas). A primeira é chamada “moda” e a segunda “norma”. A composição mineralógica de uma rocha não significa apenas os diversos tipos de minerais presentes, mas também suas composições químicas individuais. A composição

PARTE 3

modal da rocha, ou moda, é o conjunto das proporções volumétricas dos diferentes minerais presentes na rocha total. Existe, é claro, uma correlação estreita entre a composição química, a composição mineralógica e a composição modal.

8. Relação entre Composição Química e Mineralógica das Rochas Ígneas A composição química da maioria das rochas ígneas fornece a maior aproximação possível da composição da fração de magma que a originou. Muitos fatores afetam a consolidação de um magma. Com perda de substâncias voláteis e resfriamento muito rápido, o magma pode congelar e formar um vidro vulcânico. A consolidação e cristalização de lavas e a formação de rochas em intrusões pequenas ocorrem com resfriamento relativamente rápido em um intervalo de temperatura de 100 a 200oC. Isto leva à precipitação de cristais formados mais cedo, cujas composições, comparadas com a composição da fusão original, são enriquecidas nos componentes de pontos de fusão mais altos de seus grupos de minerais. Reações são inibidas tanto nas séries contínuas quanto nas séries descontínuas de Bowen. Os fenocristais são geralmente zonados e têm composições diferentes da segunda geração de cristais do mesmo grupo mineral que compõe a matriz. A rocha consolidada compreenderá uma assembléia de vários componentes – incluindo algum vidro residual eventualmente presente – que terão sido formados a temperaturas diferentes e estarão, portanto, em um estado de desequilíbrio mútuo. Esse estado pode ser contrastado com o estado próximo do equilíbrio das rochas plutônicas profundas resfriadas lentamente, nas quais os cristais em geral não são zonados e os diversos componentes tendem a apresentar graus uniformes de cristalinidade. Apesar de alguma cristalização fracionada poder ter ocorrido nos estágios iniciais do resfriamento, a assembléia de minerais final, praticamente, pode não mostrar evidência disto, mas parecerá ter sido cristalizada simultaneamente a uma única temperatura e em proporções volumétricas que são governadas apenas pela composição da rocha total.

9. Composição Normativa No início do século XX, um grupo de três petrólogos, Cross, Iddings e Pirsson, e um geoquímico, Washington, desenvolveu um método de recalcular a composição química de uma rocha, em termos de uma assembléia hipotética de minerais anidros. Esse método foi denominado composição normativa C.I.P.W., ou, simplesmente, a norma. A composição normativa, ou norma, compreende as proporções de componentes minerais padrões ou normativos calculados a partir da composição química da rocha. A norma representa a assembléia mineral que poderia cristalizar de um magma de mesma composição da rocha, sob condições ideais de equilíbrio. A assembléia mineral é calculada e, portanto, hipotética. A importância do cálculo da norma em petrologia é que

205

206


ele depende apenas da composição química, não dependendo dos fatores que afetam o magma durante a consolidação. Se duas rochas têm a mesma composição química, suas normas serão idênticas, mesmo se uma for vítrea e a outra apresentar granulação grossa. A norma é, portanto, uma manifestação da composição do magma expressa em termos de minerais potenciais. A lista de minerais normativos é limitada aos membros finais dos principais grupos de silicatos anidros, além de quartzo e minerais acessórios como apatita, magnetita e ilmenita. Minerais com hidroxila, como hornblenda e biotita, são excluídos, pois suas composições são muito complexas e variáveis. Para facilitar os cálculos, as composições dos minerais normativos são expressas em termos das proporções de óxidos presentes, como pode ser visto na Tabela 3.4. Tabela 3.4 - Minerais normativos Ortoclásio

K2O.Al2O3.6SiO2

(1:1:6)

Or

Albita

Na2O.Al2O3.6SiO2

(1:1:6)

Ab

Anortita

CaO.Al2O3.2SiO2

(1:1:2)

An

Wollastonita

CaO.SiO2

(1:1)

Wo

Enstatita

MgO.SiO2

(1:1)

En

Ferrosilita

FeO.SiO2

(1:1)

Fs

Forsterita

2MgO.SiO2

(2:1)

Fo

Faialita

2FeO.SiO2

(2:1)

Fa

O procedimento para o cálculo da norma de uma rocha magmática ultrapassa o escopo deste livro e pode ser encontrado em livros de geoquímica ou petrologia ígnea. Existem programas de computador que efetuam a maioria dos cálculos mineralógicos e petrológicos, mas para bom uso dos programas é importante entender os cálculos a serem feitos. Dependendo da composição da rocha, modificações são necessárias no procedimento de cálculo. Em muitas rochas, por exemplo, a deficiência em SiO2 resulta no aparecimento de olivina na norma. Da mesma forma, se álcalis for abundante e a sílica deficiente, feldspatóides podem tomar o lugar de parte ou de todos os feldspatos alcalinos.

PARTE 3

10. Classificação das Rochas Magmáticas

10.1 Introdução Um dos principais propósitos em se tentar estabelecer um esquema de classificação de rochas é assegurar uniformidade na nomenclatura: é essencial que todos os petrólogos chamem a mesma rocha pelo mesmo nome. Uma classificação baseada na composição modal da rocha, e não na sua composição química, é adequada para geólogos de campo e estudantes de geologia, pois a composição modal pode ser determinada diretamente e a maioria das rochas de granulação média ou grossa pode ser identificada por suas características macroscópicas, observadas com a vista desarmada ou com uma lupa de mão com aumento de 10 vezes ou, nos casos mais difíceis, com a ajuda do microscópio petrográfico. Uma classificação baseada somente na composição química das rochas é limitada por incluir, na mesma categoria, rochas que diferem substancialmente não apenas na composição mineralógica como também na aparência, especialmente no tocante ao grau de cristalização. Por exemplo, um granito e uma obsidiana podem ter a mesma composição química, mas são totalmente diferentes em aparência (Hatch; Wells, 1972). Nenhum esquema de classificação é apropriado para todas as rochas: um esquema de classificação baseado no conteúdo de feldspatos é inaplicável a rochas sem feldspatos, como os kamafugitos, kimberlitos e a maioria das rochas dos xenólitos mantélicos. As rochas ígneas podem ser classificadas com base no ambiente de formação, na granulação, no índice de cor, na composição mineralógica (moda), no teor em sílica, no grau de saturação em sílica e alumina e em outros parâmetros químicos, como, por exemplo, total de álcalis X sílica etc.

10.2 Parâmetros utilizados para classificação

10.2.1 Ambiente de formação e modo de ocorrência Entre outros fatores usados na classificação das rochas, o modo de ocorrência é empregado, dividindo-se rochas de mesma composição em duas categorias, dependendo do modo de ocorrência, e cada uma recebendo um nome diferente: o termo plutônica, subdividido em hipoabissal e abissal, representa rochas formadas em subsuperfície, e vulcânica, rochas formadas em superfície. Essa divisão, embora bem antiga e ainda usada, nem sempre é aplicável, pois duas rochas de mesma composição, formadas em ambientes diferentes, não irão necessariamente apresentar diferenças. Por exemplo, a textura de um basalto cristalizado na parte

207

208


média ou inferior de um derrame pode ser idêntica à textura de um diabásio cristalizado em um dique. Ou seja, os dois deveriam ser chamados de basalto ou diabásio.

10.2.2 Granulometria (grau de cristalização) A melhor maneira de se classificar rochas de mesma composição é baseada na granulação, que vai variar de extremamente grossa a extremamente fina (afanítica), e não no modo de ocorrência. As três categorias para classificar as rochas são: fina, média e grossa. A rocha será classificada como “fina” se os constituintes individuais não puderem ser vistos à vista desarmada. Os fenocristais, cristais maiores formados numa primeira geração de cristalização, não são incluídos na definição da granulação da rocha, considerando-se, no caso, apenas aqueles que compõem a matriz, onde os primeiros estão imersos. Se a rocha, ou a matriz da rocha, consistir de grãos grandes o suficiente para serem vistos, mas muito pequenos para serem identificados, será classificada na categoria granulação média. Esses são critérios utilizados numa classificação de campo. A classificação de campo pode se basear também em limites numéricos de acordo com a Tabela 3.5. Os pegmatitos, rochas de granulação extremamente grossa, podem ser classificados em separado (ver Tabela 3.5). Tabela 3.5 - Classificação das rochas ígneas de acordo com o tamanho dos grãos Rochas ígneas em geral

Pegmatitos

Granulação fina

< 1mm

< 2,5cm

Granulação média

1 - 5mm

2,5 – 10cm

Granulação grossa

5 mm – 2cm

10 – 30cm

> 2cm

> 30cm

Granulação muito grossa

Pode-se, portanto, classificar as rochas ígneas com base na granulação que, muitas vezes, reflete as profundidades na quais as rochas foram formadas, no interior da Terra. Três tipos de rochas podem ser identificados: Rochas finas – em geral são rochas vulcânicas, formadas na superfície, ou subvulcânicas, próximas à superfície da Terra. Devido ao resfriamento rápido do magma, têm matriz de granulação fina (matriz). Podem conter alguns cristais maiores (fenocristais), que foram formados mais cedo que os da matriz, em maiores profundidades. Rochas médias – em geral são rochas plutônicas hipoabissais ou subvulcânicas, formadas em profundidades intermediárias, geralmente como diques ou soleiras. Rochas grossas a muito grossas - em geral são rochas plutônicas, formadas em profundidade no interior da Terra em que o resfriamento mais lento do magma permite uma cristalização como rochas de granulação grossa.

PARTE 3

10.2.3 Conteúdo em sílica Em todas as rochas ígneas, com exceção dos carbonatitos, sílica é o componente dominante. É natural, portanto, que a proporção (% em peso) de sílica em relação aos outros componentes seja considerada como o primeiro fator na maioria dos esquemas de classificação de rochas ígneas. As rochas mais silicosas ficaram conhecidas como rochas ácidas, e aquelas com valores progressivamente decrescentes de SiO2, de intermediárias, básicas e ultrabásicas, respectivamente. Essa escolha de termos é decorrente de um conceito errado e teve origem na época em que os silicatos eram considerados “sais” de vários ácidos silícicos. Assim, rochas contendo muita sílica eram consideradas como “ácidas”. Portanto, o uso dos termos “ácida” e “básica”, em petrografia, não tem nenhuma ligação com o conteúdo de íons H+ ou o pH, como usado na química. As rochas ácidas são também chamadas de rochas félsicas e as rochas básicas e ultrabásicas são chamadas de rochas máficas e ultramáficas. A distinção entre rocha ácida e intermediária é feita com base na percentagem de sílica necessária para a primeira aparição de sílica livre. Esses valores variam de acordo com a paragênese mineral presente e com as proporções de plagioclásio e álcali-feldspatos. Uma rocha contendo um plagioclásio mais cálcico como seu feldspato principal pode alcançar a saturação em sílica a um nível mais baixo de SiO2 total que uma rocha contendo predominantemente feldspatos alcalinos, porque os feldspatos alcalinos têm mais sílica que os plagioclásios cálcicos. O uso de limites rígidos de concentração de sílica na classificação das rochas ígneas é, também, dificultado pela necessidade de se ter, sempre, os dados de química. Caso os mesmos estejam disponíveis, as rochas ígneas podem ser classificadas em: Ácidas: Rochas compostas principalmente por feldspatos e quartzo. Conteúdos de sílica geralmente acima de 66%. Exemplo: granitos. Intermediárias: Rochas compostas principalmente por feldspatos, podendo não conter quartzo. Conteúdos de sílica entre 66 e 52%. Exemplo: sienitos. Básicas: Rochas compostas principalmente por minerais escuros além de plagioclásio e/ou feldspatóides. Podem ou não conter pouco quartzo. Conteúdos de sílica entre 45 e 52%. Exemplo: basaltos Ultrabásicas: Rochas compostas principalmente por minerais escuros como olivina e piroxênio. Sílica geralmente menor que 45%. Exemplo: peridotitos.

10.2.4 Saturação em sílica Nas rochas intermediárias (sienitos, monzonitos e dioritos), os feldspatos são normalmente os constituintes dominantes. Se a quantidade de sílica é grande o suficiente, a rocha é supersaturada em sílica e o quartzo ocorre além dos feldspatos. Entretanto,

209

210


se a quantidade de sílica está abaixo da quantidade necessária para formar feldspatos alcalinos, uma parte dos álcalis e de alumínio vão formar os feldspatóides. O grau de subsaturação é bastante variável e, em casos extremos, pode resultar na total eliminação dos feldspatos alcalinos. A classificação das rochas ígneas baseada na saturação em sílica é uma classificação modal, mas permite a distinção entre rochas com feldspatóides e rochas sem feldspatóides: • Rochas subsaturadas em sílica – presença de minerais pobres em sílica (feldspatóide e olivina). • Rochas saturadas em sílica – ausência de quartzo (e das outras variedades polimórficas de SiO2) e feldspatóide. • Rochas supersaturadas em sílica – presença de quartzo (e das outras variedades polimórficas da SiO2) entre os minerais.

10.2.5 Composição e concentração dos feldspatos Vários autores usam a relação entre quartzo e os diferentes tipos de feldspatos como um primeiro fator de classificação. Feldspatos são quantitativamente importantes na maioria das rochas ígneas e são dominantes sobre outros minerais, em muitos tipos. As diferentes variedades são facilmente distinguíveis ao microscópio. Basicamente, comparam-se as proporções de feldspatos alcalinos (A) e plagioclásio (P) nas rochas. Existem rochas em que todo feldspato é A e outras em que é exclusivamente P; mas, na maioria das rochas, os dois tipos ocorrem juntos (Hatch; Wells, 1972). É importante ressaltar que nem sempre é possível identificar o tipo de feldspato presente, mesmo ao microscópio. Nestes casos, é necessário o uso de microtestes. Em geral, se a rocha tem dois feldspatos, um incolor e outro colorido, o feldspato colorido será o feldspato alcalino.

10.2.6 Conteúdo de anortita nos plagioclásios Nos tipos de rochas que contêm plagioclásio como feldspato dominante (granodiorito, diorito e gabro), a variação da composição mineral com a diminuição das percentagens de sílica é completamente diferente daquela obtida nas rochas ricas em álcalis. Nas rochas ricas em plagioclásio, não existe um correspondente ao feldspatóide para substituir o plagioclásio; ao invés disso, os baixos valores de sílica livre são refletidos em mudanças na composição do plagioclásio. Moléculas de anortita, pobres em sílica, tornam-se mais numerosas às custas de moléculas de albita, mais ricas em sílica, no plagioclásio. Nos granodioritos, o plagioclásio tem composição na faixa oligoclásio-andesina; dioritos e seu equivalente de granulação fina, andesito, têm plagioclásio de composição andesítica, enquanto o plagioclásio nos gabros e basaltos tem composição média An65, ou seja, na faixa labradorita-bittownita. Anortita pura ocorre muito raramente em rochas básicas e

PARTE 3

ultrabásicas. Assim, a composição do plagioclásio é usada como um critério de classificação das rochas ígneas. Escolheu-se o valor An50 para separar rochas intermediárias (dioritos) de básicas (basaltos) (Hatch; Wells, 1972).

10.2.7 Índice de cor e o papel dos constituintes máficos Nas rochas ígneas ácidas, os constituintes máficos são mais escassos e, portanto, sem importância para classificação; nas rochas intermediárias são mais importantes, e nas rochas básicas, eles têm papel preponderante na classificação: vários tipos de rochas importantes são definidos em termos das proporções e tipos de minerais máficos presentes. O índice de cor (M) é a percentagem total (em volume) de constituintes máficos de uma rocha ígnea. Com base no índice de cor, é possível separar as rochas ígneas em quatro grupos: leucocrática (M entre 0 e 33), mesocrática (M entre 34 e 66), melanocrática (M entre 67 e 90) e hipermelanocrática (M entre 90 e 100). Além de classificar as rochas nas quatro classes de índice de cor, os termos acima, com exceção do último, podem ser usados, em sentido comparativo, entre rochas do mesmo tipo. Os granitos têm geralmente índices de cor entre 5 e 15. Um granito com M = 25, embora sendo ainda uma rocha leucocrática, poderia ser descrito como granito melanocrático, ou, melagranito. Um gabro, com o mesmo M, seria considerado entre os gabros como de cor clara e poderia ser chamado de leucogabro; mas um diorito com o mesmo M seria mesocrático. Sendo assim, rochas com o mesmo valor de M podem ser corretamente classificadas como leucocrática, mesocrática ou melanocrática por comparação com seus pares (Hatch; Wells, 1972). O índice de cor serve principalmente para descrições petrográficas, mas têm pouca utilidade na classificação das rochas.

10.3 Classificação internacional para rochas ígneas - sistemática da IUGS No sentido de criar uma classificação para as rochas ígneas que todos os geólogos pudessem usar, foi estabelecida pela IUGS - International Union of Geological Sciences (União Internacional das Ciências Geológicas) uma comissão para estudar o assunto: a Subcomissão de Sistemática das Rochas Ígneas. Essa subcomissão foi coordenada pelo geólogo Albert Streckeisen e, assim, a classificação é muitas vezes mencionada como a Classificação de Streckeisen. Esse sistema de classificação é o sistema padrão de classificação das rochas ígneas, baseado nas proporções modais de quartzo (Q), feldspatos alcalinos (A) e plagioclásio (P) ou de feldspatos alcalinos (A), plagioclásio (P) e feldspatóides (F). São diagramas triangulares, nos quais, cada vértice do triângulo representa 100% de um mineral. O triângulo superior se refere às rochas sem feldspatóides e o triângulo

211

212


inferior, às rochas com feldspatóides. Os diagramas QAPF são separados para rochas extrusivas e intrusivas (Figura 3.13 a e b).

Figura 3.13a - Classificação e nomenclatura de rochas magmáticas plutônicas de acordo com a composição modal usando o diagrama QAPF. Os vértices do triângulo duplo são: Q = quartzo, A = feldspato alcalino, P = plagioclásio e F = feldpatóide. Fonte: Streckeisen, 1976; Le Bas; Streckeisen, 1991.

Q

Q 90

60

60

Álcali-feldspato riolitos Riolitos Álcali-feldspato quatzo traquitos Álcali-feldspato traquitos

10

A

35

Quatzo traquitos Traquitos

65

Quatzo latitos

Latitos

Latitos com feldspatóides

10

Álcali-feldspato traquitos com feldspatóides Traquitos com feldspatóides

Dacitóide

90

65

20

Andesitos e Basaltos

50

Fonolitos tefríticos

Riolitóide

Dacitos

90

5

P

A

Andesitóide Basaltóide

Traquitóide

10

P 10

50

Fonolitóide

Tefritos fonolíticos

20

Tefritóide

Tefritos

Fonolitos

60

60

Foiditóide Foiditos fonolíticos

Foiditos

90

F

Foiditos tefríticos

F

Figura 3.13b - Classificação e nomenclatura de rochas magmáticas vulcânicas de acordo com a composição modal usando o diagrama QAPF . Fonte: Streckeisen, 1978. Os vértices do triângulo duplo são: Q = quartzo, A = feldspato alcalino, P = plagioclásio e F = feldpatóide.

PARTE 3

A sistemática da IUGS classifica por meio de diagramas específicos as rochas ultramáficas, piroclásticas, carbonatíticas, melilíticas, lamprofíricas e charnoquíticas, rochas essas que não poderiam ser classificadas, adequadamente, nos diagramas de classificação principais QAPF para rochas plutônicas e vulcânicas. A base da classificação IUGS é a granulação da rocha e os conteúdos modais dos minerais utilizados na classificação, recalculados para 100. Rochas faneríticas são consideradas plutônicas e rochas afaníticas, vulcânicas. Se a moda mineral não puder ser determinada, como é muito comum para as rochas vulcânicas, usa-se uma classificação química de álcalis total versus sílica (TAS). O Índice Máfico (M’) aqui usado não inclui os minerais secundários, embora exista uma tendência de se calcular esse índice subtraindo-se de 100 o conteúdo somatório de Q, A, P e F – quartzo, feldspatos alcalinos (An<5%), plagioclásio (An>5%) e feldspatóide. Melilita é considerada mineral máfico, embora seja de cor clara, uma vez que qualquer rocha que tenha conteúdo significativo de melilita terá índice máfico maior que 90, sendo, então, classificada em separado. Para rochas plutônicas com M’ inferior a 90, a base de classificação é o diagrama QAPF, dividido em 15 campos, conforme a Figura 3.13 a. O diagrama é composto de 4 vértices: Q = quartzo e outros polimorfos da sílica A = feldspatos alcalinos, incluindo albita Na 0-5 P = plagioclásio com composição An5-100 F = feldspatóides

A maioria dos campos do diagrama QAPF já existia há muito tempo, mas alguns nomes e limites foram modificados. No interior do triângulo superior (QAP), que tem como base a linha AP, são rochas supersaturadas em sílica, e no triângulo inferior (FAP), as rochas insaturadas. Cada triângulo é subdividido em termos das proporções relativas dos feldspatos, traçando-se linhas a partir da reta AP que convergem nos vértices Q ou F. A presença de quartzo ou feldspatóide como mineral acessório nas rochas é indicada na subdivisão dos campos das famílias de rochas próximos às bases dos dois triângulos, como, por exemplo: Sienito, Quartzo sienito e Sienitos com feldspatóides. Quando o índice M’ é maior que 90, diagramas triangulares para classificação das rochas ultramáficas plutônicas têm como vértices olivina, ortopiroxênio e clinopiroxênio ou olivina, ortopiroxênio + clinopiroxênio e hornblenda. O primeiro (Figura 3.14a) é utilizado para dunitos, peridotitos e piroxenitos; o segundo (Figura 3.14b) para essas mesmas rochas e, adicionalmente, para os hornblenditos. Os minerais (granada, espinélios, micas trioctaédricas etc.) que acompanham os minerais máficos formadores das rochas ultramáficas podem entrar no nome da rocha da seguinte forma:

213

214


Se em quantidade < que 5% em volume – após o nome da rocha, como adjetivo. Ex.: peridotito granatífero Se em quantidade > que 5% em volume – antecedendo o nome da rocha. Ex.: espinélio lherzolito

ol

dunito

90

90

90 piroxênio peridotito

wehrlito

harzburgito

40

PERIDOTITO

lherzolito

40

olivina ortopiroxenito

40 olivina clinopiroxenito

olivina websterito

PIROXENITO

websterito ortopiroxenito

Cpx

clinopiroxenito

90

px hbl peridotito

hornblenda peridotito PERIDOTITO

40

olivina piroxenito

10 0px

ol

dunito

Px

piroxenito

PIROXENITO E HORNBLENDITO olivina hornblenda piroxenito

piroxênio hornblendito

olivina piroxênio hornblendito

hornblenda piroxenito

olivina homblendito

10

Hbl

hornblendito

Figura 3.14 – Classificação e nomenclatura de rochas ultramáficas com base nas proporções de olivine, ortopiroxênio, clinopiroxênio e hornblenda. Fonte: Streckeisen 1973 e 1976)

As rochas vulcânicas ultramáficas são chamadas genericamente de ultramafititos. As classificações ultramáficas e o diagrama QAPF funcionam para a maioria das rochas plutônicas ou de granulação grossa, mas não para todas. A nomenclatura das rochas carbonatíticas deixou de lado nomes antigos, exóticos, e foi simplificada, passando-se a usar como prefixos o tipo de carbonato presente, ou, no caso da natureza do carbonato não poder ser identificada opticamente, uma classificação química (Figura 3.15). CaO Calciocarbonatitos

20

Magnesiocarbonatitos

MgO

20

Ferrocarbonatitos

FeO+Fe2O3+MnO

Figura 3.15 – Classificação química de carbonatitos usando a % em peso de óxidos Fonte: Woolley; Kempe, 1989).

As rochas melilíticas são classificadas com base nas proporções modais de melilita, clinopiroxênio e olivina (Figura 3.16).

215

PARTE 3

Mel 90

90

OI

90 90

olivina melilitolito melilitolito

90

olivina piroxênio melilitolito piroxênio piroxênio melilitolito Melilitito piroxênio e peridotito comolivina melilita melilitolito

OI OI

90

piroxênio olivina melilitolito

10

olivina 10 piroxênio melilitolito

Cpx

Melilitito

Mel

piroxênio melilitolito

piroxênio e peridotito com melilita olivina piroxênio olivina Rochas Plutônicas olivina melilitito piroxênio OI melilitolito melilitolito

10 10

Mel

melilitolito

melilitolito

Mel Mel

olivina melilitolito 10

Mel 90piroxênio90

olivina melilitolito

90 90

Mel

melilitolito

10 10 Cpx

OI

Melilitito

olivina melilitito

olivina Vulcânica ultramáfica com Melilitito lelilita melilitito

10 olivina Rochas melilitito OI

10 Cpx

Vulcânica ultramáfica com lelilita

Vulcânicas

Figura 3.16 - Classificação das rochas magmáticas plutônicas (melilitolito) e vulcânicas (melilitito) 10 10 > 10% em volume. 10 10 Rochas Plutônicas Rochas Vulcânicas melilíticas com melilita modal Vulcânica ultramáfica piroxênio e peridotito com lelilita melilita Vulcânica ultramáfica com lelilita Fonte: le maitre et al. 1989; lebas; streckeisen, 1991. Cpx Cpx OI Cpx

SeRochas a moda de uma rocha vulcânica pode ser determinada, esta será classificada pelo Vulcânicas Plutônicas Rochas Vulcânicas diagrama QAPF, seguindo um procedimento semelhante ao utilizado para as rochas plutônicas (Figura 3.12b). Se a moda não pode ser determinada, usa-se uma classificação química – o sistema TAS (Total Álcalis versus Sílica).

10.3.1 Classificação TAS O esquema de classificação baseado no conteúdo total de álcalis (TA) versus o conteúdo em sílica (S), ou seja, a classificação TAS, é uma classificação indicada pela IUGS (Le Maitre, 1989; Le Bas; Streckeisen, 1991) para classificar rochas vulcânicas que não possam ter sua composição modal calculada. O sistema de classificação TAS usa dados químicos para classificar as rochas vulcânicas, sendo um simples gráfico X-Y com o eixo do X sendo a % em peso de SiO2 e o eixo Y sendo a % em peso de Na2O + K2O (Figura 3.17). É importante ressaltar que a classificação TAS é puramente descritiva, não implicando nenhum significado genético. Além disso, análises de rochas que estão intemperizadas, alteradas, metassomatizadas, metamorfizadas ou foram formadas via acumulação de cristais devem ser tratadas com cuidado, porque resultados espúrios podem ser obtidos. Como regra geral, é sugerido que apenas análises químicas de rochas com H2O+ (água estrutural) < 2% e com CO2 < 0,5% devem ser usadas. Exceção se dá para as rochas de alto Mg (picrito, komatiito, meimechito ou boninito), quando esta restrição não é considerada. Antes da classificação ser usada, deve-se seguir os seguintes procedimentos: a) todas as análises devem ser recalculadas para 100%, retirando H2O e CO2. b) se a norma CIPW tiver de ser calculada para se determinar o nome correto da rocha, as quantidades de FeO e Fe2O3 devem ser deixadas, como determinado. Se apenas FeOtotal

tiver sido calculado, o usuário deve justificar o método usado para partição entre FeO e Fe2O3.

10 Cpx


As análises devem ser checadas para se verificar se é uma rocha vulcânica de alto Mg, isto é, picrito, komatiito, meimechito ou boninito. Isto é feito como se segue: Boninito - SiO > 53%, MgO > 8%, e TiO < O,5% 2 2 Rochas picríticas - SiO2 < 53%, Na2O+K2O < 2,O%, e MgO > 18% As rochas picríticas são divididas em: Picrito - Na O+K O > 1% 2 2 Komatiito - Na2O+K2O < 1% e TiO2 < 1% Meimechito - Na2O+K2O < 1% e TiO2 > 1% A subcomissão orienta que o termo “rochas picríticas” pode ser usado para incluir os nomes de rochas picrito, komatiito e meimechito. Os nomes e os respectivos campos delimitados das rochas vulcânicas são mostrados no diagrama TAS (Figura 3.17). 15

Fonolito

% em peso

13

Na2O+K2O

216

Tefrifonolito

Traquito

11

9

Fonotefrito

Foidito

Traquidacito

Traquiandesito

7

Tefrito basáltico

5

Traquiandesito Traqui- basáltico basalto

Basalto

3

Riolito

Dacito Andesito

Andesito basáltico

Picrobasalto

1 37

41

ULTRABÁSICO

45 45

49 BÁSICO

53 52

57

61

INTERMEDIÁRIO

65 63

69 ÁCIDO

73

SiO2

77 % em peso

Figura3.17 - Classificação química e nomenclatura de rochas vulcânicas usando diagrama TAS (álcalis total X sílica). Fonte: Le Bas; Streckeisen, 1991.

O nome genérico “basalto” pode ser subdividido em “basalto alcalino” e “basalto subalcalino” com base no estado de saturação da sílica. Se a análise contém nefelina normativa, a rocha pode ser chamada de “basalto alcalino”; se a rocha não contém nefelina normativa, pode ser então chamada de “basalto subalcalino”.

PARTE 3

O nome genérico “riolito” pode ser expresso como “riolito peralcalino” se o índice peralcalino molecular (Na2O + K2O)/Al2O3 for maior que 1. Traquito e traquidacito são separados pela quantidade de quartzo normativo Q em Q+an+ab+or, isto é, o equivalente normativo de Q no diagrama QAPF. Se o valor é menor que 20%, a rocha é chamada de traquito; se maior que 20% é um traquidacito. Traquitos podem ser ainda denominados de “traquitos peralcalinos” se o índice peralcalino for maior que 1. A subcomissão considerou útil subdividir os riolitos e traquitos peralcalinos em riolito comendítico (=comendito) e traquito comendítico, aqueles ricos em Al2O3; e, riolito pantellerítico (= pantellerito) e traquito pantellerítico, aqueles ricos em FeOtotal , de acordo com o método de MacDonald (1974). O nome genérico traquibasalto pode ser subdividido em havaito e traquibasalto potássico de acordo com as quantidades relativas de Na2O e K2O. Se (Na2O - 2) é maior que K2O a rocha é considerada sódica e é chamada de havaito; se (Na2O - 2) é menor que K2O a rocha é considerada potássica e é chamada traquibasalto potássico. Usando os mesmos critérios da subdivisão dos traquibasaltos, o nome genérico traquiandesito basáltico pode ser subdividido em mugearito (sódico) e shoshonito (potássico). Ainda usando os mesmos critérios, o nome genérico traquiandesito pode ser subdividido em benmoreito (sódico) e latito (potássico). A linha que separa os campos dos tefritos/basanitos e dos foiditos (principalmente nefelinitos e leucititos) é pontilhada, pois verificou-se que os nefelinitos e leucititos podem cair em ambos os campos. Novos parâmetros serão necessários para separar os diversos tipos de rochas que pertencem a esses dois campos.

10.3.2 Nomenclatura Uma classificação aceita universalmente deve usar uma nomenclatura igualmente bem aceita. Existem mais de 1.500 nomes de rochas dos quais apenas umas poucas centenas são completamente obsoletos. Algumas rochas têm vários nomes. Alguns são sinônimos, como liparito e riolito, delenito e riodacito. Muitos são nomes dados a variedades de rochas comuns, como domito para biotita traquito, ou cortlandito para piroxênio olivina hornblendito com textura poiquilítica. Alguns são agora considerados contraditórios, como nefelina basalto para nefelinito, porque basalto tem plagioclásio, mas nefelinito não. Quando o termo nefelina basalto foi estabelecido em 1850, a presença de plagioclásio não era ligada à definição de basalto. A classificação proposta pela IUGS usa 297 nomes e termos para classificar as rochas magmáticas, incluídas as rochas piroclásticas. Destes 297 nomes, cerca de 100 são prefixos que acompanham o nome geral da rocha para definir e distinguir esses tipos de rochas, como, por exemplo, olivina gabro, piroxênio hornblendito, quartzo monzonito e analcima fonolito. Outros cerca de 100 nomes são usados para rochas menos comuns, muitas delas alcalinas, como, por exemplo, hauynito, ijolito, italito e kugdito. Assim, têmse menos de 100 nomes para os geólogos nomearem as rochas ígneas mais comuns.

217

218


11. Descrição Macroscópica Sucinta dos Principais Tipos de Rochas Magmáticas

As rochas magmáticas descritas foram divididas de acordo com sua granulação em faneríticas, porfiríticas e afaníticas. As descrições foram feitas por Barbosa (1974) e modificadas pela autora, de forma livre. As descrições englobam aspectos mineralógicos, texturais e estruturais, além de citar alguns exemplos, principalmente brasileiros.

11.1 Rochas faneríticas

11.1.1 Granitos

Mineralogia Os granitos são constituídos essencialmente por quartzo e feldspato potássico (Estampa 3.15). Geralmente, têm também plagioclásio e mica, que pode ser apenas biotita ou muscovita, ou ambos. Às vezes, junto com biotita ou em seu lugar, ocorre a hornblenda. Se a proporção de plagioglásio for grande, passa-se a um monzogranito, ou, se ele predominar francamente sobre o ortoclásio, a um granodiorito ou tonalito. O quartzo é branco ou enfumaçado, em geral mais claro nas variedades de granulação mais fina. Não tem forma própria, pois preenche os interstícios entre os demais minerais do granito. Nos granitos mais grossos podemos distinguir grãos de magnetita, negros e de brilho metálico; às vezes, pirita, amarela e de brilho metálico; allanita, também, não é rara, exibindo halos metamícticos de alteração etc.

Estrutura e textura Existem todos os termos de transição entre a estrutura maciça do granito e a estrutura orientada do gnaisse. Tem-se, neste caso, um granito-gnáissico ou ortognaisse. A distribuição dos minerais coloridos pode ser irregular ou em pequenos grupos esparsos. O ortoclásio ou a microclina pode constituir fenocristais, no caso de um granito porfirítico. Os fenocristais têm contorno cristalino típico desse feldspato e freqüentemente permitem ver a macla de Carlsbad; podem alcançar muitos centímetros de comprimento. Os granitos comumente são cortados por veios, diques e massas irregulares de rochas de composição semelhante à sua, mas de textura pegmatóide ou aplítica. Os veios e diques são denominados pegmatitos. Sua composição essencial é quartzo e feldspato, sendo igualmente freqüentes o ortoclásio, a microlina e a albita. Os intercrescimentos

PARTE 3

podem ser descritos em duas dimensões, como uma simulação de escrita cuneiforme, desenhada pelo quartzo no álcali-feldspato potássico. Por isso são denominados granitos gráficos. A textura gráfica ocorre nos pegmatitos, ao lado de cristais gigantes de feldspato e quartzo, sendo que os deste mineral são incolores, enfumaçados ou róseos, sem forma própria a não ser em geodos, que também são freqüentes nos pegmatitos. Os pegmatitos apresentam concentrações grandes de muscovita e de outros minerais menos freqüentes nos granitos comuns: turmalina, berilo, fosfatos e silicatos de terras raras e de metais pesados. A densidade do granito vai de 2,60 a 2,75: sua porosidade é bem pequena. O granito no sentido amplo (abrangendo o quartzo-monzonito e o granodiorito) é a rocha intrusiva mais comum (Estampa 3.16). Ocorre em pequenas a grandes massas e em todas as regiões do globo, especialmente onde a erosão vem desgastando desde longa data as rochas mais superficiais da crosta. Em nosso país, ele é tão abundante que se torna difícil enumerar as áreas de ocorrência. Uma parte considerável das regiões Centro-Leste e Nordeste do Brasil é constituída por rochas de composição granítica a granodiorítica. Elas compreendem não só granitos e granodioritos propriamente ditos, como também gnaisses puramente metamórficos e migmatitos, que são rochas de uma classe genética intermediária. Os granitos mais abundantes são gnaissóides, mas ocorrem também granitos maciços. Entre estes podemos citar, no centro de Minas Gerais, o granodiorito de Congonhas do Campo e alguns granitos de granulação média do flanco leste da Serra do Cipó. Ainda em Minas Gerais, uma das rochas dominantes no Vale do Rio Doce é um granodiorito cinzento a hornblenda, com abundantes xenólitos básicos. Há também massas de granito aplítico, como o do morro de Ibituruna, em Governador Valadares. Um granito médio a grosso, por vezes porfiróide, ocorre em vários “stocks” e, em torno dele, se agrupam os principais pegmatitos produtivos da região. No eixo da Serra do Mar, desde pelo menos a Serra da Graciosa (estado do Paraná), passando pelo litoral de São Paulo, Rio de Janeiro e Espírito Santo até o estado da Bahia, há rochas de origem metamórfica profunda, sempre acompanhadas por um granito cinzento, cujo feldspato também tem esta cor ou é esverdeado e que é acompanhado de piroxênio; este granito é denominado charnoquito. Muitas pedreiras de granito no Brasil fornecem pedras ornamentais. Um exemplo é o belo granito róseo de Itu, de granulação grossa, com feldspato potássico róseo, geralmente maclado segundo Carlsbad. Um granito róseo porfirítico, lavrado no Rio Grande do Sul, apresenta às vezes a textura do granito finlandês chamado rapakivi (com feldspato potássico róseo envolvido numa couraça de plagioclásio). Em Salto, próximo a Itu, rochas desse tipo são igualmente encontradas. Em Minas Gerais, os pegmatitos graníticos (Estampa 3.17) constituem importante classe de jazidas minerais, destacando-se pela sua produção as seguintes áreas: •

Zona da Mata – Mica rubi (muscovita), caulim, feldspato.

•

Vale do Rio Doce – Mica rubi, berilo industrial, pedras semi-preciosas, tantalita-columbita, feldspato.

•

Vale do Mucuri – Águas marinhas.

•

Vale do Jequitinhonha e Araçuaí – Minerais de lítio, cassiterita.

•

São João del Rey – Cassiterita.

219

220


Fora de Minas Gerais, as principais áreas pegmatíticas, quanto à importância econômica, são a da Borborema (Rio Grande do Norte e Paraíba) e a província estanífera de Rondônia.

11.1.2 Sienitos Os sienitos são rochas granulares compostas essencialmente de ortoclásio e, muito mais raramente, microclina. Podem consistir exclusivamente de feldspato, mas, em geral, contêm um constituinte varietal ferromagnesiano: hornblenda, biotita ou piroxênio. Magnetita e outros minerais podem ser identificados como acessórios nas variedades grossas. Há sienitos que contêm um ou mais feldspatóides (5 a 20%); esses minerais indicam condições especiais na evolução do magma e, por esta razão, são considerados essenciais mesmo quando constituem apenas 5% da rocha. Há, também, os sienitos que contêm entre 5 e 20% de quartzo. Assim, há três classes de sienitos: a) Sienito, propriamente dito, constituído essencialmente por feldspatos alcalinos. b) Nefelina sienito - constituído essencialmente por feldspatos alcalinos com nefelina (e/ou outro feldspatóide). A classificação correta deste grupo de rochas é sienito com feldspatóide, entretanto, o nefelina sienito é o tipo dominante (Estampas 3.18 e 3.19). c) Quartzo sienito - constituído essencialmente por feldspatos alcalinos com quartzo.

Cada uma dessas três classes pode ser subdividida, com base no tipo de feldspato presente, em: potássico (ortoclásio ou microclina), sodipotássico (pertita) e sódico (albita). A textura comum dos sienitos é granular, mas às vezes os feldspatos tendem a tomar forma tabular; aparecendo em secção transversal como retângulos alongados, às vezes com certo paralelismo, devido a movimentos do magma durante a cristalização. Como no granito, há variedades porfiríticas. A cor varia, como a do granito, de branco a róseo, vermelho ou cinzento. A densidade varia de 2,6 a 2,8 g.c-3. Assemelha-se ao granito em muitas outras coisas, inclusive na presença de pegmatitos, embora estes sejam menos comuns que nos granitos. Com a presença de plagioclásio em quantidades apreciáveis, o sienito passa a um monzonito. Neste, nota-se maior quantidade de minerais ferromagnesianos (piroxênios e biotita), e o ortoclásio não tem cor rósea. Os sienitos ocorrem em massas pouco extensas, geralmente relacionadas com os maciços graníticos e grandes massas de nefelina-sienitos. No Brasil, são muito mais raros e menos importantes do que os nefelina-sienitos. Nas regiões Norte e Nordeste do país, existem tipos monzoníticos maciços, de granulação média, com feldspato alcalino e um plagioclásio esverdeado. O nefelina-sienito se distingue pela presença da nefelina, que geralmente é intersticial, e sem forma própria, mas às vezes ocorre também em prismas hexagonais curtos. Este

PARTE 3

feldspatóide tem cor cinzenta com tonalidade castanha ou, às vezes, cor de carne e brilho graxo. Como o quartzo, não tem clivagens, mas seu brilho é tipicamente graxo e a sua associação com feldspatos de hábito tabular ajudam a identificá-la. Quando este critério falha, ela pode se distinguir por ser facilmente atacável pelos ácidos com produção de sílica-gel. A nefelina, às vezes, pode ser acompanhada por sodalita, que pode ser cinzenta, amarela, azul etc. A cor azul-marinho é característica de minerais do grupo da sodalita e serve para identificar prontamente a rocha hospedeira como um nefelina-sienito. A mica, os anfibólios e os piroxênios ocorrem em escamas, grãos ou prismas negros, que são simultaneamente sódicos e ferríferos. A mica é uma variedade de biotita (lepidomelana). Quando presente, o anfibólio alcalino é arfvedsonita ou riebeckita, e o piroxênio alcalino, egirina ou egirina-augita. A cor comum dos nefelina-sienitos é o cinza-claro. A textura é granular ou algo porfirítica, mas o desenvolvimento tabular dos feldspatos é comum. No Brasil, há grandes maciços de nefelina-sienitos e rochas correlatas. Em Minas Gerais, destacam-se o que constitui o Complexo Alcalino de Poços de Caldas, no sudoeste do estado, cobrindo algumas centenas de quilômetros quadrados; o de Itatiaia, nos limites com os estados do Rio de Janeiro e de São Paulo, da mesma ordem de grandeza do anterior. No estado do Rio de Janeiro ocorrem ainda, além do Complexo do Itatiaia, inúmeros complexos intrusivos sieníticos e nefelina-sieníticos como os do Morro Redondo, Tinguá, Morro de São João, Rio Bonito etc. Nos complexos intrusivos da porção norte da Província Alcalina de Goiás, ocorrem sienitos e nefelina-sienitos, assim como no Complexo Alcalino do Peixe, no estado de Tocantins. Existem inúmeras outras ocorrências de sienitos e nefelina-sienitos no Brasil, cuja lista é extensa demais para ser citada aqui.

11.1.3 Dioritos ou gabros Os dioritos são rochas granulares constituídas por plagioclásio e um ou mais minerais ferromagenesianos, nas quais a proporção de plagioclásio iguala ou excede a dos minerais ferromagnesianos. Estes últimos são, comumente, a biotita, a hornblenda e a augita, que podem ocorrer isoladamente ou juntos. A hornblenda é negra ou verde-escura e tanto pode ocorrer em prismas longos ou tiras, como em prismas curtos ou em grãos. Freqüentemente torna-se impossível distingui-la da augita à vista desarmada ou com lupa de mão. Quando se observa proporção apreciável de quartzo, a rocha é um quartzo-diorito. A cor varia entre cinzento e negro-acinzentado ou esverdeado. A textura é granular, como a dos granitos comuns. A textura porfirítica é muito menos comum do que nos granitos. Às vezes, a estrutura tende para gnaissóide, devido à orientação grosseira paralela dos minerais. É nessas rochas que se nota, com mais freqüência, a estrutura orbicular. A densidade dos dioritos varia de 2,8 a 3,1 g.cm-3. Os dioritos em geral formam pequenas massas relacionadas com granitos ou com gabros.

221

222


Os gabros (Estampa 3.20) são rochas granulares constituídas essencialmente por plagioclásio e minerais ferromagnesianos, com excesso destes sobre aquele. Os minerais ferromagnesianos comuns são augita e hornblenda, que ocorrem juntos ou separados, freqüentemente, com alguma biotita e, em certos casos, com olivina mais ou menos abundante. A biotita que ocorre em escamas brilhantes, negra com reflexos castanhos, é bem mais rara do que nos dioritos. A olivina às vezes ocorre em grãos facilmente identificáveis, verde-amarelados. O piroxênio às vezes parece negro, mas quando examinado com a lupa, é verde-escuro. Uma variedade de piroxênio (dialágio) mostra em vez das duas direções de clivagem prismática, uma só direção de clivagem paralela a (100), o que lhe dá um aspecto micáceo: basta, entretanto, introduzir a lâmina do canivete segundo a clivagem para notar a diferença, pois o dialágio não se esfolia em lâminas inteiras, flexíveis e elásticas, como as micas. O brilho do piroxênio às vezes é submetálico (dialágio ou ortopiroxênio). O gabro se denominará norito se tiver ortopiroxênio em vez de clinopiroxênio e gabro norítico se os dois piroxênios ocorrem juntos. Essas distinções, entretanto, só podem ser feitas com o auxílio do microscópio petrográfico. Também, a distinção entre piroxênio e anfibólio, na maioria das vezes, só pode ser feita em nível microscópico. O plagioclásio em geral é labradorita, com superfícies de clivagem estriadas em virtude da geminação polissintética. Usualmente ocorre em grãos ou massas indistintas, mas às vezes é tabular e aparece em secção transversal, em forma de retângulos estriados longitudinalmente. Quando alterado, o feldspato perde o brilho, e as estrias, bem como a própria clivagem, deixam de ser visíveis, o que dificulta a sua identificação. A cor usual dos gabros é o cinza-escuro ou o negro com tonalidade esverdeada. Os gabros em que o piroxênio é o dialágio são mais claros. A alteração superficial pode fazer com que a superfície dos afloramentos de gabro se torne quase branca. A textura é granular, embora o alongamento dos feldspatos possa dar a falsa impressão da textura porfirítica. Pegmatitos que cortam gabros são raros e, em geral, mais feldspáticos do que eles. Os gabros são rochas comuns e ocorrem em grandes massas independentes ou associadas com outros tipos de rocha. Os maiores maciços gabro-noríticos do Brasil Centro-Oriental ficam em Goiás. Em Minas Gerais, podemos citar uma grande área de ocorrência em associação com os charnockitos da Serra do Mar, na Zona da Mata, como, por exemplo, próximo a Caratinga, Raul Soares e Carangola. Massas menores ocorrem em toda a área granito-gnáissica do estado. Os gabros podem ter grande importância econômica, pois os seus silicatos podem estar intimamente misturados com óxidos de ferro ou com sulfetos e, localmente, os silicatos podem desaparecer por completo, o que dá lugar a verdadeiras jazidas de minério de ferro ou de metais sulfurados (níquel e cobre) encaixadas no gabro. O termo diabásio se aplica às variedades mais finas de gabro, que ocorrem sob a forma de diques, de granulação muito fina, e cujos constituintes, por conseguinte, não podem ser determinados com segurança. No diabásio, o feldspato ocorre em grãos, mas, freqüentemente, em bastonetes. Os minerais ferromagnesianos ocorrem em grãos escuros, cujos ângulos de clivagem

PARTE 3

não podem ser determinados para diferenciar anfibólio de piroxênio, ou de ambos. Às vezes, pode-se ver olivina em grãos verde-amarelados; neste caso, pode-se dizer que o constituinte ferromagnesiano escuro é piroxênio. A lupa às vezes permite ver óxido de ferro, pirita e escamas de biotita. Às vezes, como no caso dos dioritos e gabros, contêm, também, pequenas quantidades de quartzo. A cor dessas rochas é cinza-escura ou negra, às vezes, com tonalidade esverdeada. A textura é granular, raramente porfirítica. São rochas pesadas, de densidade entre 3,0 e 3,3. Os diabásios ocorrem em grandes derrames de lava ou em pequenas massas intrusivas, ou ainda nos bordos dos maciços gábricos. Em diversos locais, ao redor da atual área de exposição dos sedimentos da bacia do Paraná, e mesmo no interior de inúmeras soleiras e diques que cortam as rochas dessa bacia (assim como nas bacias do Amazonas e Parnaíba), encontram-se diabásios. Na bacia do Alto Rio Branco, no norte do estado do Amazonas, ocorrem diabásios e gabros noríticos. São rochas hipoabissais (diques, soleiras e grandes lacolitos) cuja textura passa de um diabásio à de um gabro, sem afetar a composição mineralógica. A porção mais superior do Complexo de Niquelândia, no estado de Goiás, é formada por gabros e anortositos. Os vários tipos de rocha que compõem a intrusão se dispõem segundo faixas lenticulares, alongadas paralelamente à maior dimensão do complexo intrusivo, ou seja, no sentido norte-sul. Um diabásio-porfirito ocorre em diques nos arredores de Pitangui, em Minas Gerais. Trata-se de uma rocha de matriz diabásica com fenocristais de plagioclásio que alcançam vários centímetros de aresta.

11.1.4 Anortositos Anortositos são rochas constituídas quase exclusivamente por plagioclásio, que freqüentemente é a labradorita. Aqui e acolá podem ser vistos grânulos de piroxênio, granadas e pequenas massas de magnetita ou ilmenita. Seu aspecto lembra um mármore ou um quartzito. Entretanto, é mais duro do que o mármore, pois não é riscado pelo canivete, e distingue-se do quartzito porque o mineral que o constitui tem boas clivagens. A rocha geralmente é branca ou cinzenta. O anortosito tem relação genética com o gabro, pois o seu feldspato é da mesma natureza que o deste, e o mineral colorido também. Entretanto, ele pode formar grandes massas independentes. Por outro lado, um gabro pode passar localmente a anortosito, pelo aumento local de plagioclásio; e também o anortosito pode passar a gabro pelo aumento local do piroxênio. A literatura geológica brasileira registra, como exemplos de ocorrências, as da Serra dos Aimorés (parte da Serra do Mar), norte do Espírito Santo, a do Complexo Intrusivo de Niquelândia e a do Complexo Barro Alto, no estado de Goiás, e a do Batólito de Pelotas, no Rio Grande do Sul.

223

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11.1.5 Peridotitos, piroxenitos ou hornblenditos Esse grupo de rochas encerra todas as magmáticas faneríticas e granulares constituídas exclusivamente, ou quase totalmente, por minerais ferromagnesianos, com participação nula ou desprezível de Ca-feldspatos. Os minerais essenciais são olivina, piroxênio (ortopiroxênio e clinopiroxênio) e anfibólio (hornblenda), assim distribuídos: Peridotito

olivina e piroxênio

Piroxenito

piroxênio(s) e olivina

Dunito

olivina (± piroxênio)

Hornblendito

hornblenda (± piroxênio)

Além desses, existem rochas contendo associações de anfibólios com olivina etc. O nome peridotito pode ser atribuído, no campo, a todas as eruptivas granulares escuras, olivínicas, visto que suas variedades ocorrem intimamente associadas e, freqüentemente, é difícil distingui-las uma das outras. Um mineral varietal raro é a flogopita. Entre os acessórios, a cromita às vezes ocorre em massas facilmente identificáveis. A textura é granular e, às vezes, muito grossa, exceto no dunito, onde ela é granular, fina ou média, com aspecto de doce de cidra. Às vezes se observa que os grãos de olivina estão inclusos nos grãos maiores de piroxênio ou anfibólio. A textura porfirítica quase nunca está presente. A cor dessas rochas varia entre verde-escura e negra, exceto nos dunitos, que geralmente são de um verde menos carregado ou amarelado. Os peridotitos são muitos passíveis de alteração. A mais comum é a transformação da olivina e piroxênios magnesianos em serpentina, silicato hidratado de magnésio. A rocha se transforma, então, num serpentinito, que tem um aspecto afanítico, quando a transformação é completa ou quase completa. A serpentina tem dureza máxima igual a 3, e a superfície meteorizada dos afloramentos de serpentinito tem aspecto untuoso; as rochas talcosas, também formadas da alteração principalmente da Mg-olivina, porém, para talco, como a pedra-sabão, podem ter aspecto análogo, mas são mais moles. Uma variedade fibrosa de serpentina – a crisotila (amianto) – ocorre em veios no serpentinito, podendo ter grande importância econômica. Os peridotitos são, também, importantes portadores de cromo, de níquel e de platina. Nos montes Urais, na Rússia, a platina ocorre disseminada no peridotito e, quando este é decomposto, as águas superficiais transportam e concentram a platina nos aluviões. O níquel contido em quantidades espectroscópicas na olivina e no piroxênio é concentrado, por alteração da rocha, em um silicato hidratado de níquel, garnierita, como acontece nos peridotitos do maciço intrusivo de Niquelândia, no estado de Goiás, onde ocorre a maior jazida de silicato de níquel do Hemisfério Ocidental. Peridotitos niquelíferos ocorrem, ainda, em Minas Gerais, nos municípios de Livramento (Sul de Minas), Ipanema (Zona da Mata), Pratápolis (Oeste de Minas) etc. Em Patrocínio ocorre grande massa de piroxenito e peridotito.

PARTE 3

Peridotitos com concentrações apreciáveis de cromita ocorrem em Campo Formoso (Bahia) e na Serra da Canastra (Oeste de Minas). O kimberlito é um peridotito alcalino, ou seja, rocha ultrabásica potássica rica em voláteis, dominantemente o dióxido de carbono. A rocha é mais famosa por hospedar o diamante, embora nem todos os kimberlitos contenham esse mineral. Kimberlito forma diatremas onde o magma, vindo de região muito profunda no interior da Terra, sobe com força, expandindo-se em sua subida, muitas vezes formando brechas (Estampa 3.21). Em geral, exibem textura inequigranular, resultante da presença de macrocristais em uma matriz fina. Os mega/macrocristais são dominantemente de olivina, além de ilmenita, granada (piropo), piroxênio, mica escura (flogopita) e cromita. A matriz pode incluir os seguintes minerais: uma segunda geração de olivina e/ou flogopita, juntamente com perovskita, espinélios, monticelita, apatita, calcita e serpentina.

11.2 Rochas porfiríticas Embora as rochas faneríticas possam ser também porfiríticas, este ítem trata separadamente as rochas porfirítcas, num enfoque estritamente macroscópico. As rochas de caráter porfirítico são especificamente denominadas pórfiros (com feldspato alcalino) ou porfiritos (com plagioclásio) quando são hipoabissais (diques, veios etc), com abundância de feldspatos; portanto, essa nomenclatura é mais geológica do que petrográfica. Boa parte dos pórfiros são petrograficamente idênticos a vulcânicas porfiríticas. As rochas de textura porfirítica podem ser divididas em duas categorias, conforme a maioria dos seus constituintes seja ou não determinável macroscopicamente. No primeiro caso, existem duas possibilidades: aquela em que os fenocristais predominam amplamente e, portanto, a natureza da matriz é de menor importância na classificação; e outra, em que os fenocristais não predominam, mas a matriz é fanerítica, e, portanto, determinável. O caso em que a maioria dos constituintes é indeterminável abrange todas as rochas de matriz vítrea ou afanítica com fenocristais subordinados. As rochas de matriz fanerítica abundante podem ser consideradas simples modalidades locais dos tipos equigranulares, essencialmente plutônicos, já estudados. O granito, o sienito e o diorito porfiríticos são freqüentes, mas os gabros e peridotitos são extremamente raros.

11.2.1 Pórfiros Os pórfiros são rochas de transição. Formando-se a pouca profundidade, compreende-se que haja rochas de transição entre eles e as rochas plutônicas, de um lado, bem como, entre eles e as rochas vulcânicas típicas, de outro. As rochas faneríticas com poucos fenocristais, espalhadas na sua massa, devem ser designadas pelo nome da rocha fanerítica equigranular correspondente, seguido do adjetivo “porfirítico”; por exemplo: granito porfirítico, sienito monzonito porfirítico etc.

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Por outro lado, os pórfiros são rochas com fenocristais abundantes e matriz afanítica ou fanerítica fina. Sua nomenclatura é baseada no total dos elementos determináveis, quer a matriz seja fanerítica, quer seja afanítica, contanto que, no primeiro caso, também se levem em consideração os minerais da matriz. Quando a matriz é fanerítica, ou, sendo afanítica, é puramente intersticial entre os fenocristais, usa-se a mesma terminologia estabelecida para as rochas faneríticas equigranulares, com o acréscimo do substantivo “pórfiro”. Assim, uma rocha com fenocristais abundantes de quartzo e ortoclásio, de matriz escassa (fanerítica ou não), é um granito-pórfiro. Uma rocha com fenocristais abundantes só de ortoclásio, com quartzo determinável na matriz, é ainda um granito-pórfiro. Já uma rocha com fenocristais abundantes só de ortoclásio, de matriz afanítica, ou de matriz fanerítica sem quartzo, será um sienito-pórfiro. As rochas afaníticas com fenocristais menos abundantes do que no caso acima podem ser hipoabissais ou vulcânicas. O estudo petrográfico é insuficiente para estabelecer a diferença, a qual dever ser observada no campo. Continuando a chamar de pórfiros as rochas hipoabissais, nós podemos distinguir neste grupo, conforme a natureza dos fenocristais: riolito-pórfiro (quartzo + ortoclásio); traquito-pórfiro (ortoclásio sem quartzo); latito-pórfiro (ortoclásio + plagioclásio), com as variedades: riodacito-pórfiro (com quartzo) e traquiandesito-pórfiro (sem quartzo); dacito-pórfiro (quartzo+plagioclásio); andesitopórfiro (plagioclásio sem quartzo). A essas rochas correspondem, respectivamente, o riolito-porfirítico, o traquito porfirítico etc., quando se tratar de rochas efusivas (lavas). A subdivisão dos felsito-pórfiros torna-se impossível se a natureza do feldspato não for determinável. Neste caso, usa-se prefixar o nome dos fenocristais: quartzo-felsito-pórfiro, hornblenda-felsito-pórfiro etc. ou, simplesmente, felsito-pórfiro, se só houver fenocristais de feldspato. A Figura 3.8 ilustra as principais modalidades de textura porfirítica. No Brasil, a ocorrência mais bem estudada de felsitos porfiríticos fica no Rio Grande do Sul; outras áreas de ocorrência, dignas de destaques, ocorrem no Ceará, no Pará, no território de Roraima etc. A Tabela 3.6 resume a classificação das rochas porfiríticas. A Tabela 3.6 - Classificação macroscópica das rochas porfiríticas Constituição predominante indeterminável

Constituição predominante determinável

Matriz vítrea

Matriz afanítica

Fenocristais abundantes

Matriz fanerítica abundante

VITRÓFIROS

AFANITOS PORFIRÍTICOS

PÓRFIROS

FANERITOS PORFIRÍTICOS

riolito porfirítico

granito pórfiro

granito porfirítico

traquito porfirítico etc. (vulcânicas)

sienito pórfiro etc. (hipoabissais)

sienito porfirítico etc. (plutônicas, fácies locais)

PARTE 3

11.3 Rochas afaníticas As rochas afaníticas são aquelas cuja granulação é tão fina que os seus constituintes essenciais não podem ser identificados macroscopicamente. É possível dividir as rochas afaníticas em dois grandes grupos, tendo como base a cor da rocha: as escuras ou negras (basaltos) e as claras (felsitos), ambos com espécies porfiríticas e não-porfiríticas.

11.3.1 Felsitos e felsitos pórfiros Os felsitos incluem todas as rochas afaníticas, em geral vulcânicas, não vítreas, cuja cor não seja cinzento-escura, verde-escura, nem negra. As cores comuns são claras: cinzentoclaro, rosa-claro, vermelho, amarelo-claro, castanho-claro, púrpura ou verde-claro. Freqüentemente, a granulação pode ser percebida com a lupa, embora os grãos sejam tão diminutos que a sua identificação se torna impossível. Outras vezes, não se distingue qualquer sinal da granulação, cuja finura extrema dá à rocha um aspecto homogêneo, por vezes córneo, a que se associa uma fratura conchoidal suave. Por outro lado, certos felsitos são mais ou menos porosos e a sua fratura é áspera e irregular. A porosidade nunca é tão desenvolvida quanto nos grupos do basalto e das rochas vítreas. Nesses grupos aparecem grandes poros ou vesículas, cujo volume pode predominar sobre o volume sólido da rocha. Os felsitos, como os vidros, podem apresentar uma estrutura fluidal, que consiste na superposição de faixas paralelas mais ou menos lenticulares, que são divididas por escoamento do magma no transcurso de sua solidificação. As cores de alteração podem trazer confusão na classificação de uma rocha afanítica. Assim é que um basalto pode se apresentar intensamente oxidado, tomando a cor vermelho-castanho, ou mesmo tons mais leves que poderiam incluí-lo, sem maior exame, entre os felsitos. Diz-se que se tem um riolito, traquito, latito, dacito ou andesito, quando a composição corresponde, respectivamente, à de um granito, sienito, monzonito, quartzo-diorito ou diorito. O equivalente do sienito nefelínico é o fonolito. Em princípio, a subdivisão dos felsitos de acordo com os seus minerais essenciais só pode ser feita ao microscópio. Isso não quer dizer que, para uma região dada, não possam ser encontrados outros elementos diagnósticos, tais como densidade, elasticidade, cor, tipo de alteração etc. Por exemplo: o fonolito (etimologicamente, rocha que canta) é uma rocha acinzentada ou esverdeada-clara, de brilho ceroso, cuja elasticidade faz com que emita um som musical quando percutida. A maioria dos felsitos contém fenocristais que podem ser poucos e espalhados, ou aglomerados em torno de certos pontos, ou abundantes em toda a massa. Os fenocristais desses felsitos porfiríticos podem ser minerais claros (quartzo e feldspato) ou coloridos (biotita, anfibólio e piroxênio).

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Os felsitos formam pequenas massas hipoabissais, bem como massas maiores extrusivas, aquelas geralmente relacionadas com estas, em regra, de vulcanismo recente ou antigo, embora não cubram áreas tão extensas quanto os basaltos. A variedade intermediária é denominada andesito, pela sua abundância na Cordilheira dos Andes, ocorrendo também no seu prolongamento setentrional (Cordilheira das Montanhas Rochosas, oeste da América do Norte). No Brasil, entre outras ocorrências, mencionaremos o riolito de várias localidades do Pará, o fonolito (traquito nefelínico) e o traquito de Fernando de Noronha, o fonolito do maciço de Caldas e os andesitos do Rio Grande do Sul e do Pará.

11.3.2 Basaltos e basaltos pórfiros Os basaltos são eruptivas afaníticas de cor muito escura: verde-escuro, cinza-escuro, negro com tonalidade arroxeada ou negro profundo. Ao contrário dos felsitos, que são translúcidos nos bordos delgados, os basaltos são totalmente opacos. Sua granulação pode ser apenas discernível com a lupa ou, ao contrário, totalmente indiscernível, caso em que a rocha tem aspecto homogêneo e sem brilho, ao contrário dos felsitos que, quando têm granulação finíssima, têm brilho graxo ou córneo. Em virtude de oxidação superficial a cor do basalto pode se tornar vermelho arroxeado. As variedades porfiríticas não são raras; entretanto, aqui, ao contrário dos felsitos, a textura não-porfirítica é a regra. Mesmo assim, podemos distinguir variedades macroscópicas, de acordo com a presença ou ausência de vesículas e amígdalas. Os basaltos com amígdalas abundantes são ditos basaltos amigdalóides. As amígdalas ressaltam do fundo da rocha, porque seus minerais são de cores claras. Entre eles, temos: sílica (quartzo e calcedônia), calcita, clorita e zeólitas (heulandita, natrolita, pectolita etc.). Os basaltos porfiríticos são também designados meláfiros. É preciso não confundir com textura porfirítica a simples presença de olivina na rocha. Como os grãos verde-claros de olivina muitas vezes ressaltam conspicuamente do fundo escuro da rocha, resulta essa impressão errônea (ver definição de textura porfirítica). Os fenocristais mais comuns são de feldspato e de piroxênio. O primeiro em geral é a labradorita, em prismas curtos, ora brilhantes, ora foscos. Também são possíveis a hornblenda e a biotita. Conforme a natureza dos fenocristais, as variedades porfiríticas são designadas: feldspato-meláfiro, augita-meláfiro etc. No uso brasileiro a palavra meláfiro é aplicada ao basalto-porfirito com grande número de minerais secundários, tais como clorita, epidoto etc., que tem, macroscopicamente, uma cor acinzentada devida a essa alteração. O basalto e o diabásio estão quase sempre associados no campo, e são designados conjuntamente por trapas (do sueco trappa). Os derrames de trapa em todos os continentes, cobrem áreas de centenas e milhares de quilômetros quadrados. O maior de todos é o do Sul do Brasil, com mais de um milhão de quilômetros quadrados. Outros derrames importantes são os de Deccan (Índia) e do NW dos EUA (Bacia do Rio Colúmbia).

PARTE 3

As dragagens e sondagens dos fundos oceânicos mostram basalto sob a cobertura sedimentar. As cordilheiras mesoceânicas são basálticas.

11.4 Tipos principais de rochas afaníticas Os principais tipos de rochas afaníticas (geralmente, vulcânicas) são descritas a seguir, contendo as feições microscópicas necessárias para a sua classificação.

11.4.1 Rochas afaníticas félsicas a intermediárias Riolitos, dacitos e obsidianas Essa família inclui lavas (ou rochas muito finas, de diques delgados) ácidas e intermediárias. São, essencialmente, rochas de textura porfirítica ou vitrofírica, em que os feldspatos alcalinos e/ou cálcicos e, usualmente, o quartzo figuram como principais constituintes. O riolito é o correspondente extrusivo do granito (Estampas 3.15 e 3.22). Os fenocristais mais constantes são os feldspatos alcalinos; ortoclásio (e sanidina) em cristais tabulares ou colunares, simples ou geminados, e albita ou oligoclásio, em cristais tabulares maclados polissinteticamente. Ocasionalmente, o ortoclásio e a albita podem ocorrer intercrescidos. São freqüentes as inclusões de vidro, mas raras as de bolhas de gás. O quartzo ocorre em forma de bipirâmides hexagonais, de bordos corroídos e com penetrações de matriz (embaiamentos), ocasionando formas amebóides. Suas inclusões são análogas às dos feldspatos. Os minerais ferromagnesianos são pouco abundantes. O mais usual é a biotita em escamas hexagonais castanho-escuras, com inclusões ocasionais de apatita, zircão ou magnetita. Pode ocorrer o clinopiroxênio esverdeado, de seção octogonal, mas a hornblenda é rara. Dos minerais de óxidos ferríferos, o mais usual é a magnetita; todavia, é pouco abundante. Podem ocorrer, ainda, agulhas de apatita e prismas de zircão. A matriz é total (nos vitrófiros) ou parcialmente vítrea, criptocristalina (nas variedades não vitrofíricas) ou microcristalina. A mesma rocha pode apresentar texturas diferentes, às vezes numa mesma lâmina. O escoamento da lava no terreno é marcado freqüentemente pela formação de faixas de texturas diferentes, isto é, em parte vítrea, em parte cristalina, em parte esferulítica etc., o que dá um aspecto listrado à rocha (o nome riolito é derivado do verbo “escoar” em grego, alusivo à feição mencionada). As rochas são chamadas de obsidianas quando inteiramente, ou quase, formadas somente de vidro vulcânico, com ou sem esferulitos e de cores preta a preto-avermelhadas. O vidro é incolor ou amarelo-pálido em lâmina delgada. Obsidianas com fraturas perlíticas – fraturas curvas, mais ou menos concêntricas – mais ou menos generalizadas, produzidas por contração homogênea devido à hidratação do vidro vulcânico, são chamadas perlitos. Se a estrutura vesicular, devido à separação de bolhas gasosas, atinge amplo desenvolvimento, resulta uma rocha muito rica em vesículas e vidro, bastante leve, chamada de púmice (pedra-pome, nome popular).

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Nas variedades riolíticas e dacíticas porfiríticas, a matriz criptocristalina consiste na associação granular de quartzo e feldspato, cujos grãos individuais não são separados visualmente nem com as lentes mais poderosas do microscópio. Às vezes, a natureza criptocristalina se origina por desvitrificação secundária (pós-magmática), a qual se inicia ao longo das fendas perlíticas e das linhas de fluxo ou escoamento. Quando microcristalina, a matriz é análoga, em termos de minerais, à de um granito, porém, seus constituintes só são separáveis, visualmente, ao microscópio. Ela ocorre apenas, muita s vezes, em faixas alternadas a faixas de natureza vítrea ou microesferulítica. A matriz microesferulítica, por seu turno, é constituída por grande número de pequenos esferulitos, soldados uns aos outros. Os esferulitos maiores e as litófises só ocorrem isoladamente, mas os microesferulitos constituem grupamento denso ao longo de certas faixas delgadas de vidro vulcânico alternadas às de cristalitos. Ocorrências brasileiras – existem diversos derrames importantes cujas rochas pertencem ao clan dos granitos, entre eles os pórfiros e felsitos da parte setentrional do estado do Amazonas. Também existem lavas ácidas no oeste de Santa Catarina e no Rio Grande do Sul. Andesitos O termo andesito (Estampa 3.16) inclui lavas e rochas muito finas, de diques/condutos vulcânicos delgados, de acidez intermediária. O andesito foi assim denominado devido à sua predominância nos Andes. Os minerais característicos são plagioclásio de composição intermediária e um ou vários minerais ferromagnesianos. Tipicamente, o quartzo está ausente nessas rochas, bem como feldspatos alcalinos e feldspatos muito cálcicos. Existem vários tipos de andesitos dados pelo mineral ferromagnesiano varietal (hornblenda, mica, augito e hiperstênio-andesitos). Normalmente, o único mineral em duas gerações é o feldspato. Na matriz, ele forma bastonetes simples ou maclados sem repetição. Provavelmente, é mais básico que nos fenocristais. Também, o clinopiroxênio pode estar presente na matriz. Alguns andesitos a hornblenda ou mica têm matriz traquitóide, porém, há transições e tipos de matriz predominantemente vítrea. A estrutura “microfelsítica” (criptocristalina) é mais comum nos dacitos. Na maioria dos andesitos, especialmente em piroxênios, a matriz é hialopilítica, às vezes passando a pilotaxítica, por exclusão do vidro, ou a variedades perfeitamente vítreas (obsidianas e pomes, mais encontrados em tufos). São comuns as vesículas e amígdalas, ocupadas por produtos secundários ou pelo próprio vidro ou magma subcristalizado. Traquitos As lavas dessa família têm uma porcentagem de sílica mais baixa que a dos riolitos e dacitos e um teor equivalente ou maior em álcalis.

PARTE 3

Os exemplos típicos consistem essencialmente em feldspatos alcalinos, com quantidade relativamente pequena de minerais coloridos, e sem quartzo. O nome traquito, originado do grego trachus (= áspero, rochas ásperas), incluía antigamente riolito e alguns andesitos. Freqüentemente podem-se distinguir traquitos potássicos e traquitos sódicos, caracterizados pela natureza do feldspato dominante. Os minerais mais abundantes são os feldspatos alcalinos. Ocorrem tanto como fenocristais quanto como o principal constituinte da matriz. O mais notável usualmente é a sanidina, freqüentemente com clivagem ortopinacoidal grossa. Os fenocristais têm o hábito tabular ou colunar, ou ambos. A macla de Carlsbad é freqüente e pode, nos cristais maiores, mostrar a linha quadrada do contato de penetração. Algum zoneamento composicional é ocasional. O plagioclásio usualmente é oligoclásio nos traquitos potássicos, albita nos traquitos sódicos, e plagioclásios mais cálcicos ocorrem nos traquitos de transição para andesitos e basaltos. Nos fenocristais vêm-se as duas maclas, Carlsbad e albita, com freqüência. O zonamento não é incomum. Às vezes, ocorre sodalita, nefelina ou leucita. O mineral máfico mais comum é a biotita marrom em escamas hexagonais, reabsorvidas nos bordos e, às vezes, substituídas pelo agregado granular de magnetita e clinopiroxênio (cloritizada). A hornblenda marrom pouco freqüente, também é reabsorvida. O clinopiroxênio, muito comum, verde-pálido em lâmina, nunca é reabsorvido. Freqüentemente é de 2ª geração na matriz. O piroxênio rômbico é muito colorido e pleocróico (hiperstênio). Alguns traquitos sódicos têm egirina ou egirinaugita, ou arfvedsonita, ou riebeckita, reconhecidos somente sob o microscópio, caracterizando os traquitos peralcalinos. A olivina ocorre nos tipos de transição e os ferros são raros. A titanita é característica. A apatita é comum, às vezes, em grandes prismas com dicroísmo violeta. Encontra-se algum zircônio. Traços de zircão são comuns. A tridimita é rara e a opala é secundária, às vezes, pseudo-esferulítica devido à tensão interna. Ocorre em veios e nódulos. A matriz dos traquitos contrasta com a dos riolitos pela escassez de vidro vulcânico. Comumente holocristalina, o vidro, se nela existe, é subordinado nos traquitos típicos. A textura de fluxo é comum, porém, sem a trama bandada. Estruturas vesicular e esferulítica são raras. Pode haver estrutura drúsica devido à tendência a panidiomorfismo. As ocorrências brasileiras de rochas deste clan são constituídas por variedades alcalinas, intimamente associadas a rochas da família do nefelina sienito que, no Brasil, tem excepcional preponderância. Fonolitos e leucitófiros Diferem quimicamente dos traquitos por maior riqueza em álcalis, o que se manifesta pela presença abundante de feldspatóides, além de sanidina. O nome “fonolito” (isto é, do grego, rocha sonora) foi dado em virtude do fato de que esta rocha emite, às vezes, um som musical quando percutida. Distinguem-se fonolitos traquitóides, pobres em nefelina,

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e nefelinitóides, ricos nesse mineral. Os leucitófiros formam um grupo raro, contendo sanidina e riqueza de fenocristais de leucita. O feldspato é quase exclusivamente sanidina, o que, composicionalmente, não difere da dos traquitos. Fenocristais de anortoclásio já foram descritos, mas os de plagioclásios são raros. A nefelina, que tanto ocorre nos fonolitos quanto em muitos leucitófiros, tem hábito muito diferente do das rochas plutônicas. Ocorre tanto como fenocristais quanto na matriz, em minúsculos prismas hexagonais com pinacóide basal, ou retangulares, bem curtos, com seções basais quadráticas e, também, em seções trapezoidais. Da sua decomposição provêm ninhos e veios de zeólitas sódicas. A leucita dos leucitófiros e das variedades potássicas de fonolitos é octogonal arredondada. Os fenocristais são geminados. Apresenta inclusões de clinopiroxênio e outros minerais, exceto feldspato. As “sodalitas” são freqüentes, às vezes, em dodecaedros. Elas se alteram em natrolita e outras zeólitas. Sob o microscópio, o mineral máfico mais usual é egirina, verde-brilhante, pleocróica. Um clinopiroxênio pálido, de bordos verdes, pode ocorrer. Os anfibólios são pouco comuns; os mais usuais são a barquevicita e os anfibólios sódicos – riebeckita e arfvedsonita. Também se vê hornblenda substituída por egirina e biotita (rara) reabsorvida. Os minerais de óxidos ferríferos primários não são abundantes. Titanita e apatita são comuns e olivina e melanita raros. Quanto à textura, essas lavas normalmente são holocristalinas e porfiríticas, com fenocristais de sanidina e egirina, bem como leucita (nos leucitófiros que são porfiríticos). A matriz tem sanidina, egirina e nefelina em várias proporções. A abundância de sanidina confere à rocha textura “traquítica”. A egirina, às vezes, é colunar-microlítica; às vezes, intersticial-ofítica.

11.4.2 Rochas vulcânicas máficas Os principais tipos de rochas vulcânicas que compõem a subdivisão macroscópica de rochas afaníticas “basaltos” são descritas a seguir, apresentando as feições microscópicas necessárias para a sua classificação. Basaltos Essa família de rochas inclui todas as lavas básicas, desde vítreas até holocristalinas afaníticas. Elas são caracterizadas pela presença de feldspato cálcico (labradorita, predominantemente) e piroxênio, distinguindo-se dois grandes grupos: um que é essencialmente olivínico, representado pelos basaltos das ilhas oceânicas, e o outro, principalmente não-olivínico, representado pelos basaltos continentais e dos fundos oceânicos (Estampa 3.20). Alguns basaltos têm um teor relativamente elevado de álcalis, fixados sob a forma

PARTE 3

de feldspatóides. Os basaltos são rochas essencialmente efusivas, mas ocorrem também em diques e soleiras hipoabissais, especialmente nos bordos dos mesmos. Seus constituintes são cristais e vidro em proporções variáveis, os primeiros podendo ocorrer em duas gerações, dando os tipos porfiríticos de basalto. Os feldspatos são francamente cálcicos. O plagioclásio normativo tem, em média, 50% An. Nos tipos porfiríticos, contudo, os fenocristais são de bitownita ou anortita, enquanto o feldspato cálcico da matriz é labradorita. Nos fenocristais, comumente se observam as geminações da periclina e de Carlsbad em adição à da albita. Às vezes, há zonamento dos plagioclásios, embora com menos freqüência que nos andesitos. Os feldspatos da matriz ocorrem em bastonetes, de modo geral tão estreitos que a geminação é imperceptível, ou constam apenas de dois ou três indivíduos justapostos. Certos basaltos encerram ortoclásio ou albita, esta, geralmente, como produto de alteração do plagioclásio cálcico. O piroxênio é um clinopiroxênio, às vezes em duas gerações (sendo fenocristais octogonais, freqüentemente maclados, às vezes zonados e com estrutura em ampulheta). A cor do clinopiroxênio é muito pálida, castanha ou (raramente) verde. O clinopiroxênio da matriz ocorre em prismas ou em grânulos. A hornblenda castanha e a biotita, também castanha, ocorrem raramente e têm bordos corroídos. A olivina, quando presente, ocorre em cristais relativamente grandes e idiomorfos, simulando fenocristais, de forma algo arredondada. Também pode formar cristais esqueletiformes no basalto de vidro predominante. Este mineral é incolor em lâmina delgada e comumente é cortado por vênulas de serpentina. A magnetita é abundante em duas gerações, na primeira, como octaedros bem formados e grãos anédricos. A apatita ocorre em agulhas incolores ou violáceas. A tendência à cristalização é muito mais forte do que em outras famílias de lavas, sendo o tipo exclusivamente vítreo limitado aos bordos arrefecidos dos diques e lençóis de lava. Esse tipo (taquilito) é uma verdadeira emulsão de magnetita em um vidro castanho e, conforme a estrutura, constitui perlitos, obsidianas ou pomes basálticos. Micrólitos e esferulitos são sempre abundantes. Outras variedades, ditas vitrofíricas, possuem cristais esparsos em uma massa predominantemente vítrea. Nos tipos propriamente hipocristalinos a holocristalinos, ocorre grande variedade de texturas (intersertal, hialopilítica, pilotaxítica ou ofítica), às vezes com caráter porfirítico devido à presença de feldspato, clinopiroxênio etc., em duas gerações, porém, mais comumente, devido ao relativo gigantismo da olivina em relação aos outros minerais. Uma estrutura comum nos basaltos hipocristalinos é a variolítica, na qual os bastonetes de feldspato formam feixes convergentes (varíolas), dispersos ou soldados uns aos outros. No Brasil, ocorre uma das maiores províncias de basaltos continentais do mundo: o grande derrame de lavas da Bacia do Paraná (idade cretácica inferior), que cobre uma área avaliada em mais de um milhão de quilômetros quadrados, distribuídas pelos estados

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de São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul e ainda pelas províncias vizinhas da Argentina e do Uruguai. É considerado o maior do mundo. Os derrames são de basalto e as soleiras e diques relacionados com eles são de diabásio. Trata-se de rochas pertencentes a um magma saturado em SiO2, como o indica a ausência de olivina. Neste ponto, ele se assemelha aos grandes derrames continentais do Deccan (Índia), da África do Sul e do planalto de Colúmbia (NW dos Estados Unidos), e contrasta com os grandes derrames oceânicos. O basalto das ilhas oceânicas, como as do Havaí, por exemplo, e das cordilheiras mesoceânicas é essencialmente olivínico. A espessura total dos derrames ultrapassa a casa dos 1.700m na parte central da Bacia do Paraná. Cada lençol de lava pode ter menos de 10m ou até mais de 100m de espessura, mas são mais freqüentes as espessuras de 10, de 50 e 80m. A superfície de cada lençol é praticamente horizontal, o que demonstra a grande fluidez da lava. A espessura dos diques e soleiras de diabásio é da mesma ordem de grandeza e sua extensão pode atingir vários quilômetros, mas a sua distribuição é esporádica: em certas áreas basálticas não se observa nenhuma dessas massas injetadas. Os basaltos do sul do Brasil são rochas de textura granular já discernível à vista desarmada, hipocristalinas, com 10% a 70% de vidro, com índice de refração entre 1,54 e 1,57. A fração cristalina é constituída essencialmente por labradorita e clinopiroxênio, com magnetita e magneto-ilmenita como um acessório comum. Não existe textura porfirítica propriamente dita nos derrames dessas rochas. O tamanho dos cristais, nelas, aumenta gradativamente dos bordos para o centro do lençol de lava, ao mesmo tempo em que diminui o teor do vidro. Na base de cada lençol, a rocha tem aspecto vítreo, fratura conchoidal e brilho asfáltico, ao passo que, no topo, a rocha, também rica em vidro, é altamente vesicular ou amigdalóide (amígdalas preenchidas por quartzo, calcedônia, ágata, zeólitas etc.). Quanto às rochas injetadas (em diques e soleiras), são essencialmente holocristalinas e dotadas de textura ofítica, característica dos diabásios. Basanitos e tefritos Esse grupo de rochas compreende lavas básicas e ultrabásicas e rochas afaníticas de diques e condutos vulcânicos muito finos, caracterizadas por feldspato calco-sódico, clinopiroxênio e um feldspatóide. Algumas variedades dessas rochas lembram os fonolitos em certos pormenores, porém, elas se associam de preferência com os basaltos alcalinos, sendo rochas de baixa acidez e abundantes minerais máficos, com ou sem olivina. Conforme o feldspatóide dominante tem-se leucita ou nefelina-tefritos nas lavas sem olivina; e leucita ou nefelinabasanitos nas lavas com olivina. Não há tipos de transição, mas um feldspatóide pode ser acessório na lava em que o outro é componente essencial. A leucita, quando presente, pode ocorrer em duas gerações, sempre em icositetraedros arredondados. A nefelina nos tipos porfiríticos ocorre, em geral, em cristais anédricos na matriz com distribuição local. Outros feldspatóides são de ocorrência subordinada, se presentes.

PARTE 3

A sanidina ocorre, raras vezes, e, no caso, em cristais subédricos. O plagioclásio é sempre cálcico. Ele pode formar fenocristais tabulares, maclados segundo a lei da albita, zonados, com inclusões de vidro zonadas. Na matriz, ele forma bastonetes monomaclados, às vezes meros micrólitos. Podem tender a arranjos esferulíticos (matriz) ou glomeroporfiríticos (fenocristais). O constituinte máfico usual é a clinopiroxênio, freqüente em duas gerações, cor verdezonada, violácea nos bordos. Agulhas de egirina são raras. A olivina tem o mesmo caráter que nos basaltos. Magnetita e ilmenita são abundantes nos basanitos. Os prismas de apatita são constantes. As lavas do Vesúvio variam de leucita-tefrito a leucita-basanito. Os fenocristais são de leucita, olivina, clinopiroxênio e labradorita, mas nem sempre ocorrem juntos. O feldspato em geral é glomeroporfirítico. O nefelina-tefrito das Ilhas Canárias, por seu turno, consiste de clinopiroxênio, labradorita e nefelina, podendo também ter sanidina e hauyna. Rochas máficas feldspatóidicas São rochas em que a fase félsica se restringe ao feldspatóide. São rochas básicas a ultrabásicas, escuras, afaníticas ou faneríticas finas, macroscopicamente semelhantes ao basalto. Fenocristais muitas vezes visíveis macroscopicamente incluem olivina e clinopiroxênio, aumentando a semelhança com o basalto, ou, em outros casos, cristais de leucita, de tamanhos centimétricos a milimétricos, muitas vezes com comportamento seriado. As rochas máficas feldspatóidicas podem ser subdivididas em potássicas e sódicas. Potássicas - Os leucititos foram inicialmente descritos na Província Vulcânica Romana, que inclui o complexo vulcânico Somma Vesúvio. São rochas compostas essencialmente por cristais de leucita, contendo ainda clinopiroxênio, pouca mica, apatita e magnetita em matriz vítrea incolor. Muitas outras ocorrências de leucititos foram descobertas posteriormente, embora muitas delas representem tipos específicos de leucititos, sendo algumas uganditos (kamafugitos) e outras lamproítos. Os kamafugitos são rochas potássicas máficas a ultramáficas, subsaturadas em SiO2, em que as fases félsicas são feldspatóides potássicos (kalsilita e/ou leucita). De acordo com a orientação do IUGS (Woolley et al., 1996), os kamafugitos devem manter a nomenclatura própria dessas rochas. A classificação é feita com base nas paragêneses minerais presentes: Ugandito = Leucita + clinopiroxênio Mafurito = Kalsilita + clinopiroxênio Katungito = Melilita + K-vidro vulcânico, ocasionalmente, com kalsilita ou leucita

O vulcanismo kamafugítico é hoje bem caracterizado em três localidades mundiais: Toro-Ankole (Uganda); San Venanzo-Cupaello (Itália) e, no Brasil, nas Províncias Alcalinas

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do Alto do Paranaíba (Estampa 3.23) e de Goiás. As rochas africanas e italianas (Estampa 3.24) são de idade quaternária, enquanto as rochas brasileiras são cretácicas. Os lamproítos (Estampa 3.25) são rochas ultrapotássicas peralcalinas, caracterizadas pela presença abundante de leucita, além de outros minerais contendo potássio como flogopita, Ti-K-richterita e sanidina, além de diopsídio, titanatos de K e Ba (priderita, jepeita), silicatos de Ti, Zr e K (wadeita, davenita, scherbakivita). Minerais que estão característicamente ausentes dos lamproítos incluem: nefelina, melilita, kalsilita, feldspato alcalino rico em Na, plagioclásio, monticelita, granadas com Ti e Zr e augita rica em Al (Mitchell; Bergman, 1991). Embora os lamproítos possam conter K-feldspato, são incluídas aqui pela sua semelhança com os uganditos e leucititos. Sódicas - As lavas máficas com nefelina e sem feldspato são os nefelinitos e os olivina nefelinitos. Nessas rochas, a nefelina pode ocorrer em duas gerações, em cristais euédricos, em seções características quadradas e hexagonais, ou, na segunda geração, anédricos, intersticiais aos outros componentes da rocha, dificultando a sua identificação. Além de nefelina, única fase félsica presente, os nefelinitos podem conter os seguintes minerais máficos: clinopiroxênio e flogopita. O mineral acessório comum é a titanita. Cálcicas - As rochas vulcânicas máficas com melilita são bastante raras e chamadas de melilititos se contêm mais de 10% em volume de melilita e não estiverem associadas ao magmatismo kamafugítico. Quando estiverem, são classificadas juntamente com os kamafugitos, como visto acima. O primeiro melilitito descrito, inicialmente chamado de melilita-basalto por Hochbohl (1883), ocorre nos Alpes da Suábia, na Alemanha. Essa rocha é composta por olivina (cerca de 50% em volume) e melilita (cerca de 40% em volume), além de pequenas quantidades de nefelina, apatita e calcita (Hatch; Wells, 1972).

Rochas ultramáficas O komatiito é definido como uma rocha ultramáfica vulcânica, com conteúdos superiores a 18% em peso de MgO (em base anidra), formando derrames muito fluidos, com resfriamento muito rápido. É uma rocha típica dos cinturões de rochas verdes (greenstone belts). A composição ultramáfica é refletida na composição modal com predominância de olivina e piroxênio em uma matriz vítrea. As feições que indicam a origem vulcânica são a presença de crosta de resfriamento, de juntas poliedrais, de textura spinifex bem desenvolvida (Estampa 3.26) e estruturas fragmentares (tufos e brechas).

PARTE 3

12. Rochas Piroclásticas

12.1 Definição Rochas piroclásticas são aquelas formadas por fragmentos resultantes da ejeção violenta do magma. Os fragmentos são chamados de piroclastos (fragmentos de fogo), o conjunto de piroclastos soltos é chamado de tefra e as rochas formadas pela cimentação ou consolidação da tefra são chamadas de rochas piroclásticas. A classificação das rochas piroclásticas em uma das três grandes famílias de rochas magmáticas, sedimentares ou metamórficas é problemática por se tratar de uma rocha com características das rochas magmáticas e das rochas sedimentares. É atribuída a C. K. Wenthworth a seguinte frase, que exprimiu bem essa dificuldade: “As rochas piroclásticas são magmáticas quando sobem e sedimentares quando descem.”

12.2 Classificação e nomenclatura das rochas piroclásticas Esta classificação (Tabela 3.7) deve ser usada apenas quando a rocha é considerada como tendo origem piroclástica, ou seja, formada por fragmentação como resultado direto de ação vulcânica. A nomenclatura e a classificação são puramente descritivas. A classificação pode ser aplicada aos denominados depósitos de queda (air fall), de fluxo (flow) e de surgência (surge) piroclásticos, assim como a fluxo de detritos piroclásticos (lahars), depósitos de subsuperfície e de chaminé (por exemplo, hialoclastitos, brechas intrusivas e extrusivas, diques de tufos, diatremas etc.). Os termos usados na classificação descrevem somente a granulação das rochas ou depósitos. Combinados com outros termos, entretanto, informações composicionais ou genéticas podem ser incluídas. Os limites de tamanhos de grão usados para subdividir piroclastos e depósitos piroclásticos são os mesmos usados para rochas sedimentares. Tabela 3.7 - Classificação das rochas piroclásticas e tefra baseada no tamanho dos c lastos :

Depósitos piroclásticos Principalmente consolidado:

Tamanho dos clastos (x) em mm

Piroclasto

Principalmente inconsolidado: tefra

x > 64

Bomba, bloco

Aglomerado, camada de blocos ou bombas, tefra de blocos

Aglomerado, brecha piroclástica

Lapili

Níveis ou camadas de lapili, tefra de lapili

Tufo lapilítico

1/16
Grão de cinza grosso

Cinza grossa

Tufo de cinza grosso

<1/16

Grão de cinza fino

2
(grãos de poeira)

Fonte: Le Maitre, 1989.

Cinza fina (poeira)

rocha piroclástica

Tufo de cinza fino Tufo de poeira

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12.3 Piroclastos Piroclastos são definidos como fragmentos gerados por ação vulcânica. Os depósitos piroclásticos podem ser formados de três tipos principais de componentes ou piroclastos.

12.3.1 Fragmentos juvenis Representam amostras do magma consolidado. Podem, assim, ser parcialmente cristalinos ou não-cristalinos (vítreos), dependendo da história pré-eruptiva do magma.

12.3.2 Cristais Cristais ou fragmentos angulares de cristais são “soltos” durante a ruptura e quebra de um magma porfirítico ou de fragmentos juvenis e formam um componente juvenil discreto dos fragmentos piroclásticos, vesiculados ou não, no depósito piroclástico.

12.3.3 Fragmentos líticos O termo lítico geralmente descreve os componentes densos de um depósito piroclástico (Estampa 3.27). Podem ser subdivididos em fragmentos magmáticos juvenis não-vesiculados (líticos congênitos), rocha encaixante que foi expelida explosivamente durante a erupção (líticos acessórios) e clastos levados por fluxos piroclásticos ou surgências (líticos acidentais). As formas dos fragmentos adquiridas durante a fragmentação ou durante o transporte subseqüente à formação do depósito primário não devem ter sido alteradas por processos não-vulcânicos, posteriores, de retrabalhamento e redeposição. Se isso ocorrer, os fragmentos são chamados de piroclastos retrabalhados ou epiclastos, neste último caso, se sua origem piroclástica for incerta. Os vários tipos de piroclastos são principalmente distinguidos por seus tamanhos (ver Tabela 3.6).

12.3.4 Bombas Piroclastos cujo diâmetro médio é superior a 64mm e cujas formas ou superficies (por exemplo, superfície de crosta de pão) indicam que elas estavam total ou parcialmente em estado de fusão durante a formação e o subseqüente transporte.

PARTE 3

12.3.5 Blocos Piroclastos cujo diâmetro médio é superior a 64mm e cujas formas angulares a subangulares indicam que eles estavam sólidos durante a formação.

12.3.6 Lapili Piroclastos de quaisquer formas com diâmetro médio entre 64mm e 2mm.

12.3.7 Grãos de cinza Piroclastos cujo diâmetro médio é inferior a 2mm. Eles podem ser subdivididos em grãos de cinzas grossos (2mm a 1/16mm) e grãos de cinza finos (menores que 1/16mm). Os grãos de cinza finos podem também ser chamados de grãos de poeira. As Estampas 3.27 a 3.33 mostram exemplos brasileiros e italianos de depósitos piroclásticos, classificados apenas pelo tamanho dos fragmentos.

12.4 Depósitos piroclásticos Depósitos piroclásticos são formados diretamente da fragmentação de magma e rocha por atividade vulcânica explosiva. Eles podem ser agrupados em três tipos básicos de depósitos.

12.4.1 Depósito piroclástico de queda (pyroclastic fall deposit) Um depósito de queda é formado após o material ter sido explosivamente ejetado de uma chaminé, produzindo uma coluna de erupção, que é uma pluma suspensa de tefra e gás, subindo alto na atmosfera. A geometria e o tamanho do depósito refletem a altura da coluna de erupção, e a velocidade e direção dos ventos atmosféricos. À medida que a pluma cresce, piroclastos caem de volta na superfície, sob a influência da gravidade, a diversas distâncias da fonte na direção do vento, dependendo dos seus tamanhos e densidades. Depósitos de queda mostram camadas que cobrem e se adaptam à topografia de maneira homogênea, ou seja, com a mesma espessura. Apesar dos depósitos piroclásticos serem mal selecionados, depósitos de queda são relativamente bem classificados devido ao fracionamento eólico durante o transporte. Algumas vezes, eles apresentam estratificação planar interna ou laminação devido a variações no comportamento da coluna de erupção, mas nunca estratificação cruzada ou camadas com marcas de erosão ou trucamento de camadas inferiores.

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Tipos de depósitos de queda Havaiano – estromboliano: esses tipos de depósitos de queda são os produtos de erupções mediamente explosivas de magmas basálticos ou quase-basálticos. Essas erupções ejetam escória e respingos de lava, relativamente fluidas, e são freqüentemente acompanhadas de efusão simultânea de lava. Os acessos para essas erupções podem ser fissuras ou simples condutos. A atividade explosiva produz cone de escória (cinder cones) ou cones de respingos (spatter cones), ou ambos, na abertura (vent), com depósitos de queda de escória (scoria fall) de extensão areal e volume limitados, sendo depositados ao redor e na direção do vento da abertura. Pliniano: depósitos piroclásticos de queda pliniano são produtos comuns de erupções altamente explosivas de magmas altamente viscosos. Durante as erupções plinianas, grandes volumes de púmice são ejetados, e extensos depósitos de queda de púmice são produzidos. Esses são os tipos de depósitos de queda mais impressionantes encontrados no campo. Os depósitos de erupções individuais podem ter espessuras de 10-25m próximos à abertura (vent); a espessura máxima pode ser bem menor, mas raramente maior. Os depósitos próximos à abertura são geralmente homogêneos e podem ser muito grossos, contendo grandes fragmentos de púmice de várias centenas de centímetros e blocos métricos balísticos de material lítico. Afastando-se da abertura, os depósitos se tornam pouco espessos e de granulação fina. Vulcaniano: depósitos piroclásticos de queda vulcanianos são depósitos de cinza pouco espessos, de pequeno volume (<1 km3) e estratificados, que contêm grandes bombas balísticas e blocos próximos à abertura, algumas vezes com crosta de pão e superfícies fraturadas. Eles são produtos comuns de estratovolcanos andesíticos e andesítico-basáltico.

12.4.2 Depósito piroclástico de fluxo (pyroclastic flow deposit) Esses são depósitos deixados por fluxos de superfície de piroclastos que se movem como uma dispersão gás-sólido com alta concentração de partículas. Os fluxos são controlados por gravidade, quentes e, em alguns casos, podem ser parcialmente fluidizados. Como regra geral, os depósitos são topograficamente controlados, preenchendo vales e depressões. Internamente, os depósitos de fluxo piroclástico são geralmente maciços e pobremente classificados, mas algumas vezes mostram uma gradação dos clastos maiores. A classificação pobre dos depósitos de fluxo é atribuída à alta concentração de partículas e não à turbulência. A superposição de algumas unidades de fluxo pode dar aparência de estratificação interna, entretanto, um acamamento difuso é ocasionalmente observado dentro de uma mesma unidade de fluxo, devido a alguma tensão interna durante o transporte.

PARTE 3

12.4.3 Depósito piroclástico de surgência (pyroclastic surge deposit) Uma surgência transporta piroclastos ao longo da superfície numa dispersão gássólido, expandida e turbulenta, de baixa concentração de partículas. Os depósitos cobrem a topografia, mas são também topograficamente controlados, e tendem a se acumular nas depressões. Caracteristicamente, mostram estruturas unidirecionais de fluxo, como estratificação cruzada de baixo ângulo, estruturas em forma de dunas, além de outras. Os depósitos são freqüentemente enriquecidos em líticos mais densos e cristais. Níveis individuais são geralmente bem classificados.

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Referências BARBOSA, A. L. M. 1974. Petrografia macroscópica. Ouro Preto/MG: EMM/UFOP. 248p. BEST, M. G. 1982. Igneous and metamorphic petrology. New York: W. H. Freeman & Cia. 630p. BOWEN, N. L. 1928. The evolution of igneous rocks. Princeton University Press. (Reprint: New York: Dover Publications, 1956. 334p.) DIETRICH, R. V.; SKINNER, B. J. 1979. Rock and rock minerals. New York: John Wiley & Sons, 319p. DORADO, A. C. 1989. Petrografia básica: texturas, clasificación y nomenclatura de rocas. Madrid: Paraninfo, 143p. FERNANDES, M. L. S. 1991. Geologia, petrografia e geoquímica de rochas granitóides da região de Pedra Azul, MG. Dissertação de Mestrado. Rio de Janeiro: UFRJ. 191p. HALL, A. 1987. Igneous petrology. London: Longman. 573p. HARKER, A. 1909. The natural history of igneous rocks. Reprint: New York: Hafner Pub. Co., 1965. 384 p. HATCH, F. H.; WELLS, A. K.; WELLS, M. K. 1972. Petrology of igneous rocks. 13. ed. London: George Allen and Unwim Publish. 551p. HILDRETH, W. 1981. Gradients in silicic magma chambers: implications for lithospheric magmatism. J.G.R., 86, 10.153-10.192. IVANOV, V. M.; DOILNITSYN, Ye F.; LAVRENTYEV, Yu G.; KOROL, V. N. 1975. Experimental investigations of molecular - ionic – gravitational differentiation of basaltic melt. Dokl. Akad. Sci., Earth Science Section, 217, 165-168. KARL, S. M.; HAEUSSLER, P. J.; MCCAFFERTY, A. 1999. Reconnaissance geologic map of the Duncan Canal-Zarembo Island area, Southeastern Alaska. U. S. Geological Survey Open-File Report, 99-168 Version 1.0. LE BAS, M. J.; LE MAITRE, R. W.; STRECKEISEN, A. L.; ZANETTIN, B. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on total alkali-silica diagram. J. Petrol., 27, 745-750. LE BAS, M. J.; STRECKEISEN, A. L. 1991. The IUGS systematic of igneous rocks. Journal of the Geological Society of London, 148, 825-833. LE MAITRE, R. W. (Ed.). 1989. A classification of igneous rocks and glossary of terms – recommendations of the IUGS Subcommission on Systematic of Igneous Rocks. Oxford, U.K: Blackwell Scientific Publications. 193p. MACDONALD, R. 1974. Nomenclature and petrochemistry of the peralkaline oversaturated extrusive rocks. Bull. Volc., 38, 498-516. MACKENZIE, W. S.; DONALDSON, C. H.; GUILFORD, C. 1982. Atlas of igneous rocks and their textures. Harlow Essex, Inglaterra: Longmann Group Ltda. 148p. MITCHELL, R. H.; BERGMAN, S. C. 1991. Petrology of lamproites. New York: Plenum Press. 447p. NASCIMENTO, R. S.; GORAYEB, P. S. S. 2004. Basaltos da suíte Parapuí, Gráben Jaibaras, NW do Ceará: caracterização, petrografia, geoquímica e química mineral. Rev. Bras. Geoc., 34(4), 459-468. NOCKOLDS, S. R.; KNOX, R. W. D.; CHINER, G. A. 1985. Petrology for students. Cambridge: Cambridge Univers Press, 435p. PINHEIRO, S. O. 1998. Petrologia das rochas meta-ultramáficas da região de Rio Manso, MG. Tese de Doutorado. Brasília/DF: UnB. 253p. PIRSSON, L. V.; KNOPF, A. (1908) 1946. Rocks and rocks minerals. 3. ed. rev. New York: John Wiley & Sons. 349p. PORTO Jr., R.; VALENTE, S. C. 1989. Ocorrência de traquito orbiculóide na região de Bangu, Rio de Janeiro, RJ. In: Simpósio de Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG, núcleo RJ-SP, Boletim de Resumos, 180-181. PORTO Jr., R.; VALENTE, S. C.; DUARTE, B. P. 1991. Textura Orbicular em traquito: uma abordagem petrográfico-geoquímica. 3º Congresso Brasileiro de Geoquímica e 1º Congresso de Geoquímica dos Países de Língua Portuguesa, São Paulo, Boletim de Resumos, v.1, 130-133.

PARTE 3

PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4.ed. Tradução de R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes e C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman. 656p. READER’S DIGEST DO BRASIL LTDA. 1997. Terra Espetacular, 351p. RIBEIRO, C. C.; BROD, J. A.; GASPAR, J. C.; PETRINOVIC, I. A.; GRASSO, C. B; BROD, T. C. J. 2005. Textural evidence for liquid immiscibility in the kamafugite-carbonatite association: The Catalão I Alkaline Complex, Alto do Paranaíba Igneous Province. III Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados, Cabo Frio, RJ, Anais, p. 137-142. RITTMANN, A.; RITTMANN, L. 1976. Volcanoes. Londres: Orbis, 128p. SGARBI, P. B. A. 1991. Petrografia e geoquímica da formação Mata da Corda na região de Carmo do Paranaíba, MG. Dissertação de Mestrado. Rio de Janeiro: UFRJ. 214p. SGARBI, P. B. A.; VALENÇA, J. G. 1995. Mineral and rock chemistry of the Mata da Corda kamafugitic rocks (MG state, Brazil). International Symposium on the Physics and Chemistry of the Upper Mantle. São Paulo, An. Acad. Bras. Ci., 67 (supl.2): 257-270. STRECKEISEN, A. L. 1974. Classification and nomenclature of plutonic rocks. Recommendations of the IUGS - Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geologische Rundschau. Internationale Zeitschrift für Geologie. Stuttgart. v. 63, p. 773-785. STRECKEISEN, A. L. 1976. Classification of the common igneous rocks by means of their chemical composition: a provisional attempt. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte, H. 1, 1-15. STRECKEISEN, A. L. 1978. IUGS - Subcommission on the systematics of igneous rocks. Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites and melilite rocks. Recommendations and suggestions. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen, v. 141, 1-14. ULBRICH, H. H. G. J. 1984. A petrografia, a estrutura e o quimismo de nefelina sienitos do Maciço Alcalino de Poços de Caldas, MG-SP. Tese de doutorado. São Paulo: Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. VALENÇA, J. G. 1980. Geology, petrography and petrogenesis of some alkaline igneous complexes of Rio de Janeiro state, Brazil. Tese de doutorado. Ontario/CA: Faculty of Graduate Studies, University of Western Ontario. WALKER, D.; DE LONG, S. E. 1982. Soret separation of mid-ocean ridge basalt magma. Contr. Mineral. Petrol., 79, 231-240. WERNICK, E. 2004. Rochas magmáticas - conceitos fundamentais e classificação modal, química, termodinâmica e tectônica. São Paulo: Editora Unesp. 655p. WOOLLEY, A. R.; KEMPE, D. R. C. 1989. Carbonatites: nomenclature, average chemical compositions and element distribution. In: BELL, K. Carbonatite genesis and evolution. London: Unwin Hyman. WOOLEY, A. R.; BERGMAN, S. C.; EDGAR, A. D.; LE BAS, M. J.; MITCHELL, R. H.; ROCK, N. M. S.; SCOTT SMITH, B. H. 1996. Classification of lamprophyres, lamproites, kimberlites, and the kalsilitic, melilitic, and leucitic rocks. Canadian Mineralogist, 34, 175-186.

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Estampas

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PARTE 3

Estampa 3.1 – Imiscibilidade magma silicatado X carbonatado. Foto superior, mostra coalescência de glóbulos de carbonatito (claro) em rocha congelada carbonato-silicática (escuro). Observar que as porções de carbonato originam da matriz da brecha, produzindo um contato gradacional. Na foto inferior, porções de magma carbonatítico (claro) se formando veios e bolsões na matriz carbonato-silicática da brecha (escuro). (Fotos gentilmente cedidas por C.C.Ribeiro, de Ribeiro et al., 2005).

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Estampa 3.2 – Paisagens magmáticas. Foto superior: Intrusão de Medina - morros em forma de pão-de-açúcar, esculpidos sobre a intrusão granítica de Medina, MG (Foto gentilmente cedida por A.C.Pedrosa-Soares). Foto inferior: Vulcão Morrinho - paisagem vulcânica, mostrando o conduto vulcânico Morrinho, do Cretáceo, de natureza kamafugítica, da Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG (Foto da Autora, em Sgarbi, 1991).

PARTE 3

Estampa 3.3 – Corpos intrusivos menores. A foto superior ilustra o contato discordante entre pegmatito e micaxisto na região de Coronel Murta, distrito pegmatítico de Araçuaí, MG. Uma apófise do pegmatito penetrou a rocha encaixante paralelamente à sua xistosidade. A foto inferior mostra dique de diabásio de cor escura cortando granulito em rochedo da praia de Olivença, Ba. (Fotos gentilmente cedidas por A.C.Pedrosa-Soares).

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Estampa 3.4 – Corpos intrusivos menores. A foto superior mostra contato entre granulito (claro) e dique de diabásio (escuro) em rochedo da praia de Olivença, BA. O dique tem uma apófise negra (ao lado do martelo) que penetra o granulito, também cortando o bandamento da rocha encaixante. Foto inferior mostra ortognaisse com enclaves máficos e veios de leucogranito, na cidade de Teófilo Otoni, MG. Os enclaves máficos (martelo) têm cor cinza muito escuro e são compostos de biotitito foliado, com restos de metadiorito e de metagabro. Estes enclaves estão estirados paralelamente à foliação do ortognaisse. Os veios de leucogranito, de cor branca, cortam o ortognaisse e os enclaves máficos. (Fotos gentilmente cedidas por A.C.PedrosaSoares)

PARTE 3

Estampa 3. 5 – Lavas pahoehoe e aa – Foto superior - Lavas cordadas ou pahoehoe, encaixadas em enorme extensão de lavas lisas formadas em uma grande erupção que ocorreu entre 1969 e 1971 no Havaí. (Fonte: Reader`s Digest Brasil Ltda, 1997); Foto inferior – Lavas em bloco (aa) do vulcão Brülé, na ilha Réunion, colônia francesa no oceano Índico (Fonte: Rittmann, 1976).

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Estampa 3.6 – Tubo de lava – Provável tubo de lava de rocha komatiítica (em detalhe na foto inferior), com cerca de 2m de altura, observado no Morro da Onça, região de Rio Manso, Quadrilátero Ferrífero, MG. (Fotos gentilmente cedidas por S.O.Pinheiro, de Pinheiro, 1998).

PARTE 3

Estampa 3.7 – Vesículas e amígdalas – Lado esquerdo, rocha vulcânica alcalina máfica (kamafugito) afanítica vesiculada (amostra da autora fotografada por M. Gazzinelli); lado direito, basalto amigdaloidal com zeólitas preenchendo as amígdalas (Amostra do acervo do Degeol IGC – UFMG fotografada por M. Gazzinelli).

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Estampa 3.8 – Traquito orbicular – Traquito orbicular de diques no município do Rio de Janeiro, mostrando matriz afanítica de cor clara contendo orbículas esféricas a elipsoidais de cor escura. Estes diques estão associados ao magmatismo alcalino de idade Mesocenozóica da região (Amostra gentilmente cedida por R.Porto Jr., fotografada por M.Gazzinelli).

PARTE 3

Estampa 3.9 – Disjunção colunar – Duas ocorrências de disjunção colunar: na foto superior, basalto do Supergrupo Espinhaço, na região de Biri-Biri, MG. Na foto inferior: kamafugito da Província Alcalina Alto do Paranaíba. (Fotos gentilmente cedidas por G.N.C.Sgarbi).

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Estampa 3.10 – Feições de intemperismo em rochas ígneas básicas. A foto superior mostra alteração esferoidal ou em “casca de cebola”; a foto inferior mostra, borda de alteração superficial. (Fotos respectivamente cedidas por G.C.Montresor e G.N.C.Sgarbi).

PARTE 3

Estampa 3.11 – Enclaves – Foto superior, granito da intrusão de Medina, MG, envolvendo dois autólitos, de composição mais básica, de cor cinza-escura, contendo fenocristais de K-feldspato (foto gentilmente cedida por A.C. Pedrosa-Soares); foto inferior, kamafugito da Serra do Bueno, região de Luz, MG, contendo xenólitos de metassedimentos do Grupo Bambuí (escuro com borda alterada clara). (Foto gentilmente cedida por G.N.C.Sgarbi).

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Estampa 3.12 – Lavas em almofadas Fotos superiores são basaltos do Supergrupo Rio das Velhas (Pré-Cambriano) do Morro da Onça, região de Rio Manso, MG, apresentando estrutura em almofada bempreservada, podendo ser observado pendúculo (seta) de uma das almofadas na foto superior esquerda (Fotos gentilmente cedidas por S.O. Pinheiro em 1998). Nas fotos inferiores, lavas almofadadas de Cape Wanbrow, Nova Zelândia (esquerda) e Monte Etna (direita) (fotos retiradas de Rittmann, 1976).

PARTE 3

Estampa 3.13 – Texturas afanítica e fanerítica – As fotos superiores são amostras de rocha holocristalina afanítica porfirítica máfica (kamafugito Mata da Corda), com raríssimos fenocristais de flogopita (na foto de detalhe, à esquerda) (Amostra da autora fotografada por de M. Gazzinelli); a foto inferior é de amostra de granada leucogranito, da região de Nanuque, MG. O granito apresenta textura fanerítica granular-hipidiomórfica de granulação média. (Foto gentilmente cedida por A.C.Pedrosa-Soares).

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Estampa 3.14 – Textura gráfica – Caracterizada pelo intercrescimento de cristais esqueléticos de quartzo (escuro nas imagens), que fazem lembrar a escrita cuneiforme, e feldspato potássico. Esta textura é muito freqüente nos pegmatitos graníticos (Foto superior do site da Louisiana State University; foto inferior de MacKenzie et al., 1982).

PARTE 3

Estampa 3.15 – Rochas ácidas – A foto superior, mostra granito típico de granulação grossa, com o feldspato potássico de cor amarelada (amostra do acervo do Degeol - IGC-UFMG fotografada por M. Gazzinelli); na foto inferior, riolito da Mina de São Domingo, Portugal, composto essencialmente por quartzo e Kafeldspato (Fonte: site da Universidade do Minho, Portugal).

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Estampa 3.16 – Rochas intermediárias – A foto superior mostra granodiorito porfirítico fanerítico de granulação média, inequigranular, textura granular-hipidiomórfica porfirítica, com raros fenocristais de K-feldspato ( até 3.5cm); os minerias máficos presentes são biotita e hornblenda, (Foto de Karl et al., 1999); foto inferior é de um andesito porfirítico com matriz afanítica de coloração intermediária a escura com fenocristais de anfibólio. (Foto do site do Departamento de Geologia e Ciência Ambiental da James Madison University).

PARTE 3

Estampa 3.17 - Pegmatitos. A foto superior mostra a entrada de uma galeria o pegmatito da Lavra Água Santa implantada neste corpo pegmatítico, situado no Município de Coronel Murta, MG, no Distrito Pegmatítico de Araçuaí (foto gentilmente cedida por A.C.Pedrosa-Soares). Na foto inferior, sobre a entrada da galeria, agregados radiais de grandes cristais de turmalina negra (schorlita), em matriz quartzo-feldspática; a foto mostra o pegmatito de São José da Safira, leste de MG, com o feldspato bastante caulinizado (Foto gentilmente cedida pela CPRM-MG).

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Estampa 3.18 – Foid-Sienitos – As fotos superiores mostram nefelina sienito do Maciço Alcalino do Itatiaia, RJ. Na foto de detalhe (direita), pode-se observar os cristais de feldspatos alcalinos, com as clivagens bem evidentes e os minerais máficos (hornblenda e biotita), a nefelina não está visível na foto (Foto de M. Gazzinelli de amostra do acervo do Degeol – IGC UFMG). Foto inferior esquerda mostra analcita nefelina sienito.do Complexo Alcalino do Rio Bonito, RJ. As partes claras correspondem a ortoclásio, analcita e zeólitas; as partes cinzas correspondem à nefelina e as pretas, piroxênio alcalino; a foto inferior direita é de um anfibólio nefelina sienito (malignito) do . Complexo Alcalino do Morro de São João, RJ, mostrando uma ligeira orientação dos cristais de anfibólio (escuros) no centro da foto, com massa intersticial composta de ortoclásio e nefelina. Fotos inferiores gentilmente cedidas por J. G. Valença, de Valença (1980).

PARTE 3

Estampa 3.19 – Rochas com pseudomorfos de leucita. As fotos superiores mostram ugandito da Província Alcalina de Goiás, de idade cretácica, mostrando pseudomorfos de leucita (em detalhe na foto da direita) formados por carbonato em matriz afanítica (amostra da autora, fotografada por M. Gazzinelli). Na foto inferior esquerda são de pseudoleucitas retiradas de fonolito porfirítico do Maciço Alcalino de Poços de Caldas, MG (amostras gentilmente doadas por J.G.Valença e fotografadas por M.Gazzinelli); foto inferior direita é de amostra de pseudoleucita sienito máfico do Complexo do Morro de São João, RJ, mostrando pseudoleucitas em matriz de anfibólio foid sienito (Foto gentilmente cedida por J. G. Valença, de Valença,1980).

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Estampa 3.20 – Rocha magmáticas básicas. Foto superior é de um gabro, rocha intrusiva, de mesma composição do basalto, com textura fanerítica média: (fonte www.portalciencia.net). A foto inferior mostra.basalto, típico com estrutura maciça e textura afanítica (Fonte: site da Universidade do Minho, Portugal).

PARTE 3

Estampa 3.21 – Kimberlito Riacho, região de Coromandel, MG – foto superior mostra aspecto escoriáceo superficial da rocha; foto inferior, brecha de matriz kimberlítica com fragmentos claros de dolomito, além de fragmentos de metassiltitos e rocha vulcânica máfica. Fragmentos, de até 4 cm, das rochas encaixantes mostram bordas de reação. (fotos de G.N.C.Sgarbi).

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Estampa 3.22 – Riolito de cores variadas.

PARTE 3

Estampa 3.23 - Rochas kamafugíticas da Província Alcalina Alto do Paranaíba. A foto superior mostra grande afloramento de kamafugito Mata da Corda, próximo à cidade de Presidente Olegário, MG. É uma rocha afanítica, de coloração escura, formada de olivina, clinopiroxênio, opacos, perovskita, flogopita, leucita e uma fase intersticial félsica constituída de feldspatóides e/ou vidro vulcânico, podendo ser classificada como leucita mafurito. Na foto inferior mostra bloco de rocha alcalina máfica Mata da Corda, da Intrusão Mata do Lenço, próxima a Abadia dos Dourados, MG, mostrando disjunção plano-paralela acentuada pela percolação de fluidos. A rocha está bastante fresca e é composta por fenocristais de olivina e flogopita, em matriz afanítica de clinopiroxênio, perovskita e Ti-magnetita (Fotos da Autora).

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Estampa 3.24 – Rochas kamafugíticas italianas. A foto superior mostra grande afloramento de lava kamafugítica de Celle – San Venanzo; foto inferior mostra lava kamafugítica de Cupaello, no pequeno afloramento existente. Observar o estado inalterado das rochas (Fotos da autora).

PARTE 3

Estampa 3.25 – Lamproíto Torre Alpina, norte da Província Romana, Itália – A foto superior mostra um dos dois condutos vulcânicos lamproítico, de idade quaternária; a foto inferior mostra parede do castelo construído sobre o outro conduto vulcânico. A parede é constituída de blocos de lamproíto, que contém inúmeros xenólitos mantélicos e crustais (Fotos da Autora).

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Estampa 3.26 – Textura spinifex em blocos de metakomatiito no Morro da Onça, região de Rio Manso, Quadrilátero Ferrífero, MG. A foto superior mostra textura spinifex aleatória, e a foto inferior, textura spinifex formando conjunto de lâminas subparalelas, de comprimento variando de 3 a 60 cm. (Fotos de S.O.Pinheiro (1998), gentilmente cedidas).

PARTE 3

Estampa 3.27 – Lapilitos cretácicos da Formação Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG - a foto superior mostra lapilito máfico, bastante alterado, mostrando lapílis líticos angulosos em matriz mais fina de fragmentos de tamanhos lapíli/cinza (Amostra gentilmente doada por R.N.Cardoso, fotografada por M.Gazzinelli; a foto inferior mostra lapilito kamafugítico com fragmentos subarredondados em matriz de fragmentos de cristais e líticos de tamanho lapíli/cinza (Foto de G.N.C.Sgarbi).

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Estampa 3.28 – Piroclastos kamafugíticos. A foto superior esquerda, mostra piroclastos de tamanho blocos coletados em afloramento de depósito piroclástico mal selecionado; foto superior direita mostra piroclastos mal selecionados de um mesmo depósito; fotos inferior direita mostra piroclastos muito mal selecionados de um mesmo depósito, com tamanhos variando de cinza (não mostrado na foto) até bloco; foto inferior esquerda mostra bloco de lapilito com pouca matriz de tamanho cinza (Fotos da Autora).

PARTE 3

Estampa 3.29 – Brechas Vulcânicas Cretácicos da Formação Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG. A foto superior mostra depósito de conduto, composto praticamente só de clastos, muito mal selecionados. Fragmentos retirados deste afloramento são mostrados na estampa 3.27. A foto inferior mostra brecha piroclástica com blocos de até 40cm. (Fotos da Autora).

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Estampa 3 30 - Rochas piroclásticas cretácicas da Formação Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG - fotos superiores mostram afloramentos de brecha piroclástica intemperizadas, com cores verde e rosa. Os fragmentos arredondados da brecha da direita estão totalmente caulinizados. As fotos inferiores mostram blocos de tufo e lapilito: o da esquerda, bem estratificado, e o da direita, tufo na base e lapilito no topo. O bloco da direita corresponde à matriz de uma brecha piroclástica (Fotos da Autora).

PARTE 3

Estampa 3.31 - Rochas piroclásticas cretácicas da Formação Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG - foto superior mostra contato brusco entre conglomerado vulcânico (lado esquerdo) e tufo/lapíli (lado direito). O conglomerado, provavelmente, brecha piroclástica remobilizada, apresenta seixos de tamanhos variados de rochas vulcânicas alcalinas máficas (kamafugitos) com matriz composta essencialmente por material vulcânico do próprio magmatismo, além de minerais não vulcânicos. O tufo apresenta estratificação inclinada e cruzada e raros fragmentos de tamanho lapíli. A foto inferior mostra contato irregular entre siltito glauconítico da Formação Areado (base) e brecha vulcânica, com blocos maiores sobressaindo na foto. (Fotos da Autora).

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Estampa 3.32 - Depósitos piroclásticos inclinados segundo a inclinação das paredes do cone de magma kamafugítico. Foto superior, Pian de Celle, San Venanzo, Itália, idade Quaternária; inferior, Mata da Corda, Província Alcalina Alto do Paranaíba, MG, idade cretácica (Fotos da Autora)..

PARTE 3

Estampa 3.33 – Depósito piroclástico quaternário na área de caldeira do Complexo Vulcânico Latera, distrito vulcânico Vulsini, Itália. Na foto superior, observa-se depósito bem laminado de queda piroclástica, coberto por depósito de fluxo piroclástico, de granulação mais fina. A foto inferior mostra detalhe do depósito piroclástico aéreo (queda), mostrando alto grau de seleção (Fotos da Autora).

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PARTE 4

ROCHAS SEDIMENTARES Geraldo Norberto Chaves Sgarbi

Lista de Figuras Figura 4.1

Triângulo de formas de clastos baseados em seus eixos maiores, menores e intermediários

Figura 4.2 Seixos e calhaus fluviais Figura 4.3 Diagrama de graus de arredondamento e esfericidade de partículas Figura 4.4 Diagrama de graus de seleção de partículas sedimentares Figura 4.5 Desenho esquemático dos principais constituintes de uma rocha sedimentar Figura 4.6 Correntes de densidade ou fluxo turbidítico transportando sedimentos Figura 4.7 Lóbulos de sedimentação turbidítica de Bouma Figura 4.8a Seqüências turbidíticas lacustrinas Figura 4.8b Sucessão turbidítica marinha Figura 4.8c Sucessão turbidítica marinha (detalhe) Figura 4.9a Porosidade de arenito eólico visto ao microscópio eletrônico de varredura (MEV) Figura 4.9b Detalhe do recobrimento dos grãos detríticos por MEV Figura 4.10 Alguns tipos de porosidades em rochas sedimentares Figura 4.11 Intemperismo físico: erosão eólica em quartizitos Figura 4.12 Intemperismo químico: paredão de ardósia e perfis de alteração Figura 4.13a Classificação para arenitos com menos de 15% de matriz fina Figura 4.13b Classificação dos arenitos líticos Figura 4.13c Classificação para arenitos com mais de 15% de matriz fina Figura 4.14 Tipos de fluidos segundo suas linhas de fluxos Figura 4.15 Diagrama para diferentes tipos de transporte de sedimentos Figura 4.16 Campos de suspensão transporte e sedimentação Figura 4.17a Amostra de mão, cortada e polida de arenito eólico Figura 4.17b Fotomicrografia (LPP) do arenito eólico acima mostrado Figura 4.17c Detalhe de um grão de quartzo do arenito acima mostrado (MEV) Figura 4.18 Estruturas deposicionais maciça, gradacional e granocrescente/ granodecrescente

Figura 4.19 Regimes de fluxos e granulometria das partículas Figura 4.20 Tipos de estratificações cruzadas Figura 4.21 Representação gráfica da laminação cavalgante Figura 4.22 Acamamentos flaser, ondulado e lenticular Figura 4.23 Imbricamento de clastos

Lista de Tabelas Tabela 4.1 Classificação granulométrica segundo Wentworth (1922) Tabela 4.2

Métodos de estudo das rochas sedimentares

Tabela 4.3 Relações entre cores de ardósias e a proporção de ferro ferroso e férrico Tabela 4.4 Relações entre cores de calcários e as proporção de ferro ferroso e férrico Tabela 4.5 Composição mineralógica média de arenitos Tabela 4.6 Composição química média de arenitos Tabela 4.7 Classificação das rochas carbonáticas (Dunham, 1962) Tabela 4.8 Calcáreos e dolomitos e suas analogias granulométricas com as rochas terrígenas (Folh, 1962) Tabela 4.9 Classificação dos carbonatos com base nos seus componentes aloquímicos Tabela 4.10 Estágios evolutivos da turfa ao antracito Tabela 4.11 Ambientes deposicionais continentais, transicionais e marinhos

LISTA DE ESTAMPAS Estampa 1 Estampa 2 Estampa 3 Estampa 4 Estampa 5 Estampa 6 Estampa 7 Estampa 8 Estampa 9 Estampa 10 Estampa 11 Estampa 12 Estampa 13 Estampa 14 Estampa 15 Estampa 16 Estampa 17 Estampa 18 Estampa 19 Estampa 20 Estampa 21 Estampa 22 Estampa 23 Estampa 24 Estampa 25 Estampa 26

Estampa 27 Estampa 28 Estampa 29 Estampa 30 Estampa 31 Estampa 32 Estampa 33 Estampa 34 Estampa 35 Estampa 36 Estampa 37 Estampa 38 Estampa 39 Estampa 40 Estampa 41 Estampa 42

Estampa 43 Estampa 44 Estampa 45 Estampa 46 Estampa 47 Estampa 48 Estampa 49 Estampa 50 Estampa 51 Estampa 52 Estampa 53 Estampa 54 Estampa 55

Estampa 56 Estampa 57

Sumário 1. Introdução 1.1 Definição 1.2 Abundância e importância das rochas sedimentares 2. Partículas, poros e métodos de estudo 2.1 Partículas e poros 2.1.1 Textura 2.1.2 Tamanho das partículas 2.1.3 Trama 2.1.4 Forma, arredondamento e esfericidade das partículas 2.1.5 Grau de seleção 2.1.6 Arcabouço, matriz, cimento e poros 2.2 Métodos de estudo das rochas sedimentares 2.3 Análises de sedimentos em seções verticais 3. Porosidade e permeabilidade 3.1 Porosidade 3.1.1 Porosidade primária e porosidade secundária 3.2 Permeabilidade 4. Intemperismo, diagênese e cores de sedimentos 4.1 Intemperismo e rochas sedimentares 4.2 Tipos de intemperismo 4.2.1 Intemperismo físico 4.2.2 Intemperismo químico 4.2.3 Intemperismo biológico 4.3 Diagênese 4.4 Cores dos sedimentos 4.5 Intemperismo e recursos minerais

5. Classificação das rochas e depósitos sedimentares 5.1 Sedimentos e rochas siliciclásticas 5.1.1 Ruditos ou psefitos: conglomerados e brechas 5.1.2 Arenitos ou psamitos 5.1.3 Lutitos ou pelitos 5.2 Sedimentos e rochas carbonáticas 5.2.1 Calcários e rochas sedimentares carbonáticas detríticas 5.3 Sedimentos e rochas sedimentares químicas e orgânicas sem carbonato 5.3.1 Fosforitos 5.3.2 Evaporitos 5.3.3 Rochas ricas em ferro 5.3.4 Rochas silicosas não clásticas 5.3.5 Sedimentos e rochas sedimentares ricas em matéria orgânica 6. Transporte e sedimentação 6.1 Tipos de fluxos: turbulento e laminar 6.2 Tipos de transportes de grãos: suspensão, saltação e tração 7. Bacias e ambientes sedimentares 7.1 Bacias sedimentares 7.1.1 Bacias riftes e bacias de subsidência térmica 7.1.2 Bacias flexurais 7.1.3 Bacias associadas com estabilidade crustal 7.2 Ambientes sedimentares 8. Rochas e estruturas sedimentares 8.1 Estruturas físicas 8.1.1 Pré-deposicionais 8.1.2 Sin-deposicionais 8.1.3 Pós-deposicionais 8.2 Estruturas biológicas 8.2.1 Partes duras de esqueletos e de matéria vegetal

8.2.2 Icnitos 8.2.3 Verniz de deserto (desert varnish) e precipitação de bioclastos 8.3 Estruturas químicas 8.3.1 Concreções e nódulos septarianos 8.3.2 Oólitos e pisólitos 8.3.3 Crostas e outros precipitados 8.3.4 Bandamento por coloração 8.3.5 Espeleotemas 8.4 Miscelânea 8.4.1 Diques clásticos (clastic dykes) e estruturas de colapso de tetos de cavernas (brechas) 8.4.2 Estrutura de impacto extraterrestre 8.4.3 Estrutura mastóide 8.4.4 Congelamento de nuvens piroclásticas 8.4.5 Cadinho de manganês 8.4.6 Blocos erráticos (erratic blocks) Referências Estampas

1. Introdução

1.1 Definição Depósitos sedimentares se formam quando detritos diversos – sedimentos formados por materiais derivados do intemperismo e erosão de rochas preexistentes como minerais e fragmentos de rochas, aos quais se adicionam fragmentos orgânicos diversos como conchas, vegetais, ossos etc. – são transportados e depositados em uma bacia sedimentar pelos vários agentes de transporte como, por exemplo, rios e geleiras. Detritos tendem a se depositar em meio aquoso, assim como os materiais transportados pelo vento tendem a alcançar o solo, em um comportamento ditado pela gravidade, formando as rochas sedimentares detríticas. Exemplos são os arenitos, conglomerados, argilitos e siltitos, dentre outros. Uma vez depositados, esses materiais sofrem um processo denominado litificação, que é o conjunto de modificações internas que transformam os sedimentos inconsolidados em rocha sedimentar. Portanto, uma rocha sedimentar normalmente tem sua origem na destruição intempérica de rochas preexistentes, inclusive de outras rochas sedimentares mais antigas. Em geral, sua composição química e mineralógica é complexa, pois podem coexistir minerais, fragmentos de rochas e outros detritos originários dos mais diversos tipos de rochas e ambientes geotectônicos. Entretanto, alguns compostos presentes no meio sedimentar podem ser precipitados diretamente como sólidos a partir de sua concentração no solvente, dependendo das condições de saturação, temperatura e potencial hidrogeniônico (pH) do meio, constituindo então as rochas sedimentares não detríticas, desprovidas de detritos previamente existentes. A maioria dos evaporitos e alguns calcários são exemplos dessas rochas.

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Sedimentos e rochas sedimentares são confinados à crosta terrestre, ocorrendo nas áreas continentais e nos fundos oceânicos. Suas quantidades totais podem ser medidas diretamente, usando seqüências de rochas expostas em afloramentos ou, no caso de seqüências presentes apenas em subsuperfície, podem ser estimadas por meio de sondagem mecânica, com amostragem de testemunhos de rochas que podem ser obtidos de profundidades que alcançam milhares de metros ou por técnicas geofísicas como a sísmica. As rochas ígneas e metamórficas constituem a maior parte da crosta terrestre, sendo que os sedimentos e rochas sedimentares perfazem apenas 5% do seu volume que, por sua vez, responde por menos de 1% do volume total da Terra. Por outro lado, a área de exposição das rochas sedimentares abrange cerca de 75% da superfície terrestre e 90% dos leitos marinhos. Ou seja, 80 a 90% da superfície do planeta são cobertos por sedimentos e rochas sedimentares. A espessura média dessas ocorrências em áreas continentais é de 1,8km e os valores médios para sedimentos que recobrem os assoalhos oceânicos são de aproximadamente 0,3km. Apesar do relativo pequeno volume das rochas sedimentares com relação às rochas ígneas e metamórficas, parte delas contém o registro da maioria dos eventos importantes na história da Terra. Essas rochas podem informar sobre os grandes eventos ocorridos ao longo do tempo geológico, como mudanças climáticas (paleoclimatologia), disposição das terras no passado geológico (paleogeografia) e características ecológicas no passado (paleoecologia). Informam-nos ainda sobre a evolução da vida no planeta por meio do conteúdo fossilífero nelas presente (paleontologia).

1.2 Abundância e importância econômica das rochas sedimentares De acordo com Dietrich e Skinner (1979), a medição direta das abundâncias relativas dos principais tipos de rochas sedimentares, baseada nas seqüências expostas, sugere que apenas três variedades respondam pela maior parte das rochas sedimentares: lamitos, 47%, uma denominação para rochas constituídas por uma mistura de argila e silte (diâmetro das partículas entre 1/256mm e 1/16mm); arenitos, 31% (entre 1/16mm a 2mm); e as rochas carbonáticas, 22%. É importante enfatizar ainda a importância econômica dos sedimentos e das rochas sedimentares. Sedimentos, quando em transporte aquoso, são altamente seletivos em função de suas diferenças em termos de densidades. Durante o transporte, minerais muito pesados podem se concentrar e constituir reservas econômicas importantes como no caso do ouro, diamante, cassiterita etc., minerais estes que se diferenciam daqueles com baixas densidades como o quartzo, feldspatos e micas, que são levados adiante pelo fluxo e depositados em zonas de menor energia hidráulica. Participam ainda como fontes importantes de outros recursos minerais como chumbo, zinco, urânio e ferro. São importantes na produção de areia, brita e como fonte de argilas, de inúmeras aplicações na indústria, além de se constituir como matéria-prima para a indústria de vidros.

PARTE 4

As rochas sedimentares contêm essencialmente toda a reserva mundial de petróleo, gás natural, carvão, fosfatos, evaporitos (incluindo a halita ou sal de cozinha) e calcários (principal matéria-prima para a produção do cimento). A maior parte da água subterrânea provém de sedimentos. São também utilizadas como material de revestimento em construções e na pavimentação de vias.

IMPORTÂNCIA ECONÔMICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES A EXPLOTAÇÃO DOS RECURSOS MINERAIS SE FAZ PRÓXIMO OU SOBRE A SUPERFÍCIE TERRESTRE, E AS ROCHAS SEDIMENTARES ASSUMEM GRANDE IMPORTÂNCIA ECONÔMICA POR DUAS RAZÕES: EM PRIMEIRO LUGAR PORQUE OS PROCESSOS SEDIMENTARES CONCENTRAM, EM FÁCIES PREFERENCIAIS, MINERAIS OU ELEMENTOS QUÍMICOS DISPERSOS NAS ROCHAS PRIMÁRIAS, COMO OURO, DIAMANTE, CARVÃO, HIDROCARBONETOS, URÂNIO, FERRO, MANGANÊS, FOSFATO E ARGILOMINERAIS, DENTRE OUTROS; EM SEGUNDO LUGAR, PORQUE AS ROCHAS SEDIMENTARES OCUPAM CERCA DE 75% DA SUPERFÍCIE DAS PARTES EMERSAS DO PLANETA.

2. Partículas, Poros e Métodos de Estudo Conforme mencionado anteriormente, os dois principais grupos de rochas sedimentares se dividem em rochas detríticas ou clásticas, formadas por partículas cujas dimensões dependem da energia do meio de transporte, e as não-detríticas ou cristalinas, em que o tamanho dos cristais é determinado pela sua taxa de precipitação química de compostos presentes no meio sedimentar. Em ambas, a textura pode ser modificada por recristalização diagenética, que ocorre após a deposição.

2.1 Partículas e poros

2.1.1 Textura Textura é o aspecto físico e o arranjo dos componentes das rochas sedimentares, no que diz respeito ao tamanho, forma, disposição (orientação e aglutinação) dos grãos ou partículas; portanto, refere-se ao aspecto físico da rocha.

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2.1.2 Tamanho das partículas O tamanho da partícula é um importante parâmetro da textura das rochas detríticas porque ele fornece informações das condições de transporte, seleção e deposição do sedimento. A determinação do tamanho das partículas que compõem uma rocha sedimentar pode ser difícil, particularmente se a rocha está quimicamente cimentada. O tamanho do material particulado que compõe os sedimentos e rochas sedimentares detríticas é mensurado de várias maneiras: a olho nu, no caso de sedimentos grossos; por meio de peneiramento seletivo, concentrando frações granulométricas semelhantes que se acumulam numa série de peneiras de telas de fio; por medidas; por determinação visual dos diâmetros dos grãos com o uso de um microscópio petrográfico; e, ainda, pela determinação da taxa com a qual partículas de diferentes diâmetros se acumulam num cilindro de vidro cheio de água, conhecido como tubo de decantação. As unidades e a terminologia apresentadas na Tabela 4.1 constituem padrões para sedimentos e rochas sedimentares detríticas. Na escala de milímetros, cada graduação de tamanho difere de sua anterior pela fração de 1:2; cada classe de tamanho tem um nome de classe específico, usado para se referir às partículas lá incluídas. Essa escala em milímetros, ou escala de intervalos granulométricos formulada por Wentworth (1922), é uma escala de graduação geométrica, uma vez que existe um limite constante entre os limites de suas classes. A seqüência serve bem à descrição de sedimentos uma vez que ela descreve com igual importância diferentes porções de tamanhos, desde cascalho, grânulo, areia, silte até argila. Quando esses materiais inconsolidados passam por um processo de endurecimento ou litificação, formam-se as rochas sedimentares. Fragmentos arredondados com dimensões superiores a 2mm formam-se conglomerados; no caso dos fragmentos serem angulosos, formam-se brechas. Areia transforma-se em arenito; argila, em argilito; e silte, em siltito. O termo lamito engloba as rochas com mistura de argila e silte. A litificação pode se dar por simples compactação, pelo peso dos materiais sobrejacentes, ou pela cimentação química, cujos agentes principais são o carbonato de cálcio, a sílica e o ferro, que atuam segundo processos diagenéticos (vide Blatt, 1985; De Ros, 1986). Os materiais inconsolidados são transportados pelos diversos meios de transporte existentes, sendo os rios e geleiras os mais efetivos. Ao alcançarem uma bacia sedimentar, os detritos se depositam. São empilhados formando estratos separados pelos planos de laminação ou de estratificação, importantes feições diagnósticas das rochas sedimentares. Outros meios importantes de transporte de sedimentos são o vento, as marés e as correntes e vagas oceânicas.

PARTE 4

Tabela 4.1: Classificação granulométrica ESCALA GRANULOMÉTRICA Mm > 256

Inglês GRAVEL

Português

Boulder

Matacão

256 / 64

Cobble

64 / 4,0

Pebble

Seixo

4,0 / 2,0

Granule

Grânulo

Very coarse sand

Areia muito grossa

2,0 / 1,0

SAND

CASCALHO

Bloco/Calhau

1,0 / 0,50

Coarse sand

0,50 / 0,250

Medium sand

0,250 / 0,125

Fine Sand

Areia fina

0,125 / 0,062

Very fine sand

Areia muito fina

Coarse silt

Silte grosso

0,062 / 0,031

SILT

Areia grossa AREIA

0,031 / 0,016

Medium silt

0,016 / 0,008

Fine silt

Silte fino

0,008 / 0,002

Very fine silt

Silte muito fino

< 0,002

CLAY

Clay

SILTE

Areia média

ARGILA

Silte médio

Argila

Obs.: Classificação segundo WENTWORTH (1922), com as denominações das classes dimensionais dos sedimentos clásticos.

2.1.3 Trama A constituição ou trama (fabric) de uma rocha sedimentar é a medida da orientação (ou ausência dela) dos grãos ou cristais que formam o arcabouço da rocha. Essa constituição controla muitas das mais importantes propriedades das rochas sedimentares, com suas porosidade e permeabilidade e, portanto, sua propriedade de absorver ou então transmitir fluidos como água e óleo. Geneticamente, há duas principais variedades de tramas orientadas: primária (ou de depósito) e secundária (ou deformacional). A constituição primária é formada pela sedimentação. Por exemplo, se correntes fluviais ou submarinas transportam partículas de formas alongadas ou prismáticas, podem ser formados depósitos orientados, com os eixos maiores paralelos entre si e perpendiculares ao sentido da corrente. Tramas secundárias são resultado da rotação dos elementos constituintes sob pressão, do crescimento de cristais dentro da rocha ou ainda da dissolução intempérica ou diagenética de minerais ou fragmentos de rochas presentes na rocha. Além da orientação, um fator conhecido como empacotamento contribui para a constituição da rocha. O empacotamento diz respeito à distribuição dos grãos e dos espaços intergranulares (vazios ou preenchidos com grãos muito finos) numa rocha sedimentar. O empacotamento é controlado pela forma e tamanho dos grãos e pelo grau de compactação da rocha sedimentar; portanto, ele é o fator determinante na densidade da rocha.

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Em sedimentos granulometricamente inferiores a areia grossa, a descrição do empacotamento é geralmente feita com o auxílio de um microscópio petrográfico. Grãos com dimensões acima de areia grossa podem ser estudados no campo, utilizando-se uma lupa de campo ou mesmo a vista desarmada.

2.1.4 Forma, arredondamento e esfericidade das partículas Forma, arredondamento e esfericidade são feições importantes na compreensão dos processos de transporte das partículas clásticas e de suas relações com suas áreas-fontes. Um fragmento originalmente anguloso pode ter suas arestas suavizadas pela abrasão durante o transporte. A forma da partícula é ditada pela medida em três dimensões dos comprimentos relativos dos seus eixos médios, maiores e menores. As partículas podem ser compactas ou equidimensionais, alongadas ou cilíndricas, ou ainda laminares ou achatadas, mantendose uma gradação entre tais formas. Cada um desses atributos da forma das partículas é medido de uma maneira padrão, com o propósito de auxiliar na identificação dos agentes de transporte e do ambiente de deposição (Figuras 4.1 e 4. 2).

c

,

Figura 4.1 - Triângulo de formas, no qual um clasto pode ser classificado segundo as relações numéricas de seus três eixos ou diâmetros, ao se utilizar as fórmulas indicadas. Por exemplo, um clasto com as dimensões L = 6cm, I = 2,5cm e S = 1,5cm seria plotado no campo inferior direito (MAl) ou muito alongado. Fonte: Modificado de FRITZ; MOORE, 1988.

PARTE 4

Figura 4.2 - Seixos e calhaus fluviais, ilustrando o triângulo de formas mostrado na figura 4.1: (a) alongados; (b) laminados; (c) achatados e (d) compacto. Local: Rio Conceição, Santa Bárbara, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli em amostras coletadas pelo Autor).

Graus de arredondamento e esfericidade relacionam-se com a abrasão das partículas durante o transporte, processo dependente do relevo, do tipo do transporte e da mineralogia dos grãos. Arredondamento relaciona-se com o grau de desgaste das arestas presentes nos grãos ou clastos, enquanto esfericidade descreve o grau de aproximação do grão com uma esfera de mesmo volume. Uma abrasão seletiva pode comprometer a composição mineral de um fragmento pela perda de minerais pequenos e frágeis. Choques de clastos durante transporte fluvial pode quebrá-los e liberar seus minerais. Fragmentos de granito, rocha constituída predominantemente por quartzo, feldspato e micas, não resistem muito ao transporte fluvial turbulento durante muito tempo, uma vez que os feldspatos primeiramente se quebram (pois possuem clivagem) pelos choques sucessivos de grãos, reduzindo suas dimensões e fazendo o clasto da rocha se fraturar e liberar seus constituintes mineralógicos (Pettijohn et al., 1987) . Fragmentos de rochas metamórficas de grão fino como quartzitos podem, em transporte fluvial, gerar seixos e calhaus bem arredondados e com alta esfericidade. Seixos de xistos e gnaisses, pela sua anisotropia estrutural interna – xistosidade e foliação – normalmente tomam formas elipsóides, com seus eixos maiores coincidindo com a direção dessas propriedades internas. Seixos de quartzo, após transporte de alta energia e durante longas distâncias não adquirem boa esfericidade, exibindo formas alongadas ou cilíndricas, cujos eixos maiores coincidem com os eixos cristalográficos C, paralelos ao prisma cristalográfico. Por outro lado, para o mesmo tipo de transporte fluvial, clastos de granitos de grão fino e quartzitos bem cristalizados podem formar seixos e calhaus com ótimos graus de esfericidade e arredondamento (Figura 4.2).

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Os graus de arredondamento e esfericidade de uma partícula podem ser caracterizados pela comparação visual dos grãos com perfis de silhuetas (Figura 4.3). Tais morfologias são, em grande parte, os registros do histórico da abrasão sofrida pelo grão, que é controlada, pelo tipo de transporte, pelo agente de deposição. Por exemplo, areias finas a médias transportadas por vento e aquelas presentes em zonas de arrebentação marinha normalmente são arredondadas, enquanto areias de ambientes glacial e fluvial são angulosas. O arredondamento de uma partícula também é reflexo de sua mineralogia. Minerais lábeis (minerais física e quimicamente pouco resistentes) são mais facilmente desgastados que minerais mais resistentes. A estrutura interna do mineral também influencia: grãos de feldspatos tendem a se clivar durante o transporte, reduzindo suas dimensões e produzindo grãos angulosos durante o processo. Em transporte fluvial, grânulos, seixos e calhaus se arredondam devido ao atrito com o fundo do canal. Nesse ambiente, materiais com granulometria inferior a areia média (incluindo as micas) são levados em suspensão e, dessa maneira, não se expõem ao atrito. Em termos gerais, a distância do transporte também afeta a forma das partículas. Normalmente, quanto maior a distância, maiores são os valores de arredondamento e esfericidade.

Figura 4.3 - Graus de arredondamento e esfericidade de partículas, mostrados por comparação visual de silhuetas de grãos. Fonte: Baseado em POWERS, 1953.

Feições microscópicas superficiais observadas em grãos podem também fornecer informações importantes sobre as condições de transporte dos mesmos e seu respectivo ambiente sedimentar. Microfeições como ranhuras, sulcos e partes lisas ou enrugadas podem ser vistas com o uso de lupa, microscópio binocular ou, em alguns casos, por microscópio eletrônico de varredura (MEV). Certas microtexturas presentes na superfície de grãos de uma rocha, quando observadas ao MEV, podem indicar o ambiente de sedimentação daquela rocha: superfícies com sulcos em forma de cunha indicam ambiente glacial; a aparência opaca, com aspecto de resfriamento em grãos de quartzo indica transporte eólico (Krinsley e Donahue, 1968; Pettijohn et al., 1987).

PARTE 4

2.1.5 Grau de seleção Uma rocha é dita bem selecionada quando a maioria de seus constituintes possui dimensões aproximadamente semelhantes, o que pode ser estabelecido com o uso de uma lupa de mão, no campo, ou em laboratório por técnicas de peneiramento – se o sedimento não estiver muito consolidado – ou ainda utilizando-se uma lupa binocular ou um microscópio óptico (Figura 4.4).

Figura 4.4 - Graus de seleção de uma rocha sedimentar, baseados em seus constituintes detríticos. Fonte: Modificado de PETTIJOHN, 1987.

Uma grande variação no tamanho de grãos torna, portanto, a rocha mal selecionada. Segundo Folk (1974), o conceito de seleção de uma rocha envolve três premissas: a) A variação nos tamanhos do material fornecido ao ambiente sedimentar por suas áreasfontes é crucial nessa propriedade. Se a principal área-fonte de um depósito sedimentar

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for uma seqüência desértica, onde prevalecem areias de dunas eólicas, o produto da resedimentação desses materiais terá necessariamente um bom grau de seleção. Isso porque tais depósitos mostram originalmente bom grau de selecionamento, podendo, contudo, ser bimodais, ou seja, com dois tamanhos preferenciais. Ao contrário, no caso de uma área-fonte ser uma seqüência de rochas formadas em ambiente glacial, como os tilitos, os quais são originariamente mal selecionados, se retrabalhados em regime fluvial formarão depósitos muito mal selecionados. b) Correntes que têm sua energia de transporte relativamente constante, produzem sedimentos bem selecionados. Em um ambiente eólico, normalmente o vento atua como um ótimo agente de seleção. Grãos de areia são transportados por saltação, em sucessivos choques com a superfície arenosa e segundo trajetórias balísticas (por isso são bem arredondados). Já os fragmentos tamanho silte são transportados em suspensão – mantendo-se sempre angulosos pela ausência de atrito –, sendo levados para as áreas periféricas do ambiente eólico. As argilas, ainda mais leves, normalmente se depositam muito distantes desse ambiente, podendo ser levadas por correntes atmosféricas por milhares de quilômetros de distância. Ressalta-se que, apesar de o vento ser um agente bastante efetivo na seleção dos materiais, sua energia ocasionalmente pode variar muito. Nesse caso, siltes podem depositar-se sobre areias eólicas, formando depósitos com lâminas alternadas de silte e areia, ou, ainda, infiltrar-se nos espaços intergranulares do substrato arenoso, formando depósitos bimodais, ou seja, com predominância de duas classes granulométricas distintas. c) Outro exemplo é a impossibilidade de argilas se depositarem simultaneamente com areias, em ambiente fluvial. Devido à incompatibilidade hidráulica existente entre essas duas classes granulométricas, elas se depositam separadamente em subambientes distintos, como, por exemplo, as argilas, que sofrem decantação em planícies de inundação, e as areias, que se depositam dentro ou nas margens do canal fluvial.

O tipo de deposição é também responsável pelo grau de seleção. Em ambientes de depósitos de fluxos de detritos, que ocorrem normalmente ao longo de vertentes de montanhas, formam-se depósitos extremamente mal selecionados. Já na zona de arrebentação (surf) das ondas, em ambiente marinho costeiro, os depósitos são bem selecionados porque as vagas trabalham continuamente os mesmos materiais.

2.1.6 Arcabouço, matriz, cimento e poros Em termos puramente descritivos, os grãos de areia que formam um arenito constituem o arcabouço da rocha. O material detrítico mais fino que ocupa seus interstícios (silte e argila) é denominado matriz. Sendo o arenito consolidado pela penetração, na rocha, de algum agente químico, como calcita, sílica ou ferro, por exemplo, esse material é denominado cimento (Figura 4.5). Em um conglomerado, o arcabouço seria os grânulos, seixos e calhaus, e a matriz, a fração arenosa (ou mais fina) intersticial. Vazios porventura existentes dentro da rocha formarão os poros, estudados mais adiante, neste livro.

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Figura 4.5 - Desenho esquemático dos principais constituintes de uma rocha sedimentar: arcabouço, matriz, cimento e poros.

Estudos relativos à morfologia das partículas clásticas podem ser vistos em Sneed e Folk, 1958; e em Suguio, 1982.

2.2 Métodos de estudo das rochas sedimentares Diferentes técnicas de análises se aplicam para sedimentos com diversos graus de coesão e dimensões. Em trabalhos de campo, as rochas são tradicionalmente estudadas utilizando-se o martelo, o que permite a exposição de porções da rocha, frescas ou não, alteradas, facilitando a identificação de sua mineralogia pela lupa de bolso, com aumento de cerca de 10 vezes. Já sedimentos e rochas friáveis, com dimensões entre cascalho fino a silte grosso, requerem técnica de peneiramento mecânico, que tem sido uma das mais utilizadas para o estudo preliminar desses materiais, sendo um método rápido e barato. Essa técnica, contudo, é utilizada com algumas ressalvas. Em clima tropical úmido, muitos minerais presentes nas rochas se decompõem, gerando uma fração artificial, não relacionada, portanto, com a rocha quando de sua sedimentação. Assim, alguns resultados podem se mostrar “contaminados” devido à presença dessa fração induzida pelo intemperismo. Sedimentos muito finos podem ser separados em termos granulométricos, utilizando-se o tubo de sedimentação, onde as várias frações granulométricas depositam-se em determinados intervalos de tempo. Afora o problema da criação de matriz artificial pelo intemperismo, o peneiramento permite executar medidas estatísticas do sedimento analisado e representar a distribuição de tamanho das partículas por histogramas e curvas de freqüências cumulativas. Os parâmetros estatísticos incluem diâmetro médio, desvio

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padrão, assimetria gráfica, curtose gráfica etc., procedimentos que podem ser encontrados em Folk (1974) e também em Selley (1982) que, adicionalmente, relaciona o ambiente deposicional com curvas de freqüência cumulativa de grãos. Já a microscopia óptica, por meio da qual se observa uma fatia de rocha finamente seccionada e colada a uma lâmina de vidro (seção delgada), é adequada para sedimentos litificados, com dimensões entre areia muito grossa a silte fino. No caso da rocha não se mostrar suficientemente coesa para essa prática, pode-se utilizar a cimentação em laboratório, impregnando-se a amostra com resinas artificiais. A difractrometria de raios-X (DRX) é uma técnica utilizada para determinar a mineralogia do material investigado, sendo, em sedimentologia, particularmente útil para a caracterização mineralógica das argilas. Serve como instrumento auxiliar para investigar arenitos, contudo, como afirmado anteriormente, estes são mais bem estudados por microscopia ótica. Fotografias por raios-X ou raios gama mostram e realçam detalhes internos de uma rocha “homogênea” que não podem ser observados por outra técnica. É a mesma técnica utilizada na medicina e na indústria, sendo, em geologia, útil no estudo dos microambientes, das paleocorrentes e na morfologia das partículas. O método, assim como a preparação da rocha para análise, é descrito por Hamblin (1971). Espectroscopia Micro-Raman (EMR) é uma técnica que pode ser utilizada com sucesso na identificação mineralógica de grãos e partículas, sendo, contudo, tradicionalmente mais utilizada na caracterização de gemas. A técnica consiste na incidência de um feixe de raio laser em um grão mineral, e o espalhamento dessa luz no seu interior excita e faz vibrar a sua rede cristalina, gerando diagramas de picos característicos para cada espécie mineral, proporcionando sua rápida identificação. A técnica tem ainda a vantagem de não destruir a amostra, o que ocorre com a maioria das técnicas investigativas aqui citadas. Aspectos dessa metodologia podem ser vistas em Karfunkel et al., 2000; e Hope et al., 2001. Microscopia utilizando catodoluminescência é uma valiosa ferramenta para a discriminação de grãos de quartzo em arenitos, podendo, por exemplo, ajudar na análise das áreas-fontes de seus constituintes, saber sobre a diagênese que afetou a rocha ou se os cristais sofreram deformação tectônica. Quartzo de origem plutônica pode ser distinguido daquele de origem vulcânica pela variação das cores de suas luminescências, assim como pelo crescimento secundário em volta de um grão detrítico. Também pode ser reconhecido o quartzo deformado plasticamente. A luminescência em grãos minerais resulta da emissão de fótons, cobrindo o espectro de cores desde o ultravioleta até o infravermelho, depois da excitação do cristal por partículas carregadas (elétrons). O aparelho de catodoluminescência pode ser acoplado a microscópios ópticos ou eletrônicos e o método é também utilizado no estudo de feldspatos e carbonatos (Matter; Ramseyer, 1985). A microscopia eletrônica de varredura (MEV) é extremamente adequada para a caracterização morfológica e geoquímica dos materiais geológicos, compreendendo aqueles com dimensões entre areia muito grossa e argilas. Essa técnica é extremamente vantajosa, pois permite uma perfeita caracterização morfológica dos argilominerais, uma vez que cada tipo possui uma forma cristalográfica distinta. Esses estudos microscópicos permitem efetuar

PARTE 4

uma análise química qualitativa, que aumenta o grau de confiabilidade da caracterização morfológica. O registro fotográfico dos materiais analisados encontra nessa técnica o seu mais acurado grau, fornecendo fotografias com aparência tridimensional. Análises ainda mais sofisticadas podem ser realizadas por microssonda eletrônica (MSE), que fornece, de maneira rápida, análises químicas quantitativas dos materiais como grãos, matriz e cimento da rocha. Em sedimentologia, essas duas últimas técnicas são extremamente úteis para o estudo de sedimentos modificados pela diagênese já vista anteriormente. A escolha do método de estudo em laboratório depende, portanto, do grau de consolidação da rocha, das dimensões granulométricas de seus constituintes e do objetivo do estudo (Tabela 4.2).

Tabela 4.2 - Métodos de estudo das rochas sedimentares MÉTODO DE INVESTIGAÇÃO

MATERIAIS

DIMENSÕES (mm) das partículas

Lupa Binocular

Grânulo a areia fina

4 a 0.125

Peneiramento

Grânulo a silte grosso

4 a 0.031

Tubo de Sedimentação

Areia fina a argila

0.250 a < 0.002

Microscópio Óptico

Areia muito grossa a silte grosso

2 a 0.031

Difractrometria de Raios-X

Areia fina a argila

0.250 a < 0.002

Fotografia por Raios-X

Areia muito grossa a argila

2 a < 0.002

Espectroscopia Micro-Raman

Grânulo a silte grosso

4 a 0.031

Catodoluminescência

Areia m. grossa a m. fina

2 a 0.062

Microscopia Eletrônica

Areia m. grossa a argila

2 a < 0.002

Microssonda Eletrônica

Areia m. grossa a argila

2 a < 0.002

2.3 Análises de sedimentos em seções verticais Análises integradas das relações espaciais entre estratos em perfís verticais fornecem uma visão abrangente do ambiente sedimentar, mostrando as relações entre os vários subambientes presentes. O método é uma das mais eficientes ferramentas para a interpretação ambiental e baseia-se no Princípio da Sucessão de Fácies, de Walther (1893-1894, In: Conybeare e Crock, 1968), segundo o qual fácies sobrepostas verticalmente e sem contatos discordantes correspondem a sítios deposicionais, que coexistiram lateralmente; portanto, fácies sobrepostas devem ser interpretadas como migração lateral do paleoambiente. Nesse sentido, um ambiente sedimentar pode ser dividido em subáreas de ambientes deposicionais uniformes, cada um dos quais contendo rochas com estruturas sedimentares e demais características litológicas distintas. Os princípios da correlação de fácies de Walther (Conybeare e Crock, 1968) são discutidos por Middleton (1973).

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O conceito foi aplicado por Bouma (1962), ao estudar seqüências de turbiditos marinhos, que são formados pelo transporte de materiais detríticos por fluxos gravitacionais densos ou correntes de turbidez, compostos por misturas de água e sedimentos mal selecionados, que se deslocam a partir da plataforma continental até a base do declive continental, onde depositam sua carga sedimentar por perda de energia, podendo se estender além dessa região (Figura 4.6). As correntes de turbidez depositam sua carga sedimentar quando a pendente e a velocidade do fluxo diminuem, formando lóbulos individualizados, localmente superpostos e distanciados da base da pendente, segundo a granulometria dos sedimentos. Os sedimentos mais finos depositam-se em área maior e mais distal em relação à base do declive e os mais grossos, em áreas mais restritas e mais proximais à sua base (Figura 4.7).

Figura 4.6 - Correntes de densidade ou fluxo turbidítico, transportando sedimentos da plataforma continental para a base do declive continental. Sem escala.

A chamada Seqüência de Bouma mostra, idealmente, a presença de cinco subambientes distintos e superpostos, da base para o topo: (T1) intervalo basal com acamamento gradacional – areias ou cascalhos mostrando gradação incipiente ou estrutura maciça e contato basal erosional ou não; (T2) intervalo inferior com laminações paralelas – areias podendo apresentar acamamento gradacional associado e contatos gradacionais; (T3) intervalo com laminações cruzadas de pequena escala – areia fina-silte grosso, mostrando ondas (ripples) e, ocasionalmente, dobramentos convolutos, com contatos abruptos; (T4) intervalo superior com laminações paralelas – argila arenosa e/ou siltosa, com contato basal abrupto; (T5) intervalo de topo com lama, mostrando estrutura maciça e contato basal abrupto, que representa a finalização do fluxo turbidítico.

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Figura 4.7 - Lóbulos de sedimentação turbidítica de Bouma, depositados a partir da base do declive continental mostrado na Figura 4.6. Fonte: Baseado em CONYBEARE; CROOK, 1968.

Repetições cíclicas dessa seqüência envolvem a geração de fluxos turbidíticos que, ao depositarem sua carga sedimentar sobre o intervalo (T5) do ciclo precedente, normalmente erodem o topo de T5, iniciando um novo ciclo. Bouma (1962) observou que, em muitos casos, alguns intervalos podem estar ausentes, ou seja, um perfil pode mostrar apenas os intervalos (T1), (T3) e (T5). A ausência de intervalos é explicada pela posição geográfica do sedimento ao longo da sucessão de lóbulos. Por exemplo, em áreas muito distantes do sopé do declive, a tendência é se depositarem os sedimentos mais finos, com ausência dos intervalos inferiores. Turbiditos também se formam em lagos e depositam sua carga sedimentar de maneira análoga aos turbiditos marinhos, quando a pendente do fundo do lago diminui e a energia da corrente se reduz (Figura 4.8A).

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Figura 4.8A - Seqüências turbidíticas lacustrinas com interpretação gráfica mostrando, de baixo para cima, o intervalo basal maciço arenoso T1, um intervalo T2, também arenoso, com laminação planar-paralela, sobre o qual se depositou um horizonte de areia fina-silte com marcas de ondas (ripples), mostrando o paleofluxo da esquerda para a direita (T3), seqüência que culmina com a deposição de lama (T5) acima das ondas, a qual se espessa nos vales e se adelgaça nos montes, conjunto que representa o primeiro fluxo turbidítico. Acima desse, recomeça o segundo ciclo turbidítico, com a deposição de T1, T2 e T5, o qual é sobreposto por um terceiro e último ciclo, com a deposição do intervalo T1. (Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. Local: Quintinos, MG. Foto do Autor).

Uma seqüência turbidítica marinha de águas profundas é também mostrada nas Figuras 4.8 B e C, cujos detalhes podem ser encontrados em Martins-Neto (2004).

Figura 4.8B - Sucessão turbidítica marinha, mostrando intercalações rítmicas de arenitos com folhelhos. O conjunto encontra-se dobrado tectonicamente, com vergência para a direita da foto. Local: Corte da BR-251 entre Brasília e Unaí, perto de Unaí. Grupo Bambuí, Neoproterozóico da Bacia do São Francisco. (Foto gentilmente cedida por Marcelo A. Martins-Neto, EM/UFOP).

PARTE 4

Figura 4.8C - Detalhe da foto anterior, mostrando o aspecto do contato entre os arenitos, tabulares e maciços (a) e os folhelhos (b). O “T” do martelo indica o topo das camadas. Notar o contato erosivo do topo dos folhelhos em contato com a base dos arenitos. (Foto gentilmente cedida por Marcelo A. Martins-Neto, EM/UFOP).

Aspectos gerais sobre sobre a sedimentação turbidítica podem ser vistos em Suguio (1982), Mutti (1985) e Walker (1992).

3. Porosidade e Permeabilidade Porosidade e permeabilidade constituem duas importantes propriedades das rochas sedimentares, relacionadas com a existência de espaços internos dentro da rocha, e com a maneira com que esses espaços se interconectam.

3.1 Porosidade Um dos aspectos econômicos mais importantes das rochas sedimentares é a sua capacidade de estocar e transmitir fluidos como petróleo, gás, água e soluções mineralizadas, que podem depositar chumbo, zinco, cobre e outros elementos químicos. A quantidade de fluidos que um certo volume de rocha pode conter depende da porosidade ou dos seus espaços vazios. Uma rocha muito porosa possui, portanto, grandes quantidades de espaços vazios em seu interior. Essa propriedade pode variar de 20-25%, em areias e cascalhos, até 50% nas argilas.

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Porosidade (P) é representada como uma fração (0 a 1.0) ou como percentagem (0 a 100). Matematicamente, pode ser definida como a relação entre o volume de vazios dentro da rocha (Vv) e o volume total da rocha (Vt): P=Vv/Vt As formas, as dimensões, o grau de empacotamento e o arranjo das partículas influenciam a porosidade de uma dada rocha. Dependendo da disponibilidade, no meio ambiente, de material cimentante de origem química em solução (feldspato, sílica, carbonato, ferro, etc.), a porosidade original de uma rocha pode reduzir-se drasticamente ou mesmo ser completamente fechada, tornando-a rocha estéril em termos de armazenamento de fluidos como água e hidrocarbonetos. Algumas relações entre o grau de seleção de um sedimento e sua porosidade podem ser estabelecidas. Por exemplo, um sedimento muito bem selecionado mostra alta porosidade, e um mal selecionado, baixa porosidade, em função do preenchimento dos poros maiores pela fração detrítica mais fina. Outro fator que influencia na porosidade de um sedimento é a sua forma de empacotamento, um parâmetro difícil de se mensurar (cúbico, romboédrico etc.). Alguns sedimentos mostram os seguintes valores de porosidade (Dietrich e Skinner, 1979): a) Areia ou cascalho bem selecionados

25 a 50% de porosidade

b) Silte


c) Argila


3.1.1 Porosidade primária e porosidade secundária A porosidade de uma rocha pode ser primária ou secundária. A porosidade primária é de origem pré-deposicional ou deposicional e pode ocorrer mais comumente entre as partículas (intergranular), mas também, mais raramente, dentro das partículas (intragranular), no caso de bioclastos como corais e gastrópodes etc., que possuem vazios em suas estruturas, serem sedimentados, formando uma rocha bioclástica pouco compactada; nesse caso, são mais comuns em rochas carbonáticas. A porosidade secundária é sempre pós-deposicional e ocorre como conseqüência das modificações sofridas pela rocha durante os estágios de diagênese (a ser vista adiante). Essa porosidade é promovida pela dissolução, seletiva ou não, das partículas, cristais e cimento, ocorrendo também mais freqüentemente nas rochas carbonáticas. A porosidade secundária ocorre mesmo em profundidades de milhares de metros, onde a pressão de soterramento tende a obliterar a porosidade original da rocha. Aspectos da porosidade do tipo intergranular são mostrados nas Figuras 4.9 A e B.

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Figura 4.9A - Arenito eólico visto ao microscópio eletrônico de varredura (MEV), mostrando a porosidade primária da rocha sendo reduzida pela precipitação de microcristais de K-feldspatos nas superfícies dos grãos de areia. Escala de barra = 0.1mm, aumento de 250X. Arenito eólico do Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. (Foto realizada na Petrobras/Cenpes em amostra coletada pelo Autor). (Vide SGARBI, 1991).

Figura 4.9B - Detalhe do recobrimento dos grãos detríticos mostrados na figura anterior (ver também Figura 4.5), podendo-se observar a porosidade original da rocha sendo reduzida pela cristalização de K-feldspatos euédricos (adulária e sanidina) em ambiente diagenético. Escala de barra = 0.01mm, aumento de 1.100X (SGARBI, 1991). Detalhes em De Ros et al., 1994. (Foto realizada na Petrobras/Cempes, RJ, em amostra coletada pelo Autor).

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Dentre os tipos de porosidade secundária podem-se distinguir (Figura 4.10): Intercristalina (intercrystal) - ocorre entre os cristais individuais de uma rocha cristalina e é relativamente rara. Alguns evaporitos e dolomitos recristalizados podem mostrar esse tipo de porosidade; Móldica (mouldic) - é formada pela dissolução seletiva de grãos e partes de esqueletos, não atingindo a rocha como um todo, sendo comumente formada em carbonatos, podendo ainda ser formada pela dissolução feldspatos e sulfatos; Fenestral (fenestral) - essa porosidade é típica de rochas carbonáticas. Pode ser formada por desidratação do sedimento ou por expansão de gases e/ou ação de organismos dentro do sedimento, formando a estrutura “olho de pássaro” (bird’s eye), na forma de poros entre as lâminas da rocha (vide subitem 4.8); Fratura (fracture) - é formada principalmente por movimentos tectônicos, mas também por intemperismo associado a erosão, que pode promover fraturamentos por alívio da pressão interna em maciços rochosos, causados pela remoção do material superficial intemperizado. Esse tipo de porosidade ocorre principalmente em rochas ígneas e metamórficas. O intemperismo também atua em fraturas preexistentes, aumentando os espaços por dissolução química ou remoção mecânica dos materiais; Cavidade (vuggy) - é formada por dissolução química em carbonatos. Difere da porosidade móldica porque corta grãos, cimento e matriz da rocha, podendo formar cavernas de pequenas dimensões (inferiores a 2 metros); Caverna (cavern) - é uma porosidade do tipo cavidade, porém apresentando vazios maiores. Forma-se também pela dissolução química de rochas carbonáticas, formando cavernas interconectadas ou não, podendo gerar importantes reservatórios de fluidos. Quando esse tipo de porosidade assume feições alongadas e interconectadas, dá-se a ela a denominação de porosidade tipo canal (channel).

Porosidade pode ser gerada ainda pela formação de brechas – por colapso de teto de cavernas calcárias, erosão de estruturas recifais por ondas etc. –; pelo crescimento de exo-esqueletos de animais marinhos, como corais; pela perfuração de sedimentos pela ação de organismos; e pela contração de sedimentos por fenômenos de desidratação.

Figura 4.10 - Alguns tipos de porosidades em rochas sedimentares. Os poros são coloridos de preto. Fonte: Modificado de CHOQUETTE; PRAY, 1970.

PARTE 4

A porosidade primária nos mostra dados sobre o arcabouço deposicional da rocha, enquanto a porosidade secundária é sugestiva do arcabouço pós-deposicional, ou diagenético, da rocha (Smidth; McDonald, 1979; Shanmugam, 1985). Aspectos variados e amplamente ilustrados de porosidades em rochas sedimentares, vistos sob aspectos científicos e econômicos, são muito bem mostrados em De Ros, 1986.

3.2 Permeabilidade

Permeabilidade de uma rocha é sua capacidade de transmitir fluidos. Rochas com altas porosidades não possuem necessariamente alta permeabilidade, porque essa última propriedade depende do tamanho e da continuidade dos poros dentro da rocha. Em espaços muito pequenos, como os que ocorrem em siltitos, a água pode ser retida entre duas partículas pela força de atração molecular e perder a capacidade de mobilidade dentro da rocha. Já em arenitos, pela maior dimensão de seus poros, a água é impedida de se aderir à superfície dos mesmos, proporcionando seu movimento dentro da rocha. Argilitos mostram, como mencionado anteriormente, alta porosidade; entretanto, devido ao fato de seus poros não se conectarem entre si, sua permeabilidade é extremamente baixa. O movimento das águas subterrâneas é regido pela Lei de Darcy, engenheiro hidráulico francês do século XIX. Seus experimentos foram realizados com fluxo vertical dentro de um cilindro preenchido por areia bem selecionada e com graus de esfericidade e arredondamento aproximadamente semelhantes. Suas conclusões podem ser assim matematicamente expressas: para uma areia homogênea, o volume de água transmitido é proporcional à carga hidráulica e inversamente proporcional à espessura da camada atravessada, sendo sumarizada pela equação:

Q = KA (h1 – h2) / µ . dl onde Q = descarga da água por unidade de tempo; K = coeficiente que depende da permeabilidade do meio; A = área da seção transversal do fluido (cm2); h1 e h2 = locais de posicionamento de manômetros na base e no topo do meio permeável, dentro do tubo vertical, definindo o gradiente de pressão hidráulica do sistema;

µ = viscosidade do fluido (em centipoises); dl = comprimento (cm) da amostra permeável ao longo de uma linha de fluxo dentro do tubo.

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4. Intemperismo, Diagênese e Cores de Sedimentos Os detritos que vão originar a maioria das rochas sedimentares nas formas das frações argila, areia e cascalho são resultantes do intemperismo de rochas preexistentes, sejam elas sedimentares, ígneas, metamórficas ou outras que ocorrem de maneira subordinada em termos de volume, como as rochas piroclásticas, as diagenéticas e os migmatitos. Uma vez intemperizada, a rocha pode ser submetida a processos de erosão, com o subseqüente transporte de seus detritos, os quais vão ser depositados e litificados, formando uma rocha sedimentar detrítica, a qual pode sofrer modificações internas no campo da diagênese. Um fragmento de rocha ou um mineral tem sua aparência ditada pelo seu conteúdo químico original. Esse conteúdo vai se modificando a partir da entrada do fragmento no ciclo do intemperismo, sendo afetado pelo clima, que o modifica e induz a formação de novos minerais a partir dos originais, influenciando no aparecimento de novas e variadas colorações. A interpretação dessas cores pode ser utilizada como diagnóstico para se entender o ambiente, ou a sucessão de ambientes, onde se processaram tais modificações. Notadamente em clima tropical úmido, muitas paisagens formadas por coberturas intemperizadas, naturalmente coloridas pelas modificações implementadas nas rochas subjacentes, podem, se corretamente interpretadas, mostrar a natureza da rocha original, mesmo ela não estando aflorante. Outro aspecto do intemperismo é que materiais em solução também são transportados, tanto pelas águas superficiais como pelas subterrâneas; podem se precipitar, formando uma rocha sedimentar de origem química ou, ainda, se precipitar preenchendo vazios em materiais granulares inconsolidados, ligando-os e transformando-os em uma rocha sedimentar coesa.

4.1 Intemperismo e rochas sedimentares O conjunto dos processos que se implanta em uma rocha exposta aos agentes climáticos que atuam na superfície do planeta é denominado denudação, o qual resulta no rebaixamento gradativo da superfície das terras emersas. Inicia-se com o intemperismo, o qual se refere aos vários processos de desintegração física e decomposição química, que ocorrem quando as rochas na superfície da Terra são expostas aos fenômenos atmosféricos como chuva, vento, calor. Esses processos produzem também solos e mantos de alteração (regolitos ou saprólitos), notadamente em regiões submetidas a clima tropical úmido. Além desses efeitos nas rochas, as mesmas são afetadas pela atividade exercida pelas plantas e animais, o que dá origem ao intemperismo biológico. O processo subseqüente ao intemperismo é o binômio erosão-transporte, através do qual os produtos do intemperismo são removidos e transportados. Os mais importantes meios de transporte de sedimentos são os rios e as geleiras, e o mais importante ambiente deposicional é representado pelos oceanos e mares. Alcançada uma bacia sedimentar, há a deposição segundo estratos que formam os sedimentos. Estes, ao serem compactados

PARTE 4

ou cimentados sofrem o processo denominado litificação, que transforma o sedimento em rocha sedimentar, um dos aspectos da diagênese. A partir daí, a evolução de uma rocha sedimentar pode percorrer três caminhos dentro da seqüência de eventos denominada Ciclo Sedimentar: (a) entrar diretamente no ciclo do intemperismo, erosão, transporte etc., para formar novos sedimentos e rochas sedimentares; (b) sofrer aumento de pressão e temperatura e se transformar em uma rocha metamórfica; (c) entrar em uma zona de subdução, ser assimilada no manto quen te e voltar à superfície, fazendo parte do conteúdo magmático extrudido por vulcões do tipo andino:

Por que uma rocha se intemperiza? Imagine um granito, uma rocha plutônica, formada principalmente por quartzo, feldspatos/plagioclásios, micas e minerais máficos, cristalizados em níveis relativamente profundos da crosta continental. Suponhamos que ele se cristalizou em cerca de 10km de profundidade. Naquele nível crustal, a rocha é exposta a pressões e temperaturas significativas, que podem ser aproximadamente estabelecidas através das seguintes relações:

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Pressão litostática

– em termos médios representa um aumento de pressão de 1 atmosfera

a cada 4m de cobertura rochosa; Gradiente geotérmico

– representa um aumento médio de 1o C a cada 30m de profundidade,

razão válida nas primeiras dezenas de quilômetros nos continentes.

Aquele granito, cujos minerais eram estáveis naquela profundidade em que se formaram, foi posteriormente elevado, por forças internas do planeta, a níveis crustais rasos, podendo chegar à superfície e ser exposto às condições de P e T ali vigentes, nas quais predominam a pressão de 1 atmosfera e temperatura ambiente por volta de 22oC. Nesse novo ambiente, exposto à atmosfera e sob a ação do gelo, umidade, calor, vento, ácidos orgânicos etc., os minerais se modificam para se adaptar a essas novas condições ambientais.

4. 2 Tipos de intemperismo Intemperismo é o conjunto de processos destrutivos que atuam sobre as rochas na superfície do planeta ou próximos a ela, as quais são submetidas aos agentes atmosféricos como sol, vento, umidade, gelo, dentre outros. O intemperismo pode ser causado por processos físicos, químicos e biológicos. O intemperismo físico é denominado desintegração mecânica, e o químico, dissolução ou decomposição química. O intemperismo biológico envolve a ação de organismos, produzindo desintegração e decomposição das rochas.

4.2.1 Intemperismo físico É a desintegração física da rocha por processos mecânicos, ditados tanto por forças internas como por forças externas a elas, incluindo a temperatura ambiente como um dos fatores principais nos processos. Os principais mecanismos do intemperismo físico são: Alívio de pressão: ocorre em maciços rochosos comprimidos pela pressão de soterramento, quando os materiais a eles superpostos vão sendo retirados pela erosão, causando expansão vertical do maciço, normalmente acompanhada por fraturamentos sub-horizontais. Expansão e contração da rocha por efeito térmico: é causada por insolação, que induz ao seu fraturamento mecânico. O processo é predominante, mas não exclusivo de áreas com grande amplitude térmica, notadamente em ambientes desérticos, onde a superfície das rochas expostas ao sol pode atingir mais de 55ºC durante o dia e decair para próximo a zero grau, à noite. Ação alternada de processos de congelamento e degelo: fragmenta a rocha internamente, devido à expansão física da água congelada – que tem a propriedade de se expandir cerca de 8% em volume ao se congelar –, em fraturas e microfraturas, exercendo uma ação de cunha, processo que ocorre em regiões temperadas e polares.

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Erosão eólica: o vento transportando partículas atua como um poderoso agente abrasivo nas rochas, polindo superfícies e aumentando espaços em fraturas pela desagregação física dos materiais (Figura 4.11).

Figura 4.11 - Quartzitos eólicos – notar as estratificações cruzadas, indicando paleofluxo da esquerda para a direita, com fraturamentos verticais alargados pela ação erosiva do vento transportando areia fina. Formação Galho do Miguel, Grupo Diamantina, Mesoproterozóico do Supergrupo Espinhaço. Local: Estrada de Diamantina para Conselheiro Mata, MG. (Foto do Autor).

4.2.2 Intemperismo químico O intemperismo químico é o reajuste dos minerais ao meio ambiente presente na superfície da Terra. Minerais formados a altas temperaturas, como os componentes das rochas ígneas, ou sob altas pressões, no caso dos presentes nas rochas metamórficas, tornam-se instáveis quando expostos às condições ambientais predominantes na superfície da Terra. O intemperismo químico é promovido na presença da água, tanto em sua forma líquida como na gasosa, sendo em geral levemente ácidas, formando um composto químico ativo. Os tipos de intemperismo químico são: Hidratação e hidrólise: hidratação consiste na adição de moléculas completas de água ao mineral, o que causa a expansão de sua estrutura cristalina. Hidrólise ou decomposição é reação com a água, sendo a reação mais importante a dos minerais silicatados no intemperismo. Nesse processo, a água não é apenas o agente transportador dos reagentes dissolvidos, mas é, em si, um dos reagentes que promovem a alteração química dos minerais. Troca de bases e quelação: troca de bases envolve a transferência de cátions como o Ca++, Mg++, Na+ ou K+ . O intercâmbio de cátions na presença de água pode causar o colapso da estrutura cristalina de alguns minerais, liberando e expondo grãos adjacentes ao intemperismo.

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Oxidação: ocorre em presença da água, a qual contém oxigênio dissolvido, que ataca superfícies não protegidas de ferro metálico, mudando o seu estado de oxidação, de ferroso para férrico. Intemperismo por oxidação ocorre em superfícies rochosas expostas, sendo caracterizada pela formação de um manto de alteração (regolito ou saprólito) de cores avermelhadas ou amareladas, bastante comuns em climas tropicais úmidos (Figura 4.12).

Figura 4.12 - Frente de lavra de ardósia, mostrando, do topo para a base da foto: (a) um horizonte superficial muito oxidado, de cor avermelhada; (b) o grau de alteração intempérica vai se reduzindo em direção à base; (c) mostra a parte basal de rocha fresca, onde ocorrem os planos de acamamento planar-paralelos das ardósias junto aos “forros” criados para a retirada do material. Formação Serra de Santa Helena, Grupo Bambuí, Neoproterozóico da Bacia do São Francisco. Local: Papagaios, MG. (Foto do Autor).

Redução: alguns processos orgânicos podem reduzir o ferro férrico para o estado ferroso, menos oxidado. O processo se dá pelo metabolismo de bactérias anaeróbicas, que reduzem o ferro para utilizarem o oxigênio em seus processos metabólicos. No caso do granito anteriormente citado, o ambiente superficial é totalmente incompatível com aquele onde ele se cristalizou. Em função disso, seus minerais formadores se desestabilizam e entram em desequilíbrio físico-químico, formando novos minerais,

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estes agora estáveis à temperatura ambiente. O resultado é que um granito exposto a um clima tropical úmido, como o que ocorre em regiões equatoriais e tropicais úmidas, se modifica quimicamente, transformando a rocha em uma massa não consolidada de cor avermelhada, ou amarelada, ou rósea, à qual se dá o nome de manto de alteração, regolito ou ainda saprólito. Nesse ambiente superficial, minerais presentes nos granitos como feldspatos potássicos e plagioclásios se modificam, por hidratação e hidrólise, com a atuação dos íons OH+ e H+. Este último, com dimensões muito reduzidas, entra na estrutura dos Kfeldspatos e plagioclásios (portadores de Na e Ca), substituindo os íons de potássio e sódio que, em solução, deixam o cristal, desestabilizando-o química e estruturalmente. Por exemplo, a atuação do H+ no feldspato potássico (KAlSi O ) pode ser ilustrada 3 8 pela reação abaixo, formando caulinita Al4Si4O10(OH)8, que é um mineral extremamente insolúvel, quase sempre presente nos mantos de alteração intempérica em clima tropical úmido:

4KAlSi3O8 + 4H+1 + 2H2O → 4K+1 + Al4Si4O10(OH)8 + 8SiO2 O ferro tem um papel importante na alteração intempérica em clima tropical úmido. Minerais máficos como a biotita, hornblenda e augita, liberam o ferro que é rapidamente oxidado da forma ferrosa (Fe2+) para a férrica (Fe3+) na presença do oxigênio, formando um novo mineral avermelhado, a hematita (Fe2O3), responsável pela ampla gama de materiais superficiais avermelhados, observados nas paisagens de regiões submetidas ao clima tropical úmido:

4FeO + O2 → 2Fe2O3 Na presença de água, a hematita, que já é um produto da oxidação do ferro ferroso, conforme mostra a equação anterior, pode formar outro mineral por hidratação, a goetita, de cor amarelada:

2Fe2O3 + 3H2O → 2Fe2O3 3H2O Em clima tropical úmido, a observação dessas cores em mantos alterados pode fornecer valiosas informações sobre a natureza da rocha subjacente não aflorante. Carbonatação: a presença da água de chuva associada ao dióxido de carbono (CO2) tem também um importante papel no intemperismo em regiões tropicais úmidas, processo denominado carbonatação. Inicia-se com a acidulação da água de chuva pelo dióxido de carbono atmosférico, seguida da dissolução da rocha carbonática, e finaliza com a precipitação do soluto, formando novas rochas carbonáticas, incluindo os espeleotemas, termo que se origina do grego spelaion (caverna) e thema (depósito), segundo as reações químicas:

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1)

Acidulação da água de chuva com a formação do ácido carbônico: H2O

+

água

CO2 →

H2CO3

dióxido de carbono

ácido carbônico

2) Dissolução da rocha carbonática pelo ácido carbônico: H2CO3 + CaCO3 → ácido carbônico

Ca++ +

2HCO-3

carbonato de ions de cálcio e bicarbonato cálcio (calcita) em solução

3) Precipitação da calcita com a formação de novas rochas carbonáticas incluindo os espeleotemas: Ca(HCO3)2 →

CaCO3 ↓

+ H2O ↓

+ CO2 ↑

bicarbonato

carbonato de

água

dióxido

de cálcio

cálcio (calcita)

de carbono

TESTE DE CAMPO PARA A IDENTIFICAÇÃO DE CALCÁRIO

A COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CALCITA É A RESPONSÁVEL PELO TESTE DE CAMPO USADO POR GEÓLOGOS PARA IDENTIFICAR CALCÁRIO. ESTE REAGE COM UMA MISTURA DE ÁCIDO CLORÍDRICO E ÁGUA, EM PROPORÇÕES APROXIMADAS DE 10:90 EM VOLUME. A REAÇÃO SE MANIFESTA POR UMA FORTE EFERVESCÊNCIA DEVIDO À PRODUÇÃO DO DIÓXIDO DE CARBONO, E SE DÁ SEGUNDO A REAÇÃO:

2HCL +

H2O +

á cido água clorídrico

CaCO3 → carbonato de cálcio

CaCl2 +

2H2O +

cloreto água de cálcio

CO2 ↑ dióxido de carbono

4.2.3 Intemperismo biológico Envolve a ação de compostos químicos relacionados com as atividades orgânicas dos vegetais, assim como a remoção mecânica de materiais granulares de um ponto para outro na superfície. Os fatores envolvidos no intemperismo biológico são: Quelação: é o processo no qual cátions metálicos são incorporados às moléculas de diversos compostos orgânicos. Raízes de plantas são localmente carregadas de íons H+, o qual é forte o suficiente para hidrolizar minerais, decompondo-os para que possam

PARTE 4

participar da dieta vegetal. A energia necessária para esse particular processo de intemperizar minerais provém dos raios solares, absorvidos pelas folhas das plantas. Ação de cunha de raízes: a ação mecânica de raízes e troncos de vegetais que crescem dentro de fraturas, diáclases, planos de acamamentos e xistosidade pode quebrar a rocha pela pressão exercida, expondo mais área superficial para o avanço do intemperismo químico e físico. Ação de escavação de animais: é um processo intempérico certamente subestimado. Insetos podem remover grandes quantidades de solos e materiais alterados; certas colônias de formigas podem transferir para a superfície toneladas de material granular tamanho areia e silte de profundidades de até 50m, criando uma porosidade que facilita a penetração de água de chuva, abrindo caminho para a atuação de outros processos intempéricos. A formação de montículos de terra por cupins tem efeito semelhante. Mamíferos, como doninhas e furões, animais que moram em tocas escavadas, podem formar colônias com milhares de indivíduos, que, como os insetos acima descritos, expõem toneladas de materiais granulares aos processos de transporte, contribuindo para o aumento da sedimentação em regiões chuvosas. Corrosão por ácidos vegetais: ao ocupar fendas em rochas, as plantas, na presença de água, liberam matéria vegetal em decomposição, podendo manter superfícies rochosas quimicamente ativas.

4.3 Diagênese

Qualquer investigação enfocando rochas sedimentares deve incluir, pela sua importância científica e econômica, a diagênese, que são as mudanças físicas, químicas e biológicas que transformam um sedimento em rocha sedimentar e alteram suas propriedades, após terem sido formadas. O ambiente diagenético inclui bioturbação, crescimento de cristais nos vazios em volta dos grãos (poros), dissolução de minerais e substituição daqueles preexistentes por novos minerais. Em sedimentos profundamente soterrados, a cimentação por agentes químicos pode ocorrer e completa a litificação da rocha. Pressão pelo peso dos sedimentos sobrejacentes pode promover dissolução de grãos (dissolução por pressão). Em sedimentos pouco compactados, a diagênese atua como resultado de reações químicas que ocorrem entre os fluidos e a rocha. Tais reações podem dissolver o cimento preexistente assim como pode fazer crescer novos minerais. A diagênese usualmente não destrói as estruturas das rochas, mas pode modificar radicalmente sua textura interna e composição mineralógica. Com o aumento da temperatura e pressão, a rocha pode sofrer mudanças profundas: por exemplo, uma nova assembléia mineralógica pode se formar, ou os minerais podem se alinhar com seus eixos paralelos entre si. Esse estágio, que é gradacional, representa a entrada da rocha no metamorfismo.

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A definição de diagênese exclui as transformações levadas a efeito pelo intemperismo e pelo metamorfismo. Envolve reações que ocorrem dentro do sedimento, envolvendo minerais, fragmentos de rochas e fluidos. As reações são incrementadas pela grande variedade de componentes normalmente presentes em rochas sedimentares, como o quartzo, feldspatos, argilominerais, micas, óxidos de Fe/Mn, carbonatos, fragmentos de rochas e materiais orgânicos diversos. Essa variedade mineralógica e química é uma das principais características das rochas sedimentares, sendo função da variedade de áreasfontes ou áreas de proveniências, fornecedoras de detritos para as bacias sedimentares. Os sedimentos, mais que qualquer outra rocha, são palco de uma grande variedade de reações químicas, resultante da interação entre fragmentos detríticos e fluidos diversos, sob estados diferenciados de equilíbrio frente às mudanças nas condições físico-químicas atuantes. As condições naturais que comandam a diagênese são as seguintes:

Temperatura < 200oC Pressão de 1 a 2000 Kg/cm2 Fluidos variando de água doce a hipersalina Profundidades variando desde a superfície até 5000-6000m O estudo da diagênese pode ser altamente complexo e foge ao escopo do presente trabalho. Entretanto, como seus efeitos modificam as rochas sedimentares mesmo em termos macroscópicos, serão citados alguns de seus principais mecanismos de atuação, tais como: •

Compactação mecânica por soterramento, com a quebra de clastos rígidos (e.g. calcário, quartzo) e o amalgamento daqueles dúcteis (e.g. folhelhos), formando o que se denomina pseudomatriz, com a conseqüente redução da porosidade;

•

Cimentação da rocha por sílica, carbonato de cálcio, feldspatos, argilominerais e ferro, com implicação na perda da porosidade;

•

Dissolução química dos componentes clásticos por pressão de soterramento (interpenetração de grãos, formando contatos denteados denominados estilólitos) e também a criação de vazios, dentro da rocha, por reações químicas, dando origem a um novo e importante tipo de porosidade denominado porosidade secundária;

•

Infiltração mecânica de argilas entre grãos arenosos em ambiente desértico, criando horizontes impermeáveis acima do lençol freático, por efeito de aguaceiros torrenciais típicos desses ambientes;

•

Coloração de arenitos em ambientes áridos, cujos grãos detríticos são recobertos por uma película vermelha constituída por óxidos de ferro – comumente hematita, um óxido de ferro comum em sedimentos –, podendo ocorrer ainda na forma de hidróxidos. São originados pela dissolução química intraestratal de minerais detríticos contendo ferro (biotita, magnetita etc.), formando rochas avermelhadas denominadas red beds.

PARTE 4

4.4 Cores dos sedimentos As cores presentes nos sedimentos refletem suas composições químicas e essa propriedade é de particular importância no caso de rochas com granulometria menor que areia fina, as quais são predominantemente claras, quando não possuem resíduos de matéria orgânica ou algum pigmento mineral. De maneira geral, cores avermelhadas relacionam-se ao conteúdo de hematita (Fe2O3) presente nas rochas, as quais se relacionam com ambientes sedimentares oxidantes, predominantemente continentais. Um dos melhores exemplos são os já mencionados arenitos que ocorrem em ambientes desérticos (red beds), cujos grãos de areia muitas vezes são cobertos por uma fina película de hematita, originária de um processo denominado dissolução intraestratal, ou seja, a dissolução, no interior da rocha, de minerais contendo ferro, como magnetita, biotita e outros. Sabe-se que apenas 1% em volume de Fe2O3 na forma dessa película superficial que envolve grãos detríticos pode colorir totalmente um arenito de vermelho (Turner, 1980). A limonita colore a rocha de amarelo e relaciona-se a condições oxidantes e hidratantes. Pode ser vista com freqüência nos produtos de alteração de formações ferríferas como os itabiritos, associadas com a formação de laterita ferruginosa (canga), que normalmente capeiam esses depósitos em clima tropical úmido. Também o produto da alteração intempérica de dolomitos mostra cores ocre-amareladas; já o calcário produz um regolito avermelhado. A presença de ferro em seu estado reduzido (FeO) imprime uma coloração fortemente esverdeada e, em geral, relaciona-se com ambiente predominantemente marinho, neutro ou redutor. Exemplo notável é a presença dos metassiltitos verdes do Grupo Bambuí do Proterozóico Superior, que ocorrem em grande extensão geográfica no oeste de Minas Gerais, denominados regionalmente de verdetes. Essa cor relaciona-se com a presença do argilomineral ilita glauconítica, com teores consideráveis em potássio (Sgarbi, 1989). Nas Montanhas Rochosas americanas, no estado de Utah, ocorrem duas seqüências de arenitos marinhos de cor verde-escura, ricos em glauconita (Formação Lodore, Cambriano Superior, e Formação Stump, Jurássico Superior). As cores preta ou cinza-escura mostram a presença de matéria orgânica na rocha e, ocasionalmente, a presença de sulfetos finamente disseminados, sob condições ambientais redutoras. O conteúdo em manganês também colore a rocha de preto, como ocorre em arenitos cretácicos do oeste mineiro. Cores de ardósias e suas relações com o conteúdo em ferro são mostradas na Tabela 4.3, podendo-se notar a gradação da cor preta para vermelha, diretamente relacionada com o aumento do teor em ferro férrico. De maneira inversa, os dados mostram o acréscimo do teor em ferro ferroso em direção à cor preta e o correspondente decréscimo, nesse sentido, do teor em ferro ferroso. A Tabela 4.4 ilustra também as relações de cores de calcários provenientes do Grupo Bambuí, com os teores em ferro, podendo-se notar a redução dos teores de ferro férrico do calcário vermelho para o preto. Os dados mostram ainda o valor mais baixo de ferro ferroso para o calcário vermelho, com relação aos demais calcários.

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Para facilitar e tentar homogeneizar a correta descrição da cor de um sedimento ou mesmo de uma rocha sedimentar, normalmente subjetiva, utilizam-se tabelas de cores, como a Munsell (1994), que associa o nome da cor às suas tonalidade e intensidade.

Tabela 4.3 - Relações entre cores de ardósias e a proporção de ferro ferroso e férrico ARDÓSIA VERMELHA (%)

ARDÓSIA PÚRPURA (%)

ARDÓSIA VERDE (%)

ARDÓSIA PRETA (%)

FeO

1, 03

1,65

4,04

3,33

Fe2O3

3,74

3,69

0,95

0,78

Fonte: Os dados foram reinterpretados de Tomlindon, 1916 (In: ARAI, 1982).

Tabela 4.4 - Relações entre teores de ferro com cores de calcários CALCÁRIO VERMELHO (%)

CALCÁRIO BRANCO (%)

CALCÁRIO CINZA (%)

CALCÁRIO PRETO (%)

FeO

0.09

≥ 0.13

≥ 0.13

≥ 0.13

Fe2O3

0,96

0,73

0,63

0.42

Fonte: Análises gentilmente realizadas pela LAFARGE BRASIL SA, 2005.

4.5 Intemperismo e recursos minerais

Toda a extensa faixa tropical quente e úmida, balizada pelo equador e que ocorre em várias regiões, é objeto da atuação do intemperismo químico. Nosso país encontra-se inserido de tal forma nesse contexto que 75% do nosso território é coberto por formações lateríticas. Assim, vários depósitos econômicos se formaram em função de transformações químicas supergênicas – que ocorrem perto da superfície, originárias por soluções descendentes –, concentrando relativamente os compostos insolúveis, muitos de interesse econômico. Dentre os recursos relacionados a esse tipo de intemperismo em nosso país, destacam-se: FERRO: o intemperismo atua no itabirito, uma rocha de origem sedimentar-química formada por lâminas alternadas de hematita (Fe 2O3) e sílica. O intemperismo pode remobilizar a sílica e concentrar a hematita, tornando o depósito economicamente viável. Ocorrências principais: Quadrilátero Ferrífero (MG) e Carajás (PA). MANGANÊS: rochas com manganês originalmente na forma de carbonato (rodocrosita) e silicato (rodonita) podem ter esse elemento oxidado pelo intemperismo, formando diversos óxidos mais ricos em manganês que os minerais originais. Ocorrências principais: Urucum (MS), Serra do Navio, Azul e Buritirama (Amazônia).

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CAULIM: são depósitos ricos no argilomineral caulinita, um silicato hidratado de alumínio (Al2Si2O5 (OH) 4). Tem inúmeras e variadas aplicações na indústria e forma-se principalmente a partir de rochas magmáticas máficas e félsicas (basaltos e granitos) pela alteração dos feldspatos, plagioclásios e micas. Ocorrências principais: Amazônia, Quadrilátero Ferrífero, Província da Mantiqueira, Zona da Mata Mineira, dentre outras. ALUMÍNIO: são extremamente importantes as reservas de bauxita nessa faixa tropical úmida. São formadas, como os depósitos cauliníticos, pela degradação intempérica de rochas magmáticas, podendo constituir depósitos econômicos de bauxita, um produto extremo do intemperismo químico. O principal mineral de alumínio é a gibbsita, um hidróxido de alumínio (Al(OH) 3). Gibbsita forma-se como produto da evolução intempérica do caulim, de maneira que muitas ocorrências possuem os dois minerais, simultaneamente. Ocorrências principais: Paragominas e Trombetas (AM), Quadrilátero Ferrífero (MG), entre outras. ZINCO: dolomitos ricos em willemita (silicato de zinco) ou esfalerita (sulfeto de zinco e ferro) podem sofrer alteração supergênica e formar importantes ocorrências de calamina (silicato de zinco hidratado). Ocorrências principais: em Vazante e na região do oeste mineiro, onde a calamina é explotada em minas a céu aberto. NIÓBIO E FOSFATOS: rochas alcalinas carbonatíticas podem gerar depósitos econômicos de nióbio e fosfatos, pela remoção química de seu principal constituinte, os carbonatos, muito solúveis sob o intemperismo químico. Ocorrências principais: depósitos de nióbio e fosfato, ambos de Araxá (MG) e Catalão (GO). A chaminé alcalina de Araxá encerra o maior depósito de nióbio do mundo. NÍQUEL: ocorre em depósitos lateríticos formados em rochas ultrabásicas, submetidas ao clima tropical úmido. Ocorrências principais: Niquelândia e Barro Alto (CentroOeste) e na região de Vermelho (Amazônia). BENTONITA: pertence à família da esmectita, sendo um alumino-silicato hidratado, que pode conter cátions como Na, Ca e Mg. Forma-se a partir da degradação intempérica de rochas vulcânicas alcalinas-ultramáficas e piroclásticas associadas, e têm, como a caulinita, inúmeras aplicações industriais. Ocorrências principais: Boa Vista e Soledade (PB) e região do Alto Paranaíba (MG). Aspectos gerais sobre a diagênese podem ser vistos em Blatt (1985). De Ros (1986) mostra o estudo diagenético de sedimentos continentais da Bacia do Recôncavo, BA. Aspectos relacionados às cores de sedimentos e rochas sedimentares são reportados em Turner (1980). A Tabela Munsell (1994) classifica e procura quantificar as cores de solos, sedimentos e rochas sedimentares.

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5. Classificação das Rochas e Depósitos Sedimentares Como visto anteriormente, os processos intempéricos atuam nas rochas gerando vários produtos detríticos ou em solução, os quais, quando transportados e depositados, formam depósitos de lama, areia, cascalho, dentre outros, além de depósitos químicos. Esses sedimentos, ao serem litificados durante a diagênese, darão origem às rochas sedimentares. Os sedimentos depositam-se não apenas em meio aquoso; por exemplo, o vento e as geleiras exercem importante papel no transporte e deposição de sedimentos, formando depósitos eólicos e glaciais, antigos e recentes, que constituem parte importante do registro geológico. Adicionalmente, rochas sedimentares não se relacionam apenas com detritos terrígenos transportados. Rochas carbonáticas são quebradas pela ação das ondas, correntes e ventos, gerando também carbonatos detríticos, de granulações diversas. Fragmentos biogênicos formados dentro da bacia sedimentar são depositados e constituem uma importante parte das rochas carbonáticas. Recifes de origem biogênica, evaporitos, formados pela precipitação de sais a partir da evaporação da água em oceanos e lagos, e depósitos de turfa e carvão mostram a complexidade de se fazer uma caracterização genética geral das rochas sedimentares. A rochas sedimentares, neste livro, foram subdivididas em três grandes conjuntos. O primeiro é o representado pelos Sedimentos e Rochas Siliciclásticas, que abrange os ruditos, os arenitos e os lutitos (lamitos). O segundo grupo, Sedimentos e Rochas Carbonáticas, refere-se aos diversos tipos de rochas carbonáticas, envolvendo as classificações de Folk (1962) e Dunham (1962). O último grupo, Sedimentos e Rochas Sedimentares Químicas e Orgânicas sem Carbonatos, enfoca os sedimentos e rochas fosfáticas, os evaporitos, as rochas ricas em ferro, as rochas silicosas não clásticas e aquelas ricas em matéria orgânica. Desse modo, as rochas são subdivididas segundo a natureza de seus componentes dominantes, como também as suas composições no momento da deposição, sem levar em conta os aspectos diagenéticos: a) Sedimentos e Rochas Siliciclásticas b) Sedimentos e Rochas Carbonáticas c) Sedimentos e Rochas Sedimentares Químicas e Orgânicas sem Carbonatos

5.1 Sedimentos e rochas siliciclásticas São definidos como aqueles em que as partículas clásticas ou detríticas – fragmentos de rochas e minerais – são originárias de rochas silicosas preexistentes, formando mais de 50% do sedimento ou rocha. São também designadas como terrígenas, no sentido de terem sua origem na parte terrestre ou continental da crosta.

PARTE 4

Em termos de abundância desses materiais clásticos ou detríticos no registro sedimentar, três condições devem ser estabelecidas: (1) disponibilidade: o mineral deve ser abundante nas áreas-fontes; (2) durabilidade: a durabilidade mecânica é favorecida pela ausência ou pobreza de clivagens e por dureza alta; (3) estabilidade química: é favorecida pelo melhor grau de equilíbrio químico nas condições ambientais de superfície. A tendência da eliminação dos minerais lábeis e a concentração de minerais resistatos nessas rochas é descrita pelos índices de maturidade mineralógica, índices conceituados por Pettijohn (1949). Minerais lábeis são aqueles física e quimicamente pouco resistentes ao intemperismo, onde são decompostos e a maior parte deles passa, ao longo do ciclo sedimentar, na forma de íons em solução; essas soluções eventualmente se concentram e, ao atingirem o limite de saturação para um determinado constituinte, precipita minerais na superfície ou nos poros de rochas permeáveis. Portanto, para se formar grandes volumes de rochas sedimentares detríticas, esses três conceitos devem ser obedecidos. Por exemplo, os minerais da família da turmalina, apesar de possuírem grande durabilidade mecânica e alta estabilidade química, persistindo intactos em condições superficiais, não formam “arenitos de turmalina”, simplesmente porque esse mineral não é abundante. O grupo foi subdividido segundo as dimensões de seus clastos em: rudáceos, em que predominam partículas do arcabouço com granulometria superior a 2mm; arenáceos, em que predominam partículas compreendidas entre 1/16 e 2mm; e lamosos, cujos fragmentos são inferiores a 1/16mm. Em termos de rochas, a nomenclatura para essa subdivisão seria: ruditos ou psefitos, arenitos ou psamitos e lutítos ou pelitos, respectivamente. Uma característica física proeminente das rochas detríticas é a textura, isto é, o tamanho, a forma e a disposição dos seus grãos constituintes. Essas rochas têm uma textura fragmentar e os grãos podem ou não estar em contato direto uns com os outros. São subdivididas de acordo com o diâmetro médio dos grãos que caracterizam a maior parte dos fragmentos, usando os limites de tamanho mostrados na Tabela 4.1. Grânulos, calhaus e matacões formam a fração grossa dos sedimentos detríticos; as areias formam os sedimentos detríticos médios e o silte e argila os detríticos finos.

5.1.1 Ruditos ou psefitos: conglomerados e brechas Conglomerados e brechas, conforme mostrado na Tabela 4.1, são rochas cuja maioria de seus fragmentos apresentam dimensões acima de 2mm e diferem entre si pelo grau de arredondamento de seus detritos ou clastos. Conglomerados são formados por clastos predominantemente arredondados, enquanto brechas contêm clastos angulosos. Essas formas dos fragmentos indicam aspectos importantes, como a distância de transporte dos materiais – normalmente maior para os fragmentos arredondados e menor para os angulosos –, além da forma de transporte envolvida. Dependendo das dimensões da maioria de seus constituintes (> 50% em volume), são denominados conglomerado de

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grânulos, de seixos, ou de calhaus. Desse modo, um conglomerado de seixos é uma rocha sedimentar detrítica, cujas partículas são arredondadas e têm diâmetro entre 2mm e 64mm (Tabela 4.1). Uma descrição mais precisa revela os tipos genéticos dos fragmentos de rochas que compõem o conglomerado ou a brecha, por exemplo, se é formado por seixos de granito, de quartzito etc. O método de estudo dos conglomerados e brechas é o mais simples dentre aqueles utilizados para as rochas sedimentares. Observações feitas no campo envolvendo a observação direta por vista desarmada, ou utilizando-se apenas lupa de mão, podem esclarecer questões tais como: • classificação genética, textura e estrutura de seu arcabouço (clastos); • relações entre o arcabouço e a matriz (material detrítico intersticial como areia e silte); • natureza do cimento da rocha, o que proporciona a característica de coesão da rocha e que é de origem química (carbonato de cálcio, sílica, ferro etc.); • observação da variação granulométrica ao longo de uma seção vertical nos permite saber sobre variação da energia do transporte; • as relações de contato de conglomerados com as demais rochas são muito evidentes; geralmente a base da camada conglomerática erode o topo daquela que lhe é subjacente.

Conglomerados e brechas são depositados predominantemente em meio subaquático, sob a ação constante de correntes fluviais de alta energia, ou de ondas e correntes como ocorre em ambiente marinho costeiro, em regime de fluxo turbulento, mostrado adiante, nesta Parte. Podem formar-se também nos continentes, como produtos do intemperismo, ou por fluxos de detritos (debris flow) em zonas de relevo acidentado, com regime chuvoso. Relevo escarpado adjacente ao litoral pode gerar um tipo de fluxo de detritos denominado fanglomerado. Conglomerados e brechas são os produtos da erosão com granulometria mais grossa e depositam-se a distâncias relativamente curtas de suas áreas-fontes, em áreas mais restritas do que as ocupadas por areia, silte, argila e matéria em solução. Essas rochas são compostas quase que exclusivamente por fragmentos de rochas, o que as diferencia sobremaneira das demais rochas detríticas mais finas, formadas predominantemente por partículas minerais. Volumetricamente, elas ocorrem no registro sedimentar de maneira bastante subordinada com relação às demais rochas sedimentares, podendo, por exemplo, ser compostas por detritos de apenas um tipo de rocha; neste caso, são ditos monomícticos ou oligomícticos; contendo fragmentos de mais de um litotipo são chamados polimícticos. Rudito e psefito são termos latino e grego, respectivamente.

Classificação dos ruditos Podem ser agrupados em termos puramente descritivos, baseados em sua textura (conglomerado de seixos, de grânulos etc.), em termos da diversidade composicional de seu arcabouço (monomícticos e polimícticos), de seus componentes (conglomerado de calcário, de quartzito), ou ainda com relação ao seu cimento (conglomerado ferruginoso ou silicoso etc.).

PARTE 4

Com relação ao agente de transporte podem ser classificados como conglomerado fluvial, de fluxo de detritos (debris flows), glacial etc. Em termos mais abrangentes podem ser classificados como conglomerados ou brechas continentais, marinhos ou costeiros. Conglomerados e brechas podem ainda ser classificados em relação ao agente ou processo responsável pela fragmentação de seus componentes, como meteorítico (pela fragmentação de rochas por impacto de meteoro sobre a superfície do planeta) ou piroclástico (formado por vulcanismo explosivo). Outra classificação pode colocar essas rochas em dois grupos: intraformacionais, gerados pela erosão, transporte e deposição de material originário da própria bacia (autóctone); e interformacional, formados por fragmentos gerados por rochas que ficam fora da área deposicional (alóctone). Conglomerados e brechas podem, ainda, ser subdivididos em duas categorias texturais do arcabouço, que, contudo, mostram conotações genéticas: ortoconglomerados/ ortobrechas e paraconglomerados/parabrechas. Ortoconglomerados e ortobrechas: mostram um arcabouço suportado por clastos, ou seja, os fragmentos maiores se tocam. Exibem menos que 15% de matriz, material composto por detritos arenosos que ocupam os interstícios entre os fragmentos maiores, podendo ser ainda cimentado por um agente químico. Ortoconglomerados são depositados por águas em regime de fluxo turbulento, visto adiante, nesta Parte, como as existentes em rios do tipo entrelaçado (braided) ou em ambiente marinho de alta energia. Essas rochas refletem a existência de relevo elevado associado à atividade tectônica, condição em que, geralmente, se interdigitam com ortobrechas. Suas ocorrências no registro geológico são importantes, pois fornecem dados que permitem inferir sobre a distribuição passada de características fisiográficas (paleogeografia), tais como margens de blocos continentais, fossas e arcos de ilhas oceânicas. Ortobrechas são comuns em fácies proximais e basais em sistemas de riftes e em cavernas calcárias, podendo apresentar, neste caso, blocos com dimensões métricas ou maiores de calcário, originários do colapso de tetos das cavernas, os quais vão sendo lentamente cimentados por carbonato de cálcio. Ortoconglomerados e ortobrechas são rochas economicamente importantes, pois podem encerrar grandes quantidades de água e hidrocarbonetos, devido a suas elevadas porosidades e permeabilidades. Essas propriedades, contudo, fazem com que esses psefitos formem ótimas superfícies de drenagens, devendo ser estudadas com cuidado em áreas de construção de represas e reservatórios d’água. Paraconglomerados e parabrechas: são também chamados de diamictitos e apresentam um arcabouço onde podem coexistir materiais com dimensões acima de grânulos, com materiais detríticos inferiores a areia grossa, formando 15% ou, às vezes, até 70-80% em volume da rocha. Se ricos em argila, mostram aspecto lamoso, em cuja massa fina flutuam os grânulos, seixos e calhaus. Apesar de se originarem de muitas maneiras, não são depositados por correntes comuns de água, e sim por fluxo de alta densidade, onde os clastos mantêm-se em suspensão por pressões internas existentes no fluxo.

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330


São produzidos por deslizamentos em vertentes montanhosas, envolvendo o movimento pendente abaixo de detritos diversos, angulosos e mal selecionados, incluindo matacões, misturados com material areno-lamoso saturado em água, formando depósitos de fluxos de lama (mud flow). Podem formar conjuntos de leques aluviais que se coalescem ao chegarem às partes planas do final das vertentes, sendo denominados fanglomerados ou depósitos de piemonte (piedmont), que se depositam em zonas de sopés de montes. São alimentados por pequenas torrentes fluviais originárias das partes altas que podem evoluir, em direção às partes mais baixas, para sistemas fluviais de grande porte. Se a pendente onde se desenvolvem esses ruditos é adjacente a um corpo aquoso como um lago ou costa marinha, esses depósitos avançam água adentro e podem ser preservados se não forem retrabalhados por correntes ou vagas. Tais ruditos são também típicos em ambiente glacial, sendo transportados por geleiras e formados pela deposição da carga sedimentar de cascalhos mal selecionados e angulosos, em épocas de degelo, denominada genericamente de morenas. Sendo o depósito não estratificado e depositado na base de geleira, quando esta se movimenta é denominado till; se esse mesmo material é litificado, formando uma rocha sedimentar, a mesma é denominada tilito. Nessa rocha, os componentes detríticos são heterogêneos na sua composição e aleatoriamente misturados, sem distinção de tamanho, forma ou composição. Os detritos são derivados principalmente das partes superiores do substrato da geleira, em cuja interface gelo-rocha forma-se um horizonte de fragmentos angulosos, arrancados do substrato pela fricção durante a passagem do gelo. Note que till e tilito têm conotações genéticas, e o termo diamictito, que também é um termo adequado para designar essas parabrechas, é apenas descritivo. Matacões e megaclastos que ocorrem isolados nesse ambiente são denominados de blocos errantes, sendo também transportados pelo gelo e depositados em épocas de degelo. Bloco exótico é a denominação desses blocos quando não possuem relação genética com o substrato regional, tendo sido transportados por grandes distâncias pelo fluxo glacial. São também conhecidos os clastos pingados (dropstones), com dimensões variadas, podendo chegar a matacão. Durante o transporte glacial eles são envolvidos pelo gelo. Alcançando a geleira ou corpos aquosos como lagos e mares, os blocos de gelo encerrando clastos são liberados e flutuam na água, podendo ser transportados por longas distâncias levados por correntes. Com o degelo do bloco, o clasto é solto, podendo se depositar em fundos lamosos, em ambientes hidraulicamente incompatíveis entre as classes granulométricas ali presentes. Clastos pingados também podem ocorrer quando árvores de grande porte são removidas por enchentes fluviais, podendo transportar clastos aprisionados em suas raízes, depositando-os durante o transporte.

5.1.2 Arenitos ou psamitos Arenitos siliciclásticos contêm mais de 50% de fragmentos de rochas siliciclásticas, com dimensões entre 2mm e 1/16mm. São as rochas sedimentares mais bem estudadas, seja por sua ampla distribuição no registro geológico, seja pela quantidade de informações sobre sua origem, condições de deposição e também quanto ao aspecto econômico,

PARTE 4

pois eles constituem os mais vastos e importantes sistemas porosos existentes, sendo reservatórios potenciais de hidrocarbonetos (petróleo e gás natural) e de água. Muitos sistemas de classificação de arenitos foram desenvolvidos, sendo que os mais utilizados são apresentados a seguir. Baseiam-se na abundância relativa e na natureza dos fragmentos de quartzo, feldspatos e fragmentos de rocha, de granulometria da areia, assim como no conteúdo de matriz argilosa. Arenitos podem ser estudados no campo, observando-se as estruturas macroscópicas como estratificações e laminações cruzadas, marcas de ondas etc., além do tamanho e forma dos grãos arenosos, informações que fornecem dados sobre as condições e meio de transporte dos grãos. Observação por lupa de bolso aumenta o grau de certeza sobre a natureza da rocha. O aprofundamento do estudo deve ser feito em laboratório, utilizando principalmente a microscopia óptica convencional, que normalmente permite esclarecer o essencial sobre a natureza da rocha. A sofisticação no seu estudo inclui a utilização da microscopia eletrônica (microssonda e microscópio eletrônico, Tabela 4.2). Arenitos normalmente mostram uma grande variedade de constituintes detríticos, o que se reflete em variações mineralógicas, litológicas e geoquímicas, heranças advindas de suas áreas-fontes ou áreas de proveniências. À parte a influência do clima e do tipo de transporte, áreas-fontes diversificadas em termos litológicos produzem arenitos poliminerálicos; áreas-fontes com predominância de rochas como quartzo-arenitos induzem à formação de novos quartzo-arenitos, reciclando os grãos, principalmente os de quartzo, em vários ciclos de transporte e sedimentação.

Classificação dos arenitos A classificação dos arenitos aqui apresentada é baseada nas proporções dos principais tipos de grãos vistos em seções delgadas (microscopia óptica), conforme Folk (1974). A Figura 4.13a mostra a classificação dessas rochas contendo menos que 15% de matriz fina (silte e argila) em relação aos três tipos principais de componentes clásticos, como quartzo, feldspato e fragmentos de rochas. Arenitos líticos (formados por grãos de fragmentos de rochas) são subdivididos segundo a natureza de seus fragmentos de rochas (FR) (Figura 4.13b), e aqueles arenitos com mais de 15% de matriz fina são denominados grauvacas ou wackes (Figura 4.13c). Arenitos são geralmente constituídos por minerais resistentes, produzidos durante o intemperismo e a erosão de rochas diversas, inclusive de outros arenitos. De acordo com Dietrich e Skinner (1979), perfazem cerca de 31% do registro sedimentar global. Podem ser subdivididos em quatro grupos maiores: quartzo-arenitos, arcósios, arenitos líticos e grauvacas. Quartzo-arenitos: são os arenitos mais conhecidos, mostrando cerca de 95% em volume ou mais de sua fração detrítica constituída por quartzo (Tabela 4.5). Representam o produto final da diferenciação física e química da rocha-fonte em direção aos produtos mais inertes, como o quartzo e cherte e geralmente são depositados em regiões distantes de suas áreas-fontes. São química e mineralogicamente simples, sendo constituídos por

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grãos de quartzo, aos quais se unem de maneira subordinada (menos que 5%), feldspatos, fragmentos de rochas e minerais resistentes (resistatos) como turmalina, rutilo e zircão (Figura 4.13a). A sílica é o cimento mais comum, notadamente nos quartzo-arenitos antigos, depositada em continuidade óptica com os grãos de quartzo. Podem ter grãos bem arredondados e predominância de duas classes granulométricas distintas (bimodais), notadamente aqueles depositados em ambiente desértico. Em função de sua mineralogia, mostram teor elevado em SiO2 (Tabela 4.6). Arcósios: são também denominados arenitos feldspáticos, mostrando cerca de 25% ou mais de feldspatos e menores quantidades de grãos de fragmentos de rochas (FR’s), sendo os subarcósios (5% a 25% de feldspatos) considerados rochas transicionais (Figura 4.13a). São arenitos de granulação média a grossa, constituídos por quartzo e feldspatos (principalmente microclina) e algum plagioclásio, normalmente na forma de grãos pouco arredondados (Tabela 4.5). Refletem ambiente deposicional de alta energia em clima seco e/ou deposição em ambiente tectonicamente instável, do tipo rifte, com exposição do substrato granítico. Sua matriz contém, normalmente, caulinita, e os grãos arenosos, em geral, apresentam uma coloração avermelhada devido à pigmentação de suas superfícies por óxidos de ferro. Os arcósios são ricos em K2O e Na2O e o potássio geralmente excede o sódio (Tabela 4.6). Arenitos líticos: mostram mais de 25% de fragmentos de rochas (FR’s), sendo também denominados litarenitos (Figura 4.13a e Tabela 4.5). Os arenitos sublíticos, um tipo transicional, apresentam 5% a 25% de fragmentos líticos (Figura 4.13a). Arenitos líticos normalmente mostram grande complexidade química e mineralógica e, dentre os fragmentos de rochas mais comuns, destacam-se: a) fragmentos de rochas vulcânicas afaníticas, como basalto e rochas afins; b) fragmentos de rochas metamórficas de baixo grau, como ardósia e filito; c) fragmentos de rochas sedimentares de grãos finos, como folhelho, argilito, cherte e calcário.

Arenitos líticos geralmente mostram teores significativos de CaCO3 e MgCO3, FeO e Al2O3 (Tabela 4.6). Podem ou não apresentar matriz fina intersticial abundante, normalmente resultante da alteração intempérica dos fragmentos lábeis. Devido ao intervalo granulométrico dos arenitos (entre 2 e 1/16mm), suas áreas-fontes são necessariamente constituídas por rochas afaníticas ou faneríticas finas (cherte e basalto, vide Parte 3). Um granito típico não forneceria, para um arenito, componentes detríticos na forma de fragmentos de rochas, mas sim na forma de quartzo, feldspato e outros minerais mecanicamente desagregados durante o transporte a partir de um fragmento maior do granito. Grauvacas ou wackes: São arenitos mal selecionados, apresentando uma matriz fina argilosa (>15%) (Figura 4.13c) que, em algumas grauvacas, chega a 50% ou mais. Essa matriz pode não ter conotações genéticas porque fragmentos de rochas alterados, clastos de argilas comprimidos entre grãos rígidos de quartzo e feldspato, ou mesmo infiltração mecânica de argilas podem gerar o que se denomina “pseudomatriz”. Tais fatores, aliados à incompatibilidade hidráulica entre areias e argilas (por isso não se depositam simultaneamente em um mesmo local), tornam a compreensão da matriz em grauvacas um problema ainda não completamente resolvido. Em termos granulométricos, as grauvacas mostram

PARTE 4

uma gradação contínua, não exibindo a característica de bimodalidade presente em muitos arcósios e quartzo-arenitos. Seu ambiente deposicional é marinho, redutor, associado ou não a vulcanismo. Em termos clássicos, grauvacas resultam da atuação de intemperismo de baixo grau em áreas próximas às áreas-fontes. Sua abundante quantidade de matriz fina mostra expressivo teor em argilominerais, principalmente aqueles relacionados com a clorita. Os Na-feldspatos predominam sobre os K-feldspatos, refletindo a atuação de intemperismo fraco, e o ferro normalmente encontra-se no estado reduzido. São, dentre os arenitos, os mais complexos em termos químicos e mineralógicos (Tabelas 4.5 e 4.6).

(a)

(b)

(c)

Figura 4.13 - (a) O triângulo mostra a classificação para arenitos com menos de 15% de matriz fina. A classificação envolve a remoção da matriz e do cimento e o recálculo dos componentes para 100%; (b) mostra a classificação dos arenitos líticos (FR = fragmentos de rochas); (c) mostra a classificação dos arenitos com mais de 15% de matriz fina (grauvacas ou wackes). Fonte: Segundo FOLK, 1974.

333

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Tabela 4.5 - Composição mineralógica média de arenitos baseada em resultados de contagens modais Quartzo

Feldspato

Fragmentos de Rocha

Matriz Argilosa

Cimentos (Si/Ca)

TOTAL

Média das Análises

Quartzo Arenito

> 95,0

-

-

-

4,0 (*)

99,0

-

Arenito Lítico

51,8

4,3

30,6

5,3

7,5

99,5

8

Arcósio

53,9

26,6

6,4

4,5

3,0

98,9

10

Grauvaca ou Wackes

24,5

22,4

17,6

35,0

-

99,5

10

Fonte: Segundo PETTIJOHN et al., 1987. (*) Dado de SGARBI, 1989.

Tabela 4.6 - Composição química média de arenitos SiO2

Al2O3

FeO(t)

MgO

CaO

Na2O

K2O

CO2

H2O

TOTAL

Média das Análises

Quartzo Arenito

96,1

1,1

0,4

-

tr

-

-

-

-

97,6

10

Arenito Lítico

64,1

6,9

2,3

2,4

9,9

1,0

1,4

2,7

9,1

99,8

8

Arcósio

78,7

8,4

1,8

tr

2,6

1,7

3,4

0,5

1,4

98,5

8

Grauvaca ou Wackes

68,9

13,3

3,8

2,1

2,0

3,2

1,7

2,8

0,6

98,4

10

Fonte: Segundo PETTIJOHN et al., 1987. FeO(t) = ferro total

Maturidade textural e mineralógica O conceito de maturidade é um importante parâmetro no estudo dos arenitos. Pode ser definido como a extensão através da qual os processos que atuaram na formação do sedimento evoluíram para a formação do produto final ou rocha sedimentar. A maturidade de um arenito pode ser observada de duas maneiras diferentes. Arenitos mineralogicamente maturos são constituídos predominantemente por um tipo mineral. Como o quartzo é um dos mais resistentes minerais formadores dos arenitos, a maioria destes são quartzo-arenitos, que geralmente contêm parcela subordinada de cherte, além de minerais pesados ultraestáveis, como rutilo, turmalina e zircão (materiais resistatos que formam o índice RTZ), que são tão ou mais resistentes que o quartzo. Arenitos mineralogicamente imaturos contêm grãos menos estáveis (lábeis), como feldspatos e fragmentos de rochas com pouco quartzo.

PARTE 4

Diferentemente, maturidade textural reflete as mudanças na textura dos sedimentos enquanto são transportados de suas áreas-fontes. Os fatores levados em consideração são: o teor em argila, o grau de arredondamento dos grãos e o grau de seleção da rocha. Ao se descrever a maturidade de um arenito, deve-se sempre levar em conta se a matriz fina argilosa porventura presente é de origem primária ou deposicional. A matriz fina intersticial pode ser originada pela alteração intempérica ou diagenética, formada através da transformação de clastos arenosos, lábeis, em uma falsa “matriz”; nesse caso, não se pode aplicar o conceito de maturidade. Os termos arenito argiloso, arenito siltoso ou arenito conglomerático são apenas descritivos e aplicados quando o arenito mostra uma outra e importante fração granulométrica associada, que é, porém, sempre inferior, em peso, à fração areia. Arenito e psamito são termos latino e grego, respectivamente. IMPORTÂNCIA DOS ARENITOS ARENITOS SÃO ECONOMICAMENTE IMPORTANTES, POIS CONSTITUEM OS MAIORES RESERVATÓRIOS PARA ÁGUA, PETRÓLEO E GÁS NATURAL, ASSIM COMO ASSUMEM PAPEL RELEVANTE COMO MATERIAIS DE CONSTRUÇÃO E COMO FONTES DE MINERAIS METÁLICOS. CONSTITUEM, AINDA, UMA DAS MAIS IMPORTANTES ROCHAS UTILIZADAS PARA O ENTENDIMENTO DA HISTÓRIA DO PLANETA. SUA MINERALOGIA INDICA, POR EXCELÊNCIA, A NATUREZA DE SUAS ÁREAS-FONTES EM TERMOS DE LITOTIPOS, COMPOSIÇÃO, RELEVO, LOCALIZAÇÃO, ESTILO TECTÔNICO E CONTEÚDO FOSSÍFERO. SUAS TEXTURAS E ESTRUTURAS NOS INFORMAM SOBRE SEUS AGENTES DE TRANSPORTE E MODELOS DEPOSICIONAIS.

5.1.3 Lutitos ou pelitos Lutitos ou pelitos, também designados genericamente de lamitos (mudstones), são rochas formadas por misturas de silte (fragmentos entre 1/256mm e 1/16mm) e argila (fragmentos menores que 1/256mm) (cf. Tabela 4.1). Utilizando-se técnicas de análises mais refinadas do que a visão desarmada e a lupa de bolso (Tabela 4.2), é possível determinar a natureza de seus constituintes – se detríticos ou formados durante a diagênese (autigênicos) –, além de estabelecer as dimensões, formas e propriedades químicas e físicas de seus fragmentos (estudos que podem ser complexos, no caso das argilas). Siltitos: são rochas formadas por fragmentos diversos como quartzo, feldspatos e micas, dentre outros, com dimensões predominantes de silte. Apenas suas frações mais grossas podem ser visualizadas por lupa de mão. Argilitos: são rochas formadas predominantemente por partículas muito finas, pertencentes à fração argila. Incluem os argilominerais (ver Parte 2 deste livro), formados a partir da alteração intempérica e da diagênese, que atuam em minerais preexistentes.

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No campo, siltitos e argilitos mostram visíveis estruturas macroscópicas (como: marcas de ondas, gretas de contração e marcas de pingos de chuva) além de encerrarem parte importante do registro fossilífero existente. As técnicas de estudo mais indicadas para sua investigação são a difractrometria de raios-X (DRX) e a microscopia eletrônica de varredura (MEV) (Tabela 4.2). Grim (1968) reporta um estudo abrangente sobre a complexa mineralogia dos argilominerais. Lutito e pelito são termos latino e grego, respectivamente.

5.2 Sedimentos e rochas carbonáticas Sedimentos carbonáticos são constituídos predominantemente por carbonato de cálcio na forma de calcita e aragonita; podem apresentar impurezas como argilas, fragmentos de quartzo, feldspatos, rochas etc. A aragonita é abundante em sedimentos carbonáticos marinhos recentes, podendo ainda compor esqueletos de animais marinhos. Magnesita, que é o carbonato de magnésio, também pode ocorrer, mas é pouco importante volumétricamente entre os carbonatos. Mais raros são os carbonatos de sódio, geralmente hidratados e ocorrendo sob a forma de trona e de outros minerais. Calcários e dolomitos, assim como os membros intermediários, os calcários dolomíticos e dolomitos calcíticos, constituem a maior parte das rochas sedimentares não-terrígenas, sendo constituídos pelos minerais calcita e dolomita. São rochas comuns no registro geológico, mesmo os mais antigos. O calcário é composto por carbonato de cálcio, e os principais minerais são calcita e/ou aragonita – o estudo de uma rocha carbonática vai mostrar geralmente apenas calcita, podendo incluir pseudomorfos de aragonita, pois esta é instável e com o tempo passa a calcita –, ambos CaCO3. Dolomita é produzida principalmente por substituição de calcário; i.e., o mineral dolomita [CaMg(CO3)2] substitui a calcita e aragonita no calcário, durante a diagênese; pode também constituir um cimento. Magnesita (MgCO3), ankerita [Ca(Mg, Fe)(CO3)2] e siderita (FeCO3 ) são outros carbonatos com ocorrências subordinadas.

5.2.1 Calcários e rochas sedimentares carbonáticas detríticas São rochas sedimentares originadas pela acumulação de fragmentos carbonáticos. Essas rochas são compostas por grãos carbonáticos denominados aloquímicos (Folk, 1959), para diferenciá-los dos grãos terrígenos; os principais aloquímicos são grãos esqueletais (tais como conchas e seus fragmentos, foraminíferos, escamas e ossos de peixes etc.) e não esqueletais, entre eles pelóides, pelotas fecais, clastos (intraclastos, se gerados na bacia de sedimentação e litoclastos se transportados de fora da bacia), agregados e grãos envelopados tais como oóides, pisóides, oncólitos e microoncólitos. A granulação varia de silte a seixos e, eventualmente, maiores. Via de regra, os fragmentos aloquímicos são considerados como tendo sido depositados mecanicamente e podem ou

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não constituir o arcabouço da rocha. Compondo a rocha carbonática pode ainda ocorrer matriz, em geral, formada por lama carbonática ou cimento, no geral calcita espática como descritos por Folk (1974).

Principais componentes das rochas carbonáticas I. Grãos – podem ser esqueletais e não esqueletais, tais como pelóides, pelotas fecais, clastos, agregados que podem ser algais (algal lumps) e grãos envelopados, formados pela precipitação carbonato de cálcio ao redor de fragmentos, os quais incluem oólitos, pisólitos etc. II. Matriz - constituída por lama carbonática muito fina e densa, em geral denominada de micrita; os cristais são menores que 4µm; ocorre como material intergranular ou pode constituir o arcabouço da rocha. III. Cimento - resulta de precipitação química, em cavidades ou poros presentes nas rochas ou ao redor de grãos, e pode, eventualmente, ser precipitado por intermediação microbiana, quando se diz que o cimento é micrítico, não sendo dicernível ao microscópio comum. Cimento esparítico ou cimento carbonático macrocristalino são denominações comuns.

Dunham (1962), diferentemente de Folk (1974), classificou os carbonatos com base no arcabouço das rochas, se é sustentado pelos clastos ou pela matriz, o que permite inferências sobre a energia do ambiente em que se formaram. É uma classificação importante para rochas que preservam a textura deposicional. As rochas carbonáticas foram então caracterizadas como suportadas por matriz ou suportadas por clastos (Tabela 4.7). Componentes ligados biologicamente foram considerados à parte. Tabela 4.7 - Classificação das rochas carbonáticas A: CARBONATOS NÃO LIGADOS ORGANICAMENTE DURANTE A DEPOSIÇÃO A1. CARBONATOS COM ARCABOUÇO SUPORTADO PELA MATRIZ Lamitos com < 10% de grãos (aloquímicos).................................... MUDSTONE Lamitos com > 10% de grãos (aloquímicos)................................... WACKESTONE A2. CARBONATOS COM ARCABOUÇO SUPORTADO POR GRÃOS (ALOQUÍMICOS) Contém lama carbonática ............................................................... PACKSTONE Não contém lama carbonática ........................................................ GRAINSTONE B: CARBONATOS CUJOS COMPONENTES FORAM ORGANICAMENTE LIGADOS DURANTE A DEPOSIÇÃO Agregados e incrustações rígidas formadas in situ ........................ BOUNDSTONE

Fonte: DUNHAM, 1962. Obs.: Nomes das rochas em letras maiúsculas.

Devido ao fato de aloquímicos se comportarem como detritos sedimentares, similares ao quartzo e feldspato, a maioria dos carbonatos tem alguma semelhança de textura com as rochas sedimentares terrígenas detríticas. Considerando isso, Folk (1962) adaptou os termos utilizados por Grabau (1904) para estruturar uma classificação granulométrica de grande utilidade prática, especialmente para a classificação de campo das rochas carbonáticas detríticas (Tabela 4.8). Abaixo, segue essa tabela simplificada, podendo-se

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considerar, por exemplo, os termos calcirrudito-dolorrudito, calcarenito-dolarenito e calcilutito-dololutito como calcários, e dolomitos com granulações equivalentes a cascalho, areia e silte, respectivamente. Tabela 4.8 - Calcários e dolomitos e suas analogias granulométricas com as rochas terrígenas DIÂMETRO (mm)

ROCHAS

64 a 2mm (ruditos)

Calcirrudito – Dolorrudito

2 a 0.062mm (arenitos)

Calcarenito – Dolarenito

0.062 a 0.002mm (pelitos)

Calcilutito – Dololutito

Fonte: FOLK, 1962.

Calcários compostos predominantemente por um tipo de materiais aloquímicos ou microorganismos podem ser classificados de acordo com a Tabela 4.9. Para os dolomitos, pode-se apenas substituir a denominação de calcário por dolomito (ex.: dolomito oncolítico etc.). Tabela 4.9 - Classificação dos carbonatos com base no tipo de seus componentes aloquímicos COMPONENTES DOMINANTES

NOMES DAS ROCHAS

Oólitos

Calcário oolítico

Pisólitos

Calcário pisolítico

Oncólitos

Calcário oncolítico

Microoncólitos

Calcário microoncolítico

Pelóides

Calcário micropeloidal

Conchas

Calcário conchilífero (*)

Fonte: Segundo HALLSWORTH; KNOX, 1999. (*) O termo calcário conchilífero pode ser aprofundado sabendo-se qual o fóssil constituinte, como, por exemplo “calcário constituído por fragmentos de moluscos”.

Rochas calcárias foram ainda denominadas ortoquímicas por Folk (1959), termo originário do grego ortho, verdadeiro, quando são formadas diretamente pela precipitação química na bacia deposicional. Ocorrem na forma de camadas ou preenchendo vazios em sedimentos ou rochas e registram ambientes de baixa energia. Exemplos são as lamas carbonáticas ou silicosas micríticas, onde o diâmetro das partículas é inferior a 0,050mm. Rochas carbonáticas podem ainda exibir cimento espático, formado por grandes cristais de calcita, a denominada calcita espática, que preenche espaços nas rochas; as dimensões dos cristais variam de 0,02 a 0,10mm. Normalmente, esses cristais exibem limites bem marcados entre si e linhas de clivagens bem delineadas. O termo ortoquímico é pouco utilizado, estando mesmo em desuso, pois encerra certa ambigüidade, uma vez que tais rochas podem ser formadas pela abrasão mecânica de fragmentos de aloquímicos, assim como pela liberação de espículas ou cerdas microscópicas de organismos diversos, entre outros.

PARTE 4

Calcários ortoquímicos “verdadeiros” podem, entretanto, ser comuns em lagos de ambientes desérticos, onde a variação sazonal da coluna de água em função do clima pode concentrar e fazer precipitar o carbonato de cálcio presente em solução. Normalmente, essas camadas ou lâminas carbonáticas são impuras e ocorrem intercaladas com lamitos siliciclásticos. Calcários ortoquímicos “verdadeiros” possuem textura cristalina e são classificados, por petrografia óptica, de acordo com as dimensões dos cristais e sua estruturação interna, como calcita ou dolomita microcristalina, calcário macrocristalino, calcita preenchendo poros em arenitos etc.

5.3 Sedimentos e rochas sedimentares químicas e orgânicas sem carbonato

São formados pelos mais diferentes processos, que variam desde os diagenéticos até aqueles relacionados com a preservação da matéria orgânica. Não são muito comuns no registro geológico sedimentar, mas ainda assim são importantes do ponto de vista econômico e pelo fato de sua deposição requerer condições especiais. Entre as variedades mencionadas adiante, estão algumas rochas fosfáticas, os evaporitos e sulfatos, rochas ferruginosas como os itabiritos, rochas silicosas e as rochas carbonáceas. Essa variedade implica na grande multiplicidade de textura, cores e composições mineralógicas e químicas.

5.3.1 Fosforitos São rochas com mais de 50% de minerais fosfáticos. Podem ser fosfatos de cálcio, alumínio e ferro, os quais formam as principais fontes de fósforo originadas durante a diagênese, pela incorporação de material fosfático de origem orgânica, depositado nos fundos marinhos ou, mais raramente, na superfície terrestre. Três tipos principais de fosforitos são conhecidos: (a) fosforitos bandados ou nodulares, que podem ocorrer em grande extensão geográfica, como no caso da Formação Fosfória (Permiano), em um depósito denominado Fairfield, localizado em Utah e Nevada (EUA); (b) concentrações localizadas de fosfatos ricos em fragmentos de ossos, compostos por apatita (fosfato de cálcio), cujo exemplo pode ser visto no depósito de fosforito com fragmentos de ossos da Formação Alhisa (Cretáceo Superior), na Jordânia; e (c) depósito de guano litificado, dando origem a foscretes (crostas endurecidas ricas em fosfato), formados pela acumulação de dejetos de aves com dieta rica em peixes, em clima seco, denominados guano, como ocorrem em algumas ilhas da África do Sul. Foscretes formam-se também pela precipitação de apatita secundária em perfís de alteração ou em poros de rochas siliciclásticas; nesse caso, sendo designada, por exemplo, como conglomerado siliciclástico cimentado por fosfato, ou, ainda, como conglomerado fosfático, arenito fosfático e assim por diante (Hallsworth; Knox, 1999). A classificação textural dessas rochas segue a dos carbonatos, podendo-se utilizar a classificação de Folk (1962), introduzindo-se o tamanho do grão seguido de um sufixo, tendo então um arenito-fosfático ou rudito-fosfático, por exemplo; ou ainda utilizar a classificação de Dunham (1962); nesse caso, os termos seriam wackestone-fosfático ou packstone-fosfático, por exemplo.

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5.3.2 Evaporitos (sais não carbonáticos) É outro importante grupo de sedimentos químicos, formados por cristalização inorgânica e por diagênese. Minerais se precipitam a partir de salmouras hiperconcentradas pela evaporação da água, notadamente em bacias marinhas restritas ou isoladas, com pouco aporte de água oceânica ou fluvial. Podem ser constituídos por sulfatos (gipsum, anidrita, barita, polihalita, kierserita e kainita), cloretos (halita, carnalita, silvita, silvinita) e boratos (borax, kernita, ulexita e colemanita), os quais podem ser vistos em detalhe em Hallsworth e Knox (1999). Depósitos litificados de evaporitos podem ser descritos como os carbonatos. Por exemplo, uma rocha sedimentar suportada por grãos, composta por fragmentos de gipso tamanho areia e com pouca matriz, pode ser descrita como gipso-grainstone ou como gipso-arenito; uma rocha sedimentar com as mesmas características anteriores, porém com a presença de matriz preenchendo os espaços, poderia ser denominada gipso-packstone.

5.3.3 Rochas ricas em ferro O ferro é um componente bastante comum nas rochas sedimentares, como lamitos, arenitos e calcários, que exibem, em média, 4% de óxido de ferro. Entretanto, quando esse percentual supera os 15% em volume da rocha, elas são genericamente denominadas de Formações Ferríferas ou Ironstones. Formações Ferríferas Bandadas (BIF’s) são rochas de origem química e, em geral, apresentam cherte em sua composição, exibindo estrutura bandada ou laminada, sendo típicas do Pré-Cambriano. Ocorrem em Hamersley, noroeste da Austrália, os mais extensos depósitos de BIF’s do mundo. Já as rochas ferríferas do Fanerozóico são aluminosas e não laminadas, com chamosita e siderita, denominadas ironstones (que vão constituir depósitos do tipo Minette, Clinton ou Salzgitter, dependendo de seu país de ocorrência). Existem ainda rochas ferríferas associadas a seqüências vulcano-sedimentares do Paleozóico denominadas do tipo Lahn-Dill. Usa-se a designação “tipo Lago Superior“ para as Formações Ferríferas Bandadas de associação sedimentar plataformal depositadas em grande volume e extensamente no período entre ~2.7 e 1.8 Ga. Depósitos ricos em ferro podem ainda apresentar estrutura granular e oolítica e são denominados Formações Ferríferas Granulares (GIF), sendo geralmente depositados próximos à costa. Formações ferríferas também têm expressão estratigráfica entre o Arqueano; as mais antigas, no cinturão de Isua, na Groenlândia têm idade de 3.8 Ga. Foram denominadas do tipo Algoma, dentro de seqüências volcano-sedimentares associadas a grauvacas e folhelhos e sem estruturas granulares.

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No Proterozóico Superior ocorrem ainda depósitos de ferro e manganês, também bandados, que se formam sob a influência de glaciares em clima temperado, conjugados com hidrotermalismo submarino, sendo denominados do tipo Rapitan. James (1954) procurou estabelecer uma relação faciológica com as variedades mineralógicas (presença de óxidos, silicatos, carbonatos e sulfetos de ferro), mas cuja validade é questionável. Uma variedade de nomes permeia a literatura internacional, tais como: jaspilito, usado para BIF’s com níveis de jaspe; itabiritos (termo usado no Brasil em função dos depósitos de BIF’s metamorfizadas que ocorrem em Itabira, MG); taconitos, para BIF’s ricas em magnetita na região do Lago Superior, norte dos EUA; além dos termos hematita-quartzito e magnetita-quartzito da literatura russa e ucraniana. Beutes (1983) procurou estabelecer uma nomenclatura baseada naquela utilizada para rochas carbonáticas, utilizando características texturais, estruturais e mineralógicas em função das proporções relativas em componentes aloquímicos, matriz (Fe-micrito) e cimento (cherte). Esta classificação tem, entretanto, uso restrito à bacia de TransvaalGriqualand na África do Sul. Maynard (1991) sumarizou alguns dos principais tipos de ocorrências de formações ferríferas, enfatizando suas relações ambientais com o sistema atmosfera-oceano.

5.3.4 Rochas silicosas não clásticas Formam um importante grupo das rochas químicas, caracterizadas pelos altos percentuais de sílica, normalmente constituídas por sílica microcristalina na forma de quartzo e calcedônia fibrosa. São classificadas de acordo com suas porosidades (conforme Hallsworth; Knox, 1999) em: a) Sílica hidratada, dando origem a opala em sedimentos recentes e vasas biogênicas (argilas), com altas porosidades (50-90%) e compostas por carapaças de radiolários e diatomáceas, em ambiente marinho, formando camadas de cherte. b) As denominadas porcelanitos (porcellanites), com superfícies brilhantes e fratura conchoidal, apresentando porosidade média a baixa (15-30%), com subdivisões que podem ser determinadas apenas por difractometria de raios-X. c) Depósitos densos e maciços, com porosidade inferior a 10%, englobados sob a designação de cherte; subdividem-se em: • cherte opalino, na forma de opala, com núcleos de cristobalita e tridimita; • cherte quartzoso, com mais de 88-98% de quartzo. Outras designações utilizadas para nomear chertes são: • silexito – em geral de cor clara, apresentando-se normalmente em camadas ou bandas; • flinte (flint) – uma variedade nodular de cherte de cor cinza/negra, relativamente comum em calcários, ocorrendo como camadas ou na forma de nódulos irregularmente arredondados e com baixa esfericidade;

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• calcedônia – uma variedade fibrosa, radial, que comumente preenche a porosidade em arenitos, também denominada de calcedônia zebrada (zebraic chalcedony) pelo fato de seus cristais alongados apresentarem, ao microscópio óptico, um padrão em bandas alternadas claras e escuras ao longo das fibras radiais; • ágata – apresenta-se na forma de quartzo criptocristalino, translúcido, sendo uma variedade de calcedônia; • jaspe – formado por sílica avermelhada, colorida por hematita.

Rochas sedimentares silicosas de origem secundária, formadas por processos diagenéticos podem ser descritas como silcretes.

5.3.5 Sedimentos e rochas sedimentares ricas em matéria orgânica São aquelas rochas cujo conteúdo orgânico é facilmente observável na litologia. Genericamente, são denominados carvões, os quais se dividem em duas séries distintas: Série Húmica: são as rochas caracterizadas pela abundância de resíduos (cinzas) após a combustão. Os principais tipos são: a turfa (peat), material inconsolidado, formado pela acumulação de matéria orgânica em pântanos, os quais evoluem, com o aumento da P e T, para linhito, que mostra bandamento e brilho terroso e evolui para o carvão (coal), o qual é litificado e representa os estágios finais da evolução da turfa. O estágio mais evoluído é o representado pelo antracito, um material escuro, com brilho semimetálico, fratura conchoidal, o qual, junto com o carvão betuminoso, mostra o maior poder energético da série (Tabela 4.10). Estima-se que seja necessária uma acumulação de 50m de turfa para a formação de 5m de carvão betuminoso. O peso da carga sedimentar comanda a compactação da turfa, enriquecendo o material em carbono e expulsando a água e os voláteis. As ocorrências desses combustíveis fósseis são restritas, mas constituem grande importância econômica. Tabela 4.10 - Estágios evolutivos da turfa ao antracito e seus valores em C, voláteis e poder calorífico Conteúdo em carbono (%) do material seco, sem cinzas

Conteúdo em voláteis (%)

Poder calorífico Calorias/grama

Estágios evolutivos da Série Húmica do Carvão

< 60

> 63

4000

turfa (inconsolidada)

60-75

46-63

5000

linhito

75-90

14-46

8100

hulha ou carvão betuminoso

> 90

< 14

8000

antracito

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Série Sapropélica: as rochas se desenvolvem a partir do sapropel, que são lamas orgânicas ricas em pólens, esporos e algas, os quais se encontram normalmente muito bem preservados. Quando litificados mostram uma textura homogênea e fratura conchoidal. A evolução dessa série também se baseia no grau de litificação e no conteúdo em carbono e tem importância econômica restrita. Seus representantes são os linhitos e carvões sapropélicos, estes últimos subdivididos em cannel-coal e boghead-coal, baseados nas proporções relativas de esporos, pólens e algas. Aspectos gerais das principais ocorrências, evolução e relações ambientais de depósitos carbonosos podem ser vistos em Skinner (1985) e Darmstadter et al. (1983). Schultz (1991) enfatiza seus aspectos econômicos.

6. Transporte e Sedimentação Conforme visto anteriormente, para se formar uma rocha sedimentar, os detritos e as substâncias em solução devem ser removidos por algum dos vários tipos de agentes de erosão e transporte existentes e depositados em uma bacia sedimentar. No transporte, partículas clásticas são submetidas a fluxos com características físicas distintas e irão formar depósitos geneticamente relacionados com o tipo de transporte envolvido. Por exemplo, seixos transportados por uma corrente fluvial e rolando no fundo do rio tendem a assumirem formas esféricas ou elípticas, dependendo de suas propriedades físicas internas. Assim, pelo atrito, arestas e cantos são desgastados, resultando em clastos com graus elevados de arredondamento (Figuras 4.2 e 4.3). Já partículas com dimensões de silte, nesse mesmo rio, tendem a ser transportadas em suspensão, devido à sua pequena massa, e mantêm suas formas originais angulosas ao se depositarem em um ambiente com menor energia hidráulica.

6.1 Tipos de fluxos: turbulento e laminar O transporte e a deposição de sedimentos são governados por leis físicas e o comportamento de sólidos granulares em líquidos tem sido estudado por vários autores, como, por exemplo, Allen (1970). Quando a velocidade do fluxo alcança valores suficientemente altos para iniciar o movimento de um determinado grão, o modo com que esse grão inicia seu movimento pode variar. Ele pode, então, ser incorporado aos fluxos turbulento ou laminar. Fluxos turbulentos são complexos, porque o movimento do fluido é aleatório e as linhas de fluxo são heterogêneas, mudando constantemente de direção, transferindo massa para cima, para os lados ou para baixo dentro do fluxo (Figura 4.14). A velocidade desses fluxos pode ser alta e varia em curtos intervalos de tempo. São comuns em ambientes eólico e fluvial, além de marinho, incluindo aqueles dominados por marés. Sedimentos transportados por fluxo turbulento podem mostrar uma variada gama de estruturas sedimentares, como as estratificações e laminações planar-paralelas e cruzadas, dentre outras.

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Fluxos laminares são fluxos formados por misturas de água e sedimentos diversos como areia, silte e argila, podendo formar meios com altas densidades e viscosidades, com propriedades de sustentar fragmentos de grandes dimensões, devido à existência de pressões internas no fluxo. Formam depósitos maciços ou gradacionais, com ausência de estratificação. São raros em fluxos aquosos, ocorrendo mais comumente no transporte glacial, em corridas de lamas saturadas por água e em fluxos de detritos (debrisflows), ou na forma de correntes de turbidez em ambiente marinho. Raramente se formam no ambiente atmosférico, podendo, entretanto, ocorrer em ambientes de vulcanismo piroclástico onde formam fluxos subaéreos e superaquecidos com altas viscosidades e densidades (nuées ardentes). (Ver Parte 3; Fischer, 1961; Cas; Wrigth, 1995). As velocidades envolvidas em fluxos laminares são normalmente baixas e o fluxo move-se em lâminas paralelas entre si, em trajetórias aproximadamente retilíneas (Figura 4.14). A dinâmica do comportamento físico dos fluidos foi estabelecida pelas experiências de Reynolds em 1883 (cf. Sundborg, 1956). As principais propriedades desses fluxos em movimento dependem de suas viscosidades e densidades que, por sua vez, são altamente dependentes da composição dos fluxos. A água é 50 vezes mais viscosa e 2000 vezes mais densa que o ar (Fritz; Moore, 1988), diferenças que afetam o modo de transporte de sedimentos nesses meios.

Figura 4.14 - Tipos de fluidos segundo suas linhas de fluxos. Fonte: Modificado de FRITZ; MOORE, 1988.

6.2 Tipos de transporte de grãos: suspensão, saltação e tração A relação entre o sedimento estudado com o tipo de fluxo envolvido em seu transporte, seja ele líquido ou gasoso, envolve o conhecimento da velocidade do fluxo, que atinge certo valor para iniciar o transporte de uma partícula, sendo que o modo com que o sedimento se move pode variar. Três tipos de transportes são conhecidos. Um pequeno grão de silte, devido à sua pequena massa, pode ser arrancado do fundo de um canal fluvial – como mencionado anteriormente – ou de um pavimento de deflação eólico e ser

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imediatamente incorporado ao fluxo turbulento, onde a turbulência do fluxo o impede de retornar ao fundo, sendo, então, transportado por suspensão (Figura 4.15). Por sofrer atrito insignificante (pequeno atrito existe devido aos choques nas ultrapassagens dos grãos durante o transporte), exibe sempre formas angulosas. Um grão de maior massa, por exemplo, com dimensão de areia média, pode mostrar um comportamento diferente. A velocidade de um fluxo turbulento pode eventualmente superar a sua inércia e incorporá-lo ao fluxo, porém, ele logo retorna ao fundo do canal ou à superfície de um pavimento eólico segundo trajetórias contínuas em forma de arco. Esse movimento é denominado saltação e o grão torna-se bem arredondado devido ao choque com os demais grãos (Figuras 4.15, 4.17 A, B e C). Clastos maiores apresentam comportamento distinto das modalidades anteriormente mencionadas, devido a suas massas e dimensões. Eles não são elevados do fundo do canal para a corrente; os achatados deslizam e os mais esféricos rolam no fundo do canal, em transporte por tração (Figura 4.15).

Figura 4.15 - Diagrama para diferentes tipos de transporte de sedimentos. Fonte: Modificado de FRITZ; MOORE (1988).

O diagrama mostrado na Figura 4.16 nos permite acompanhar a história do movimento de um grão de areia média em um fluxo fluvial. O diagrama mostra diferentes regiões representando “campos de velocidade”, onde os grãos são erodidos, transportados e depositados, confrontados com a velocidade de um fluxo unidirecional e com o tamanho das partículas. Segundo o diagrama, um grão permanece inerte em uma região do canal com velocidade quase nula de corrente, situação encontrada em (a). Se a velocidade do fluxo aumenta lentamente, o grão inicia seu movimento, representado pela interseção da linha vertical

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com a curva de início de seu movimento (ae), que está relacionada com a velocidade do fluxo (Vae). O grão movimenta-se, então, por saltação. Se a velocidade do fluxo aumenta, o grão é transportado por suspensão, representado pelo ponto (as) e velocidade (Vas). Por outro lado, se a velocidade do fluxo diminui, aquele mesmo grão inicia seu movimento de deposição (ad) marcado sobre a curva de velocidade de deposição. O espaço entre as curvas de início de movimento (ponto ae) e a de início de deposição (ad) é um intervalo que representa a “energia” necessária para iniciar o movimento de um grão em repouso. Para partículas com dimensões acima de silte fino, quanto maior a partícula maior a sua resistência ao transporte, sendo que a velocidade requerida para iniciar o movimento é diretamente proporcional ao tamanho da partícula. Comportamento diverso ocorre com sedimentos mais finos. Na Figura 4.16, a curva de início de movimento está acima do campo da argila e silte fino. Ela mostra que é necessária uma velocidade maior do fluxo, para retirar a argila da inércia, do que para retirar o silte médio a grosso. Tal fato é devido às propriedades coesivas (força de Van der Walls) apresentadas pelos argilominerais.

Figura 4.16 - Campos de suspensão transporte e sedimentação. Fonte: Segundo RUBEY (1933) e HJULSTRÖM (1935). In: FRITZ; MOORE, 1988 (modificado).

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Imagens de partículas transportadas pelo vento em ambiente eólico são mostradas nas Figuras 4.17A, B e C, onde se pode ver claramente que tanto as formas individuais quanto a textura do arenito dependem essencialmente das dimensões e massas dos grãos, frente ao fluxo eólico.

Figura 4.17A - Amostra de mão de arenito eólico, cortada e polida, mostrando intercalações de lâminas claras com grãos médios a finos de quartzo e feldspato, com outras delgadas contendo silte anguloso com magnetita, cuja alteração coloriu as lâminas de vermelho. Escala de barra = 2,5mm). Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba. (Foto do Autor).

Figura 4.17B - Fotomicrografia (LPP) do arenito eólico figurado em 4.17A, mostrando sua típica bimodalidade segundo lâminas compostas por grãos de quartzo médio a fino, bem arredondados, transportados por saltação, intercalados com outras de silte anguloso, transportados por suspensão. (Foto do Autor).

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Figura 4.17C - Detalhe de um grão de quartzo médio da rocha mostrada na Figura 4.17B, visto ao microscópio eletrônico de varredura (MEV). Notar sua superfície opaca resultante da deposição de sílica coloidal, transportada por soluções em ambiente desértico. Os dois pontos pretos presentes na parte centro-direita do grão são cristais de afrisita. Foto realizada na Petrobras/ Cenpes, em amostra coletada pelo autor. (Vide SGARBI, 1991).

As imagens mostradas nas Figuras 4.17A, B e C são originárias de arenito eólico do paleodeserto Areado (Cretáceo Inferior), que ocorre no oeste mineiro (Sgarbi, 1991; e Sgarbi; Ladeira, 1995). Um abrangente estudo sobre esse ambiente é retratado por McKee (1979). Aspectos da sedimentação eólica também podem ser vistos em Allen (1970); Moraes; Raja-Gabaglia (1986); e Walker; James (1992), dentre outros. Aspectos relacionados às várias modalidades de transporte de grãos e os fluxos a eles relacionados são mostrados em Sneed; Folk (1958), Lowe (1976), Hampton (1979), Pettijohn et al. (1987) e Fritz; Moore (1988).

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7. Bacias e Ambientes Sedimentares Sedimentos são, conforme visto, materiais transportados, derivados de rochas preexistentes expostas ao intemperismo e subseqüente erosão e deposição. Seus componentes detríticos são removidos pelos vários agentes de transporte e depositados em uma depressão, sendo o processo ditado fundamentalmente pela gravidade. Materiais em solução também participam do processo. A grande maioria dos materiais removidos das áreas continentais tendem a buscar o nível de base global, representado pelo nível médio dos oceanos e, dessa maneira, são transportados para essas grandes bacias e ali se depositam. Sabe-se que os mais eficientes meios de transporte de sedimentos são os rios e as geleiras, os quais removem, anualmente, bilhões de toneladas de materiais dos continentes para os oceanos. Sedimentos podem também alcançar um lago, um pavimento eólico ou um rio, que são também bacias receptoras, situadas nos próprios continentes. Uma vez depositados, como os anteriormente citados, entram no ciclo sedimentar mostrado no item 4: “Intemperismo, diagênese e cores de sedimentos”.

7.1 Bacias sedimentares Bacias sedimentares são depressões extensas (> 10.000km2) que ocorrem na superfície da Terra, podendo ser referidas como qualquer feição geográfica exibindo subsidência – rebaixamento lento do fundo de uma bacia sedimentar – concomitante ao aporte de sedimentos que prenchem a depressão. A subsidência é parcialmente induzida pelo peso dos sedimentos, sendo, contudo, comandada mais intensamente por mecanismos tectônicos, como abatimento de blocos crustais em escala regional. Um exemplo clássico desses processos ocorreu no Paleozóico, formando a Bacia Apalaches (EUA), onde um contínuo histórico de subsidência de uma depressão linear, ao longo de um tempo geológico considerável, permitiu a acumulação de milhares de metros de sedimentos de águas rasas, os quais sofreram, posteriormente, tectonismo e soerguimento (Dana, 1873a, 1873b). Segundo Press et al. (2006), as bacias sedimentares estão intimamente relacionadas com a posição que ocupam na placa tectônica. Por exemplo, depósitos aluviais espessos ocorrem ao longo de vales em riftes nos continentes, e o ambiente de fossa submarina, onde ocorrem sedimentos marinhos associados à sedimentação continental, é encontrado em zonas de subsidências, formadas pela colisão fundo oceânico-margem continental. As bacias sedimentares cobrem grande parte da superfície do planeta, atuando como uma fina camada, perfazendo, em área, cerca de 75% dos continentes. Em termos clássicos, bacias vistas em planta são arredondadas ou elípticas e seu fundo é côncavo para cima; os estratos mergulham e se espessam em direção ao seu centro (depocentro). Exceções são várias, como por exemplo os sítios de deposição fluvial e glacial, com geometrias alongadas, e a eólica, com geometria extremamente variada. De acordo com Press et al. (2006) e à luz da tectônica de placas, são conhecidos três tipos clássicos de formação de bacias sedimentares, descritos resumidamente a seguir.

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7.1.1 Bacias riftes e bacias de subsidência térmica Bacias riftes são depressões alongadas em processo de subsidência, que evoluem para sistemas de fraturas, os quais são controlados pelas forças de separação das placas envolvidas, em ambiente de tectônica divergente. O processo envolve deformação, adelgaçamento e aquecimento da porção da litosfera sotoposta. Uma fenda linear, alongada e estreita, conhecida como vale em rifte começa a se desenvolver com o afundamento de grandes blocos crustais. A redução da pressão pode promover a ascensão de magma basáltico originário do manto, que preenche os espaços criados e extravasa na superfície. Os litotipos representativos das bacias riftes são rochas ígneas intrusivas e extrusivas, além de sedimentos continentais lacustres, fluviais e eólicos. Exemplos atuais de bacias riftes são o vale em rifte da África Oriental, o vale do Jordão no Oriente Médio e o vale do Rio Grande (EUA). Outro exemplo é a Bacia Range, nas rochosas americanas em Nevada, que mostra conjuntos de blocos rebaixados (grabens) e elevados (horsts) por processos de falhamentos. Com a expansão do assoalho oceânico e a efetiva separação entre as placas, a subsidência passa a ser controlada pelo resfriamento da litosfera, que foi adelgaçada e aquecida durante os estágios iniciais do processo. Assim, o resfriamento leva ao aumento da densidade da litosfera, que promove sua subsidência e a formação de bacias de subsidência térmica, ao longo da costa. A sedimentação é suprida pelas margens continentais adjacentes. Com a evolução do rifte para a formação de um oceano pleno, o mesmo pode ser preenchido por sedimentação marinha na forma de evaporitos, carbonatos e sedimentos siliciclásticos. Exemplos dessas bacias são as formadas durante a fragmentação das placas continentais que originaram os oceanos Atlântico Sul e Norte, a partir de 200 Ma atrás.

7.1.2 Bacias flexurais Esse tipo de bacia se desenvolve em ambiente de tectônica convergente, onde uma placa menos densa cavalga outra mais densa. Se uma carga é posicionada na parte superior da litosfera, ela tende a se flexionar como um corpo elástico. O modo como ela se deforma depende das características físicas da litosfera local, função do regime termal atuante na região. O peso da placa cavalgante promove, na placa cavalgada, uma flexão que pode resultar na formação de uma bacia sedimentar. Um exemplo clássico e atual de uma bacia flexural é a bacia do Indo-Ganges, uma depressão em subsidência formada ao sul da Índia, originada como resposta a uma flexura côncava da Placa da Índia, quando a mesma se enverga, ao colidir e ser empurrada sob a Placa da Eurásia. Também a Bacia do Pó (Itália) e os Pirineus (Espanha) são resultantes da obducção de uma placa sobre outra.

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7.1.3 Bacias associadas com estabilidade crustal

Bacias intracratônicas Representam o tipo clássico das bacias sedimentares. São formadas no interior dos continentes, embora possam apresentar conexões freqüentes com o oceano, conforme nos mostram intercalações de carbonatos marinhos e evaporitos com sedimentos siliciclásticos continentais. Exemplos incluem as bacias formadas ao longo da calha do rio Amazonas, a Bacia do Parnaíba e a Bacia do Paraná, todas elas originadas no Paleozóico e que são, grosso modo, margeadas por núcleos continentais estáveis e antigos (crátons). Outros exemplos notáveis são as bacias de Illinois, Michigan e Williston, na América do Norte. Ainda nesse continente, as bacias da Baía de Hudson e a do Mar Báltico, posicionadas sobre os escudos escandinavo e canadense, respectivamente, são exemplos atuais de bacias intracratônicas. Na maior parte, tais bacias desenvolveram-se sobre substratos formados por rochas metamórficas pré-cambrianas.

Bacias epicratônicas São aquelas bacias que se formam nas bordas das placas continentais. Por definição, possuem embainhamentos que as ligam com a bacia oceânica adjacente. Exemplos são a Bacia do Níger e a do delta do Mississippi (Golfo do México), onde grandes quantidades de sedimentos trazidos das áreas continentais adjacentes têm se acumulado ao longo do tempo. No caso do Golfo do México, parte considerável da costa marinha americana ali localizada é representada por sedimentos deltáicos que se incorporaram ao continente.

7.2 Ambientes sedimentares Cada bacia receptora de sedimentos possui um conjunto de características individuais que forma o que se denomina ambiente sedimentar. Eles são agrupados por sua localização na crosta, como por exemplo nos continentes (rios, lagos, desertos intracratônicos), nos litorais (lagunas, planícies de marés, deltas) ou oceânicos (plataformas continentais, marinho raso e profundo). Os mais significativos processos geológicos que influenciam os ambientes sedimentares são a água, o vento e o gelo, que transportam e depositam sedimentos. As condições ambientais presentes são extremamente variáveis, tais como: •

Relevo: planícies costeiras, plataformas e taludes continentais, depressões intracratônicas, montanhas, oceano profundo etc.;

•

Atividade biológica: atuação de microorganismos em regiões pantanosas, produtividade orgânica em oceanos e mares etc.;

•

Clima: árido com atuação do vento, glacial com degelo (clima temperado a subpolar) etc.;

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•

Tipo da água: salobra em pântanos e lagunas, anóxida e/ou salina em pântanos, lagos e mares, doce em lagos e rios etc.

De acordo com Selley (1985), ambiente sedimentar é uma parte da superfície da crosta terrestre que apresenta características específicas e próprias, em termos físicos, químicos e biológicos, como ocorrem nos desertos, rios, geleiras, deltas etc. Essas características incluem a geologia, a flora e fauna e o clima; sendo subaquático, o ambiente deve ter parâmetros próprios de profundidade, salinidade, sistemas de correntes etc. Em um ambiente sedimentar podem ocorrer sedimentação, não deposição e erosão. Em termos gerais, ambientes subaéreos são predominantemente erosionais, enquanto aqueles subaquáticos são deposicionais. Ambiente sem deposição representa uma situação de equilíbrio, onde o nível de base permite o equilíbrio entre a erosão e deposição, podendo ser tanto marinhos como continentais. O ambiente deposicional proporciona a preservação do registro geológico observado em afloramentos. O conceito de fácies sedimentar refere-se ao conjunto de características específicas de um agrupamento de rochas sedimentares, em termos de sua litologia, geometria, estruturas sedimentares, modelos de paleocorrentes e conteúdo fossilífero. Ao se classificar um ambiente deve-se ter em mente que, muitas vezes, essa classificação requer cuidados especiais, devido à ocorrência de mesmos ambientes em meios fisiográficos distintos. Por exemplo, o ambiente eólico pode ocorrer tanto em desertos quanto em planícies costeiras marinhas, ou em ilhas fluviais ou marinhas; deltas podem formar-se em lagos, em oceanos e em mares; e recifes ocorrem tanto em águas doces quanto em salinas. Os ambientes sedimentares podem ainda se dividir em subambientes distintos. Por exemplo, o ambiente eólico pode apresentar depósitos arenosos (erg), formando subambientes de dunas e interdunas e acumulações de cascalho (wadi), transportados por fluxos do tipo enxurradas esporádicas e torrenciais, típicas desse ambiente. Podem ocorrer ainda depósitos de lagos efêmeros com altas taxas de evaporação (playa lake), além de pavimentos pedregosos e angulosos (reg), geralmente ocorrendo no sopé de áreas montanhosas e expostos à ação do vento, onde se formam seixos e calhaus, localmente facetados pela ação abrasiva do vento transportando areia, denominados ventifactos. Finalmente, regiões montanhosas (hammada), geralmente periféricas ao deserto pedregoso e arenoso, também fazem parte desse ambiente. Todos esses subambientes formam, em seu conjunto, o complexo ambiente desértico. Os ambientes fluvial, lacustrino, glacial e outros, também apresentam variações em sua sedimentação, formando subambientes que mostram fácies distintas, as quais devem ser corretamente interpretadas para sua integração ao grande ambiente principal. O ambiente sedimentar é a condição específica de depósito de uma rocha sedimentar específica e é único em termos de características físicas, químicas e biológicas. As características físicas de um ambiente sedimentar incluem profundidade da água e a velocidade e constância da corrente. Entre as características químicas de um ambiente temos: a salinidade (proporção de sais dissolvidos), potencial hidrogeniônico (pH), potencial de

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oxidação (Eh), pressão e temperatura. As características biológicas são principalmente o conjunto da fauna e flora que habitam o ambiente. Essas condições, combinadas à natureza dos agentes de transporte e à área fonte de sedimentos, determinam a maior parte das propriedades dos sedimentos depositados no ambiente. Existem numerosas maneiras de classificar os ambientes de deposição, mas as correntes mais modernas utilizam uma abordagem geomorfológica. Isto é, um ambiente é definido em termos de uma unidade geomórfica distinta, cujos exemplos modernos são prontamente visíveis para fins de comparação – por exemplo, um lago, o delta de um rio, dunas em ambientes desérticos etc. Os ambientes mostrados na Tabela 4.11 são agrupados em três grandes ambientes em escala global: (1) ambientes não marinhos tais como os lacustres e aluviais; (2) ambientes transicionais, que são uma mistura de ambientes marinhos e não-marinhos tais como as praias e áreas acima daquelas atingidas pelas marés; e (3) ambientes marinhos, que incluem ambientes próximos à costa, área litorânea rasa, zona litorânea profunda, assim como ambientes de águas profundas. Cada ambiente é associado com um conjunto de critérios, resumidamente descritos, que constituem suas características distintivas principais, tais como: (a) ambientes de deposição, (b) características ambientais, (c) organismos, (d) sedimentos, (e) estruturas sedimentares e (f) rochas sedimentares.

Tabela 4.11 - Ambientes deposicionais e suas divisões maiores: não marinhos, transicionais e marinhos AMBIENTES SEDIMENTARES

CARACTERÍSTICAS AMBIENTAIS

ORGANISMOS

SEDIMENTOS

ROCHAS SEDIMENTARES

Canal Fluvial

Correntes variáveis, com Plantas e animais de energia variando de alta a água doce baixa. Transporte por suspensão além de saltação e rolamento nos leitos dos canais

Planície de Inundação

Baixa energia, exposição subaérea periódica – processos pedogenéticos e formação de solos, transporte por suspensão

Delta Lacustre

Baixa energia, predominam Organismos de água depósitos por suspensão e doce tração subordinadamente

Areias e lamas bem selecionadas com estrutura sigmoidal

Acamamento planarArenitos finos e lamitos paralelo, estratificação e laminações cruzadas, marcas de ondas, fósseis abundantes e bioturbação. Laminações cavalgantes, deformação sinsedimentar

Glacial

Clima frio a temperado com Pouca atividade águas de degelo. Transorgânica porte por água de fusão do gelo e por suspensão em lagos periglaciais

Areia, lama, cascalho (morenas, till glacial), seixos pingados e blocos erráticos

Laminação planar-para- Tilito (diamictito), varvito lela em lagos perigla(lamito), arenitos ciais, maciça em outros depósitos

Material orgânico (plantas e organismos de água doce) em depósitos lamosos

Cascalho, areia e lama, com variáveis graus de arredondamento e seleção, lama em menor proporção. Formam depósitos tabulares

ESTRUTURAS SEDIMENTARES

Estratificação cruzada, e Conglomerado, arenito, gradacional, marcas de Lamito corrente, imbricamento e estruturas de barreira de clastos.

Lama e areias finas bem Acamamento planar-pa- Lamito e arenito selecionadas ralelo, laminação cavalgante, marcas de ondas, gretas de contração e fósseis, bioturbação

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AMBIENTES SEDIMENTARES


ORGANISMOS

SEDIMENTOS


ROCHAS SEDIMENTARES Brechas e arcósios

Leques Aluviais Inundações periódicas, flu- Plantas de água doce xos laminares de detritos, alta energia

Cascalhos e areias mal selecionados e angulosos a sub-angulosos, imaturos

Estrutura maciça ou multiacanalada, fragmentos fósseis de plantas e animais.

Dunas em Ambiente Desértico

Correntes eólicas variáveis, ambiente seco e oxidante. Transporte por suspensão, saltação e rolamento

Areias bem selecionadas e bem arredondadas, texturalmente maturas

Estratificações cruzadas Arenito e conglomede grande porte, marcas rados subordinados, onduladas, traços de presença de ventifactos fósseis

Playa Lakes

Baixa energia, alto grau Pequenos insetos, de evaporação, ambiente répteis e plantas seco e com inundações periódicas. Transporte por suspensão

Evaporitos, lama

Gretas de contração Evaporitos e lamitos ou de ressecamento, marcas de ondas, traços de fósseis

Lagos

Correntes lacustres e Organismos e precipitaondas, clima árido a úmido. dos orgânicos Baixa energia, sedimentos de águas rasas. Transporte por tração e suspensão

Lama, areias e sedimentos carbonáticos, além de outras precipitações salinas em climas áridos

Acamamento planarparalelo, marcas de ondas, acamamento gradacional, fósseis abundantes

Cavernas Cársticas

Colapso de paredes e tetos Plantas e animais de gruta, dissolução e adaptados à escuridão precipitação de carbonato incluindo líquens de cálcio

Fragmentos detríticos Travertinos, brechas, Travertino, plant tuffa, variados de calcário, estalactites, estalagmi- pérolas de caverna, espeleotemas diversos tes, colunas dissolução por líquens, crostas aragoníticas e calcretes

Impacto Extraterrestre

Cratera de impacto, domo anelar, metamorfismo de choque, soerguimento das bordas, magmatismo induzido pelo choque, verticalização de rochas sedimentares, vaporização de rochas (carbonáticas)

Cascalhos angulosos e mal selecionados, espalhamento caótico de mega-blocos

Não formam estruturas, mas depressão que pode ser preenchida por sedimentos

Glacial

Gelo, clima frio, exposição Plantas de água doce, do embasamento restritas,

Sedimentos com clastos futuando em matriz fina (cascalhos e arenitos predominantes, com ritmitos associados)

Ritmitos, estrutura Tilito, Varvito, arenitos maciça com clastos mal selecionados estriados, angulosos e mal classificados, embasamento estriado, blocos errantes

Pouca atividade orgânica, com insetos e répteis e poucas plantas. Bactérias que concentram Mn e Fe em superfícies rochosas (verniz de deserto)

Lamito, arenito, calcário calcrete

Brechas polimícticas silicificadas, cristalização subaérea de hematita globular e sílica, depósitos de blocos ejetados, tectitos e suevitos, precipitação de irídum.

PARTE 4



Marinho Costeiro

Ondas de baixa e alta energia, zona de arrebentação (surf), correntes de marés, depósitos praiais eólicos. Transporte por tração e saltação.

Marinhos e não marinhos, com pouca atividade orgânica

Planície de Marés

Zona entre a maré alta e a baixa, existência de correntes bidirecionais variando em 1800, altas taxas de evaporação. Transporte por tração e suspensão. Clima árido a úmido

Marinhos e não marinhos diretamente associados aos sedimentos

Laguna

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ROCHAS SEDIMENTARES

Cascalho, areia, maturos, bem selecionados e bem arredondados

Marcas de ondas e de organismos, estratificações cruzadas e planarparalelas, fósseis abundantes

Conglomerado, arenito, coquina

Areia fina e lama, carbonatos.

Estratificação cruzada bidirecional (herringbone), Vazios formados por expansão de gases e bioturação (birds eye). Estruturas flaser, ondulada e lenticular

Arenitos finos imaturos, lamitos, calcários e evaporitos

Ambiente de baixa energia, Organismos marinhos marés. Transporte e não marinhos predominantemente por suspensão

Lama, sedimentos sapropélicos (algais), turfa, evaporitos

Acamamento planarparalelo, marcas de ondas, fósseis abundantes

Lamitos verdes e escuros, não vermelhos

Delta Marinho

Energia variável, cordões litorâneos, corpos sigmoidais, fácies de planície deltáica, frente deltáica e pró-delta. Transporte por tração e suspensão

Organismos e plantas marinhos e não marinhos, soterramento de detritos vegetais

Lama, areias, cascalho

Estratificações e laminações cruzadas, estrutura gradacional, laminações cavalgantes, fluidização, deformação por recalque diferencial, corpos sigmoidais

Lamitos, arenitos, conglomerados

Marinho Raso (Clástico)

Ondas de baixa e alta energia, marés, correntes oceânicas fortes, tempestitos. Transporte por tração e suspensão

Organismos marinhos

Areia, lama, sedimentos carbonáticos, bem selecionados e bem arredondados

Acamamento planar-paralelo, cruzado, marcas de ondas, fósseis marinhos abundantes, estratificação cruzada hummocky (HCS).

Conglomerados, arenito, lamitos, e seus correspondentes carbonáticos.

Marinho Raso

Águas tépidas fora da influência da deposição de clásticos transportados por rios, margens de ilhas tropicais, bancos (Bahamas). Deposição autóctone.

Organismos com Areia e lama conchas carbonáticas, estromatólitos, tapetes algais, oncólitos, tufos algálicos e raros evaporitos

Estratificação maciça ou planar-paralela, estratificação cruzada hummocky (HCS).

Calcarenitos e calcilutitos.

Ondas e marés

Deposição de restos orgânicos, depósitos formados por secreção de carbonato por corais e outros organismos, estromatólitos, tapetes e tufos algálicos

Laminação planar-paralela, estratificações cruzadas (inclusive hummocky - HCS)

Brechas recifais, calcários aloquímicos, (calcirruditos, calcarenitos e calcilutitos)

(praia)

Não Recifal (Carbonático)

Plataforma Continental

ORGANISMOS

SEDIMENTOS

Areia e lama siliciclásticas e carbonáticas, fragmentos de exoesqueletos carbonáticos (aloquímicos)

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Recifes

Marinho Profundo


ROCHAS SEDIMENTARES

Cascalho, areia, lama e carbonatos, com variados graus de selecionamento

Fósseis marinhos abundantes

Calcirruditos (brechas recifais), calcarenitos e calcilutitos

Deposição de restos orgânicos, lama carbonáticas e vazas silicosas, depósitos clásticos transportados por correntes de turbidez

Estratificação gradacional, planarparalela e maciça, estrutura em chama, marcas de ondas. Microfóseis marinhos abundantes

Turbiditos, lamito, calcário e chertes bandados, argilas silicosas, nódulos polimetálicos

ORGANISMOS

SEDIMENTOS

Ondas com alta e baixa energia, fortes correntes oceânicas, vento

Organismos marinhos

Correntes oceânicas com energia variáveis. Depósitos por suspensão e tração tais como correntes de turbidez

Plantas e animais marinhos anômalos, carapaças de microfósseis

Obs.: São mostrados alguns subambientes associados, cada qual com algumas de suas características gerais.

Alem de Selley (1985), ambientes sedimentares e facies são reportados por Reineck; Singh (1980) e Walker; James (1992). Ambientes marinhos de sedimentação carbonática são mostrados em Scholle et al. (1983) e os processos e produtos relacionados com rochas carbonáticas, desenvolvidos nos continentes (ambiente cárstico), podem ser vistos em Waltham (1976) e Esteban; Klappa (1983).

8. Rochas e Estruturas Sedimentares Estruturas sedimentares são as características mais visíveis das rochas sedimentares, as quais muitas vezes podem ser vistas em três dimensões. Neste livro, elas são subdivididas em quatro categorias, com base na natureza de seus processos genéticos: Estruturas Físicas, Biológicas, Químicas e Miscelânea. Estruturas Físicas são, aqui, subdivididas em: pré-deposicionais, sin-deposicionais e pós-deposicionais: •

estruturas pré-deposicionais são formadas em tempo anterior à sedimentação e são de caráter predominantemente erosivo, como as marcas de sulcos e canais, além de discordâncias, que se formam na base da rocha sedimentar estudada.

•

estruturas sin-deposicionais são aquelas produzidas durante a deposição dos sedimentos, sendo também denominadas primárias. Como exemplo, temos as estratificações cruzadas e as tramas gradacionais, formadas pelos processos de transporte e deposição do sedimento.

•

estruturas pós-deposicionais são formadas após a deposição do sedimento, tendo um carácter predominantemente deformacional, sendo também designadas como secundárias. Como exemplos, temos as injeções de lama e deformações rúpteis e dúcteis em sedimentos, produzidas por recalque diferencial devido ao peso de sedimentos superpostos e às gretas de contração, que formam rachaduras em lamas pela contração do sedimento argiloso por desidratação.

PARTE 4

Estruturas Biológicas são estruturas relacionadas com a ação de vegetais e animais. Estruturas Químicas são de origem secundária e ocorrem quando soluções aquosas são enriquecidas em cátions, concentrando elementos químicos que atingem o ponto de saturação e se precipitam formando vários tipos de estruturas. Miscelânea reporta um conjunto de estruturas que não se encaixam na classificação prévia. São geneticamente diversas, tendo como pontos em comum o fato de estarem relacionadas a rochas sedimentares, terem seus processos de formação ainda pouco compreendidos e/ou não se encaixarem na classificação proposta. Apresentaremos uma análise mais detalhada dessas estruturas logo após o resumo a seguir: FÍSICAS A) Pré-deposicional (interestratal), principalmente erosiva • Escavação e Preenchimento e Canais • Marcas de Sola (Turboglifos e Marcas de Objetos) B) Sin-deposicionais (intraestratal), predominantemente deposicional • Estrutura Maciça • Estratificação Gradacional • Estratificação e Laminação Planar-Paralelas • Estratificação e Laminação Cruzadas (tangencial, acanalada, tabular, sigmoidal, hummocky, espinha de peixe, laminação cavalgante, marcas onduladas) • Acamamento Flaser, Wavy e Lenticular • Imbricamento de Clastos • Interpenetração de Sedimentos • Grupamento de Clastos C) Pós-deposicional, predominantemente deformacional • Recalque Diferencial e Modificações por Intrusões Vulcânicas • Dobramentos Convolutos e Escorregamento (Slump) • Gretas de Contração • Escape de Fluidos • Expansão por Gases (Bird’s eye) e por Crescimento de Minerais • Estilólitos • Abrasão Eólica • Marcas de Pingos de Chuva • Clastos Pingados (Dropstones) e Estrias Glaciais

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BIOLÓGICAS • Partes Duras de Esqueletos e de Matéria Vegetal • Icnitos (estromatólitos, oncólitos, tufos algálicos, coprólitos) • Verniz de Deserto e Precipitação de Bioclastos

QUÍMICAS • Concreções e Nódulos Septarianos • Oólitos e Pisólitos • Crostas, Espeleotemas e Outros Precipitados • Bandamento por Coloração, Estruturas Esponjosas e Nodular • Espeleotemas

MISCELÂNEA • Estruturas de Impacto Extraterrestre • Diques Clásticos e Estruturas de Colapso de Tetos de Cavernas • Estrutura Mastóide • Congelamento de Nuvens Piroclásticas • Cadinho de Manganês • Blocos Erráticos

8.1 Estruturas Físicas

8.1.1 Pré-deposicionais Estruturas principalmente de natureza erosiva, formadas por fluxos e /ou objetos que escavam os sedimentos previamente depositados e, quando estes são pelíticos, se preservam como contramolde na base da camada arenosa que os recobre. São classificadas como pré-deposicionais, pois se formam antes da deposição da areia.

Escavação e preenchimento e canais As estruturas de escavação e preenchimento (cut and fill ou scour and fill) se diferenciam dos canais por suas dimensões. São estruturas erosivas bem menores do que os canais, sendo suas dimensões de decímetros ou alguns metros, enquanto canais podem

PARTE 4

ter muitos quilômetros de largura. Ambos podem ocorrer em vários ambientes, porém, sempre em condições subaquáticas. São estruturas constituídas por duas partes côncavas (moldes), que ficam na camada inferior, resultantes da erosão de camada de granulação em geral mais fina. Na base da camada superior ficará a porção convexa (contramolde), que aparecerá em sedimentos mais grossos. Essas estruturas são dificilmente observáveis em sedimentos inconsolidados, pois os mesmos não se separam exatamente no plano das camadas que contém essas estruturas. Canais são estruturas erosivas melhor observadas em seção vertical e que mostram dimensões variadas, podendo chegar, nas margens continentais, a quilômetros de largura. Os mais estudados são aqueles formados em ambiente fluvial de alta energia, quando do transporte de sedimentos grossos que erodem o substrato. Canais podem ser preenchidos por materiais clásticos grossos e normalmente os seixos e calhaus formam estruturas imbricadas, indicando o sentido do paleofluxo.

Marcas de sola (Sole marks) Marcas de sola são estruturas erosivas, formadas na base de sedimentos arenosos que se depositam sobre fundos lamosos. Destacam-se os seguintes tipos: Turboglifos (Flute casts ou Flute marks) – são feições erosivas assimétricas, que ocorrem em grupos, cada qual mostrando uma extremidade arredondada e com alto relevo, formadas por escavação em superfícies lamosas. Cada escavação é preenchida por areia da base da camada superior, dando origem ao contramolde do turboglifo. As extremidades arredondadas apontam no sentido oposto ao da corrente. Possuem dimensões de no máximo 20cm de comprimento. Marcas de objetos (Tool marks) – assim como as estruturas pré-deposicionais anteriores, são também de natureza erosiva, mas diferem daquelas por serem produzidas por objetos deslocados sobre fundos lamosos, melhor do que pelo fluxo em si. Ocorrem em vários ambientes, tais como mares e lagos. Raramente apresentam mais de alguns milímetros de profundidade e de largura, mas podem continuar ininterruptas por um metro ou mais. A retilinidade dessas marcas sugere que são formadas sob condições de fluxo laminar. Ocorrem em diversos ambientes e possuem orientação paralela à direção das paleocorrentes. As marcas de sulco são bem preservadas como marcas basais em depósitos turbidíticos e também são produzidas abundantemente em sedimentos de águas rasas. Essas feições podem ser contínuas ou intermitentes, refletindo o transporte linear ou intermitente do objeto, que pode ser um seixo, uma concha ou um fragmento vegetal. Marcas de sulcos (Groove marks) é uma variação dessa estrutura, que ocorre na forma de pequenas elevações alongadas, que normalmente aparece em conjuntos, com dimensões que podem alcançar um metro de extensão e que se formam, também, na base de arenitos. No final da estrutura pode ser ocasionalmente encontrado o objeto

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que provocou o efeito erosional ao ser dragado no fundo do canal (vide Suguio, 1982; e Collinson; Thompson, 1982). A partir daqui, serão descritas as estruturas sedimentares ilustradas nas Estampas apresentadas no final desta Parte.

Discordâncias Discordâncias não são estruturas sedimentares sensu stricto, porém, constituem, de acordo com Hobbs et al. (1976), importantes feições originais, tanto das rochas sedimentares quanto das ígneas, relacionadas com espisódios de deposição ou colocação/aporte (emplacement), respectivamente. Discordâncias servem de base ou substrato para depósitos sedimentares e são, genericamente, representadas por superfícies que representam contatos abruptos em seções verticais dentro de depósitos sedimentares e entre estes e seus substratos. Indicam a atuação de eventos geológicos distintos, separados por superfícies temporais (hiatos), significando uma quebra ou interrupção na continuidade do registro geológico, que pode ou não estar associada a erosão, encerrando ainda valiosas informações sob os pontos de vista paleográficos e paleoclimáticos, além de econômicos (Dunbar; Rodgers, 1957; Selley, 1982; Sgarbi; Ladeira, 1995). (Ver Estampa 4.1) Por exemplo, um conglomerado basal depositado sobre uma seqüência antiga, dobrada e erodida constitui uma discordância angular e erosiva (angular uncoformity) e marca o início de um novo ciclo deposicional, após um período considerável de tempo, que pode chegar a centenas de milhões de anos. Nesse intervalo, predominaram fenômenos tais como soerguimento tectônico e erosão do substrato, ao invés de fenômenos deposicionais. Já a presença de depósitos sedimentares, depositados sobre uma superfície apenas erosiva, pode representar intervalos de tempo da escala de uma ou algumas poucas dezenas de milhões de anos, constituindo então uma disconformidade (disconformity) ou paraconformidade (paraconformity) (Dunbar; Rodgers, 1957). Disconformidade representa uma superfície erosional entre duas seqüências distintas de rochas não dobradas, indicando mudanças na sedimentação. Paraconformidade é quando as duas seqüências de rochas são virtualmente as mesmas, separadas por uma superfície sutil de erosão, que, muitas vezes, pode ser reconhecida apenas por critérios micropaleontológicos. Períodos muito curtos na quebra da continuidade do registro geológico são chamados de diastemas (diastems). Quando depósitos sedimentares distintos, mas pouco diferenciados entre si, se encontram superpostos, podem marcar apenas uma rápida mudança na energia do regime deposicional, como, por exemplo, a migração, durante enchentes, de canais fluviais sobre planícies de inundação ou canais abandonados. Neste caso, não representam eventos significativos em termos de longos períodos de tempo geológico, portanto, não constituem discordâncias. (Estampas 4.2, 4.8, 4.21 foto inferior esquerda)

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8.1.2 Sin-deposicionais São estruturas sedimentares formadas durante a sedimentação, sendo geneticamente construtivas e presentes dentro das camadas sedimentares.

Estrutura maciça Acamamento maciço envolve a atuação de rápidos episódios de sedimentação, nos quais a carga sedimentar é densa e se comporta de maneira uniforme durante a sedimentação. Estrutura maciça deposicional pode ser encontrada em depósitos rudíticos, do tipo diamictito, em arenitos por rápida deposição a partir de fluxos muito concentrados e por fluidização em frentes deltáicas, além de ser também encontrada em rochas com granulometria mais fina como argilitos, siltitos e margas. De acordo com Suguio (1982), a ausência de laminação/estratificação sugere a falta de material transportado por tração, pois qualquer tração conduz invariavelmente à formação de algum tipo de laminação/estratificação. Sedimentos com estruturas maciças sugerem formação por deposição muito rápida, a partir de suspensão, ou dispersões sedimentares altamente concentradas, como, por exemplo, fluxos de detritos (debris flow), em que o mecanismo de sustentação dos clastos maiores é a resistência da matriz. (Figura 4.18A) Depósitos sedimentares laminares do tipo lahar, formados por escorregamento de materiais piroclásticos umedecidos, que se movem pendente abaixo, regidos pela gravidade, em encostas de regiões vulcânicas, comumente formam estruturas maciças, assim como outros depósitos de pendentes do tipo fluxo de detritos (debris flow). Depósitos podem ainda apresentar características maciças, decorrentes de processos pós-deposicionais quando ocorre: • obliteração total ou parcial da estrutura original por organismos perfuradores, que removem e misturam os sedimentos destruindo suas características deposicionais originais, processo que pode ocorrer em lamitos e arenitos; • recristalização durante a diagênese, notadamente em arenitos cimentados por carbonato de cálcio, o qual, por sua característica expansiva, “afasta” ou mesmo rompe grãos de quartzo e feldspatos, homogeneizando e destruindo a estrutura interna da rocha; • pode ocorrer a formação de estrutura maciça por recristalização diagenética em calcários e dolomitos; • pode ocorrer também por fluidização ou liquefação associadas a escape de fluidos.

Tais estruturas podem ocorrer em vários ambientes de sedimentação, como no eólico, fluvial e marinho. (Estampas 4.2, foto superior esquerda e foto inferior, 4.3, 4.4, 4.5, 4,6 foto superior esquerda e 4.6(a))

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Estratificação gradacional (Graded bedding) Para designar variações na granulometria de uma rocha sedimentar em seções verticais e dentro de uma mesma camada, utilizam-se os termos gradação normal, quando a variação granulométrica diminui da base para o topo da mesma, e gradação inversa, quando essa variação aumenta da base para o topo da camada (Figura 4.18B). No caso de haver gradação de grãos em uma seqüência cíclica de estratos, utilizam-se os termos granocrescência descendente, no caso do aumento da granulometria do topo para a base dos estratos, e granocrescência ascendente, quando a variação granulométrica aumenta da base para o topo dos mesmos (Figura 4.18C). (Vide Fritz; Moore, 1988; e Collinson; Thompson, 1982). O processo mais comum resulta na sedimentação por correntes que diminuem gradualmente de velocidade e competência, decantando, por gravidade, primeiramente as partículas mais grossas, formando uma estrutura granodecrescente ascendente (Figura 4.18B). Pode-se formar, teoricamente, da base para o topo, conglomerado de calhaus, seguido de outros com seixos e grânulos e, após, uma seqüência com areia, silte e argila no topo. Processos mais complexos podem atuar na formação de estratificação gradacional. Em regime fluvial de alta energia, fluxos turbulentos podem promover choque de clastos ditados pela interação da velocidade/pressão dentro do fluxo. No fundo do canal, a velocidade do fluxo é menor devido ao seu atrito com o substrato, mas a pressão ali é maior do que nas partes superiores do fluxo. A compreensão desse processo envolve os conceitos de camada limite e regime de pressão dispersiva (Fischer; Mattinson, 1968). No choque dos fragmentos, os maiores são arremessados para a parte superior do fluxo, produzindo gradação inversa ou granocrescência ascendente (Figura 4.18B e C). Processos ainda mais complexos, como os que incidem nos fluxos piroclásticos, também promovem a formação de acamamento gradacional. São originários de transporte laminar de misturas aquecidas e altamente concentradas de fragmentos rochosos envoltos em gases, formando uma mistura incandescente de sólidos e gases. Também, nesse ambiente, transportes turbulentos de origem piroclástica formam depósitos gradacionais (surge). (Vide Cas; Wright, 1995). (Estampa 4.7)

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Figura 4.18 - Estruturas deposicionais (A) maciça, (B) gradacional normal e inversa e (C) granocrescência ascendente e descendente.

Estratificação e laminação planar-paralelas As mais características e fundamentais estruturas sedimentares são o acamamento e as laminações, que formam a estratificação da rocha. Elas não são, entretanto, exclusivas dos sedimentos, podendo-se formar também em rochas ígneas intrusivas ou extrusivas, ou ainda em metamórficas. Por outro lado, nem todas as rochas sedimentares apresentam acamamento, servindo como exemplos os diamictitos, recifes, alguns arenitos mal classificados e argilitos maciços. As definiões mais usuais para camada e lâmina sedimentar são: camadas (strata): unidade deposicional quando sua espessura é igual ou superior a um centímetro; lâminas (laminae): unidade deposicional quando sua espessura é inferior a um centímetro (Collinson, 1982). Estratificação planar-paralela ocorre principalmente em arenitos de grão médio a fino (incluindo aqueles ricos em micas, que podem marcar os limites entre os estratos), mas pode ocorrer em sedimentos de granulometria superior a areia grossa. A formação dessa estrutura demanda processos de segregação de tamanhos de grãos da carga sedimentar, relacionados à flutuação da energia do meio de transporte. A estratificação plana é atribuída à forma de leito plano em regime de fluxo superior, e as partículas depositadas sob essas condições dispõem-se com o eixo maior paralelo à direção de fluxo. Essa lineação preferencial das partículas, denominada lineação de partição, facilita a quebra da rocha segundo suas superfícies deposicionais (Figura 4.20).

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Laminação planar pode ser determinada pela alternância de horizontes com diferentes granulometrias ou conteúdo diferencial de minerais pesados, ou ambos, sendo mais bem desenvolvida em areia fina ou silte. Arenitos com laminação plana podem ser gerados por correntes rápidas em regime de fluxo turbulento e, ainda, por deposição, a partir da suspensão e, neste caso, mostram microgradação dentro das lâminas individuais. Tais estruturas podem ser observadas nas Estampas 4.6; 4.8; 4.9 e 4.10.

Estratificação e laminação cruzadas (Cross bedding) Consistem em conjuntos ou sets (McKee; Weir, 1953) de camadas ou lâminas inclinadas em relação ao acamamento principal, separados por superfícies de reativação. As lâminas mergulham predominantemente no sentido do fluxo, que pode ser água, vento ou nuvens piroclásticas (Parte 3). Constituem uma das estruturas sedimentares mais comuns, ocorrendo em arenitos e conglomerados, sendo ainda uma das melhores estruturas indicativas do sentido do paleofluxo. As estratificações e laminações cruzadas são formadas pela migração das formas onduladas que a areia solta adquire, no fundo de um canal fluvial ou em um pavimento desértico, por exemplo, quando as correntes aquosas ou o vento deslocam o material. Essas formas são denominadas formas de leito (bedforms) e dependem da velocidade do fluxo e da granulometria média dos sedimentos. Podem variar desde uma região sem movimentação das partículas, onde a velocidade do fluxo é baixa e a granulometria do sedimento é alta, até regiões onde se formam ondas (ripples) de pequena, média e grande escalas. Podem ainda formar dunas e antidunas, estas últimas constituindo uma estrutura raramente preservada, formada em fundos arenosos sujeitos a correntes de alta velocidade, na qual a inclinação das estratificações cruzadas mergulha em sentido contrário ao sentido do fluxo (Figura 4.19).

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Figura 4.19 - Regimes de fluxos em função da granulometria das partículas e velocidade do fluxo, em profundidade constante. Fonte: Segundo FRITZ; MOORE, 1988.

A unidade básica, que corresponde ao deslocamento dos sedimentos em uma ripple é o foreset e se apresenta como lâminas ou estratos inclinados com relação à superfície deposicional principal. O termo set é utilizado para o conjunto de foresets delimitadas por aquelas superfícies. Em termos dimensionais, as estratificações cruzadas podem ser classificadas segundo o comprimento de suas camadas/lâminas cruzadas e, de acordo com Conybeare; Crook (1968), como sendo de escalas: pequena (até 5cm), média (de 5cm a 2m), grande (de 2m a 8m) e muito grande (acima de 8m). Estratificações cruzadas são formadas principalmente em arenitos e conglomerados, contudo, elas podem ocorrer mais raramente em siltitos grossos. Morfologicamente, podem mostrar os seguintes tipos:

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Figura 4.20 - Tipos de estratificações e laminações cruzadas.

Estratificação e laminação cruzada tangencial – formam-se quando camadas ou lâminas progradantes interceptam tangencialmente a superfície sobre a qual avançam, sendo denominadas também estratificações cruzadas de base tangencial. São comun s em depósitos de dunas eólicas, podendo, contudo, ser também observadas em areias fluviais médias a grossas. Formam sets tabulares e em forma de cunha. Deve-se procurar observar as estratificações cruzadas, de modo geral, em duas dimensões, pois uma estratificação cruzada acanalada, observada em seção paralela à corrente, também pode mostrar estratos tangenciando o topo da camada inferior. (Figura 4.20 e Estampa 4.11)

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Estratificação e laminação cruzada acanalada – formam superfícies côncavas para cima, com contatos inferiores tangenciais, com as lâminas se interceptando segundo superfícies de reativação. Seções perpendiculares à direção da corrente são às vezes denominadas estratificações cruzadas festonadas. Ocorrem em areias médias a finas, sendo comuns em ambiente de preenchimento de canais fluviais, ocorrendo também em dunas eólicas. Formam sets com geometria de lentes e cunhas. (Figura 4.20 e Estampa 4.12) Estratificação e laminação cruzada tabular – essa estratificação cruzada é reconhecida quando as camadas ou lâminas progradantes, vistas paralelamente à corrente, são planares e interceptam a superfície sobre a qual avançam, em ângulo abrupto. Geram sets tabulares e normalmente com grande extensão lateral, sendo comuns em arenitos médios a grossos. Ocorrem predominantemente em dunas aquosas em ambiente fluvial. (Figura 4.20 e Estampas 4.13 e 4.14) Estrutura sigmoidal – deposição de areia fina fluvial em ambiente lacustre pode formar corpos deltáicos com geometria sigmoidal e com dimensões métricas, que se assentam sobre argilas do fundo lacustre. Mostram uma variada gama de estruturas como laminações cruzadas tangenciais e acanaladas, além de planar-paralelas. Podem exibir deformações sinsedimentares como falhas de gravidade e modificações nas estruturas, por injeção de lama devido a recalque diferencial, no caso do fundo lacustre estar ainda inconsolidado durante a deposição das areias. São ótimos indicadores paleogeográficos, pois indicam a maneira como o lago foi alimentado, em termos de sentido de transporte e energia dos fluxos fluviais. (Estampa 4.15 foto superior esquerda) Estratificação cruzada Hummocky (Hummocky Cross Stratification - HCS) – consiste em conjuntos (sets) de estratificações cruzadas que mutuamente se cortam, suavemente, formando superfícies de erosão convexas para cima, cobertas por camadas mostrando concavidades para cima. Não indicam direção do fluxo e podem alcançar dimensões horizontais em termos de espaçamento entre as cristas (comprimento de onda), variando de decímetros até um metro. Possuem, como características, laminações cruzadas de baixo ângulo que variam de 10o a 15o, forma dômica suave em planta e granulação variando de silte a areia. Podem, ainda, ser confundidas com a estratificação acanalada, mas a convexidade para cima dá o diagnóstico para o reconhecimento da estrutura hummocky. Ocorrem mais comumente em ambiente marinho raso de plataforma continental ou em lagos e se formam pelo retrabalhamento de sedimentos inconsolidados pela ação de ondas, formadas durante tempestades, que revolvem os sedimentos normalmente não afetados por ondas em regime normal. (Figura 4.20 e Estampa 4.15B) Laminação cavalgante (Climbing ripple ou Ripple drift) – muitos sedimentos com laminações cruzadas mostram seus limites erosivos em posições aproximadamente horizontais. Laminações cavalgantes mostram, ao contrário, limites inclinados e nem sempre erosivos. Nessas, os limites dos conjuntos (sets) mergulham em direção oposta ao mergulho das lâminas cruzadas (Figura 4.21). São formadas por fluxos de baixa energia, com abundante material fino em suspensão, e são comuns em contextos deltáicos, planícies de inundação fluvial e em seqüências turbidíticas (vide Collinson; Thompson, 1982). (Estampa 4.15 foto inferior esquerda e foto inferior direita)

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(b) lee

lee-side

stoss-side

minae

declive do stoss-side

ângulo de cavalgamento

Figura 4.21 - Representação gráfica da laminação cavalgante, mostrando as posições de barlavento ou stoss-side (e seu ângulo), de sotavento ou lee-side, além do ângulo de cavalgamento das ondas ou ripples. O fluxo hipotético foi da direita para a esquerda. Fonte: Baseado em COLLINSON; THOMPSON, 1982.

Estratificação cruzada espinha de peixe (Herringbone cross bedding) - estratificações cruzadas tabulares podem mostrar sentidos opostos de mergulhos de suas camadas com relação aos sets adjacentes. Segundo Collinson e Thompson, (1982), a geometria clássica desse tipo de estrutura é o caso em que os sets mostram, em seção vertical, sentidos opostos e alternados de mergulho de set a set, separados por superfícies de erosão; em outros casos, pode ocorrer um ou outro set isolado, com sentido de mergulho oposto com relação aos adjacentes. Ocorrem em ambiente marinho raso, onde se desenvolvem planícies de marés, e refletem os processos bidirecionais de seus fluxos e refluxos onde, durante o refluxo, a parte frontal da estrutura anteriormente formada é erodida e novas formas são criadas, movendo-se no sentido oposto. Sendo uma importante estrutura utilizada na interpretação de seqüências sedimentares, deve-se ter o cuidado de não confundi-la com estratificações cruzadas acanaladas e feições semelhantes à estratificação hummocky, que podem mostrar, dependendo do ângulo observado, camadas mergulhando em sentidos opostos. (Figura 4.20) Marcas onduladas (Ripple marks) – são definidas como ondulações que aparecem nas superfícies de sedimentos diversos. Em meio aquoso são denominadas marcas de ondas, quando o regime é oscilatório, e marcas de corrente, quando o fluxo é unidirecional. Podese formar em areias finas, siltitos e em carbonatos, em regime de fluxo turbulento de baixa energia. Em planta, aparecem formando conjuntos alongados, contínuos ou não. A marca ondulada, se formada por corrente oscilatória, mostra, em seção paralela ao movimento dos fluxos, um perfil simétrico, refletindo o fluxo e refluxo da água. Quando formada por correntes unidirecionais, ao ser vista em corte paralelo ao sentido do fluxo, mostra uma encosta menos inclinada no sentido de montante, ou de onde vem o fluxo (barlavento ou stoss-side) e uma encosta mais íngreme, abrupta, no sentido de jusante, ou para onde vai o fluxo (sotavento ou lee-side). Define, assim, um perfil assimétrico que indica o sentido

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do fluxo (ou do paleofluxo) do stoss side para o . Marcas onduladas formam-se tanto em ambiente marinho como em fluvial e lacustre. São muito comuns também em areias de ambiente desértico, sendo, nesses casos, sempre unidirecionais. Muito raramente podem se formar em materiais terrestres ejetados na atmosfera, por impacto de corpos extraterrestres com a superfície do planeta. (Estampas 4.16, 4.17 e 4.52C)

Acamamentos Flaser, Wavy e Lenticular Quando unidades arenosas recebem contribuição de silte e argila elas podem constituir formas de leitos com ripples. Dependendo da proporção areia-lama, elas são classificadas de uma maneira especial, denominadas acamamentos flaser, wavy e lenticular. (Figura 4.22) Flaser: ocorrem quando a sedimentação é dominada por areias, dentro das quais formam-se pequenas e descontínuas lentes de argila, formadas pelo preenchimento das calhas das ripples de areia. Mostra a maior razão areia/lama dentre o conjunto dessas estruturas. Wavy (ondulado): formam-se quando camadas ou lentes contínuas de areia, cujas espessuras se espessam e adelgaçam, intercalam-se com horizontes lamosos. (Estampa 4.19 foto superior esquerda) Lenticular (lenticular ou linsen): ocorrem quando a sedimentação é dominada por lama, mostrando em seu interior pequenas estruturas lenticulares de areia, sendo a razão areia/lama a menor dentre essas estruturas. (Estampa 4.19 foto superior direita)

aumento no teor de argila

Figura 4.22 - Acamamentos flaser, ondulado e lenticular

Processos genéticos e terminologias usadas para a descrição de estratificações cruzadas e marcas onduladas podem ser vistos em McKee; Weir (1953) e Allen (1970). Collinson; Thompson (1982) e Fritz; Moore (1988) adicionam a esses aspectos o estudo dos acamamentos flaser, ondulado e lenticular.

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Imbricamento de clastos (Imbrication) Quando um seixo laminar ou tabular expõe sua maior área à pressão do fluxo, sua resistência à inércia pode ser vencida ou não. Na primeira situação, o seixo pode flutuar e ser levado pela corrente aquosa. No segundo caso, a resistência inercial do seixo ultrapassa a pressão exercida pela corrente e ele se deposita em um movimento aproximadamente vertical. No caso de a pressão da água superar a resistência inercial do seixo, o movimento deste será uma trajetória descendente no sentido da direção da corrente, continuando no fundo com um movimento de arraste até encontrar outro clasto que lhe sirva de obstáculo. Aí se deposita, inclinado, de modo contrário ao sentido da corrente e, comumente, com o seu eixo maior perpendicular ao fluxo. Essa estrutura sedimentar é definida como imbricamento; nela, seixos e calhaus se depositam, sobrepondo-se parcialmente uns aos outros, todos inclinados no mesmo sentido, com suas superfícies achatadas dispostas de modo inclinado, no sentido contrário ao fluxo (Figura 4.23). É um dos mais seguros indicadores de paleofluxo, ocorrendo mais comumente em ambiente costeiro montanhoso, com correntes marinhas, e em ambiente fluvial de alta energia, como em rios entrelaçados ou braided (vide Becker, 1893, apud Shrock, 1948; Hendry, 1974; e Surlik, 1984). (Estampa 4.18)

corrente

arenito grosso 1 metro

Figura 4.23 - Seixos imbricados conforme o movimento da corrente. Fonte: Segundo SHROCK, 1948.

Interpenetração de sedimentos São estruturas que se formam durante a movimentação por escorregamento (slump) de sedimentos arenosos, podendo conter uma fração de grânulos ainda não consolidados e com conteúdo importante em argilas, que se misturam durante o transporte laminar. Normalmente formam esteiras, contínuas ou não, que se penetram mutuamente, sendo essa uma estrutura relativamente rara. (Estampa 4.19 foto inferior esquerda e foto inferior direita)

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Grupamento de clastos (Pebble cluster) Grupamento de clastos são feições paralelas ou subparalelas às correntes, onde seixos e calhaus, ou às vezes matacões, servem de barreira à corrente aquosa, transportando areia, a qual é depositada logo após o clasto, pela redução local da energia do fluxo, formando uma esteira de areia no sentido da corrente. Uma variação dessas estruturas ocorre quando há apenas clastos grossos (maiores que seixos), envolvidos no transporte, e onde os maiores barram o transporte dos menores. Nesse caso, pode se formar uma esteira de clastos contrária à corrente. Grupamentos de clastos se formam em regimes fluviais de alta energia, sendo excelentes indicadores de paleofluxos (vide Dal Cin, 1968; e Sgarbi, 1989). (Estampa 4.20)

8.1.3 Pós-deposicionais Esse terceiro grupo de estruturas sedimentares representa feições com caráter deformacional, geradas após a deposição do sedimento.

Recalque diferencial modificações por intrusões vulcânicas e acomodação de camadas Recalque diferencial produzido pelo peso da carga sedimentar superposta produz deformações em sedimentos ainda não consolidados. Por exemplo, sedimentos lamosos ainda não consolidados, quando rapidamente soterrados por areias, respondem plasticamente ao aumento da pressão, formando diques de injeção que penetram, rompem e dobram os materiais superpostos. Ocorrem mais freqüentemente em sedimentos deltáicos, depositados sobre fundos lamosos, marinhos ou lacustres, ainda não completamente consolidados. Estrutura tipicamente formada por recalque diferencial é a estrutura em chama (flame structure), uma estrutura em forma de cunha, que se forma em camadas de argilas hidroplásticas. comprimidas pelo peso da carga sedimentar. Formam plumas que se movimentam para cima, na forma de cunhas, deformando e rompendo as camadas sobrejacentes, podendo isolar totalmente porções de arenitos, formando pseudo-nódulos. Outras feições associadas são as marcas de carga (load casts) que também se formam em lamitos sotopostos a arenitos, os quais se compõem segundo formas arredondadas e lóbulos com dimensões variadas. Ambas as feições constituem excelentes critérios para determinar o topo e a base de camadas, e são mais características de turbiditos, onde areias se depositam sobre argilas ainda semiconsolidadas. Sedimentos podem sofrer deslocamentos na forma de pequenas falhas durante o processo de acomodação. Intrusões vulcânicas, quando em contato com sedimentos, podem produzir também variados tipos de deformações, tais como rompimento e verticalização de camadas horizontalizadas, dobramentos e arqueamento formando domos.

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Dobramentos convolutos e escorregamento (Slump) Camadas convolutas são produzidas por liquefação diferencial de unidades sedimentares com comportamento, em termos de porosidade e permeabilidade, diferente das rochas adjacentes, as quais sofrem pequenos deslocamentos quando depositadas em substrato inclinado. O fluxo aquoso interno dessas camadas fluidificadas produziria, por movimentação ditada pela gravidade, contorções e dobramentos. O fenômeno pode ser catalisado por recalque diferencial, devido à sobrecarga de sedimentos, por choques sísmicos cujas ondas induziriam a movimentação em declives ou, simplesmente, pela saturação por água de sedimentos em repouso instável. Comumente, camadas convolutas formam dobras com sinclinais largos e planos separados por anticlinais mais agudos, às vezes, com os vértices inclinados no sentido do paleodeclive. Esse modo de deformação em psamitos é encontrado em vários tipos de arenitos fluviais muito finos e também em sedimentos eólicos, envolvendo arenitos médios a finos. Mais raramente, esforços de cisalhamento desenvolvidos pelo próprio fluxo aquoso podem também dobrar sedimentos semiconsolidados. Dobramentos convolutos podem se formar em camadas individuais de areia e silte não consolidados e saturados com água, que pode mover plasticamente sobre substratos inclinados. Em dunas eólicas saturadas de água, areias podem deslizar devido ao alto ângulo da superfície deposicional, produzindo camadas convolutas. Estratificações cruzadas, presentes em arenitos finos, argilosos e semiconsolidados, podem ser deformadas se o pacote sedimentar sofrer movimentação, o que pode ser causado, por exemplo, por choque sísmico, ou mesmo pela ação de correntes, originando uma estratificação cruzada dobrada (overturned cross bedding) (vide Rust, 1968; e Hendry; Stauffer, 1977). Escorregamento (slump) em sedimentos inconsolidados e saturados de água podem ser iniciados por tremores sísmicos, muitas vezes associados a vulcanismo. O sedimento movimenta-se segundo a pendente do seu substrato, formando dobras que às vezes indicam o sentido do movimento, pelo posicionamento de seu plano axial. (Estampa 4.24 foto inferior)

Gretas de contração (Mud cracks) As gretas de contração são rachaduras em forma de aberturas na rocha, provocadas pelo sol, que desidrata superfícies lamacentas pelo aquecimento. As aberturas em planta formam polígonos que podem alcançar metros de extensão. Sedimentos gretados recentes mostram, comumente, marcas de pingos de chuva em sua superfície; sedimentos antigos também preservam essas marcas, porém, mais raramente. Gretas são formadas apenas durante exposição atmosférica, portanto, sua presença indica exposição subaérea do sedimento. Podem ainda servir como critério para definição de topo e base de camadas. Gretas de contração podem também se formar, pelo mesmo processo, em areias eólicas argilosas em subambiente de interduna. (Estampas 4.25 e 4.26)

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Escape de fluidos Nessa categoria, estão incluídas estruturas extremamente diversificadas em termos de morfologia, resultantes da movimentação do fluido dentro do sedimento inconsolidado. As mais comuns relacionam-se com a expulsão da água dos poros do sedimento. O movimento ascendente dos fluidos, em função da pressão exercida pela sedimentação sobrejacente, pode romper laminações, formando estruturas em prato (dish structures) e vulcões de areia, ou pode formar também diques clásticos associados ao preenchimento do canal gerado pelo fluxo de água ascendente. Estrutura em prato é uma estrutura sedimentar pós-deposicional, normalmente encontrada em arenitos finos. Em seção vertical, aparece como pequenas lentes na forma de meniscos côncavos para cima e ovais em planta, orientados, gerando níveis truncados e fluidizados dentro do sedimento (vide Collinson; Thompson, 1982).

Expansão por gases (Bird’s eye) e por crescimento de minerais Formam estruturas denominadas bird’s eye, ou olho de pássaro, originárias da ação expansiva de bolhas de gases formadas no interior de sedimentos rapidamente soterrados, com matéria orgânica. São formadas predominantemente em ambientes de planícies de marés. A expansão dos gases originários da oxidação da matéria orgânica produz cavidades dentro do sedimento, podendo deformar a laminação e homogeneizá-lo totalmente. Os vazios no sedimento podem ou não ser preenchidos posteriormente por minerais, durante a diagênese. Preenchimento de vazios por calcita de origem diagenética causa expansão do sedimento, formando a textura expansiva (vide De Ros, 1986; Fritz; Moore, 1988; Sgarbi, 1989). (Estampa 4.27 foto superior esquerda e foto supeiror direita)

Estilólitos São superfícies crenuladas com padrão em ziguezague, que ocorrem mais comumente em calcários e mais raramente em quartzitos. Formam-se pela dissolução das rochas situadas acima e abaixo dessas superfícies, que podem coincidir com os planos de acamamento. Quando sua disposição é horizontalizada, são originários da compactação vertical exercida pelo peso da coluna de rochas (pressão litostática); sendo inclinados ou verticais, as causas são atribuídas a pressão por tectonismo. Suas linhas escuras características são formadas pela concentração do resíduo insolúvel argiloso presente na rocha. Volumes significativos de rocha original, notadamente aquelas calcárias, podem ser removidos do registro geológico por esse tipo de dissolução. Estudos ainda não conclusivos mostram a possibilidade do cálculo do volume da rocha dissolvida pelo estudo das formas das cintas estilolíticas e da composição do resíduo insolúvel (vide Collinson; Thompson, 1982). (Estampa 27 foto inferior esquerda e foto inferior direita e D e Estampa 28 foto superior esquerda e foto superior direita)

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Abrasão eólica Vento transportando areia constitui um poderoso agente abrasivo, que modifica a paisagem notadamente em ambientes desérticos. As feições mais conhecidas dessas atividades são os ventifactos, definidos como qualquer fragmento de rocha, polido, facetado e/ou cortado pela ação abrasiva do vento com areia. Constituem um dos mais eficazes indicadores paleoclimáticos, mostrando com segurança rochas formadas em ambiente desértico. Se não forem retirados de suas posições originais por algum outro meio de transporte – enxurradas, ventos esporádicos em tempestades – indicam o paleofluxo atmosférico (ventos) predominante na região. Como toda região é submetida à presença de ventos predominantes que se desenvolvem aproximadamente segundo os mesmos sentidos de movimentação, ventifactos ancorados costumam mostrar apenas duas faces de polimentos: uma convexa, voltada para onde se origina o vento (montante), e outra côncava, voltada para onde se dirige o vento (jusante), separadas por uma crista com aresta viva. Durante tempestades esporádicas, contudo, ventos excepcionalmente fortes podem rotacionar e arrastar seixos e calhaus, expondo assim novas faces a serem polidas pelos ventos predominantes, durante tempos consideráveis. Assim, ventifactos podem mostrar mais de uma dezena de faces de polimento em uma região. Tais formas podem ser encontradas na maioria dos desertos atuais, como o Sahara, o Negev e o Kalahari; em paleodesertos como o Areado, do Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana (Sgarbi; Ladeira, 1995), e o Botucatu, do Juro/Cretáceo da Bacia do Paraná, no Brasil. Os arenitos Navajo e Entrada do Jurássico Médio do Platô do Colorado, EUA, também mostram ventifactos. Pavimentos desérticos recentes da Antártida e de Marte mostram ventifactos em profusão, resultado da ação efetiva do vento naqueles ambientes (vide Lisboa, 1906; Higgins, 1955; Whitney, 1978; Whitney; Dietrich, 1973; e Sgarbi, 1989). (Estampa 28C e D)

Marcas de pingos de chuva (Rain prints) São impressões que se formam, em sedimentos argilosos inconsolidados, pela queda de pingos de chuva, aparecendo sempre em grupos, sendo pouco espaçados entre si. Se o sedimento marcado pelas impressões é rapidamente recoberto por outros areno-siltosos, tais marcas podem ser preservadas no registro geológico. Em planta são circulares e em perfil sempre mostram bordas formando um anel elevado, o que constitui um critério para se distinguir tais estruturas de buracos formados pela saída de microconcreções do sedimento. Se a trajetória da gota é vertical, esse contorno é simétrico; sendo ela inclinada (denotando ação de vento), a perfuração mostra contorno assimétrico, indicando o sentido do paleofluxo atmosférico. Indicam exposição subaérea e podem ser utilizadas como critério de topo e base de camadas. Formam-se nos mais variados ambientes: o fluvial, em planícies de inundação; em sedimentos lacustres expostos à atmosfera; em ambientes desérticos; ou em depressões preenchidas por lamas depositadas por enxurradas formadas durante as chuvas. (Vide Shrock, 1948). (Estampa 4.29)

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Clastos pingados (Dropstones) e estrias glaciais Clastos pingados são fragmentos de dimensões variadas, podendo chegar a matacões e megaclastos, normalmente transportados por geleiras que alcançam corpos aquosos. Com a movimentação e fusão dos blocos de gelo flutuantes na água, sua carga é depositada muitas vezes em locais distantes da linha de costa, sendo comum a ocorrência de matacões imersos em camadas pelíticas. Com a deposição, a laminação inferior da rocha hospedeira é deformada e a superior se amolda à forma do clasto. Clastos pingados podem também ser originários pelo transporte, por correntes aquosas, de árvores de grande porte que aprisionam clastos em suas raízes, os quais se desprendem durante o transporte. Estrias são impressões lineares feitas na rocha subjacente ou em clastos, durante o transporte, pela fricção de detritos que se concentram na base de geleiras durante seu movimento. (Estampas 4.30 e 4.31)

8.2 Estruturas biológicas Relacionam-se com estruturas formadas em sedimentos como resultado da ação de organismos – vegetais e animais –, seja na forma de vestígios de pegadas e escavações que modificam a natureza original do sedimento, seja na forma de bioestratificação, resultante das atividades de organismos, como, por exemplo, os estromatólitos e oncólicos e ainda na forma de biodeposição, na forma da produção e concentração de sedimentos por organismos, como as pelotas fecais e a redeposição de sedimentos originários de bioturbação. O conjunto dessas evidências orgânicas em sedimentos é reunido sob a designação de icnitos (Fernandes et al., 2002).

8.2.1 Partes duras de esqueletos e de matéria vegetal Fragmentos orgânicos como ossos, penas, escamas e carapaças diversas podem ser preservados da decomposição se depositados em certos ambientes sedimentares, que possibilitam a substituição parcial de seus componentes químicos originais por novos compostos químicos presentes no ambiente. Cavernas, desertos, fundos de lagos e pântanos são alguns exemplos de ambientes que, por excelência, promovem a preservação desses restos orgânicos. O ambiente desértico, com seus subambientes de lagos efêmeros, dunas e interdunas é um dos que melhor conserva a matéria orgânica devido à carência de umidade, à atuação de altas temperaturas e à relativa imobilidade dos restos orgânicos. Bastante conhecidos são os fósseis de dinossauros jurássicos de grande porte do Dinosaur National Monument, em Utah, EUA, onde um galpão foi edificado sobre um paredão de arenito extremamente rico em fósseis de dinossauros preservados pela precipitação de sílica em suas estruturas ósseas, as quais, contudo, mostram elementos originais orgânicos (Site 1).

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Em Peirópolis, Uberaba/MG, no Museu do Dinossauro, ocorrem remanescentes de dinossauros e crocodilos do Cretáceo Superior preservados em sedimentos fluviais e em sedimentos piroclásticos (tufos), pela substituição parcial de seus componentes originais por carbonato de cálcio. Normalmente, essa substituição é parcial, mesmo em fósseis tão antigos, pois em muitos casos é possível encontrar vestígios do mineral dahllita, uma forma de oxi-hidroxilapatita, material original da estrutura óssea dos vertebrados. Material orgânico fragmentado pode ser encontrado em fundos de canais fluviais e em regiões costeiras de alta energia, como em zonas de arrebentação marinha, onde conchas quebradas e desarticuladas podem ser abundantes. Em regiões de baixa energia, conchas depositadas em meio argiloso podem preservar as valvas articuladas, indicando ausência de retrabalhamento. Fundos de lagos anóxidos são também dos ambientes mais propícios para a preservação da matéria orgânica da oxidação, promovendo a conservação desses materiais. Notável exemplo são os lagos betuminosos da região do Rancho La Brea, Califórnia/EUA, onde grande número de mamíferos do Quaternário foram totalmente preservados da oxidação (Sites 2 e 3). Troncos de vegetais também sofrem processo de fossilização por substituição química. Em materiais silicificados têm sido constatados remanescentes de estruturas celulares silicificados com contornos de carbono orgânico ao redor dos núcleos de sílica. Grutas em ambiente cárstico são especialmente importantes, pois muitas serviram de local de sepultamento de mamíferos, incluindo o homem, como ocorreu em Minas Gerais e na Bahia, dentre outros locais. Remanescentes ósseos de seres humanos foram encontrados pelo naturalista dinamarquês Peter W. Lund em 1843, na Lapa do Sumidouro, em Lagoa Santa/MG, juntos com exemplares da megafauna de mamíferos do Pleistoceno, também parcialmente cimentados por carbonato de cálcio. Outros depósitos orgânicos são representados pelos corais, os quais vivem em ambiente marinho, com boa circulação de água que lhes supre de nutrientes e não toleram grandes aportes de sedimentos. Vivem em ambiente que varia de raso a profundo, e alguns tipos restringem-se a águas tropicais rasas em virtude da necessidade fotossintética das algas, que com eles vivem em simbiose. Secretam um exoesqueleto calcário, que lhes permite criar estruturas recifais (vide Fernandes, 2000). (Estampas 4.32 e 4.33)

8.2.2 Icnitos São resultantes da atividade biológica de organismos, sobre ou dentro de um substrato inconsolidado, normalmente em material lamoso presente no fundo de lagos e mares (organismos bentônicos). Essa atividade pode construir estruturas ou modificar parcial ou totalmente as estruturas sedimentares primárias então existentes, formando tubos horizontais ou verticais que podem ser preenchidos posteriormente por materiais diferentes do sedimento bioturbado, ou erodindo e fragmentando o substrato. Pistas, tubos, perfurações etc. constituem estruturas biogênicas conhecidas coletivamente por fósseis-traços e seu estudo é denominado icnologia. A paleoicnologia é uma

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importante ciência do campo do conhecimento geológico e seu estudo nos informa sobre a sedimentologia e estratigrafia das bacias sedimentares, desde o Pré-Cambriano até o Recente, sendo ainda importante no campo da geologia do petróleo. De acordo com Fernandes et al. (2002), as estruturas biogênicas se dividem nos seguintes tipos: Estruturas de bioturbação – que refletem o rompimento de estratificações biogênica ou física pela atividade de um organismo, tais como pegadas, pistas ou escavações, (Estampas 4.34 e 4.35); Estruturas de bioestratificação – que consistem em estruturas estratificadas resultantes das atividades de organismos como os estromatólitos, oncólitos etc. Estruturas de biodeposição – que refletem a produção ou concentração de sedimento por organismo, como tufos algálicos e pelotas fecais.

Estromatólitos São estruturas sedimentares de bioestratificação, na forma de depósitos microbianos bênticos, laminados, litificados ou não, gerados pela interação de processos sedimentares físicos e químicos, com processos biológicos relacionados às atividades metabólicas e de crescimento de comunidades microbiais bentônicas, principalmente cianobactérias e bactérias. Nesses processos, segregam carbonato de cálcio que fixa e cimenta finas partículas dispersas na água, o que origina as lâminas que se superpõem e fazem crescer os montículos, tendendo a formar colunas verticalizadas. Suas laminações são resultantes de: • acúmulo de sucessivas lâminas, muito finas, de matéria orgânica e sedimentos finos detríticos (esteiras microbianas), aderidas ao substrato por materiais orgânicos segregados durante o metabolismo das cianobactérias ou algas verde-azuis filamentosas; • precipitação, aprisionamento e aglutinação de sedimentos detríticos finos, aos quais podem se incorporar aloquímicos finos; • atividades metabólicas (fotossíntese, decomposição) e dos padrões de crescimento dos microorganismos presentes no diversificado ecossistema onde os estromatólitos se formam, normalmente em ambiente costeiro com águas rasas, claras, límpidas e oxigenadas por ondas, sendo altamente dependentes da energia solar para o seu metabolismo.

Estromatólitos freqüentemente formam colunas ou domos que, em seção vertical, mostram laminação irregular com cores diferentes. Em planta, as colunas mostram formas arredondadas, localmente coalescentes, o que lhes permite formar estruturas recifais de grande porte. Constituem os vestígios de vida mais antigos da Terra, tendo sido encontradas, no NW australiano, formas com cerca de 3,5 Ga (bilhões de anos). Ainda na Austrália, foi calculado o crescimento colunar de estromatólitos atuais como sendo de 0,5mm por ano; assim, uma estrutura de 1m de altura corresponde a uma idade de 2.000 anos do estromatólito (vide Srivastava, 2000). (Estampas 4.36, 4.37 e 4.48 foto inferior)

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Oncólitos São também estruturas de bioestratificação, originadas por acresção orgânica de cianobactérias; geralmente assumem formas subesféricas ou elípticas, com estrutura interna concêntrica, freqüentemente irregular, constituída por envelopes microbianos descontínuos, com sedimentos aprisionados. As laminações algálicas, predominantemente, mas não exclusivamente, são carbonáticas e se formam pelo rolamento mecânico da estrutura, expondo novas superfícies para o seu crescimento. Podem mostrar um núcleo formado por uma partícula aloquímica, como um oólito, ou mesmo por um grão detrítico, mais raramente. Oncólitos podem se formar também pela precipitação de ferro comandado pelo metabolismo de bactérias (Fritz; Moore, 1988; e Sgarbi; Horn, 1995). (Estampas 4.38, foto superior esquerda e direita e 4.39)

Tufos algálicos São estruturas de biodeposição, que consistem em agregados arredondados, mostrando laminações concêntricas, que podem ter sido formadas à semelhança daquelas dos estromatólitos, descritas anteriormente. As aqui descritas não mostram núcleo detrítico e se presume que eram formas isoladas, móveis pela ação das ondas e correntes marinhas, e que ocupavam partes rasas do assoalho das plataformas carbonáticas no Pré-Cambriano. (Estampa 4.40 foto superior direita e esquerda)

Coprólitos ou pelotas fecais Consistem em matéria fecal fossilizada, de composição normalmente glauconítica ou fosfática, podendo ser abundante em fundos oceânicos ou em planícies fluviais de inundação. Normalmente são mal preservadas no registro geológico, pela atuação de organismos escavadores (vide Carvalho; Fernandes, 2000; e Fernandes et al., 2002). (Estampa 4.40 foto superior direita e esquerda)

8.2.3 Verniz de deserto (desert varnish) e predipitação de bioclastos Verniz de deserto são películas naturais, dominadas por argilas e óxidos de ferro e manganês, que colorem de alaranjado, verde, amarelo, cinza e negro as superfícies de rochas em ambiente desértico. Constituem um dos mais interessantes fenômenos bioquímicos em ambiente desértico árido, sendo comandado por colônias de bactérias denominadas “verniz de deserto” e por colônias de algas simbióticas e fungos (líquens). As rochas impregnadas devem ser expostas a aguaceiros esporádicos, que permitam a vida durante milênios dessas colônias de microorganismos. De acordo com Dorn e Oberlander (1981), essas bactérias, extremamente especializadas, absorvem ínfimas quantidades de óxidos de ferro e manganês da atmosfera (da ordem de partes por milhão ou ppm) e precipitam esses compostos como camadas negras de manganês, ou

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avermelhadas de óxido de ferro. Apesar de a película colorida ter menos de um centésimo de milímetro de espessura, grandes quantidades de superfícies rochosas, presentes nesses ambientes áridos, podem ter suas aparências totalmente modificadas pela mudança em suas colorações originais (vide Kraus et al., 2001; e Sites 4 e 5). (Estampa 4.41 foto superior esquerda) Outras estruturas biológicas geradas pela precipitação de bioclastos (aloquímicos) são mostradas na Estampa 4.41 foto superior direita, foto inferior esquerda e foto inferior direita.

8.3 Estruturas químicas São de origem secundária, sendo formadas após a deposição da rocha durante a diagênese. Havendo disponibilidade de cátions e a possibilidade de sua remoção por fluidos segundo o gradiente hidráulico local, a composição química, mineralógica e demais feições originais da rocha podem ser modificadas ou alteradas. Processos de dissolução e precipitação de diferentes substâncias químicas que ocorrem na natureza são comandados adicionalmente, pelas variações da temperatura e do pH do meio. Estruturas químicas macroscópicas comuns são os espeleotemas, crostas, nódulos septarianos e concreções. Estruturas químicas ocorrem quando soluções aquosas são relativamente enriquecidas em cátions, concentrando elementos químicos que atingem o ponto de saturação e se precipitam, formando vários tipos de estruturas.

8.3.1 Concreções e nódulos septarianos Minerais podem se precipitar no interior de sedimentos e formar agregados esféricos ou elipsóides, com estrutura interna maciça ou concêntrica. Concreções ou nódulos, de maneira genérica, são corpos de substâncias químicas agregadas aos poros de um sedimento clástico, freqüentemente em torno de um núcleo. Distinguem-se dos seixos porque não são corpos que sofreram transporte, tendo sido formados dentro da rocha, na posição em que são encontrados, por precipitação química de carbonato de cálcio, gipso ou cherte. Por serem geralmente mais resistentes ao intemperismo do que a rocha hospedeira, eles podem se destacar ou até se separar da mesma. Nódulos septarianos ocorrem em sedimentos lamosos, ricos em carbonato de cálcio, nos quais se formam, do centro para a borda, fendas lenticulares e irregulares, as quais são preenchidas por cristais de calcita, normalmente perpendiculares às paredes das fendas. Suguio (1982) menciona que o preenchimento das fendas pode ser também pela precipitação de barita, marcassita, galena, calcopirita etc. As fendas são formadas por contração do tipo sinéresis, devido à perda da água dos poros pela reorganização de argilas altamente porosas, ocorrendo tanto em ambiente marinho quanto continental (vide Suguio, 1982). (Estampas 4.42 foto superior esquerda e foto superior direita; e 4.48 foto superior direita)

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8.3.2 Oólitos e pisólitos Oólitos são pequenos corpos originados por acresção físico-química, mostrando formas ovaladas ou esféricas e diâmetro de 0,25mm a 2mm, formados principalmente por carbonato de cálcio e secundariamente por dolomita, sílica ou ferro. Estrutura-se geralmente em formas concêntricas em volta de um núcleo detrítico, que pode ser um grão siliciclástico como quartzo ou feldspato, um fragmento orgânico, um fragmento de rocha de grão fino etc. São mais característicos de ambientes marinhos rasos e agitados por ondas, sendo construídos principalmente por precipitação química, podendo, entretanto, incorporar envelopes algálicos. Pisólitos são corpos da mesma natureza, porém, com maiores dimensões que os oólitos. Assim como os oólitos, podem se formar em crostas de calcretes (Siever, 1957; Smale, 1973; e Esteban; Klappa, 1983). (Estampa 4.42 foto superior direita e esquerda)

8.3.3 Crostas e outros precipitados Cátions transportados em solução podem se depositar sobre superfícies rochosas, fendas, solos e poros, formando uma variada família que tem nos calcretes ou caliches (Ca) e nos silcretes (Si) seus termos mais comuns. Ocorrem ainda os manganocretes (Mg), ferricretes (Fe), dolocretes (Ca e Mg) e foscretes (P). Podem formar nódulos, camadas tabulares entre sedimentos siliciclásticos, crostas superficiais (hard pans), ou ainda depósitos dentro de sedimentos porosos ou rochas diversas fraturadas, nas quais os vazios são percolados por águas meteóricas ricas em cátions. A maioria se forma em clima árido e se relaciona com a temperatura e a variação do pH (potencial hidrogeniônico) das águas superficiais, fatores que, junto com o Eh (potencial de oxi-redução), controlam a solubilização e a precipitação dos cátions transportados. Cristais de halita e demais evaporitos podem se formar, por precipitação, em lagos sazonais com pouca circulação de água em regime árido, mares restritos e em ambiente de planície de marés. Em ambiente árido, a halita se deposita em cubos, que geralmente sofrem posterior substituição química, transformando-se em pseudomorfos do material que a substituiu. Gipso, calcário e uma variada gama de sais podem se precipitar em zonas de surgência de fontes hidrotermais. Soluções aquosas com manganês e ferro podem precipitar esses elementos ou seus óxidos em planos de acamamento ou de fraturamento, formando estruturas arborescentes denominadas dendritos. Pirita e marcassita podem se precipitar na forma de esferulitos ou rosetas, sob condições redutoras durante a consolidação de sedimentos argilosos escuros, ricos em matéria orgânica, depositados em ambientes anóxidos, em fundos marinhos ou lacustres. Essas estruturas podem ficar bem preservadas em folhelhos e mesmo em ardósias. Calcário pode se precipitar na forma de cristais de aragonita em ambiente marinho raso, quente, tendendo a evaporítico. Os depósitos formam horizontes perfeitos de aglomerados de cristais alongados de aragonita apontados para cima, que se intercalam com horizontes de lama carbonática pura, formando sucessões rítmicas que podem alcançar

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20m de espessura (vide para calcretes: Brown, 1956; Blank; Tynes, 1965; Reeves, 1970; Esteban; Klappa, 1983; e Sgarbi, 1989; para silcretes: Smale, 1973; Siever, 1957; e Sgarbi, 1989). (Estampas 4.42 foto inferior direita, 4.43, 4.44, 4.45 foto superior direita e esquerda, 4.46 foto inferior direita e esquerda, 4.47A e B; e 4.48)

8.3.4 Bandamento por coloração, estruturas esponjosa e nodular Compostos químicos em solução contendo ferro podem precipitar e colorir as rochas de vermelho. Os mesmos podem ser posteriormente removidos, sendo que esses processos dependem das mudanças do pH e do Eh do meio, conforme mostrado no item 4.4 “Cores dos sedimentos. Assim, rochas com certa porosidade como siltitos e arenitos podem mostrar pseudo bandamentos coloridos, contínuos ou não, relacionados à presença ou ausência do Fe2+ e Fe3+. Sedimentos oxidados mostram cores avermelhadas, sendo que, na presença de matéria orgânica, o ferro férrico pode ser reduzido, entrar em solução e se retirar da rocha, que, então, assume colorações cinza-esverdeadas, típicas da presença de ferro ferroso. Desse modo, a rocha pode mostrar bandas alternadas de sedimentos coloridos de vermelho e cinza-esverdeado. Flutuações no nível do lençol freático em sedimentos porosos podem formar também bandas horizontais de cores variadas (vide Walker, 1967; e Turner, 1980). (Estampa 4.45 foto inferior)

Estruturas bandadas, esponjosa e nodular A precipitação pode se dar na forma de estruturas bandadas, formadas pela precipitação de ferro e/ou sílica, comumente associada a calcário e, notadamente, em ambiente marinho. (Estampas 4.47foto inferior e 4.48 foto superior)

8.3.5 Espeleotemas Ocorrem em cavernas pela precipitação de minerais secundários durante o transporte de cátions por soluções aquosas. O ambiente cárstico em calcário é particularmente favorável para a formação dessas estruturas, porém, elas podem ocorrer também em cavernas formadas de arenito e quartzito. Em cavernas calcárias a atmosfera local é levemente depletada em dióxido de carbono. Ao mesmo tempo, águas superficiais em ambiente cárstico tornam-se anomalamente ricas em dióxido de carbono pela percolação no solo, ficando fora de seu equilíbrio químico normal. O resultado é que, quando a água em circulação atinge uma caverna, há a difusão química do CO2 da água para o ar da caverna. Nessas condições, o carbonato de cálcio transportado pela água fica fora de balanço com o dióxido de carbono e sai da água, precipitando-se como calcita. Dessa maneira, forma-se um variado leque de estruturas sedimentares em cavernas, sendo as mais comuns as colunas, estalactites, estalagmites, helictites, pérolas de cavernas, dentre outras. Por exemplo, a queda de gotas de água a

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partir do teto de uma caverna calcária em direção ao seu piso é o mecanismo formador das estalagmites; quando toca o assoalho da gruta, a gota deposita sua ainda excessiva carga de carbonato de cálcio (Waltham, 1976). Hill (1997) e Lino (2001) mostram, além de aspectos genéticos, várias ocorrências de espeleotemas em cavernas. (Estampa 4.49)

8.4 Miscelânea São diversos tipos de estruturas que têm como pontos em comum o fato de estarem relacionadas com rochas sedimentares, terem seus processos de formação ainda pouco compreendidos e/ou não se encaixarem na classificação proposta no presente texto.

8.4.1 Diques clásticos (clastic dykes) e estruturas de colapso de tetos de cavernas (brechas) A maioria dos diques clásticos são depósitos de materiais detríticos, que preenchem aberturas verticais formadas na rocha exposta à atmosfera. Essas fraturas podem ter origem tectônica, por perfurações verticais de organismos em sedimentos lamosos em fundos marinhos ou de lagos preenchidos por material arenoso, ou por sedimentação de areias nas fendas em gretas de contração etc. Injeção de sedimentos por recalque diferencial é relativamente comum, fazendo com que lamas e areias fluidificadas penetrem verticalmente, de baixo para cima, sedimentos capeantes. Um tipo especial de dique clástico ocorre quando sedimentos siliciclásticos entulham fendas métricas abertas em gnaisses arqueanos, apresentando-se, hoje, como diques preservados envoltos pelo saprólito da rocha encaixante. Colapso de teto de cavernas é relativamente comum em ambiente cárstico, podendo formar brechas monomícticas mal selecionadas, normalmente cimentadas por carbonato de cálcio, cujos fragmentos podem chegar a escalas métricas (megaclastos). Nesses ambientes, fraturas e planos de acamamentos alargados por dissolução podem também ser preenchidos por fragmentos angulosos, que vão sendo cimentados pelos materiais presentes no ambiente. (Estampa 4.50)

8.4.2 Estrutura de impacto extraterrestre Após o trabalho pioneiro de Álvarez et al. (1980), que relacionou a extinção dos dinossauros ao impacto de um meteoro ocorrido no final do Cretáceo na região de Yucatán, México, houve um renovado interesse pelo estudo dos processos e produtos relacionados com esses fenômenos catastróficos. Os efeitos relacionados às altas pressões envolvidas são mais estreitamente relacionados à liberação de magma, ao metamorfismo de impacto, à modificação mecânica do substrato, assim como à formação de minerais de alta pressão (estisovita, majorita

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etc.). Adicionalmente, formam-se estruturas sedimentares como brechas de impacto (suevitos, que podem ser cimentados por sílica ou por carbonato de cálcio, dentre outros compostos), além de silexitos, formados pela fusão e rescristalização da sílica presente nas rochas impactadas, e bombas de hematita cristalizadas em meio subaéreo. Muitas dessas estruturas podem ser vistas no Domo de Araguainha, uma estrutura de impacto cósmico com 40km de diâmetro, considerada o maior astroblema da América do Sul e que ocorre na fronteira entre Goiás e Mato Grosso (vide Hippert; Lana, 1998; Crósta et al., 1981; e Sites 6 e 7). (Estampas 4.51 e 4.52D). Uma brecha com cimento carbonático, da cratera de impacto de Ries, Alemanha, pode ser vista na Estampa 4.52 foto superior esquerda (Sites 6 e 7).

8.4.3 Estrutura mastóide Argilitos lacustres silicificados, que capeiam uma cratera kimberlítica do tipo Maar (cratera com a depressão ocupada por um lago), podem fornecer essa estrutura. Nesse caso específico, em uma cratera vulcânica que ocorre em Coromandel/MG, os sedimentos lacustres mostram espessura de cerca de 7-10m e superpõem depósitos piroclásticos (pyroclastic flow) da fácies cratera do kimberlito, cujas estruturas ascendentes de tubos de gases (gaz pipes), que terminam na base do contato com a seqüência lacustre silicificada, acham-se preservadas. Alguns blocos rolados desse capeamento silicificado, ao serem impactados mecanicamente com violência, fraturam-se sob a forma de seio (mastós) feminino. A suposta causa dessa estrutura parece ser a percolação de fluxos (plumas) ascendentes de calor, originários da rocha intrusiva – mostrado por “microestruturas de fluxo (?)” –, observados dentro do sedimento silicificado serrado (Estampa 4.53).

8.4.4 Congelamento de nuvens piroclásticas A estrutura foi encontrada na base de um depósito de tufo fino maciço, cretácico, com intercalações tabulares, métricas e contínuas de lapilitos, transportados por fluxos piroclásticos de baixa densidade do tipo surge. Com cerca de 20m de espessura, a seqüência assenta-se sobre o embasamento regional, constituído por metassiltitos neoproterozóicos do Grupo Bambuí. Ao longo da discordância, sobre os metassiltitos, ocorre um nível tabular e contínuo de tufo fino, que mostra estruturas retorcidas, diferentes das demais observadas em rochas piroclásticas. (Estampa 4.54 foto superior direita e esquerda)

8.4.5 Cadinho de manganês Esta estrutura incomum ocorre em uma seqüência de argilitos claros, bem estratificados, com cerca de 30-35m de espessura, depositados em lagos periglaciais neoproterozóicos (Grupo Bambuí), que exibem intercalações de horizontes ricos em manganês e ferro. O depósito mostra pequenas depressões centimétricas escavadas (?) nos planos de acamamentos dos argilitos, exibindo formas variadas, porém, tendendo a circulares,

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com contornos festonados, cujos interiores são totalmente preenchidos por manganês, depositado segundo laminações superpostas e com espessuras submilimétricas. Ocasionalmente, ocorrem microapófises do óxido penetrando o argilito, originárias do interior da depressão. Algumas depressões encontram-se vazias, porém, escurecidas, destacandose da rocha hospedeira. A estrutura ocorre no argilito claro e pode ter origem a partir da oxidação de manganês hidrotermal, por águas oxigenadas provenientes de deglaciação de geleira em clima temperado. Outra hipótese seria a origem orgânica, relacionada por organismos que metabolizavam manganês. A estrutura é rara no depósito, porém, quando existente, se realça pelo contraste de sua cor preta com o argilito branco. (Estampa 4.54 foto inferior direita e esquerda)

8.4.6 Blocos erráticos (erratic blocks) São blocos com dimensões de calhaus a matacões, presentes sobre pavimentos de movimentação de geleiras, transportados pelo gelo e depositados pela fusão da geleira na época de degelo. Muitas vezes, os blocos são geneticamente incompatíveis com o substrato regional sobre o qual descansam, sendo então denominados exóticos, podendo ter sido transportados por milhares de quilômetros a partir de áreas geologicamente muito diversas daquela onde se posicionam. (Estampa 4.55)

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Bibliografia Recomendada COLLINSON, J. D.; THOMPSON, D. B. 1982. Sedimentary structures. London: George Allen & Unwin. 194p. CONYBEARE, C. E. B.; CROOK, K. A. W. 1968. Manual of sedimentary structures. Australia: Bureu of Mineral Resourses, Geology and Geophysics. 327p. DIETRICH, R. V.; SKINNER, B. J. 1979. Rocks and rock minerals. New York: John Wiley. 319p. ESTEBAN, M.; KLAPPA, C. F. 1983. 54p.

. American Assoc. Petrol. Geol.

FRITZ, W. J.; MOORE, J. N. 1988. Basics of physical stratigraphy and sedimentology. London: John Wiley & Sons, Inc. 371p. LINO, C. F. 2001. Cavernas - o fascinante Brasil subterrâneo. São Paulo: Editora Gaia. 288p. PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4.ed. Tradução de R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes e C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman. 656p. SHROCK, R. R. 1948. Sequences in layered rocks. New York: McGraw Hill Co. 507p. STOW, D. A. V. 2005. Sedimentary rocks in the field - a color guide. Amsterdam: Elsevier. 320p. SUGUIO, K. 1982. Rochas sedimentares. São Paulo: Edgar Blucher Ltda. 500p.

Referências ADAMS, A. E.; MACKENZIE, W. S.; GUILFORD, C. 1984. Atlas of sedimentary rocks under the microscope. LOCAL: Longman Group. 138p. ALLEN, J. R. L. 1970. Physical processes of sedimentation - an introduction. London: George Allen & Unwin. 248p. ALVAREZ, L. W.; ALVAREZ, W.; ASARO, F.; MICHEL, H. V. Extraterrestrial cause for the Cretaceous-Tertiary extinction. Science, v. 208, 1980, p. 1.095-1.108. ARAI, M. Relações existentes entre a cor e a potencialidade palinológica do sedimento. Boletim IG-USP, v. 13, 1982, p. 75-80. BEKKER, A.; SIAL, A. N.; KARHU, J. A.; FERREIRA, V. P.; NOCE, C. M.; KAUFMAN, A. J.; ROMANO, A. W.; PIMENTEL, M. M. Chemostratigraphy of carbonates from the Minas Supergroup, Quadrilátero Ferrífero (Iron Quadrangle), Brazil: a stratigraphic record of Early-Proterozoic atmospheric, biochemical and climate change. American Journal of Science, v. 303, 2003, p. 865-904. BEUTES, N. J. 1983. Paleoenvironmental settings of iron formations in the Deposicional Basin of the Transvaal Supergroup, South Africa. In: TRENDALL, A. F.; MORRIS, R. C. (Ed.). Iron formation: facts and problems. Amsterdam: Elsevier p. 131-209. BHATIA, M. R. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. Journal of Geology, v. 91, 1983, p. 611-627. BJORNBERG, A. J. S.; GANDOLFI, N.; PARAGUASSU, A. B. Ocorrência de prismas hexagonais de arenito em São Carlos, SP (Formação Botucatu). Boletim da Sociedade Brasileira de Geologia, v. 13, n. 1 e 3, 1964, p. 61-66. BLANK, H. R.; TYNESM, E. W. Formation of caliche in situ. Geol. Soc. America Bull, v. 76, 1965, p. 1.387-1.392. BLATT, H. Current problems in diagenesis. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO DE GEOQUÍMICA, III, 1985, Ouro Preto. Anais..., Ouro Preto, 1995. p. 107-136. BOUMA, A. H. 1962. Sedimentology of flysch deposits: a graphic approach to facies interpretation. Amsterdam: Elsevier. 168p.

385

386


BROWN, C. N. The origin of caliche on the Northeastern Llano Estacado, Texas. Jour. Geology, v. 64, 1956, p. 1-15. CARVALHO, M. S.; CAMPOS, D. de A.; DARDENNE, M. A.; SGARBI, G. N. C.; CAMPOS, J. E. G.; CARTELLE, C. Celacantos do Cretáceo Inferior de Minas Gerais. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE PALEONTOLOGIA, XIV, Uberaba, 1995. Atas... Rio de Janeiro, 1995. 35p. CARVALHO, I. de S.; FERNANDES, A. C. S. 2000. Icnofósseis. In: CARVALHO, I. de S. (Ed.). Paleontologia. Rio de Janeiro: Editora Interciência. Cap. 7, p. 95-118. 628p. CAS, R. A. F.; WRIGHT, J. V. 1995. Volcanic sucessions - modern and ancient. London: Chapman & Haal. 528p. CHOQUETTE, P. W.; PRAY, L. C. Geological nomenclature and classification of porosity in carbonates. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 54, 1970, p. 207-250. CRÓSTA, A. P.; GASPAR, J. C.; CANDIA, M. A. F. Feições de metamorfismo de impacto no Domo de Araguainha. Revista Brasileira de Geociências, 11(3), 1981, p. 139-146. DAL CIN, R. Pebble Cluster: their origin and utilization int the study of palaeocurrents. Sedimentary Geology, v. 2, 1968, p. 233-241. DANA, J. D. On some results of Earth’s contraction from cooling, including a discussion of the origin of mountains and the nature of the Earth’s interior. Am. J. Sci., (5), 1873a, p. 423-443. DANA, J. D. On some results of Earth’s contraction from cooling, including a discussion of the origin of mountains and the nature of the Earth’s interior. Am. J. Sci., (6), 1873b, p. 6-14, 104-115, 161-172. DARMSTADTER, J.; LANDSBERG, H. H.; MORTON, H. C. 1983. Energy today and tomorrow. New York: Prentice Hall. DE ROS, L. F. de; SGARBI, G. N. C.; MORAD, S. Multiple authigenesis of K-feldspar in sandstones: evidence from the Cretaceous Areado Formation, São Francisco Basin, Central Brazil. Jour. Sedim. Research, v. A64 (4), 1986, p. 778-787. DE ROS, L. F. 1986. Petrologia e características de reservatório da Formação Sergi (Jurássico) no Campo de Sesmaria, Bacia do Recôncavo, Brasil. Dissertação de Mestrado. Ouro Preto/MG: Universidade Federal de Ouro Preto. DE ROS, L. F. de. Petrologia e características de reservatório da Formação Sergi (Jurássico) no Campo de Sesmaria, Bacia do Recôncavo, Brasil. Ciência Técnica do Petróleo, Petrobras/Cenpes, Rio de Janeiro, Série Exploração de Petróleo n. 19, 1986, 107p. DORN, R. I.; OBERLANDER, T. M. Microbial origin of desert varnish. Science, v. 213, 1981, p. 1.245-1.247. DUNHAM, R. J. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: HAM, W. E. (Ed.). 1962. Classification of carbonate rocks - a symposium. Tulsa: Amer. Assoc. Petrol. Geolog. p. 108-121. DUNBAR, C. O.; RODGERS, J. Principles of stratigraphy. 1957. New York: Wiley. p. 97-134. FERNANDES, A. C. S. Cnidários. In: CARVALHO, I. de S. (Ed.). Paleontologia. 2000. Rio de Janeiro: Editora Interciência. Cap. 19, p. 350-364. 628p. FERNANDES, A. C. S.; BORGHI, L.; CARVALHO, I. S.; ABREU, C. J. de. 2002. Guia dos icnofósseis de invertebrados do Brasil. Rio de Janeiro: Ed. Interciência, 260p. FISCHER, R. V.; MATTINSON, J. M. Wheeler gorge turbidite - conglomerate series, California: inverse grading. J. Sedim. Petrol., v. 38(4), 1968, p. 1.013-1.023. FISCHER, R. V. Proposal classification of volcaniclastic sediments and rocks. Geol. Soc. of America Bull., v. 72, 1961, p. 409-414. FOLK, R. L. Pratical petrographic classification of limestones. Amer. Assoc. Petrol. Geologists Bull., v. 43, 1959, p. 1-38. FOLK, R. Spectral subdivisions of limestones types. In: HAM, W. E. (Ed.). Classification of carbonate rocks - a symposium. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Memoir 1, 1962, p. 62-84. FOLK, R. 1974. Petrology of sedimentary rocks. Austin/Texas: Hemphill Publishing Co. 182p. GILL, R. 1996. Chemical fundamentals of geology. 2.ed. London: Chapman & Hall. 290p. GRABAU, A. W. On the classification of sedimentary rocks. American Geologists, v. 33, 1904, p. 228247. GRIM, R. E. 1968. Clay mineralogy. 2a ed. New York: MacGraw-Hill.

PARTE 4

HALLSWORTH, C. R.; KNOX, R. W. O’B. Classification Scheme, v. 3. Classification of sediments and sedimentary rocks. British Geological Survey, Londres, 1999, Report 99-103, 44p. HAMBLIN, W. K. 1971. X-Ray Photography. In: CARVER, R. E. (Ed.). Procedures in sedimentary petrology. New York; Wiley-Intercience, p. 251-284. 653p. HAMPTON, M. A. Buoyancy in debris flows. J. Sed. Petrol., v. 49, 1979, p. 753-758. HENDRY, H. E. The orientation of discoidal clasts in ressedimented conglomerates, Cambro-Ordovincian, Gaspé, Eastern Quebec. Jour. Sed. Petrology, v. 46, 1974, p. 48-55. HENDRY, H. E.; STAUFFER, M. R. Penecontemporaneous folds in cross-bedding: inversion of facing criteria and mimicry of tectonic folds. Geol. Soc. America Bull. v. 88, 1977, p. 809-812. HIGGINS, C. G. Formation of small ventifacts. Journ. Geology, v. 64, 1955, p. 506-516. HILL, C. A. 1997. Cave minerals of the world. 2a. ed. National Speleological Society. 463p. HIPPERTT, J.; LANA, C. Aerial crystallization of hematite in impact bombs from the Araguainha astroblema, Mato Grosso, Central Brazil. Meteoritic and Planetary Sci. v. 33, 1998, p. 1.303-1.309. HJÜLSTROM, F. Study of morphological activities of rivers as illustrated by the River Fyris. Geol. Instit. Bull., University of Uppsala, v. 25, 1935, p. 221-527. HOBBS, B. E.; MEANS, W. D.; WILLIAMS, P. F. 1976. An outline of structural geology. New York: John Wiley. 571p. HOPE, G. A.; WOODS, R.; MUNCE, C. G. Raman microprobe mineral identification. Minerals Enginnering, v. 14 (12), 2001, p. 1.565-1.577. INGRAM, R. L. 1970. Sieve analysis. In: CARVER, R. E. (Ed.). Procedures in sedimentary petrology. New York: Wiley-Intercience. p. 49-67. 653p. JAMES, H. L. Sedimentary facies of iron-formation. Econ. Geol., v. 49, 1954, p. 235-296. KARFUNKEL, J.; DANTAS, M. S.; PIMENTA, M. A.; PINHEIRO, M. V. B. P.; PERSIANO, A. I. C.; LAMEIRAS, F. S.; ADDAD, J. E. Métodos espectroscópicos na análise gemológica. Espectroscopia Micro-Raman (EMR). Revista da Escola de Minas de Ouro Preto, v. 53(4), 2000, p. 239-245. KRAUS, J. E. (Coord.). 2001. Biologia vegetal. 6ª. ed. Rio de Janeiro: Guanabara-Koogan. 906p. (Original: RAVEN, P. H.; EVEST, R. F.; EICHHORN, S. E. Biology of plants. New York: Freeman & Worth, 1992.) KRINSLEY, D. H.; DONAHUE, J. Environmental interpretation of sand grain surface textures by electron microscopy. Geol. Soc. America Bull, v. 87, 1968, p. 130-132. LISBOA, M. A. L. Ocorrência de seixos facetados no Planalto Central do Brasil. Anais da Escola de Minas de Ouro Preto, v. 8, 1906, p. 25-74. LOWE, D. R. Grain flow and grain flow deposits. J. Sed. Petrol., v. 46, 1976, p. 188-199. MATTER, A.; RAMSEYER, K. 1985. Cathodoluminescence microscopy as a tool for provenance studies of sandstones. In: ZUFFA, G. G. (Ed.). Provenance of arenites. LOCAL: D. Reidel Pub. Co., p. 191-211. MAYNARD, J. B. 1991. Iron: singenetic deposits controlled by the evolving ocean-atmosphere system. In: FORCE, E. R.; EIDEL, J. J.; MAYNARD, J. B.; ROBERTSON, J. M. (Ed.). Sedimentary and diagenetic mineral deposits: a basin analysis approach to exploration, reviews in economic geology. Socorro/NM: Society of Economic Geologists. p. 141-145. v. 5. MARTINS-NETO, M. A. Depósitos de água profunda na bacia neoproterozóica do São Francisco. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 42, 2004, Araxá. CD-ROM, Simp. 28, T-31. McBRIDE, E. F. 1970. Mathematical treatment of size distribution data. In: CARVER, R. E. (Ed.). Procedures in sedimentary petrology. New York: Wiley-Intercience. p. 109-127. 653p. McKEE, E. D. (Ed.). Study of global sand seas. U. S. Geol. Survey, 1979, Professional Papers 1.052. 429p. McKEE, M. C.; WEIR, G. W. Terminology for estratification and cross estratification in sedimentary rocks. Geol. Soc. Amer. Bull., v. 64, 1953, p. 381-390. MEDEIROS, R. A. Sistemas deposicionais. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, XXXI, 1980, Camboriu/SC. SBG, Apêndice 5, p. 53-62. MIDDLETON, G. V. Johannes Walther’s law of the correlation of facies. Geol. Soc. Amer. Bull, v. 84, 1973, p. 979-988. MIDDLETON, G. V. (Ed). 1977. Sedimentary processes: hydraulic interpretation of primary sedimentary structures. New York: Soc. Econ. Paleont. and Mineral, Reprint Series 3. 285p.

387

388


MORAES, M. A. S.; RAJA-GABAGLIA, G. P. Arenitos eólicos intercalados em seqüências fluviais: critérios para o reconhecimento. CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 34, 1986. Anais... Goiânia, 1986, v. 1, p. 245-261. MUNSEL SOIL COLOR CHARDS. 1994. Macbeth Division of Kollmargen Instruments Co. New York: New Windsor. 28p. MUTTI, E. 1985. Turbidite systems and their relations to depositional sequences. In: ZUFFA, G. G. (Ed.). Provenance of arenites. Dordrecht: D. Riedel Publ. Co. p. 65-93. PETTIJOHN, F. J. 1949. Sedimentary Rocks. 1a ed. New York: Harper & How. 526p. PETTIJOHN, F. J.; POTTER, P. E.; SIEVER, R. 1987. Sand and sandstone. 2a.ed. New York: SpringerVerlag. 553p. PICCARD, M. D.; HIGH JR., L. R. 1973. Sedimentary structures of ephemeral streams. Amsterdam: Elsevier. Developments in Sedimentology, 17. 233p. POWERS, M. C. A new roundness scale for sedimentary particles. Journal of Sedimentary Petrology, v. 23, 1953, p. 117-119. REEVES JR., C. C. Origin, classification and geological history of caliche on the southern high plains, Texas and Eastern New Mexico. Jour. Geol., v. 78, 1970, p. 352-353. REINECK, H. E.; SINGH, I. B. 1980. Depositional sedimentary environments. 2a ed. New York: SpringerVerlag. 549p. RUBEY, W. W. Setting velocity of gravel, sand, and silt particles. Amer. Jour. of Science, 5th Series, v. 25, 1933, p. 235-238. RUST, B. R. Deformed Cross-Bedding in Tertiary-Cretaceous Sandstone, Artic Canada. Jour. Sed. Petrology, v. 38, 1968, p. 87-91. SCHOLLE, P. A.; BEBOUT, D. G.; MOORE, C. H. Carbonate depositional environments. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Memoir, 33, Tulsa/Okla, 1983. 708p. SCHULTZ, R. B. 1991. Metalliferous black shales: accumulation of carbon and metals in intracratonic basins. In: FORCE, E. R.; EIDEL, J. J.; MAYNARD, J. B.; ROBERTSON, J. M. (Ed.). Sedimentary and diagenetic mineral deposits: a basin analysis approach to exploration, reviews in economic geology. Socorro/NM: Society of Economic Geologists. p. 171-176. v. 5. SELLEY, R. C. 1982. An introduction to sedimentology. London: Academic Press, 408p. SELLEY, R. C. 1985. Ancient sedimentary environments. 3a. ed. London: Chapman and Hall Ltd. 317p. SGARBI, G. N. C. 1989. Geologia da Formação Areado, Cretáceo Inferior a Médio da Bacia Sanfranciscana, oeste do Estado de Minas Gerais. Dissertação de Mestrado. Rio de Janeiro: UFRJ. 324p. SGARBI, G. N. C. Arenitos Eólicos da Formação Areado (Bacia Cretácica do São Francisco): Caracterização, Diagênese e Aspectos Químicos. Revista Brasileira de Geociências, v. 21(4), 1991, p. 343-354. SGARBI, G. N. C.; LADEIRA, E. A. Ventifacts of Proterozoic inconformity in the Alto Paranaíba Region, West of Minas Gerais, Brazil. Geociências, São Paulo, v. 14, 1995, p. 119-151. SGARBI, G. N. C.; DE ROS, L. F. de. Petrological and chemical aspects of K-Feldspar authigenesis in the Cretaceous Areado Sandstones, São Francisco Basin, Central Brazil. Geociências, São Paulo, v. 14 (1), 1995, p. 97-117. SGARBI, G. N. C.; HORN, H. A. Ocorrência de caulinita no Espinhaço, MG. Boletim IG/USP, Série Científica, v. 42, 1992, p. 23-33. SGARBI, G. N. C.; HORN, H. A. Estruturas orgânicas associadas às concreções ferruginosas presentes em rochas do Proterozóico Médio do Super-Grupo Espinhaço na Região de Diamantina, MG. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE PALEONTOLOGIA, XIV, Uberaba, 1995. Atas... Rio de Janeiro, 1995. 116p. SHANMUGAM, G. 1985. Types of porosity in sandstones and their significance in interpreting provenance. In: ZUFFA, G. G. (Ed.). TITULO? Dordrecht: D. Reidel Pub. Co. 1984. p. 115-137. SMIDTH, V.; McDONALD, D. A. The role of secondary porosity in the course of sandstone diagenesis. In: SHOLE, P. A.; SCHLUGER, P. R. M. (Ed). Aspects of diagenesis. Tulsa/Okla: SEPM, Spec. Publ. 26, 1979, p. 175-207. SIEVER, R. The silica budget in the sedimentary cycle. America Mineralogist, v. 42, 1957, p. 821-841. SKINNER, B. J. 1985. Earth Resourses. New York: Prentice-Hall. SMALE, D. Silcretes and associated silica diagenesis in Southern Africa and Australia. Journ. Sed. Petrology, v. 43(4), 1973, p. 1.077-1.089.

PARTE 4

SNEED, E. D.; FOLK, R. L. Pebbles in the lower Colorado River, Texas. A study on particles morphogenis. J. Geology, v. 66, 1958, p. 114-150. SRIVASTAVA, R. K. 2000. Estromatólitos. In: CARVALHO, I. de S. (Ed.). Paleontologia. Rio de Janeiro: Editora Interciência. Cap. 8, p. 118-136. 628p. SUNDBORG, A. The river Claralven, a study in fluvial processes. Geogr. Annlr, v. 38, 1956, p. 125-316. SURLIK, F. Fan delta to submarine fan conglomerates of the Volgian-Valanginian Wollaston Forland Group, East Greenland. In: KOSTER, E. H.; STEEL, R. J. (Ed.). Sedimentology of gravels and conglomerates. Canadian Soc. Petrol. Geol., Memoir 10, 1984, p. 359-382. TURNER, P. 1980. Continental red beds. Developments in Sedimentology 29, Amsterdan: Elsevier. 562p. WALKER, R. G. 1992. Turbidite and submarine fans. In: WALKER, R. G.; JAMES, N. P. (Ed.). Facies model: response to sea level chance. Ontario: Geol. Assoc. of Canada. p. 239-263. WALTHAM, A. C. 1976. The world of caves. Londres: Orbis Publications. 128p. WALTHER, T. R. Color of recent sediments in Tropical Mexico: a contribution to the origin of red beds. Geol. Soc. America Bull., v. 78, 1967, p. 917-920. WENTWORTH, C. K. A scale grade and class terms for clastic sediments. Journal of Geology, v. 30, 1922, p. 377-392. WHITNEY, M. I. The role of vorticity in developing lineation by wind erosion. Geol Soc. America Bull., v. 89, 1978, p. 1-18. WHITNEY, M. I.; DIETRICH, R. V. Ventifacts sculpture by wind blow dust. Geol. Soc. America Bull., v. 84, 1973, p. 2.561-2.582.

Sites Site 1 : http://cienciahoje.uol.com.br/ Site 2 : palaeo.gly.bris.ac.uk Site 3 : http://www.tarpits.org/ Site 4: varnish/dec_varnish.html Site 5 : http://www.desertusa.com/ Site 6 : en.wikipedia.org/wiki/impact_crater Site 7 : www.solarviews.com/cap/earth/chicxlb1.htm

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PARTE 3

estampas estrutura física

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PARTE 3

Estampa 4.1 - Foto superior esquerda: Canal fluvial escavado em arenitos fluvio-deltáicos com contribuição eólica, mostrando estrutura de corte e preenchimento (cut and fill), com paleofluxo perpendicular à foto. O depósito fluvial mostra rompimentos e ondulações em suas lâminas basais por recalque diferencial, gerando pequenas falhas de gravidade (seta). O conjunto foi coberto por nova deposição de arenitos fluvio-deltáicos. Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. Local: Galena, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Canal fluvial escavado em quartzito, preenchido por conglomerado polimíctico conchilífero, suportado pelos clastos. Notar, no conglomerado, o nível intermediário com predominância de areia, cujo topo foi erodido pelo aporte dos cascalhos sobrejacentes (seta). Recente. Local: Praia de Jeriquaquara, CE. Quartzito: Neoproterozóico da Formação São Joaquim, Grupo Martinópole. (Foto gentilmente cedida por Gaudius C. Montresor, UFMG). Foto inferior: Turboglifos desenvolvidos na base de arenitos eocênicos, mostrando paleofluxos de cima para baixo da foto. Local: Igamane, Miyazaki, Japão. (Foto: H. Nagahama. Serviço Geológico do Japão. Gentilmente cedida por Kenitiro Suguio, 1982).

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Estampa 4.2 - Foto superior esquerda: Granitóide arqueano do Complexo Belo Horizonte (a) superposto, em contato tectônico, por conglomerado maciço, suportado por matriz arenosa da Formação Carrancas (b), Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. O granitóide encontra-se milonitizado pelo movimento de arrasto dos sedimentos em um contexto de tectônica epidérmica. As setas mostram veios de quartzo desenvolvidos nos sedimentos. Local: Rodovia MG 424, Belo Horizonte - Matozinhos. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenito conglomerático epiclástico (ac) depositado ao longo de uma discordância erosiva, sobre arenitos eólicos (ae). Notar neste, à direita no topo, estratificações cruzadas mostrando o paleofluxo da esquerda para a direita (seta 2) e polígonos de dissecação superimpostos às estratificações em seu lado esquerdo (seta). Observar a superfície erodida do topo do arenito eólico (seta 1). O arenito epiclástico mostra clastos arredondados (v) de rochas vulcânicas alcalinas, e clastos angulosos (a) do arenito eólico subjacente. Grupo Areado, Cretáceo da Bacia Sanfranciscana. Local: Quintinos, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Paraconglomerado maciço (b) suportado por matriz arenosa lítica, transportado por fluxos de detritos em ambiente desértico, depositado em discordância erosiva e angular sobre metassiltito roxo (a) do Grupo Bambuí, Neoproterozóico da Bacia do São Francisco. Notar a presença de ventifactos transportados na base do conglomerado (setas), desenvolvidos sobre a antiga superfície de denudação. O hiato deposicional entre as duas seqüências é da ordem de 600 Ma. Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana e Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.3 – Foto superior esquerda: Ortoconglomerado monomíctico, mal selecionado, suportado por clastos de quartzitos bem arredondados. Exibe o arcabouço muito fechado, sugerindo avançado estágio de compactação mecânica por soterramento. Mostra contatos de dissolução (seta) e é cimentado por sílica. (Escala de barra = 2,5cm). Formação Bandeirinha, Grupo Guinda, Mesoproterozóico do Supergrupo Espinhaço. Local: Diamantina, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Ortoconglomerado polimíctico, suportado por clastos de quartzito, granito, ritmito, filito e carbonato medianamente bem selecionados e muito bem arredondados. A rocha mostra visíveis feições de compactação e amalgamento de clastos por pressão de soterramento (setas). Depósito glacial da Formação Salinas, Neoproterozóico, Grupo Macaúbas. Local: Salinas, MG. Amostra gentilmente cedida por A. Uhlein (UFMG). (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Ortobrecha basal monomítica, maciça, muito angulosa e mal selecionada, constituída por fragmentos de quartzito, cimentados por sílica. Formação São João da Chapada, Grupo Guinda, Mesoproterozóico do Supergrupo Espinhaço. Local: Diamantina, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Ortobrecha monomíctica maciça, mal selecionada, cimentada por sílica e constituída por fragmentos de quartzitos encaixantes da intrusão alcalina de Araxá. Relaciona-se com uma falha de gravidade que corta o local da brecha. Mesoproterozóico, Grupo Ibiá. Local: Araxá, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.4 - Foto superior esquerda: Conglomerado arenoso, polimíctico, mal selecionado, com clastos de metassiltito, granito e quartzito bem arredondados, cimentado por carbonato de cálcio. Estruturas imbricadas podem ser vistas em (a), onde um clasto de granito apóia-se em um de metassiltito, e em (b), onde dois clastos de metassiltitos também se apóiam, indicando paleofluxo da direita para a esquerda. Feições diagenéticas geopetais, indicativas de topo e base, podem ser vistas (setas 1 e 2), mostrando a precipitação de calcita pura na parte inferior (base) do clasto de granito e de um de quartzito, respectivamente. Escala de barra = 2,5cm. Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. (Foto do Autor). Foto superior direita: Conglomerado polimitíco, compactado tectonicamente (talvez originalmente paraconglomerado), maciço, mal selecionado, mostrando clastos bem arredondados de quartzito, metavulcânica, quartzo e filito, flutuando em matriz quartzítica cimentada por sílica. Grupamento de clastos (seta 1) sugere paleofluxo da direita para a esquerda. Formação Sopa-Brumadinho, Grupo Guinda, Mesoproterozóico do Supergrupo Espinhaço. Local: Guinda, Diamantina (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Mesmo afloramento anteriormente mostrado, exibindo, como clasto, um matacão arredondado de um ortoconglomerado mais antigo, com seixos menores e arcabouço mais fechado (limites mostrados pelas setas 1). Notar no conglomerado mais recente, clastos quebrados por choque de grãos com penetração da matriz (setas 2) e superfícies de dissolução amalgamando quartzitos por pressão tectônica (seta 3). (Foto do Autor) Foto inferior direita: Diamictito glacial com clastos de metassiltitos flutuando em uma matriz siltoargilosa. Membro Brocotó, Formação Floresta, Grupo Santa Fé, Permo-Carbonífero da Bacia do São Francisco. Local: Canabrava, MG. (Foto gentilmente cedida por José E. G. Campos, UnB).

PARTE 3

Estampa 4.5 - Foto superior esquerda: Paraconglomerado de leque aluvial com clastos bem arredondados de quartzitos imersos em matriz tufo-lapilítica. Os clastos, incorporados ao transporte piroclástico, foram arredondados em ciclos fluviais prévios. Formação Uberaba, Cretáceo Superior, Grupo Bauru, Bacia do Paraná. Local: Coromandel, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Ortoconglomerado fluvial, maciço, silicificado, suportado por grânulos, seixos e calhaus bem arredondados de quartzito e quartzo com uma fração intersticial quartzítica. Formação Morro do Chapéu, Neoproterozóico, Grupo Chapada Diamantina. Local: Região de Morro do Chapéu, BA. Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra gentilmente doada por D. Mariano (UFMG). Foto inferior esquerda: Ortobrecha laterítica (ferricrete), composta por fragmentos de hematita e itabirito cimentados por óxido e hidróxido de ferro; encontrada como calhau em cascalho de rio de alta energia. Clasto maior na base = 10cm. Recente. Local: Rio Conceição, Santa Bárbara, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli em amostra coletada pelo Autor). Foto inferior direita: Turfeira formada pelo acúmulo de remanescentes de gramíneas sobre um substrato de quartzitos não fraturados, que reteve a umidade necessária para a formação da turfa. Seu topo está sendo coberto por colúvio ferruginoso, que evolui para uma crosta de Fe-laterita (ferricrete). Recente. Diamantina, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.6 - Foto superior esquerda: Nível basal de tufo lapilítico maciço (a) depositado por processo de fluxo piroclástico de alta densidade (flow) superposto por tufos planar-paralelos resultantes da deposição por queda piroclástica (fall) (b). Quaternário. Local: Região do Lago Bolsena-Pitigliano, Toscana, Itália. (Foto: Patrícia Sgarbi) Foto superior direita: Arenito fluvial sub-arcosiano, ferruginoso, com palhetas encurvadas (flakes-chips) de argilas claras endurecidas, retiradas da planície de inundação em regime fluvial meandrante, durante inundações. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. Procedência desconhecida. Altura da foto = 15cm (Foto: Marcílio Gazzinelli) Foto inferior esquerda: Arenito fluvio-deltáico, fino, mostrando laminações escuras e bem definidas pela presença de biotita, intercaladas com outras claras, ricas em quartzo-feldspato. A seta mostra um horizonte rico em biotita, com falhamentos normais sinsedimentares que não se aprofundam na rocha, superposto por areia grossa depositada por tração. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Calcário dolomítico (calcilutito/mudstone) com acamamento/laminação planarparalelos, dominantemente escuro pela matéria orgânica presente, mostrando horizontes com pequenos oncóides e microestromatólitos (setas). (Escala de barra = 3cm) Formação Gandarela, Paleoproterozóico, Supergrupo Minas. Local: Serra do Gandarela, Quadrilátero Ferrífero, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Pedre3 – Turbiditos com camadas gradadas (quartzitos) mostrando granodecrescência ascendente, superpostas por um nível maciço ao nível da escala. Seqüência Vulcanossedimentar Nova Brasilândia (Mesoproterozóico). Local: Nova Brasilândia, RO. Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira (CPRM-SA).

Pedre4 – Metassedimentos (paragnaisses) mostrando preservadas estruturas de granodecrescência ascendete. Complexo Juiz de Fora (Arqueano). Local: Rodovia BR- 418, Teófilo Otoni, MG. Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira, (CPRM-SA).

235 – Parabrecha epiclástica polimíctica, constituída por fragmentos de rochas vulcânicas semi-alteradas além de arenitos e quartzitos. Seu arcabouço mostra gradação normal, variando de matacões na base, a lapilito e tufo no topo. A matriz é argilosa e a rocha foi depositada por fluxo de detritos. Local: Mina de Diamantes de Romaria, Romaria, MG. Formação Uberaba, Grupo Bauru, Cretáceo Superior da Bacia do Paraná. (Foto do Autor).

235b – Lapilitos e tufos mostrando gradação inversa (seta 1 ) e normal (seta 2) em depósito piroclástico do tipo surge relacionado à fácies cratera de intrusão vulcânica, no qual planos de acamamento encontram-se levemente inclinados para a esquerda da foto, indicando o posicionamento da cratera à direita da mesma. Local: Tiros, MG. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior da Bacia Sanfranciscana. (Foto do Autor).

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Estampa 4.8 - Foto superior esquerda: Calcário (calcilutito) da Formação Sete Lagoas, mostrando acamamento planar-paralelo, visto a partir do topo da escala, superpondo-se a conglomerados e arenitos maciços ocres da Formação Carrancas, segundo uma discordância erosiva (base do martelo). Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: margem da rodovia MG-424 (Belo Horizonte - Matozinhos). (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenitos eólicos maciços da Formação Botucatu, superpostos por um derrame de basalto da Formação Serra Geral, segundo uma discordância erosiva. Grupo São Bento, Cretáceo Inferior, Bacia do Paraná. Local: Região de Ponte Alta, Uberaba, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Amostra da zona de contato entre o basalto e o arenito mostrados na figura anterior, exibindo amígdalas elípticas preenchidas por opala. Notar as finas intercalações de basalto dentro do arenito e o preenchimento de fraturas, no basalto, por areias transportadas provavelmente por fluxo térmico. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Calcários e siltitos com acamamento planar-paralelo (a), da Formação Gros Ventre, Cambriano, verticalizados por tectonismo e superpostos por dolomitos maciços da Formação Big Horn, Ordoviciano (b). Notar o plano bem definido da discordância que corta a seqüência inferior, caindo para a direita da foto. Local: Região da Reserva Indígena de Big Horn, Sul de Wyoming, EUA. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.9 - Foto superior esquerda: Intercalações de lapilitos (seta 1) e tufos (seta 2). Os tufos representam a sedimentação por queda piroclástica, em períodos de menor energia explosiva do vulcão, e os lapilitos refletem seus pulsos mais energéticos. Apesar do intemperismo, sua estrutura pode ser perfeitamente observada se for retirada, por raspagem, a parte superficial do afloramento. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. (Foto do Autor) Foto superior direita: Estratificação planar-paralela em conglomerados e arenitos, maciços, com contatos bruscos e bem marcados, realçados pelas diferenças granulométricas entre as camadas e pelas cores resultantes do intemperismo, que refletem suas diferenças composicionais primárias. Cores avermelhadas refletem a presença de óxidos e hidróxidos férricos; as brancas mostram feldspatos caolinizados. Os conglomerados exibem clastos suportados por matriz arenosa e as alternâncias litológicas ao longo do perfil vertical refletem mudanças na energia da sedimentação devido a pulsos de reativação tectônica na área fonte. Terciário, Formação Barreiras. Local: Pontal de Ubu, Anchieta, ES. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Tufos e lapilitos com estratificação planar-paralela, mostrando delgada intercalação de derrames lávicos (setas). (U) Mostra um nível contínuo de queda de pome indicando o início de um pulso explosivo e (L) um delgado horizonte de lava mostrando o final do pulso, situação que se repete ao longo da seção vertical do afloramento, representando os registros de vários pulsos explosivos superpostos. Província Vulcânica de Monte Vulturi (Quaternário), Apeninos Meridionais, Basilicata, Itália. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Estrutura planar-paralela em calcilutitos (mudstones) e finas lâminas de argilas – agora filitos – refletindo mudanças climáticas cíclicas sucessivas, com alternância de implantação de climas quentes (deposição dos carbonatos) e frios (deposição dos siliciclásticos). A sucessão rítmica ocorreu em um contexto de aumento generalizado da lâmina d’água por deglaciação. A seta mostra a escala. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Pedreira Lontra, Inhaúmas, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.10 - Foto superior esquerda: Camadas espessas de arenitos intercaladas com camadas delgadas de lamitos de planície de inundação depositados em regime fluvial meandrante, formando um típico depósito de red beds. As manchas claras são formadas por depósito de gipso, que forma a matriz do arenito. Formação Chugwater, Triássico Superior do Canyon Windriver, Utah, EUA. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenito eólico mostrando estratificação planar-paralela (subambiente de interduna). Os níveis claros são ricos em minerais silicatados (quartzo, feldspato) e os marronsavermelhados são ricos em óxido de ferro (hematita) que dá o aspecto (rajado) à rocha. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Rodovia Arapuá-Pimenta, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Arenitos finos em camadas tabulares, intercalados com argilitos (setas) depositados em planície de inundação em regime fluvial meandrante. Notar as superfícies sempre erosionais observadas nos topos dos pelitos pelo aporte das areias em regime de maior energia, e não erosionais em suas bases. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Folhelho lacustre com cores variadas, mostrando desplacamento das camadas por desidratação das argilas. A evolução desse processo induz à formação de uma estrutura na forma de folhas de livro (textura papirácea) ainda pouco evidente na rocha. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

b

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a Estampa 4.11 - Foto superior esquerda: Depressão em rochas paleozóicas preenchidas por arenitos eólicos. Em primeiro plano (a) nota-se estratificação planar-paralela de subambiente de interduna. Mais ao fundo, (b) mostra três conjuntos (sets) de dunas com estratificações cruzadas de baixo ângulo de base tangencial, separadas por estratos de subambiente de interduna (setas). O sentido do paleofluxo é da esquerda para a direita da foto. Arenito Navajo, Jurássico. Local: Área do Dinossaur National Monument, Vernal, Utah, EUA. (Foto do Autor) Foto superior direita: Detalhe da foto anterior vista de outro ângulo, mostrando duas seqüências de dunas com estratificações cruzadas, separadas por um set de camadas horizontais de interduna (seta). O sentido do fluxo é da direita para a esquerda da foto. (Foto do Autor) Foto inferior: Arenito eólico mostrando laminação planar-paralela em subambiente de interduna (a), superposto por arenitos de subambiente de dunas com estratificação cruzada de base tangencial (b), com paleofluxo da esquerda para a direita da foto. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Rodovia Presidente Olegário – Galena, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.12 - Foto superior esquerda: (a) lamitos maciços fluvio-deltáicos sobrepostos por arenito fluvial, com estratificações cruzadas acanaladas e de base tangencial (b); (c) é um arenito eólico de ambiente de interduna com estratificação planar-paralela. O conjunto representa uma progradação de arenitos eólicos sobre o sistema lacustre-fluvial. Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Galena, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Detalhe da foto anterior mostrando que o paleofluxo fluvial foi perpendicular ao papel (seta 1) e da esquerda para a direita (seta 2). Notar o topo erodido dos lamitos pelo transporte fluvial (seta 3). (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Arcósio fluvial, médio na base e fino no topo, mostrando, na base, mal definidas laminações cruzadas acanaladas, com paleofluxo da esquerda para a direita da foto, além de evidências de bioerosão. Acima deste, a rocha exibe granulometria mais fina e laminações cruzadas, com fluxo para a esquerda da foto, em subambiente de preenchimento de canal. Notar a superfície erodida do nível inferior sob a qual descansam clastos de argilas com até 1cm de comprimento, retiradas de planícies aluvionares fluviais associadas (setas). Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Quintinos, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Quartzito de origem fluvial (a), mostrando blocos parcialmente deslocados com estratificações cruzadas acanaladas (a), com paleofluxo para a esquerda da foto, superpostos por um conjunto tabular com estratificações planar-paralelas (b). Formação São João da Chapada, Grupo Guinda, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Serra da Miúda, Diamantina, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.13 - Foto superior esquerda: Arenito lacustre fino, com laminações planar-paralelas (seta), sendo truncado por um set com laminação cruzada tabular de baixo ângulo, mostrando paleofluxo para a esquerda da foto. (Escala de barra = 2,0cm). Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Ortoconglomerado monomíctico, com clastos de quartzito, depositado em ambiente fluvial entrelaçado (braided), mostrando estratificação cruzada bem marcada, caindo para a direita da foto e indicando paleofluxo da esquerda para a direita da foto. Formação Abaeté, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Canabrava, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Lapilito tufítico depositado por processo piroclástico de baixa densidade (surge), exibindo estratificação cruzada, com paleofluxo da direita para esquerda da foto. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. Local: Arapuá, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Quartzito de origem fluvial com estratificações cruzadas tabulares, com paleofluxo perpendicular à foto, parcialmente obliteradas pela superimposição de estruturas alveolares, arredondadas e côncavas para dentro da rocha (seta). Estas têm origem controversa: teriam sido derivadas por erosão eólica, porém, o mais provável é que tenham sido originadas pela dissolução da sílica por ácidos alcalinos produzidos pelo metabolismo orgânico de colônias de líquens. Formação São João da Chapada, Grupo Guinda, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Serra da Miúda, Diamantina. (Foto do Autor)

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Estampa 4.14 - Foto superior esquerda: Arcósio fluvial de granulação grossa, mostrando sets de estratificações cruzadas tabulares afetados por uma falha sinsedimentar de gravidade (seta), que corta os estratos inclinados e cai para a direita da foto, deixando os rejeitos (deslocamentos) bem evidentes. O sentido do paleofluxo foi da esquerda para a direita da foto. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Escala de Barra = 2,5cm. Local: Presidente Olegário, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenitos fluvio-deltáicos mostrados em sets superimpostos com laminações cruzadas, mostrando aumento de energia de transporte (e da granulometria) de (a) para (b); Mostra clastos de argila provenientes de planície de inundação, compactados e dispostos segundo a inclinação da laminação. Paleofluxos perpendiculares à folha. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Lamito maciço superposto por ortoconglomerado suportado por clastos de quartzito, depositado por rio entrelaçado (braided), mostrando incipientes estratificações cruzadas definidas pelo paralelismo dos cascalhos acima da escala, caindo para a esquerda da foto e indicando paleofluxo segundo esse sentido. Notar a superfície erosional do topo do lamito. Formação Abaeté, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Canabrava, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Lamitos lacustres assoreados por sedimentos fluvio-deltáicos. (a) Lamitos lacustres maciços; (b) arenitos finos fluvio-deltáicos com estratificação cruzada tabular, com paleofluxo da esquerda para a direita; e (c) arenito eólico que assoreou o lago, misturando-se com sedimentos de topo da seqüência deltáica. Mostra dobramentos convolutos incipientes no topo da foto (setas). O conjunto é um típico depósito de red beds, sendo que as manchas claras mostram a redução do ferro e sua conseqüente remoção do sedimento. Formação Quiricó (lacustre) e Formação Três Barras (eólica), Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Galena, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

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Estampa 4.15 - Foto superior esquerda: Arenitos fluvio-deltáicos, finos, formando um corpo sigmoidal com 9m de comprimento (s), superpostos a argilitos lacustres maciços (a), formando uma estrutura deltáica do tipo Gilbert. Várias dessas estruturas assorearam o lago Quiricó. Formação Três Barras (arenitos) e Formação Quiricó (argilitos), Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Escala de barra = 30cm. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Seqüência de arenitos finos sobre lamitos, mostrando estratificação do tipo hummocky cross bedding (HCS). Formação Acararé, Eopermiano, Bacia de Sergipe-Alagoas, (Foto gentilmente cedida por L. M. Fantinel, UFMG). Foto inferior esquerda: Laminações cavalgantes (climbing ripples) formadas em areia muito fina, mostrando fluxo para a esquerda da foto. Formação Muribeca, Membro Maceió. Local: Praia de Camaragibe, AL. (Foto gentilmente cedida por L. M. Fantinel, UFMG). Foto inferior direita: Estratificação cruzada tipo espinha de peixe (herringbone cross-bedding). Formação Alcântara, Grupo Itapecuru, Cretáceo, Bacia do Maranhão. Local: Alcântara, MA. (Foto gentilmente cedida por A. Pedreira, CPRM-SA).

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Estampa 4.16 - Foto superior esquerda: Quartzito com marcas de ondas de corrente fluvial, sinuosas e assimétricas vistas de topo, com paleofluxo de baixo para cima da foto. Formação São João da Chapada, Grupo Guinda, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Gouveia, MG. (Foto gentilmente cedida por Gaudius C. Montresor, UFMG). Foto superior direita: Areias médias e finas mostrando marcas onduladas lingüóides, com fluxo para a parte inferior direita da foto. Margens do Rio Pinheiro. Recente. Local: Biribiri, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Calcarenito visto em corte transversal ao acamamento, com um nível intermediário mais escuro, limitado acima e abaixo por duas camadas de calcarenitos claros. Esse nível escuro exibe marcas de ondas simétricas, de oscilação de corrente aquosa. Notar a sua base plana, no nível do topo da escala. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Localização desconhecida. (Foto de Marcílio Gazzinelli).

PARTE 3

Estampa 4.17 - Foto superior esquerda: Calcarenito argiloso (packstone) branco visto em corte transversal ao acamamento, com marcas de ondas simétricas formadas por oscilação de corrente aquosa. Entre o molde e o contramolde da estrutura ocorre um delgado filme de argilas (seta). Local: Pedreira Lontra, Inhaúmas, MG. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. (Foto do Autor) Foto superior direita: Quartzito com molde de marcas onduladas simétricas vistas em planta, formadas pela oscilação de corrente aquosa em lâmina d’água rasa e deformadas tectonicamente. Formação Sopa-Brumadinho, Grupo Guinda, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Diamantina. (Foto do Autor) Foto inferior: Marcas onduladas lingüóides desenvolvidas em areias lamosas recentes. A corrente fluiu da direita para a esquerda da foto. Notar as pistas de vermes sobre a superfície da estrutura (setas). Local: Igamane-Mati, Hokkaido, Japão. (Foto: H. Nagahama. Serviço Geológico do Japão. Gentilmente cedida por K. Suguio, 1982).

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Estampa 4.18 - Foto superior esquerda: Imbricamento de clastos de filito, quartzito e xisto produzidos por fluxo fluvial de alta energia da esquerda para a direita da foto. Recente. Local: Afluente do rio Maracujá, Quadrilátero Ferrífero, Cachoeira do Campo, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Clastos de itabirito e hematita maciça imbricados, por fluxo fluvial altamente energético. Fluxo da direita para a esquerda da foto. Recente. Local: Rio Conceição, Quadrilátero Ferrífero, Santa Bárbara, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Clastos de quartzitos diversos em conglomerado fluvial, mostrando um horizonte rico em seixos e calhaus, alguns imbricados. O paleofluxo foi perpendicular à foto a partir do leitor. Formação Abaeté, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: São Gonçalo de Abaeté, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.19 - Foto superior esquerda: Quartzitos e filitos mostrando estratificação ondulada (wavy structure), definida por quartzitos em lentes e camadas contínuas, com espessuras variáveis intercaladas com filitos. Formação Longá, Devoniano/Carbonífero, Bacia do Parnaíba, PI. Local: Rodovia Esperantina - Luzilândia. (Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira, CPRM-SA). Foto superior direita: Predominância de lamitos (filitos) com lentes subordinadas de areias (quartzitos), formando estratificação lenticular (linsen structure). Formação Açuriá, Mesoproterozóico da Chapada Diamantina, BA. Local: Rodovia Barra da Estiva - Ituaçu. (Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira, CPRM-SA). Foto inferior esquerda: Arenitos vulcanoclásticos interdigitados, transportados por fluxo laminar com comportamento hidroplástico: (a) arenito vulcânico argiloso com grânulos de rocha vulcânica fresca e (b) arenito vulcânico argiloso com matriz oxidada e seixos de lamitos lacustres (setas). Escala de barra = 2cm. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. Local: Arapuá, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Aspectos da interdigitação, onde, na parte centro-direita, figura um seixo arredondado de rocha ultramáfica-alcalina, rotacionado em meio hidroplástico durante a deposição. Notar os demais fragmentos verdes de rocha vulcânica. As setas indicam ainda fragmentos arredondados de argilitos lacustres. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. Local: Arapuá, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.20 - Foto superior: Grupamento de clastos (pebble cluster) em rio de alta energia (braided), onde um calhau obstruiu parcialmente o fluxo aquoso, que foi da esquerda para a direita da foto, permitindo deposição de areia de hematita a jusante do mesmo. Todos os demais clastos são de hematita ou itabirito. Recente. Rio Conceição, Quadrilátero Ferrífero. Local: Santa Bárbara, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Paraconglomerado fluvial do tipo wadi (enxuradas esporádicas em regime desértico) polimíctico, suportado por grãos de areia grossa, exibindo um nível de grupamento de clastos, formando uma esteira a jusante do clasto maior (seta 1). Notar imbricamentos na parte superior da foto (setas 2), corroborando a estrutura anterior, com paleofluxo da direita para a esquerda da foto. Formação Abaeté, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.21 - Foto superior esquerda: Injeção de lama (1) em arenito fluvio-deltáico fino e argiloso (2), causada por recalque diferencial devido ao aporte de areias sobre o fundo lamoso semiconsolidado de um lago. A deformação foi de caráter dúctil e rúptil e modificou totalmente a estrutura original do arenito, formando uma trama brechóide. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenito eólico com acamamento verticalizado por uma intrusão de magma ultramáfico-alcalino, provavelmente originária de um corpo magmático maior, presente nas imediações. Arenito eólico: Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Intrusiva: Formação Patos, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior da Bacia Sanfranciscana. Escala de barra = 30cm. Local: Presidente Olegário, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Deformação de arenito eólico (a) pelo recobrimento de lava ultramáficaalcalina (L). O limite entre as duas seqüências marca a discordância erosiva entre os grupos Areado e Mata da Corda, na Bacia Sanfranciscana. Local: Presidente Olegário, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Estruturas em chama (flame structures) (setas) em quartzitos sotopostos a filitos. Notar o acamamento seccionado do quartzito. Formação Mesoproterozóico, Caboclo. Local: Rodovia Bonito - Segredo, Chapada Diamantina, BA. (Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira, CPRM-SA).

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Estampa 4.22 - Foto superior esquerda: Intrusão mecânica de argila em arenito formando estruturas em chama (flame structures) (seta 1) e corpos boudinados com estrutura em chama, incipientes (seta 2), afetando o arenito fluvio-deltáico sobrejacente, o qual teve seu acamamento original rompido. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretácio Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenito fluvio-deltáico, mostrando, da base para o topo: (a) arenito fino a muito fino, com laminações cruzadas com paleofluxo para a esquerda da foto; (b) horizonte com laminações planar-paralelas com deformação sinsedimentar na forma de falhas de gravidade, o que resultou na formação de uma morfologia com blocos elevados (horsts) e rebaixados (grabens). Notar que as falhas perdem continuidade em profundidade; (c) mostra o microrelevo falhado assoreado por areias depositadas por suspensão, não erosionais, o que permitiu a preservação dos blocos deslocados. A amostra pertence ao corpo sigmoidal figurado na Estampa 4.15. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Deformação mecânica por recalque diferencial, que afetou arenitos fluvio-deltáicos com contaminação por grãos eólicos e um horizonte fluvial intercalado (setas). A deformação foi causada pelo aporte maciço e rápido de areias eólicas formando um sistema de duna (e) que progradou sobre o conjunto inferior. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Galena, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Falha de gravidade (seta) deslocando sedimentos lacustres formados por intercalações de arenitos (cor clara) com linhitos (cor escura). Bacia do Eoceno, Gandarela, Quadrilátero Ferrífero. Local: Rio Acima, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.23 - Foto superior esquerda: Arenito eólico mostrando dobra convoluta, de origem gravitacional, que preservou sua bem formada laminação pela compressão. O material do núcleo da dobra foi amalgamado. Dimensão maior da foto = 35cm. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Lagoa Formosa, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG). Foto superior direita: Deslocamento gravitacional tipo slump em arenito eólico. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Arapuá, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Escape de fluidos formando estrutura em prato (dish structure) em quartzitos (seta). Formação Mesoproterozóico, Caboclo. Local: Rodovia Morro do Chapéu – Bonito, Chapada Diamantina, BA. (Foto gentilmente cedida por Augusto J. Pedreira, CPRM-SA).

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Estampa 4.24 - Foto superior esquerda: Arenito eólico do Grupo Areado (Cretáceo Inferior) mostrando: (a) estratificação cruzada dobrada (overturned cross-bedding); em (b) arenito epiclástico do Grupo Mata da Corda (Cretáceo Superior), que nucleia a estrutura, também deformado durante o mesmo evento. A seta mostra o contato erosivo deformado entre os dois Grupos. Bacia Sanfranciscana. Local: Rodovia Arapuá–Pimenta, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Arenitos fluvio-deltáicos, finos, deformados (seta) provavelmente por choque sísmico (sismito). Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: rodovia Carmo do Paranaíba – Quintinos (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Argilitos lacustres glaciais mostrando dobra de origem gravitacional, vista ao longo de sua charneira, originado por escorregamento (slump). Formação Carrancas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Onça do Pitangui, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Dobramentos convolutos em arenitos fluvio-deltáicos sobrepostos a uma seqüência fluvial basal (a); (b) mostra uma bola de arenito argiloso, nucleando uma dobra com eixo horizontalizado; (c) arenito eólico de fácies de duna. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Galena, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.25 - Foto superior esquerda: Arenito eólico mostrando gretas de contração formadas por desidratação do sedimento, as quais constituem as partes superiores de prismas subverticalizados. Local: Arapuá, MG. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. (Foto do Autor) Foto superior direita: Gretas de contração desenvolvidas em argilas de planície de inundação do Rio Abaeté, oeste mineiro. Notar uma segunda geração de gretas pela redeposição de argila dentro das concavidades das gretas maiores (setas). Essa segunda geração de gretas está associada a marcas de pingos não observadas na imagem. Recente. Local: São Gonçalo do Abaeté, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Greta individualizada figurada na foto anterior, mostrando detalhes da nova geração de gretas de contração menores dentro da concavidade da greta maior. Notar marcas de pingos de chuva na parte superior esquerda da estrutura (seta). (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor).

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Estampa 4.26 - Foto superior: Gretas de contração em argilito, mostrando o efeito do preenchimento dos espaços por arenito ferruginoso, médio a grosso, resultante da inundação do pavimento gretado. Local: Carmo do Paranaíba. Formação Quiricó, Cretáceo Inferior da Bacia Sanfranciscana. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG). Foto inferior: Argilitos de planície aluvionar recente, mostrando gretas de contração e a geração de palhetas curvas (chips ou flakes). Dimensão média das gretas (a) = 20cm. Local: Picos, Piauí. Imagem gentilmente cedida por Ismar de S. Carvalho, UFRJ.

PARTE 3

Estampa 4.27 - Foto superior esquerda: Calcilutitos (mudstones) de ambiente de planície de marés, com laminação ondulada associada a cavidades causadas pela expansão de gases, formando estrutura do tipo “olho de pássaro” (bird’s eye), preenchida por cimento artificial. A cor escura é devida à concentração de matéria orgânica. Formação Massiccio, Jurássico Inferior. Local: Bracciano, imediações de Roma, Itália. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo autor). Foto superior direita: Mesma rocha anteriormente figurada, em nível estratigráfico superior com estruturas formadas por expansão por gases, mostrando horizontes de calcretes (cores claras) intercaladas com horizontes oxidados a exposição subaérea. Escala de Barra = 2,5cm. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Calcilutito (mudstone) cortado e polido, mostrando uma bem desenvolvida cinta estilolítica (seta 1). Notar o paralelismo entre essa estrutura e as laminações algálicas da rocha (seta 2), indicando que a dissolução ocorreu pela pressão de soterramento. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Inhaúmas, MG. Escala de Barra = 2cm. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Mesma rocha anteriormente figurada, agora em seu estado natural. A cinta estilolítica é constituída pela concentração de impurezas argilosas (seta) presentes no carbonato. Acredita-se ser necessária uma cobertura de cerca de 500m para gerar tal dissolução em calcário.

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Estampa 4.28 - Foto superior esquerda: Dolorrudito (wackestone) oncolítico, maciço, com matriz lamosa carbonática. Os oncólitos, parcialmente apagados pelo metamorfismo, formam “fantasmas” imersos em lama micrítica, com dimensões de até 7cm. São indiscriminadamente cortados pela cinta estilolítica, localmente bifurcada e marcada pela presença de resíduo insolúvel argiloso. Dimensão maior da amostra = 30cm. Local: Bracciano, imediações de Roma, Itália. (Foto do Autor). Foto superior direita: Calcirrudito oncolítico (packstone) contendo bioclastos na forma de pequenos fragmentos de ossos e dentes de peixes, além de alguns não identificados. O diâmetro dos oncóides varia de 2 a 12cm (areia grossa a seixos); alguns são polinucleados e, no geral, nuclearam ao redor de bioclastos. Estilólitos em rede cortam a rocha e afetam alguns oncólitos. A matriz é formada por calcarenito fino e calcilutito, com matéria orgânica. Local: Bacia Potiguar, RN. Grupo Agulha, Formação Guamaré, 1900, 80m de profundidade. Amostra (8 x 7cm) doada pela Petrobras SA. (Foto do Autor). Foto inferior esquerda: Ventifactos ou seixos polidos por abrasão eólica. Alguns mostram o desenvolvimento de duas faces e uma aresta; outros, de três faces e três arestas etc. Foram retirados de conglomerado do tipo wadi. Formação Abaeté, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Escala = 2cm. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostras coletadas pelo autor). Foto inferior direita: Ventifactos geneticamente análogos aos anteriormente mostrados, vistos em seção vertical, exibindo arestas vivas – denotando pouco transporte – e bases rugosas planares.

PARTE 3

Estampa 4.29 - Foto superior esquerda: Siltito lacustre mostrando marcas de pingos de chuva. A cor verde refere-se à presença de ilita glauconítica. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba. (Foto do Autor). Foto superior direita: Marcas de pingos de chuva em substrato lamoso e parcialmente gretado. Recente. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor). Foto inferior: Esquema de crateras formadas pelo impacto de pingos de chuva em sedimento argiloso. Notar a morfologia das mesmas, que varia se a gota de chuva cai verticalmente ou inclinada, sob ação do vento; nesse caso, a forma do fundo indica o sentido do mesmo. A elevação das bordas das crateras indica que não são moldes associados à retirada de concreções. Tais marcas constituem um bom critério de topo e base de sedimentos (Segundo Shrock, 1948).

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Estampa 4.30 - Foto superior esquerda: Siltitos e arenitos marinhos associados a ambiente glacial, mostrando um matacão ou megaclasto com seixos e calhaus associados lateralmente (dropstones ou clastos pingados), transportados por um ou mais blocos de gelo flutuante que os depositaram em ambiente costeiro. Notar a deformação dos sedimentos na base do megaclasto e o adelgaçamento da camada a ele sobreposta. Permiano Inferior, Formação Conjola. Local: South Durrar, Nova Gales do Sul, Austrália. (Foto: V. Gostin, in: Conybeare e Crook, 1968). Foto superior direita: Argilito lacustre glacial, mostrando a base rica em matéria orgânica e manganês, resultante de deposição em ambiente anóxido. O matacão visto em primeiro plano (removido de sua posição original), é um clasto pingado originário do embasamento arqueano, arredondado por esfoliação esferoidal e depositado pela fusão de um bloco de gelo flutuante no lago. Fácies glacial da Formação Carrancas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Onça do Pitangui, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Mesmo local anteriormente figurado, mostrando um molde de um matacão pingado no fundo lacustre. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.31 - Foto superior: Pavimento estriado em siltito formado por movimento de geleira. O sentido do paleofluxo é da esquerda para a direita da foto e pode ser determinado pelo relevo da superfície estriada, formando degraus. Grupo Santa Fé, Permiano/Carbonífero, Bacia do São Francisco. Local: Canabrava, MG. (Foto gentilmente cedida por José E. G. Campos, UnB). Foto inferior: Clasto de siltito estriado por transporte glacial, pingado por degelo em lago periglacial. Grupo Santa Fé, Permiano/Carbonífero, Bacia do São Francisco. Local: Canabrava, MG. (Foto do Autor)

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estrutura biológica

PARTE 3

Estampa 4.32 - Foto superior esquerda: Fragmentos ósseos (braço, setas 1e 2) de Nothrotherium maquinense, a menor das preguiças extintas brasileiras, conservados por precipitação de carbonato de cálcio em caverna calcária (Toca da Boa Vista, Campo Formoso, BA). A espécie viveu no Pleistoceno Superior. (Fotos de Marcílio Gazzinelli, em exemplar da coleção de paleontologia da UFMG, descrito por C. Cartelle/UFMG). Foto superior direita: Fragmentos ósseos de Nothrotherium maquinense, associados aos mostrados na figura anterior, destacando-se parte da bacia (seta 1) e porção do fêmur (seta 2). Foto inferior esquerda: Detalhe da estrutura óssea porosa perfeitamente preservada (seta), observada na peça anteriormente figurada. Foto inferior direita: Molusco preservado em travertino de gruta calcária. Escala de barra = 1,5cm. Quaternário. Local: Toca da Boa Vista, Campo Formoso, BA. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de paleontologia do IGC/UFMG).

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Estampa 4.33 - Foto superior esquerda: Fragmento de madeira silicificado visto em corte transversal ao tronco, mostrando suas linhas concêntricas de crescimento. Formação Santa Maria, Triássico. Local: Santa Maria, RS. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. (Foto de Marcílio Gazzinelli) Foto superior direita: Fragmento de samambaia gigante silicificado (Psaronius) visto em corte transversal ao tronco. Formação Pedra do Fogo, Permiano, Bacia do Parnaíba. Escala de Barra = 1cm. Localização indeterminada. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Fragmento de tronco de madeira carbonizada pelo recobrimento por tefra piroclástica (tufo e lapilito), originária de vulcanismo explosivo. Formação Tireo, Cretáceo Superior. Local: República Dominicana. (Foto do Autor, em amostra gentilmente doada por Raphael do C. Fernandes, UFMG). Foto inferior direita: Colônias tubulares de corais, formadas por pólipos coralíneos segregadores de carbonato de cálcio. Notar seu topo coberto por uma carapaça de carbonato de cálcio maciço, com aparência de travertino, formado por precipitação química durante exposição subaérea da estrutura coralínea. Altura da amostra = 16cm. Recente. Local: República Dominicana. (Foto do Autor, em amostra gentilmente doada por Raphael do C. Fernandes, UFMG).

PARTE 3

Estampa 4.34 - Foto superior esquerda: Argilitos lacustres, mostrando icnitos do tipo erosional na forma de tubos verticais formados por organismos perfuradores, provavelmente anelídeos. Os espaços foram posteriormente preenchidos por material mais grosso (silte e areia, carapaças de ostracodes e fragmentos de ossos de peixes). Local: Rodovia Carmo do Paranaíba-Quintinos. Formação Quiricó, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. (Foto do Autor) Foto superior direita: Mesmas estruturas mostradas na figura anterior, agora vistas em planta. (Foto do Autor) Foto inferior: Ichnofóssil na forma de pistas de provável Diplichnites sp., em siltito glacial. Grupo Santa Fé, Permiano-Carbonífero, Bacia do São Francisco. Local: Canabrava, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.35 - Foto superior: Trilha de pegadas de dinossauro em pavimento lamoso e gretado, de planície de inundação fluvial. Escala (seta) = 30cm. Formação Sousa, Cretáceo Inferior. Local: Bacia de Sousa, Paraíba. (Foto gentilmente cedida por Ismar de S. Carvalho, UFRJ). Foto inferior: Pegada de dinossauro terópode em depósito areno-lamoso de leque aluvial, cuja depressão foi preenchida por arenito grosso pigmentado por óxido de ferro. Formação Antenor Navarro, Cretáceo Inferior, Bacia de Sousa. Local: Sousa, Paraíba. (Foto gentilmente cedida por Ismar de S. Carvalho, UFRJ).

PARTE 3

Estampa 4.36 - Foto superior esquerda: Calcário dolomítico com estrutura colunar estromatolítica do tipo Conophyton sp., onde notam-se as estruturas de bioestratificação bem preservadas ao longo do corte longitudinal à coluna. Notar a superposição vertical dos elementos internos da estrutura colunar, formada por atividade das cianobactérias presentes em ambiente marinho raso, com águas tépidas, oxigenado por ondas. Grupo Vazante, Proterozóico Superior. Local: Vazante, MG. (Foto gentilmente cedida por Alexandre Uhlein, UFMG). Foto superior direita: Corte perpendicular da estrutura colunar mostrada na figura anterior, podendose notar as linhas de crescimentos laterais, concêntricas, formando conjuntos amalgamados de colônias algálicas. Local: Vazante, MG. (Foto gentilmente cedida por Alexandre Uhlein, UFMG). Foto inferior esquerda: Estromatólito colunar Conophyton sp., mostrando suas linhas de crescimento ressaltadas pelo intemperismo (setas). A amostra foi encontrada como clasto, em conglomerado cretácico do Grupo Areado da Bacia Sanfranciscana. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: João Pinheiro, MG. Escala de Barra = 1,5cm. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor) Foto inferior direita: Mesma amostra da figura anterior, serrada e polida, mostrando duas colunas de Conophyton sp., com linhas de crescimento (setas 1) separadas por lama carbonática rica em matéria orgânica (setas 2). Escala de Barra = 3cm. (Foto do Autor)

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Estampa 4.37 - Foto superior esquerda: Mármore mostrando estromatólitos colunares Gymnosolen sp., vistos em corte transversal às colunas. O aspecto estirado e orientado das seções é, provavelmente, de origem tectônica. Notar os padrões em V, Y e C das formas. Formação Fecho do Funil, Grupo Rio Piracicaba, Paleo-Mesoproterozóico, Supergrupo Minas. Local: Pedreira Kumbi, Cachoeira do Campo, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Mesmos estromatólitos da figura anterior, agora vistos em seção longitudinal às suas estruturas tubulares, formando colunas coalescentes ou em forma de galhos. Pedreira Kumbi. (Foto do Autor) Foto inferior: Visão bidimensional das estruturas tubulares de Gymnosolen sp. Amostra da Pedreira Kumbi, fotografada pelo autor no laboratório de Paleontologia da EM/UFOP, com os agradecimentos do autor.

PARTE 3

Estampa 4.38 - Foto superior esquerda: Quartzito ferruginoso encerrando uma colônia de oncólicos ferruginosos, em cujas estruturas internas e concêntricas de bioestratificação acumularam-se quantidades anômalas de óxidos de ferro. A aglutinação de areias por ferro deu-se em ambiente de água rasa e oxigenado por ondas (mostrado por estruturas sedimentares de água rasa associadas), e provavelmente tépida, onde viviam microorganismos Fe-metabolizadores. Formação Sopa Brumadinho, Grupo Guinda, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Diamantina, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Mesmas concreções mostradas na foto anterior, ocorrendo, aparentemente, em um único afloramento, no Espinhaço Meridional. Notar seus núcleos, formados por fragmentos de quartzito ferruginoso. Local: Diamantina, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Oncólito individualizado, originário do afloramento anteriormente figurado, mostrando suas estruturas concêntricas, formadas pela concentração de areia quartzosa média a grossa, com contribuição de grãos eólicos, cimentada por hematita e sílica. Note-se seu núcleo formado por quartzito cimentado por hematita. A estrutura se apóia em quartzito menos ferruginoso. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Calcarenito mostrando grandes oncólitos algais, vistos em seção cruzada através das estruturas esféricas. Estruturas de bioestratificação podem ser vistas (setas). Neoproterozóico, Chapada Diamantina. Local: Fazenda Arrecife, Irecê, BA. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.39 - Foto superior esquerda: Calcirrudito (wackestone) composto por camadas onduladas de oncólitos (8 a 0,1mm), alguns deformados pela pressão de soterramento, imersos em uma matriz carbonática lamosa, rica em microoncólitos. Formação Mariricu, Aptiano Superior, Bacia do Espírito Santo, ES. Dimensão da amostra: 9,5 x 5,5cm. Amostra doada pela Petrobras S.A. (Foto do Autor). Foto superior direita: Calcirrudito oncolítico, alguns deles polinucleados. No maior oncólito (55mm) ocorre o fraturamento de algumas capas por pressão de soterramento, sendo que alguns níveis microbianos mais externos desenvolvem-se como pequenos estromatólitos colunares. Sua matriz varia de wackestone a um packstone, composta por bioclastos, além de fragmentos de oncólitos. Formação Amapá, Terciário Inferior a Médio, Bacia da Foz do Amazonas, AM. Profundidade do testemunho: 3511,65m. Dimensão da amostra: 8 x 8cm. Amostra doada pela Petrobras S.A. (Foto do Autor). Foto inferior: Calcirrudito (wackstone) sustentado por matriz carbonática com matéria orgânica, mostrando oncólitos (1 a 17mm ou menores), com laminações microbianas crescidas ao redor de um núcleo, além de oólitos. Grupo Humberto de Campos, Cretáceo Superior, Bacia do ParáMaranhão. Profundidade do testemunho: 2151,45m. Dimensão da amostra: 8 x 7cm. Amostra doada pela Petrobras S.A. (Foto do Autor).

PARTE 3

Estampa 4.40 - Foto superior esquerda: Tufo algálico em mármore exibindo estrutura de bioestratificação, provavelmente deformada tectonicamente. Ocorre em colônias e em um mesmo horizonte estratigráfico, mostrando formas aproximadamente semelhantes, com 15-30cm de diâmetro. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Santana do Riacho, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Tufo algálico em mármore, Serra do Cipó, com estruturas de bioestratificação deformadas tectonicamente. Formação Fecho do Funil, Grupo Rio Piracicaba, Paleo-Mesoproterozóico, Supergrupo Minas. Local: Pedreira Kumbi, Cachoeira do Campo, Quadrilátero Ferrífero, MG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Coprólito globular de argila-siderita, mostrando fendas de sinerésis. Local: Five Docks, Nova Gales do Sul, Austrália. Quaternário. Altura da amostra = 3,8cm. (Fonte: Conybeare e Crook, 1968) Foto inferior direita: Icnitos diversos mostrando estruturas de biodeposição e bioerosão na forma de coprólitos, pelotas fecais, traços de fósseis e feições indeterminadas em siltito. Formação Frontier, Cretáceo Superior. Local: Wyoming, EUA. (Foto: W. C. Gibson, in Conybeare e Crook, 1968)

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Estampa 4.41 - Foto superior esquerda: Depósito conglomerático do tipo wadi, formado por enxurradas esporádicas em regime desértico, mostrando clastos coloridos por verniz de deserto. O matacão de arenito que suporta o martelo apresenta recobrimento por óxido de manganês, elemento retirado da atmosfera por líquens. A seta mostra outro matacão, recoberto por óxido de ferro, formado pelo mesmo processo de recobrimento. Recente. Local: Área do Dinosaur National Monument, Vernal, Utah, EUA. (Foto do Autor) Foto superior direita: Calcirrudito (wakestone) formado por fragmentos aloquímicos (moluscos e outros bioclastos), suportados por matriz de lama carbonática oxidada, provavelmente devido à exposição subaérea. Mostra porosidade intragranular. Procedência desconhecida. Coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Calcarenito (packstone) mostrando o arcabouço suportado por fragmentos de ossos, dentes e escamas de peixes, com matriz intergranular formada por lama carbonática com matéria orgânica. Local: Alpes Meridionais (região indeterminada). (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG). Foto inferior direita: Detalhe da amostra figurada anteriormente, realçando os aloquímicos, a porosidade intergranular e a matriz de lama carbonática da rocha. A seta mostra um dente de peixe com o orifício do canal vazio.

PARTE 3

Estampa 4.42 - Foto superior esquerda: Feição geral de uma estrutura septária, onde as fendas aparecem preenchidas por veios de calcita, definindo septos poligonais. Amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG. Procedência desconhecida. (Foto de Marcílio Gazzinelli) Foto superior direita: Concreção carbonática sem núcleo, mostrando estrutura concêntrica formada por bandas submilimétricas de calcita maciça pura, intercaladas com calcita porosa (travertino). Formou-se em argilitos de planície de inundação fluvial. Formação Marília, Grupo Bauru, Cretáceo Superior, Bacia do Paraná. Local: Peirópolis, Uberaba, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto inferior esquerda: Aglomerado de pisólitos formados pela precipitação de hidróxidos de ferro em volta de fragmentos de areia fina, cimentados por hematita. Muitos são polinucleados. Maior diâmetro da amostra = 13cm. Local: Patos de Minas, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Pseudomorfos de cristais cúbicos de halita (NaCl), formados por precipitação química sobre o fundo lamoso de um lago, em ambiente desértico e em processo de redução da coluna d’água por excesso de aridez. Foram substituídos por argilas. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Olhos d’Água do Oeste, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor).

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Estampa 4.43 - Foto superior esquerda: Crosta de manganês botrioidal (manganicrete) cujos nódulos encerram cristais radiais de psilomelano. Constituem horizontes contínuos entremeados a depósitos de tufos e lapilitos e indicam, possivelmente, longos períodos da calmaria entre pulsos de vulcanismo explosivo. Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. Local: Córrego Danta, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto superior direita: Arenito eólico silicificado (silcrete). Notar sua aparência maciça, resultante da perda total das estruturas sedimentares pela cimentação, que implantou, além do aspecto vítreo, fraturamento conchoidal. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto inferior: Terraços de rochas e minerais quimicamente precipitados, como calcário e gipso, aos quais se juntam uma variada assembléia de mais de uma centena de elementos químicos. As cores são devido à presença de algas que vivem na água com temperatura por volta de 67oC. A fonte emerge ao longo do plano vertical de um anticlinal erodido, área de recarga (abastecimento) de água de chuva que alimenta o lençol d’água, cujos flancos podem ser vistos em segundo plano, mergulhando para a direita e para a esquerda da foto (setas). Local: Fonte térmica de Thermopolis, Wyoming, EUA. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.44 - Foto superior esquerda: Argilitos lacustres vermelhos, maciços, com um horizonte de calcrete no nível da lâmina do martelo, cuja deposição indica um período de retração do lago em estação árida. Com a retomada da umidade, o mesmo foi posteriormente recoberto por novos argilitos lacustres, intercalações comuns na seqüência e que indicam o caráter sazonal do lago. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Rodovia: Carmo do Paranaíba – Quintinos, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Detalhe do calcrete figurado anteriormente, mostrando deformação desarmônica em forma de dobra em chevron ou em forma de V invertido – estrutura Tepee – formada devido à expansão da calcita durante a eodiagênese. (Foto do Autor) Foto inferior: Fotomicrografia por MEV da amostra anterior no local da dobra, mostrando cristais euédricos de calcita diagenética, formando junção enfacial (contacto tríplice). Escala de barra = 0,050mm. (Foto realizada na Petrobras-Cenpes em amostra coletada pelo Autor).

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Estampa 4.45 - Foto superior esquerda: Estrutura arborescente formando dendritos originários da precipitação de manganês, transportado em solução por águas superficiais infiltradas em planos inclinados de acamamento ou fratura em quartzito (no caso, para NW da foto). Grupo Andrelância, Neoproterozóico. Local: São Tomé das Letras, MG. (Foto do Autor). Foto superior direita: Dentrito formado pela precipitação de hidróxidos de ferro, em processo análogo ao anteriormente mostrado. O movimento da solução foi para o norte da foto. Grupo Andrelândia, Neoproterozóico. Local: São Tomé das Letras, MG. (Foto do Autor, de amostra gentilmente cedida por Selma M. Fernandes/UFOP). Foto inferior: Siltito lacustre mostrando níveis claros, onde o ferro foi reduzido e remobilizado (partes claras), e horizontes argilosos vermelhos com ferro férrico presente. Notar as incipientes laminações cruzadas na base, com paleofluxo da esquerda para a direita (seta 1) e microestruturas em chamas (flame), (setas 2). Escala de Barra = 1 cm. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.46 - Foto superior esquerda: Travertino lacustre em placa de revestimento, mostrando sua estrutura esponjosa, com alta porosidade, intercalada com níveis de calcário maciço e ondulados, em forma de V’s, resultante da atividade expansiva da calcita durante a diagênese. Quaternário. Escala de Barra = 3cm. Local: Bracciano, imediações ao norte de Roma, Itália. (Foto do Autor) Foto superior direita: Anidrita com textura nodular formando corpos sigmoidais de pequena escala. Escala de Barra = 3cm. Bacia de Alagoas. (Foto do Autor, de amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG). Foto inferior esquerda: Cherte opalino, formado a partir de mobilização da sílica em ambiente desértico e precipitada em fraturas presentes em arenito eólico. Soluções ricas em manganês e ferro depositaram esses elementos como óxidos, preenchendo fraturas no cherte. Formação Três Barras, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Escala de barra = 1,5cm. Local: Quintinos, MG. (Foto do Autor) Foto inferior direita: Ardósia vista segundo seu plano de fissibilidade (que, no caso, coincide com seu plano de acamamento), mostrando rosetas de marcassita formadas por cristais radiais, cristalizados sobre um lamito marinho, rico em matéria orgânica e em ambiente anóxido. Formação Serra de Santa Helena, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Papagaio, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra gentilmente cedida por Paulo de T. A. Castro, UFOP).

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Estampa 4.47 - Foto superior esquerda: Aglomerados de pseudomorfos de cristais de aragonita, formando esteiras que se intercalam com horizontes de lama carbonática clara. Possivelmente representam a instalação de clima quente, formando ambientes evaporíticos onde ocorria a precipitação da aragonita, intercalados com interlúdios frios onde se depositava a lama carbonática. A sucessão rítmica e a natureza do depósito sugere um crescente aumento da lâmina d’água, provavelmente em um contexto de deglaciação. Escala de Barra = 10cm. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico da Bacia do São Francisco. Local: Inhaúmas, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Detalhe de um aglomerado espicular de cristais pseudomorfos de aragonita, tabulares e dispostos verticalmente, da mesma natureza daqueles figurados anteriormente. Notar o aspecto da deposição de lama carbonática acima e abaixo da estrutura. Escala de barra = 1,5cm. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Inhaúmas, MG. (Foto do Autor). Foto inferior: Jaspilito, podendo-se notar intercalações de camadas ricas em sílica ferruginosa (jaspe) (setas 1) e em hematita (seta 2). Subgrupo Rio Paraopeba, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Lagoa Formosa, MG. (Foto: Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG).

PARTE 3

Estampa 4.48 - Foto superior: Intercalações de camadas de cherte escuro (flint) com lâminas delgadas de calcário claro (parte média a superior da foto), superpostas a calcário branco com laminações incipientes. O limite entre as duas seqüências é marcado por um horizonte brechado, formado por fragmentos angulosos retirados do topo da camada de cherte (setas). Formação Lagoa do Jacaré, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Imediações da interseção da BR262 com o Rio São Francisco, Luz, MG. (Foto do Autor) Foto inferior: Mesmo afloramento figurado anteriormente, mostrando estromatólitos colunares em calcarenito claro com nódulos subesféricos de cherte negro (flint). (Foto do Autor)

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Estampa 4.49 - Foto superior esquerda: Travertino formando um espeleotema conhecido como “escorrimento de calcita” na forma de pequenas cortinas amalgamadas. Formação Sete Lagoas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Gruta Rei do Mato, Sete Lagoas, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli) Foto superior direita: Mesma gruta, mostrando represas de travertino vistas de topo, formadas em assoalho da gruta. (Foto de Marcíllio Gazzinelli) Foto inferior esquerda: Mesma gruta, notando-se famílias de estalactites cônicas, formadas por calcário maciço, desenvolvidas a partir do teto de caverna calcária, envolvidas por helictites (setas). (Foto de Marcíllio Gazzinelli) Foto inferior direita: Mesma gruta, mostrando uma estalagmite formada por vários patamares de cortinas de calcita. Ao fundo, à esquerda da estrutura, notam-se blocos caídos por colapso parcial do teto da caverna. (Foto de Marcíllio Gazzinelli)

PARTE 3

Estampa 4.50 - Foto superior esquerda: Quartzito conglomerático (a) formando um dique clástico em saprólito de granitóides arqueanos (b). Formou-se quando areias e cascalhos transportados por enxurradas torrenciais tipo wadi em clima desértico, preencheram fendas no granitóide então fresco. Tais diques ocorrem em famílias subparalelas na região. Complexo Belo Horizonte (Arqueano). Local: Região do Ceasa, norte de Belo Horizonte. (Foto do Autor) Foto superior direita: Lâmina delgada mostrando um arenito médio a fino, formando um micro-dique clástico que preencheu um tubo vertical de verme perfurado em lama carbonática siltosa de um fundo lacustre. Formação Quiricó, Grupo Areado, Cretáceo Inferior, Bacia Sanfranciscana. Local: Carmo do Paranaíba, MG. (Fotomicrografia do Autor, NX, 20X) Foto inferior esquerda: Brecha formada por fragmentos de dolomito cimentados por calamina (smithsonita), um óxido de zinco. A rocha preenche fraturas, formando diques clásticos nos espaços formados por dissolução ao longo dos planos de acamamento de dolomitos. Formação Vazante, Neoproterozóico. Local: Mina de Vazante, Vazante, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra da coleção de sedimentologia do IGC/UFMG). Foto inferior direita: Quartzito conglomerático na forma de um dique clástico (a) preenchendo fratura subvertical em quartzito (b). O conjunto foi coberto por nova deposição de psamitos (c). As setas marcam os limites laterais do dique. Formação São João da Chapada, Grupo Diamantina, Mesoproterozóico, Supergrupo Espinhaço. Local: Diamantina, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.51 - Foto superior esquerda: Brecha de impacto cósmico (suevito) formada pela ejeção de material silicoso durante impacto por meteoro. Possui matriz formada por sílica amarela, porosa, que envolve fragmentos espiculares marrons, de sílica negra (flint), grosseiramente orientados segundo o eixo maior da bomba, o que sugere movimentação atmosférica ao longo do plano horizontal da amostra. Fronteira Permiano/Triássico da borda NW da Bacia do Paraná. Local: Cratera de Impacto de Araguainha (GO/MT). (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto superior direita: Fragmento de silexito formado por ejeção de impacto mostrando cavidades irregulares vazias, formadas provavelmente por movimentação atmosférica em hiper-velocidade. Escala de barra = 3cm. Mesma região da amostra anterior. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto inferior: Amostra serrada de silexito negro (flint) cristalizado na atmosfera por ejeção por impacto cósmico. As estrias internas e a superfície extremamente porosa da parte superior da amostra, maciça em sua parte inferior, indicam que o sentido do movimento foi de baixo para cima. Escala de barra = 1,5cm. Mesma região das amostras anteriores. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.52 - Foto superior esquerda: Brecha de impacto cósmico (suevito) formada por fragmentos de calcário cinza e arenito, cimentados por carbonato de cálcio. Escala de Barra = 1cm. Cratera de Ries, Nördlingen, Alemanha. (Foto do Autor) Foto superior direita: Superfície fraturada de uma bomba (ejetólito) de hematita ejetada na atmosfera por impacto cósmico. Notar a transição entre a parte porosa (po) e a maciça (ma), feições que se formam quando da cristalização do material na atmosfera em hipervelocidade. Notar as feições em forma de folha (F) na parte maciça. O movimento foi de baixo para cima da foto e as setas indicam a penetração do ar na parte frontal da bomba (dimensão maior da amostra = 11cm). Fronteira Permiano/Triássico da borda NW da Bacia do Paraná. Local: Cratera de Impacto de Araguainha (GO/MT). (Foto gentilmente cedida para reprodução por João Hippertt, UFOP). Foto inferior: Morfologia da parte anterior maciça de outra bomba de hematita ejetada por impacto cósmico, mostrando feições em forma de ripples assimétricas esculpidas pela fricção do material com a atmosfera quando da movimentação, de cima para baixo da foto, em hipervelocidade. A fonte do ferro é relacionada com arenitos ferruginosos silurianos da borda noroeste da Bacia do Paraná, impactados pelo bólido extraterrestre. (Dimensão maior da amostra = 14cm). Mesma região da foto anterior. (Foto gentilmente cedida para reprodução por João Hippertt, UFOP).

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Estampa 4.53 - Foto superior esquerda: Sedimento lacustre silicificado em uma cratera vulcânica (kimberlito) tipo Maar, exibindo estrutura mastóide vista em planta. Escala de Barra = 6,0cm. Formação Uberaba(?), Cretáceo Superior, Grupo Bauru, Bacia do Paraná. Local: Coromandel, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: A estrutura mostrada anteriormente se desprende da rocha quando impactada por marreta, formando um corpo tridimensional. Podem-se notar os delicados planos de sua laminação preservados do sedimento. Dimensão maior da amostra = 22 cm. Mesmo local da amostra anterior. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor). Foto inferior: Aspecto do afloramento dos argilitos silicificados estratificados, presentes no interior da cratera vulcânica, nos quais se desenvolvem as estruturas mastóides. Mesmo local da amostra anterior. (Foto do Autor)

PARTE 3

Estampa 4.54 - Foto superior esquerda: Seqüência piroclástica – tufos e lapilitos – depositada sobre metassiltitos ao longo de uma discordância erosiva e angular (setas), cujo hiato deposicional alcança várias centenas de milhões de anos. Piroclásticas: Formação Capacete, Grupo Mata da Corda, Cretáceo Superior, Bacia Sanfranciscana. Metassiltitos: Subgrupo Rio Paraopeba, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Campos Altos, MG. (Foto do Autor) Foto superior direita: Detalhe da parte basal da seqüência piroclástica figurada anteriormente, logo acima das setas,mostrando tufos finos depositados por nuvens ardentes na forma de surge, com raras estruturas sedimentares onduladas-contorcidas, pouco conhecidas. (Foto do Autor) Foto inferior esquerda: Fragmento de argilito com manganês, de origem lacustre em regime glacial, mostrando uma cavidade na forma de cadinho, anteriormente preenchida por manganês. A estrutura ocorre ao longo do plano das camadas, parecendo ter se formado no assoalho lacustre em ambiente subaquático. Formação Carrancas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Escala de barra = 1,5cm. Local: Onça do Pitangui, MG. (Foto de Marcílio Gazzinelli, em amostra coletada pelo Autor) Foto inferior direita: Depressão similar à figurada anteriormente, agora preenchida por óxido de manganês, depositado segundo delicadas microlaminações planar-paralelas, com contornos festonados. A parte branca que envolve a estrutura é a superfície de acamamento do argilito puro, vista em planta. Formação Carrancas, Grupo Bambuí, Neoproterozóico, Bacia do São Francisco. Local: Onça do Pitangui, MG. (Foto do Autor)

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Estampa 4.55 - Foto superior: Matacões de migmatito originários do Escudo Canadense, transportados por geleiras para o sul, depositando-se como blocos erráticos no meio-oeste americano, no caso sobre o pavimento paleozóico peneplanizado, fazendo hoje parte da paisagem urbana de Chicago, área de Hide Park, Illinois, EUA. (Foto do Autor) Foto inferior: Matacão de itabirito (com dobras apertadas) transportado de sul para norte por glaciares do Permo-Carbonífero que alcançaram o noroeste mineiro, depositando-se como blocos erráticos sobre sedimentos paleozóicos e precambrianos da região. A área-fonte do itabirito é desconhecida. Grupo Santa Fé. Local: Canabrava, MG. (Foto de Eloi G. Campos, UnB).

PARTE 5

ROCHAS METAMÓRFICAS Tânia Mara Dussin

Lista de Figuras

Figura 5.1 Campo do metamorfismo em diagrama P x T Figura 5.2 Perfil da crosta superior, com esquema de variações do gradiente geotérmico em diferentes contextos geológicos Figura 5.3 Diagramas que representam decomposição da pressão litostática e dirigida em tensores, com posições e intensidades relativas de σ1, σ2 e σ3 Figura 5.4 Esquema representando os principais tipos de pressão dirigida, com exemplos de possíveis estruturas resultantes Figura 5.5

Gráfico de pressão e temperatura com campos de estabilidade de Al2SiO5

Figura 5.6 Variação do caráter rúptil-dúctil das rochas com a profundidade na crosta Figura 5.7 Detalhes de texturas de rochas metamórficas não foliadas e foliadas Figura 5.8 Formação da foliação por orientação preferencial de minerais como micas, clorita e anfibólios, sob condições de stress Figura 5.9

Tipos de foliação metamórfica: clivagem, xistosidade e bandamento gnáissico

Figura 5.10 Texturas de cristalização e recristalização metamórficas Figura 5.11 Metamorfismo e tectônica de placas Figura 5.12 Domo de Araguainha – exemplo de cratera de impacto Figura 5.13 Diagrama que representa as fácies metamórficas em função de pressão e temperatura Figura 5.14 Diagrama com representação de séries de fácies metamórficas em função de pressão e temperatura Figura 5.15 Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3–CaO-FeO+MgO) nas condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de baixa pressão Figura 5.16 Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3–CaO-FeO+MgO) para condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de pressão intermediária Figura 5.17 Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3–CaO-FeO+MgO) sob condições de P-T correspondentes às fácies de alta pressão

Lista de Tabelas Tabela 5.1 Fácies metamórficas em rochas de composição basáltica e pelítica, em regimes de baixa, média e alta pressão Tabela 5.2 Composição e características de alguns minerais metamórficos mais comuns Tabela 5.3 Relação entre grau e fácies metamórficos Tabela 5.4 Esquema de classificação sistemática de rochas metamórficas Tabela 5.5

Nomes específicos de rochas metamórficas de uso geral, aos quais deve ser dada preferência sobre os equivalentes da classificação sistemática

Tabela 5.6 Classificação das rochas metamórficas geradas por metamorfismo dinâmico

Lista de Estampas Estampa 5.1 Estampa 5.2 Estampa 5.3 Estampa 5.4 Estampa 5.5 Estampa 5.6 Estampa 5.7 Estampa 5.8 Estampa 5.9 Estampa 5.10 Estampa 5.11 Estampa 5.12 Estampa 5.13 Estampa 5.14 Estampa 5.15 Estampa 5.16 Estampa 5.17 Estampa 5.18 Estampa 5.19 Estampa 5.20 Estampa 5.21 Estampa 5.22 Estampa 5.23 Estampa 5.24 Estampa 5.25 Estampa 5.26 Estampa 5.27

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Estampa 5.28 Estampa 5.29 Estampa 5.30

PARTE 5

Sumário 1 Introdução 2 Limites do metamorfismo 3 Fatores que controlam o metamorfismo 3.1 Temperatura (T) 3.2 Pressão (P) 3.3 Fluidos 4 Minerais e reações metamórficas 4.1 Reações químicas durante o metamorfismo 5 Texturas metamórficas 5.1 Morfologia de cristais 5.2 Estruturas formadas por orientação mineral: foliação e lineação 5.2.1 Tipos de foliação 5.3 Tipos de texturas 5.3.1 Texturas de cristalização e recristalização 5.3.2 Texturas deformacionais 5.3.3 Texturas de desequilíbrio 6 Tipos de metamorfismo 7 Intensidade do metamorfismo – grau e fácies metamórficas 7.1 Minerais índices e zonas metamórficas 7.2 Grau metamórfico 7.3 Fácies metamórficas 7.3.1 Fácies de baixa pressão 7.3.2 Fácies de pressão intermediária 8 Classificação e nomenclatura de rochas metamórficas 8.1 Classificação sistemática

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8.1.1 Nomes-raiz: uso dos termos xisto, gnaisse e granofelse 8.1.2 Prefixos mineralógicos 8.2 Classificação não-sistemática 8.2.1 Nomes específicos 8.2.2 Outros nomes não-sistemáticos 8.3 Rochas associadas ao metamorfismo dinâmico: milonitos e cataclasistos Referências

PARTE 5

1. Introdução A palavra metamorfismo provém do grego e significa mudança de forma (meta = mudança, morphe = forma). Aplicado à geologia, o termo refere-se a um conjunto de processos pelos quais determinada rocha, por meio de reações no estado sólido, é transformada em outra, com características mineralógicas e texturais distintas da original. Metamorfismo acontece a temperaturas e pressões superiores às características da superfície da Terra e pode ocorrer em qualquer local da crosta ou na porção sólida do manto. Rochas ígneas, sedimentares e mesmo metamórficas são submetidas a temperaturas e pressões mais elevadas, em geral, em conseqüência de processos tectônicos, tais como colisão continental ou subducção, os quais afetam grandes volumes de rochas. O encurtamento crustal conseqüente desses processos propicia a formação de cinturões metamórficos, que são extensas faixas de rochas deformadas, dispostas ao longo dos limites de placas convergentes, nas quais caracteristicamente ocorrem sismos e atividade magmática. Entretanto, rochas metamórficas podem resultar de deformações, a temperaturas relativamente baixas, de rochas submetidas a falhamentos e dobramentos em zonas de elevado stress; de alterações térmicas de rochas encaixantes no entorno de intrusões ígneas, em regiões de crosta estável; ou de reações físico-químicas nas proximidades de dorsais mesoceânicas e no fundo de bacias com espesso preenchimento sedimentar. Rochas metamórficas são também formadas em crateras de impacto de meteoritos. Ao longo de toda a história da Terra, processos metamórficos têm sido largamente representados, e a maioria das rochas crustais foi submetida a metamorfismo de maior ou menor grau. Entretanto, o entendimento do metamorfismo tem avançado mais lentamente do que a compreensão dos processos ígneos e sedimentares, principalmente porque o estudo das rochas metamórficas – em contraste ao de outras rochas que se baseia, em grande parte, na observação direta – se fundamenta em princípios da química, da física e em inferências deduzidas a partir de estudos experimentais, que simulam sistemas naturais muito mais complexos. Entretanto, graças ao desenvolvimento tecnológico dos

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últimos 40 anos, hoje é possível obter uma boa noção das condições sob as quais uma rocha metamórfica foi formada. No estudo do metamorfismo, rochas são entendidas como sistemas físico-químicos, nos quais cada mineral é um composto químico cuja estabilidade é controlada por leis termodinâmicas e pela cinética de reações químicas. O metamorfismo ocorre porque a estabilidade de cada mineral é dependente de pressão, temperatura e composição química do meio, e qualquer modificação desses parâmetros pode resultar na formação de novo conjunto de minerais, acompanhada de transformações na estrutura e textura da rocha. Esses processos ocorrem em escalas variáveis, desde nanoscópicas e microscópicas – como a distância de difusão de cátions e ânions ou a espessura da camada intergranular de fluidos –, até centenas de quilômetros, como a espessura da crosta ou zonas de deformação resultantes de colisão de placas.

2. Limites do Metamorfismo O conceito de metamorfismo é restrito às transformações que ocorrem nas rochas no estado sólido, a partir de temperaturas e pressões características do final da diagênese, até pressões e temperaturas em que a fusão das rochas ocorre. O limite entre diagênese e metamorfismo é impreciso. O termo diagênese se restringe aos processos que ocorrem a temperaturas e pressões inferiores a 200°C e 3kbar (3000 atmosferas). Esta é, por exemplo, a zona de estabilidade das zeólitas, um grupo de minerais em que algumas espécies são consideradas diagenéticas e outras metamórficas. O limite superior do metamorfismo é determinado pela temperatura e pela pressão necessárias para que ocorra fusão parcial ou total de uma rocha. Em vista disso, esse limite é variável e depende da composição das rochas originais, pois rochas diferentes se fundem sob condições distintas. Assim, rochas graníticas e argilosas se fundem em torno de 650 - 750oC, ao passo que a fusão de rochas máficas ocorre a temperaturas mais elevadas, em geral entre 900 e 1000°C. Além da composição das rochas, a temperatura de fusão depende também da intensidade da pressão e da presença de fluidos. A Figura 5.1 representa o campo do metamorfismo num diagrama de pressão versus temperatura, delimitado de um lado por condições diagenéticas de baixa temperatura e do outro por condições de alta temperatura, onde ocorre fusão das rochas. As curvas A e B ilustram a variação das temperaturas de fusão para granitos, sob condições hidratadas (Ptot=PH2O) e anidras (PH2O=O), respectivamente.

PARTE 5

Figura 5.1 - Campo do Metamorfismo em diagrama P x T. As curvas A e B ilustram variação das temperaturas de fusão para granitos sob condições hidratadas (Ptot=PH2O) e anidras (PH2O=O), respectivamente. Fonte: Modificado de RUBERTI et al., 2001.

3.Fatores que Controlam o Metamorfismo Os principais fatores que controlam as transformações de qualquer rocha (também designada protólito) durante o metamorfismo são: sua composição, presença ou ausência de fluidos, temperatura, pressão e tempo. Esses fatores variam de forma independente durante o processo metamórfico. Quanto maior a temperatura e a pressão, maior a intensidade do metamorfismo e mais profundas as modificações das rochas. Inversamente, pequenas variações de temperatura e pressão resultam em transformações menos acentuadas, o que permite preservar as características originais das rochas.

3.1 Temperatura (T) A temperatura na crosta aumenta com a profundidade e a taxa com a qual ela cresce é conhecida como gradiente geotérmico. Seu valor é variável e controlado pelo fluxo de calor local, o qual, por sua vez, depende de fatores que têm relação direta com a ambiência tectônica do segmento crustal considerado. A principal fonte de calor para a crosta é o

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manto. Quantidades secundárias provêem do decaimento radioativo natural de material crustal, que é maior na crosta continental, onde predominam rochas de composição granítica, do que na crosta oceânica, de composição basáltica. Em regiões tectonicamente ativas, o transporte tectônico de rochas frias ou quentes, a velocidades maiores do que a necessária para manter o equilíbrio térmico com as rochas encaixantes, também responde por variações no fluxo de calor. No interior de crátons (regiões estáveis ou antigos continentes), gradientes geotérmicos de 15-35°C/km são característicos. Em regiões em que a crosta é especialmente delgada ou naquelas em que existe atividade vulcânica, gradientes de 40-60°C/km são registrados, e elevadas temperaturas caracterizam níveis crustais relativamente rasos (Yardley, 1989). Em zonas de subducção, nas quais a crosta oceânica relativamente fria é transportada para grandes profundidades, o gradiente geotérmico varia entre 10-20°C/km. Variações nas geotermas e nos gradientes geotérmicos, em diferentes ambientes tectônicos, são mostradas na Figura 5.2. O aumento da temperatura durante o metamorfismo permite a ultrapassagem de barreiras cinéticas que impedem a ocorrência de reações químicas. Assim, minerais instáveis são consumidos e ocorre a formação de outros, estáveis sob as novas condições. Pode ocorrer também recristalização de minerais estáveis, com aumento de tamanho de grão.

1000°C

1600°C

Gradiente Elevado

1000°C Gradiente Normal

1000°C Gradiente Normal

1600°C

1600°C

Gradiente Baixo

Figura 5.2 - Perfil da crosta superior, com esquemas de variações do gradiente geotérmico em diferentes contextos geológicos. A variação da pressão independe do contexto geológico e aumenta de forma similar em todos os ambientes. O aumento da temperatura com a profundidade é variável e depende do contexto geológico.

PARTE 5

3.2 Pressão (P) A pressão durante o metamorfismo pode ser de dois tipos: litostática (ou confinante) e dirigida. A pressão litostática resulta do peso da coluna das rochas sobrepostas a um determinado ponto. Neste caso, as forças aplicadas são aproximadamente uniformes em todas as direções. A intensidade da pressão litostática é dada pela equação: P= dgh onde P é a pressão litostática, d é a densidade média das rochas sobrepostas, g é a aceleração da gravidade e h a profundidade do segmento crustal considerado. Densidades típicas de rochas crustais situam-se entre 2 a 3g/cm3. Assim, 1kbar de pressão litostática corresponde a uma coluna de rochas de aproximadamente 3,5km de altura. A espessura da crosta continental é da ordem de 30-40km, mas pode alcançar 80km sob cadeias de montanhas. Dessa forma, o metamorfismo na crosta continental pode ocorrer entre pressões variáveis, de poucas centenas de bars (próximo às intrusões pouco profundas) até cerca de 10-20kbar na base da crosta. Na crosta oceânica, cuja espessura varia entre 6-10km, as pressões máximas são menores do que na crosta continental. Recristalização metamórfica também ocorre no manto, a pressões de centenas de kbar. Variações na pressão litostática podem ocorrer devido a soterramento ou soerguimento das rochas. Soterramento ocorre em resposta a contínua deposição em bacias sedimentares ou a movimentos tectônicos, que produzem encurtamento e espessamento crustal com geração de dobras e falhas. Soerguimento é conseqüente de movimentação tectônica e resulta em erosão e conseqüente exumação de rochas formadas em profundidade. A pressão dirigida é conseqüente da movimentação das placas tectônicas e corresponde à resultante vetorial de pressões desiguais, orientadas em diferentes direções. Ela pode ser decomposta em três componentes mutuamente perpendiculares ou tensores: (Figura 5.3): σ1 é o vetor de pressão máxima, σ2 é o vetor de pressão intermediária e σ3 é o vetor de pressão mínima. A identificação desses vetores é importante porque muitas estruturas de deformação e metamorfismo se orientam de acordo com a distribuição espacial desses tensores, e o uso desse conhecimento pode ser aplicado para decifrar antigos padrões de esforços crustais ou prever a existência de estruturas não observadas, muitas das quais podem ter interesse econômico. Em situações de pressão litostática, a intensidade de todos os tensores é igual e σ1=σ2=σ3.

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Figura 5.3 - Diagramas que representam decomposição da pressão litostática e dirigida em tensores, com posições e intensidades relativas de σ1 (pressão máxima), σ2 (pressão intermediária) e σ3 (pressão mínima). Em situações de pressão litostática todos os tensores são iguais e σ1=σ2=σ3.

A intensidade máxima da pressão dirigida é determinada pela própria resistência da rocha. Estudos experimentais mostram que, sob a maioria das condições metamórficas, rochas podem suportar diferenças máximas de stress, de algumas centenas de bars, o que torna a pressão dirigida efetiva muito pequena quando comparada à pressão litostática, tipicamente de vários kbar. Dessa forma, rochas sob condições de stress a poucos quilômetros de profundidade têm a pressão dirigida atuando sobre elas numa intensidade igual a alguns pontos percentuais da pressão vertical à qual estão submetidas. A pressão dirigida pode ser dividida em três tipos principais quando consideradas as orientações de σ1, σ2 e σ3 (Figura 5.4): •

compressivo, quando as placas estão em movimento colisional;

•

distensivo ou tracional, quando as placas estão se separando, ou

•

cisalhante, quando as placas se movem lateralmente.

PARTE 5

σ1 σ1 σ1

Compressivo A deformação resultante é a compressão. Podem ocorrer. dobras e falhas.

σ1

σ1

σ1

σ1

σ1

σ1 σ1 σ1 σ1

Distensivo ou Tracional A deformação resultante é a extensão. Fraturas de tração podem se formar perpendicularmente à direção de extensão e serem preenchidas por minerais metamórficos.

Cisalhante Deformação ocorre em função do deslocamento lateral de blocos produzindo cisalhamento das rochas.

Figura 5.4 - Esquema representando os principais tipos de pressão dirigida, com exemplos de possíveis estruturas resultantes. A figura tracejada é a forma inicial da rocha ou mineral e a figura delineada por uma linha contínua é a forma resultante. Fonte: Modificado de WINTER, 2001.

Colisões de placas produzem encurtamento e espessamento crustal, com dobramento das rochas ou formação de falhas e fraturas, quando o seu limite de elasticidade, que depende da temperatura, é ultrapassado. Um exemplo atual desta situação tectônica é a Cordilheira dos Andes, a qual tem sua formação relacionada à compressão exercida pela subducção de placas do Oceano Pacífico sob a Placa da América do Sul. Em zonas de divergência, os esforços tectônicos produzem distensão crustal, com formação de falhas normais e fraturamento de rochas nas porções mais superficiais da crosta. A distensão e o fraturamento da crosta geram abatimentos de blocos, criando extensas áreas rebaixadas designadas riftes. Um dos mais conhecidos limites divergentes é a Cadeia Mesoatlântica, que marca o local onde nova crosta é formada, em conseqüência do afastamento entre as placas americanas, da África e da Eurásia. Cisalhamento ocorre quando duas placas ou blocos justapostos se deslocam lateralmente. O movimento tem uma componente

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vertical mínima e as falhas associadas são do tipo direcional ou transcorrente. Dobras de arrasto ocorrem ao longo das bordas das placas. Um exemplo bem conhecido de falha direcional é a de San Andreas (Califórnia, EUA). Por atuar com intensidade uniforme, a pressão litostática não produz deformação significativa das rochas, mas principalmente compactação, gerando recristalização mineral e redução ou supressão de espaços intergranulares. A pressão dirigida produz tensões e deformação, tendo um papel determinante no desenvolvimento textural e estrutural das rochas metamórficas.

3.3 Fluidos Pelo menos uma pequena quantidade de fluidos ocorre em todas as rochas, como fase líquida ou gasosa. Em rochas sedimentares, fluidos representam água superficial da própria bacia sedimentar ou são de natureza diagenética. Em rochas ígneas, os fluidos são de derivação geralmente mista, isto é, são trazidos pelo magma a partir do manto ou do sítio onde a fusão crustal ocorreu, ou podem ser originados da crosta superior e da superfície terrestre. Nas rochas metamórficas, os fluidos podem ser herdados do próprio protólito ou originados da desestabilização de minerais como silicatos hidratados, carbonatos e sulfetos. Evidências da presença de fluidos nas rochas durante o metamorfismo são dadas pela presença de minerais metamórficos hidratados (micas, anfibólios) e/ou carbonatos, cuja formação requer H2O e/ou CO2. Vários minerais resultam de reações metamórficas que envolvem desidratação ou descarbonatação de minerais da rocha original. Fluidos também podem ser preservados na forma de diminutas inclusões em minerais metamórficos. Um exemplo comum é o quartzo cuja transparência é modificada pela presença de numerosas inclusões de líquidos e/ou gases, tornando-se leitoso. Fluidos metamórficos são compostos principalmente de H2O e CO2, têm temperaturas dentro de um intervalo de aproximadamente 50° e 600°C, e pH variável de ácido a levemente alcalino. A fase fluida pode estar em equilíbrio ou não com os minerais de uma rocha. Se em equilíbrio, nenhuma reação ocorre, mas variações na composição do fluido, por exemplo, por mistura com outro fluido, e modificações de temperatura e/ou pressão durante o metamorfismo podem resultar em desequilíbrio do sistema e instabilidade mineral. Nestas situações ocorrem reações de transformação mineral e, portanto, alterações na composição química da rocha e do fluido. As modificações minerais ocorrem com apenas um objetivo: restabelecer o equilíbrio do sistema. Durante este processo a função principal dos fluidos é o transporte de íons. A relação entre fluido e rocha pode ser de tal ordem que o transporte de íons pode ser relativamente volumoso e gerar depósitos minerais de importância econômica. Solutos predominantes em fluidos metamórficos são Na e Cl, mas componentes como CH4, N2, S, B e K podem estar presentes. Soluções diluídas (0,2 – 0,5% de solutos) a altamente concentradas (25% de solutos) podem ocorrer. Em rochas isentas de fluidos, as reações metamórficas são lentas, pois os elementos químicos migram por difusão iônica em meio sólido através do retículo cristalino dos minerais, sem transporte por fase líquida.

PARTE 5

A pressão exercida pelos fluidos intergranulares (Pfl) pode ser inferior, igual ou superior à pressão litostática. Se inferior, os fluidos tendem a ser expulsos da rocha e os poros e espaços intergranulares anteriormente ocupados, são reduzidos e a rocha é compactada. Se igual, os fluidos mantêm o espaço intergranular e tendem a manter a porosidade e permeabilidade da rocha. Se em reações metamórficas, a velocidade de produção de fluido for mais rápida do que possam migrar, então a sua pressão aumenta e pode tornar-se maior que a pressão litostática. Neste caso, a pressão de fluidos poderá superar a resistência mecânica da rocha e gerar sua fragmentação por fraturamento hidráulico. As fraturas produzidas tornam-se vias de fuga do fluido, normalmente em sentido ascendente, até um sítio onde poderá ser armazenado e eventualmente encontrar condições para a formação de novos. Fluidos também têm papel fundamental na fusão de rochas por aumentar a mobilidade de íons e na ausência de uma fase fluida, a fusão é dificultada e só ocorrerá a temperaturas mais elevadas. Em condições de elevado metamorfismo, os minerais de menor temperatura de fusão fundem em primeiro lugar e os minerais de maior temperatura permanecem como sólidos. Este processo que dá origem a uma fase líquida resultante de fusão (magma) que coexiste com uma fase sólida de natureza refratária, é conhecido como fusão parcial ou anatexia.

4. Minerais e Reações Metamórficas O estudo das rochas metamórficas se apóia no princípio fundamental de que o conjunto de minerais resultantes de metamorfismo ou paragênese metamórfica reflete as condições de sua formação. Uma rocha é um sistema químico e se for submetida a alterações físico-químicas, como temperaturas e pressões diferentes daquelas em vigor durante a sua formação, átomos, íons e moléculas poderão se reagrupar em proporções ou configurações de máxima estabilidade e formar novos minerais. As transformações minerais efetivadas por reações metamórficas se dividem em dois tipos principais: cristalização e recristalização. A cristalização envolve a desestabilização de fases minerais preexistentes e a nucleação e formação de novos minerais, ou aumento da quantidade de minerais existentes. As reações mais comuns são do tipo sólido-sólido, nas quais mineral A + mineral B → mineral C + mineral D, ou reações de desidratação com perda de substâncias voláteis, nas quais mineral hidratado A → mineral desidratado B + água. Em geral, as reações de desidratação são altamente sensíveis à temperatura. Reações que envolvem mudança na densidade dos minerais são, em geral, mais sensíveis à pressão. Como exemplo, a formação do piroxênio jadeita (densidade=3,3g/cm3) ocorre sob condições de pressão elevada, a partir da reação entre albita e quartzo, ambos com

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densidade de cerca de 2,6g/cm3. A maior densidade da fase de alta pressão reflete um maior empacotamento de íons e redução das distâncias interatômicas relativamente aos minerais desestabilizados. A recristalização envolve redistribuição de íons por difusão nos minerais preexistentes. Há, assim, crescimento de cristais com ou sem variações de composição, mas sem formação de novos minerais. A difusão é dependente da temperatura e influenciada pela presença de voláteis, mas é pouco sensível às variações de pressão. Além de modificações químicas, o metamorfismo também pode provocar transformações polimórficas e outras variações estruturais, sem alterações de composição. Este é o caso de cianita, andalusita e sillimanita, todos minerais de fórmula Al2SiO5, mas com estruturas distintas. O aumento de pressão transforma andalusita em cianita ou sillimanita, dependendo da temperatura (Figura 5.5). Essa transformação corresponde à desestabilização de um mineral de baixa densidade e à formação de minerais de maior densidade.

4.1 Reações químicas durante o metamorfismo Transformações minerais durante o metamorfismo resultam de alterações das condições termodinâmicas. O metamorfismo é dito progressivo quando as condições de pressão e temperatura às quais a rocha é submetida aumentam com o tempo, como ocorre em zonas de subducção, onde a crosta oceânica é gradualmente levada a profundidades crescentes. O metamorfismo é dito regressivo ou retrógrado quando a intensidade da pressão e da temperatura decresce com o tempo, como ocorre durante o soerguimento de um segmento crustal submetido a metamorfismo. Contudo, para que o metamorfismo ocorra é necessário que os minerais tenham tempo suficiente para se reequilibrarem sob as novas condições. Em muitos casos, rochas metamórficas contêm evidências texturais de desequilíbrio, que refletem mudanças da temperatura e pressão que estiveram vigentes durante um tempo menor do que o necessário para que uma completa readaptação mineral fosse efetivada. Os intervalos de temperatura e pressão, em que grande número de reações metamórficas ocorre, foram determinados experimentalmente. Assim, hoje é possível estimar as condições do metamorfismo às quais uma rocha foi submetida, se o conjunto de seus minerais metamórficos em equilíbrio for determinado. Esse estudo normalmente é feito com a identificação de fases minerais e análise de relações texturais sob o microscópio. A determinação dessas condições constitui um dos objetivos essenciais do estudo das rochas metamórficas. Transformações minerais que ocorrem em uma rocha sedimentar pelítica, que contenha caulinita e quartzo, podem ser tomadas como exemplo para que reações químicas que ocorrem em rochas ígneas, sedimentares e mesmo metamórficas durante o metamorfismo, possam ser compreendidas. Quando a rocha em questão é submetida a temperaturas da ordem de 300°C, caulinita e quartzo reagem e resultam em pirofilita e água, conforme a equação

PARTE 5

Al4Si4O10(OH)8 + 4SiO2 → 2Al2Si4O10(OH)2 + 2H2O caulinita quartzo pirofilita água A temperatura precisa na qual a reação ocorre depende da pressão de fluidos do sistema e é dada pela curva A da Figura 5.5. A água liberada age como solvente para outros silicatos e como veículo para outras reações. Se a temperatura aumentar até cerca de 400°C, ocorre desidratação e, com isso, a pirofilita se transforma em andalusita, quartzo e água (curva B da Figura 5.5): Al2Si4O10(OH)2 → Al2SiO5 + 3SiO2 + H2O pirofilita andalusita quartzo água Como pode ser observado no diagrama de estabilidade de Al2SiO5 (Figura 5.5), andalusita se forma sob pressões relativamente baixas. Se houver aumento de pressão, andalusita se converte em cianita sob baixas temperaturas e em sillimanita sob temperaturas mais altas. Assim, andalusita e cianita formar-se-ão a partir da pirofilita por desidratação, dependendo da pressão, ao passo que sillimanita se formará a partir de cianita e andalusita sob temperaturas e pressões elevadas. Figura 5.5 - Gráfico de pressão e temperatura com campos de estabilidade de Al2SiO5. As

0 An Si dal llim us an ita ita

1

Protólito com Calvlinita + quartzo

An

3

6 7 8

100 200

300

AI2Sioi5 + 3 quartzo + H2O

5

400

Rocha com quartzo + Silimanita

ita an ta im i sill Cian

Caulinita + 2 quartzo Pirofilita + H2O

4

Pirofilita

a sit lu ita da ian C

PRESSÃO (Kbos)

2

500

600 700 800

TEMPERATURA (ºC) condições nas quais ocorrem reações de desidratação de caulinita (curva A) e pirofilita (curva B) são mostradas. A presença de andalusita na rocha indica condições de pressão e temperatura relativamente baixas. Cianita indica condições de baixa temperatura e alta pressão. Sillimanita forma-se sob altas temperaturas. Fonte: Modificado de GILLEN, 1982.

469

470


As equações químicas a seguir são exemplos de reações metamórficas comuns em rochas de diferentes composições, submetidas a metamorfismo progressivo: CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2 calcita quartzo wollastonita fluido

KAl3Si3O10(OH)2 + SiO2 → KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O muscovita quartzo k-feldspato sillimanita fluido

K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2 + 3SiO2 → KAlSi3O8 + 3(Mg,Fe)SiO3 + H2O biotita quartzo k-feldspato hiperstênio fluido

Ca2Mg4Al2Si7O22 (OH)2 → CaMgSi2O6 + 3MgSiO3 + CaAl2Si2O8 + H2O hornblenda diopsídio hiperstênio plagioclásio fluido

Mg7Si8O22(OH)2 → 7MgSiO3 + SiO2 + H2O antofilita hiperstênio quartzo fluido Cada reação é dependente da composição do protólito, da pressão e da temperatura. Dessa forma, a partir da paragênese metamórfica de uma rocha, uma vez que os minerais estejam em equilíbrio, é possível estimar as condições de pressão e temperatura sob as quais eles se formaram. Essas estimativas são baseadas na aplicação da teoria do equilíbrio químico e da regra de fases de Gibbs (Box 1).

PARTE 5

Box 1 Relação entre a Composição Química e Mineral de Rochas Metamórficas

Regra das Fases de Gibbs

dentro de certos limites, o que é a situação mais comum.

Durante o metamorfismo, novos minerais

Essa paragênese é dita bivariante. Se F = 1,

se formam e outros são consumidos. Contudo,

M = C+1. Neste caso, o conjunto de minerais

o número de fases minerais permanece aproxi-

tem apenas um grau de liberdade no espaço

madamente constante. Em um estado interme-

P-T. Isto é, para que a paragênese permaneça

diário, entretanto, antes que o equilíbrio seja

estável, a pressão só poderá variar em função da

alcançado, é possível que ocorra certo número

temperatura, obedecendo uma relação P=f(T),

de fases que não existirão sob equilíbrio. Estas

função que define uma curva num diagrama

se denominam .

pressão versus temperatura. Esta paragênese

O número de minerais metamórficos em qualquer rocha depende da composição química desta, incluindo fluidos presentes, da pressão e da temperatura. A relação entre essas variáveis é matematicamente expressa pela Regra de Fases, deduzida por J. W. Gibbs em torno de 1870, a partir de leis e propriedades termodinâmicas que descrevem sistemas em equilíbrio. A regra descreve o número possível de graus

é dita univariante e é menos comum em rochas metamórficas. Se F = 0, a paragênese contém M = C+2 e não há grau de liberdade no sistema. Isto é, qualquer variação na temperatura ou na pressão resulta na instabilidade do sistema, e a paragênese formada só é estável em um ponto designado invariante e correspondente à intersecção de curvas univariantes. Esta situação é ainda mais rara em rochas metamórficas.

de liberdade de um sistema em equilíbrio, com

O diagrama pressão versus temperatura

base no número de seus constituintes químicos

com os campos de estabilidade da andalusita,

e é expressa por:

cianita e sillimanita (Figura 5.5) pode ser usado

F= C - M + 2

para exemplificar as situações descritas. Rochas metamórficas, com composição química

onde F = grau de liberdade ou variância do

adequada, conterão cianita, uma fase bivariante,

conjunto de fases (minerais + fluidos da rocha

estável dentro de determinadas condições de

considerada). Representa o número de variáveis

pressão e temperatura. Ultrapassados os limites

independentes a serem especificadas para

de estabilidade, a cianita será substituída por

determinar o estado do sistema. Nos sistemas

outras fases bivariantes, isto é, andalusita ou

geológicos, essas variáveis normalmente são

sillimanita. Em condições intermediárias pode se

pressão e temperatura; C = número de com-

formar paragêneses univariantes, com duas das

ponentes químicos independentes do sistema;

espécies mencionadas. Essas condições são

M = número de fases em equilíbrio (minerais

definidas pelas curvas que separam os campos

+ fluidos); e 2 corresponde às duas variáveis:

de estabilidade de duas fases: cianita/andalusita,

temperatura e pressão.

andalusita/sillimanita, cianita/sillimanita. Essas

Em sistemas geológicos o valor de F em geral se situa entre 0 e 2. Se F = 2, o sistema possui dois graus de liberdade e M = C. Isto equivale dizer que uma determinada paragênese metamórfica, com M minerais, é estável quando pressão e temperatura variam simultaneamente

três fases coexistirão somente em um ponto, designado univariante, e correspondente à intersecção das três curvas mencionadas. O exemplo traduz uma situação simplificada, porque uma rocha normalmente contém outros minerais metamórficos além dos mencionados, mas a

471

472


regra de fases impõe que o sistema contenha

que podem estar em equilíbrio sob aquelas

um único constituinte químico, no caso, SiAl2O5,

condições. Um exemplo é mostrado na figura a

porque as paragêneses bivariantes são formadas

seguir. Sob condições de pressão e temperatura

por um único mineral (M = C).

correspondentes a um intervalo bivariante, o número de minerais metamórficos em qual-

Representação Gráfica das Paragêneses de Rochas Metamórficas – Diagramas de Fases

quer rocha é igual ao número de constituintes químicos do sistema. A maior limitação a estas representações gráficas triangulares é que só é possível considerar sistemas químicos com três

Uma aplicação prática da regra de fases é a

componentes. Sistemas com um maior número

representação gráfica de paragêneses de rochas

de componentes requerem simplificações ou o

metamórficas em função de diferentes composi-

uso de diagramas mais complexos.

ções de rochas. Diagramas de fases possibilitam verificar se rochas com diferentes composições químicas têm diferentes conjuntos de minerais metamórficos em função de suas constituições distintas ou porque foram metamorfizadas sob condições diversas.

No diagrama a seguir, a composição química de mármores silicosos é representada de forma simplificada por três componentes: CaO-SiO2-MgO, cada qual localizado em um dos vértices do diagrama e, assim, correspondendo a 100% do constituinte respectivo. Os mine-

Os diagramas são construídos a partir de

rais metamórficos possíveis em rochas dessa

dados coletados a temperatura e pressão cons-

composição são representados no diagrama

tantes e sobre eles são inseridos intervalos cor-

em função das proporções respectivas dos três

respondentes às composições de fases minerais

constituintes.

Figura - Composição química de mármores silicosos, representada de forma simplificada por três componentes: CaO-SiO2-MgO. Os minerais metamórficos possíveis de ocorrer em rochas com esta composição são representados sobre o diagrama em função das proporções respectivas dos três constituintes.

A regra das fases indica que a paragênese

interior de uma das áreas triangulares conterá os

bivariante de uma rocha contém o mesmo nú-

três minerais que estão representados nos seus

mero de minerais M e de constituintes químicos,

vértices. Assim, uma rocha de composição quí-

neste caso, ambos iguais a três. Conjuntos de

mica R1 conterá calcita + quartzo + diopsídio, ao

minerais possíveis de estar em equilíbrio nas

passo que a rocha R2 conterá calcita + diopsídio

condições estipuladas são indicados por linhas

+ forsterita. Em função das proporções dos três

que conectam as fases coexistentes. Nos dia-

constituintes químicos, diferentes rochas terão

gramas, essas linhas definem áreas triangulares

paragêneses distintas e é possível, a partir da

e cada qual representa uma paragênese estável

sua composição química, prever quais minerais

nas condições de pressão e temperatura estipu-

se formarão nas condições de pressão e tempe-

ladas. Uma rocha cuja composição se insira no

ratura consideradas.

PARTE 5

5. Texturas Metamórficas A textura de uma rocha é determinada pelo tamanho, forma e arranjo de seus minerais e tipos de contatos intergranulares. Feições internas dos cristais, tais como zonação, presença de inclusões e exsoluções são também características texturais. Texturas metamórficas resultam do efeito combinado de reações entre minerais durante o metamorfismo e da deformação. As reações entre minerais e o estilo da deformação em uma seqüência rochosa são dependentes da temperatura e pressão. Em condições de temperatura e pressão elevadas, as rochas assumem um comportamento dúctil ou plástico e formam dobras. Sob temperaturas e pressões mais baixas, as rochas comportam-se de forma rúptil ou rígida e formam fraturas em resposta ao esforço. A transição entre o comportamento dúctil e rúptil depende de vários fatores, tais como: gradiente geotérmico, taxa de deformação, orientação das tensões e pressão de fluidos. A composição e textura do protólito também são condicionantes ao comportamento das rochas face à deformação. Sob mesmas condições de temperatura e pressão litostática ou dirigida, duas rochas do mesmo tipo podem mostrar comportamentos contrastantes. Rochas que tendem a se comportar de modo dúctil e se deformar são chamadas de incompetentes, enquanto aquelas que tendem a se comportar de modo rúptil e transmitir esforços porque resistem à deformação são chamadas de competentes. Assim, um quartzito se comporta de forma rúptil e responde com fraturas à força aplicada, enquanto um filito intercalado se ajusta à deformação de maneira dúctil, respondendo com dobras. Em geral, quanto maior a profundidade, maior a possibilidade de que todos os tipos de rocha tenham comportamento dúctil. O inverso ocorre a profundidades menores e, próximo à superfície, as rochas têm um comportamento rúptil. Em faixas de dobramentos, como nos Andes, Alpes ou Himalaia, a deformação é rúptil próximo à superfície e dúctil em profundidade (Figura 5.6). A Estampa 5.1, inserida no final desta Parte (assim como as demais estampas), mostra uma seqüência de sedimentos metamorfizados em condições de baixas temperaturas e pressões, com preservação de estruturas primárias. Na Estampa 5.2, estão exemplos de rochas deformadas em condições dúcteis e rúpteis.

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SUPERFÍCIE CRUSTAL 1

5

100

DEFORMAÇÃO RUPTIL Falhas e fraturas

2 10

3

25

5 6 7

TEMPERATURA (º)

20

300

500

700

30

TRANSIÇÃO RUPTIL-DUCTIL Falhas, fraturas e dobras

4

15 PRESSÃO (kb)

PROFUNDIDADE (km)

474

8

DEFORMAÇÃO DUCTIL Dobras

Início de fusão Granitos de anatexia

9 35

10

900

Figura 5.6 - Variação do caráter rúptil-dúctil das rochas com a profundidade na crosta. A transição entre os comportamentos rúptil, próximo à superfície da crosta, e dúctil, em profundidade, depende de vários fatores, tais como: taxa de deformação, gradiente geotérmico, composição e textura do protólito.

Dois processos são responsáveis pela formação da textura em rochas metamórficas: cataclase - deformação que resulta apenas na cominuição ou redução de tamanho de cristais e/ou sua rotação, sem recristalização significativa; e blastese - cristalização ou recristalização mineral no estado sólido.

A cataclase é favorecida sob condições de temperatura e pressão relativamente baixas, nas quais os minerais se comportam de forma rúptil. Nessas condições, a recristalização é limitada a ausente, e predomina o fraturamento responsável pela redução do tamanho dos grãos, com formação de inúmeros subgrãos menores. A blastese é favorecida a temperaturas elevadas e pela presença de fluidos. Nessas condições, predominam processos de recristalização com formação de novos minerais, crescimento e deformação de cristais. O estudo das texturas metamórficas tem se tornado um assunto altamente especializado. Um dos seus principais objetivos é determinar a natureza e direção dos esforços durante o metamorfismo, a intensidade da deformação e a idade do metamorfismo, se existem minerais metamórficos datáveis na rocha. Esse conhecimento interessa não somente à determinação da história geológica da seqüência rochosa, mas também à

PARTE 5

análise de resistência de rochas e estabilidade de terrenos, bem como a trabalhos de exploração mineral.

5.1 Morfologia de cristais Alguns termos relativos à morfologia de minerais metamórficos são essenciais para entendimento das texturas: • Cristais bem formados, com faces completamente desenvolvidas, são designados idioblásticos ou idiomórficos. Cristais nos quais as faces cristalográficas não estão desenvolvidas são ditos xenoblásticos ou xenomórficos. • Em relação ao tamanho dos cristais, a rocha é equigranular quando todos os seus cristais têm aproximadamente o mesmo tamanho, e inequigranular quando apresentam tamanhos variados. • Porfiroclastos são cristais significativamente maiores do que os da matriz, mas sua formação é anterior ao evento metamórfico responsável pela geração dos demais minerais circundantes. São minerais relícticos e que já existiam no protólito. • Porfiroblastos também são cristais maiores do que os da matriz, mas se formaram durante o metamorfismo. Dependendo das condições termodinâmicas, a cristalização dos porfiroblastos pode ocorrer antes, durante ou depois do episódio de deformação, e são designados de pré-, sin- ou pós-cinemáticos, respectivamente. A cronologia relativa entre a formação dos porfiroblastos e a deformação pode ser estabelecida por uma análise das suas relações texturais com os constituintes da matriz (ver detalhes, por exemplo, em Passchier; Trouw, 1998).

5.2 Estruturas formadas por orientação mineral: foliação e lineação Rochas metamórficas dividem-se em dois grupos com base na existência ou não de orientação mineral: Podem ser isótropas, se o arranjo dos minerais for aleatório, ou anisótropas se houver uma orientação preferencial. No primeiro grupo estão rochas sem orientação mineral, formadas sob condições nas quais a pressão dirigida é nula ou muito pequena. A ausência de orientação mineral é característica de rochas submetidas a metamorfismo de contato ou de soterramento (ver item 6) e daquelas constituídas por minerais eqüidimensionais. São normalmente referidas como não foliadas e muitas vezes são constituídas por um único mineral, em geral quartzo, calcita ou dolomita. Exemplos são: quartzito, formado a partir de quartzo arenitos, e mármore, formado a partir de calcários. (Estampas 5.3 e 5.4) O segundo grupo, no qual se insere a maior parte das rochas metamórficas, é constituído por rochas nas quais a pressão dirigida produziu orientação mineral preferencial, levando à formação de planos e/ou linhas. Esses planos recebem a designação de foliação, e as

475

476


linhas de lineação. Rochas metamórficas com essas características são genericamente referidas como rochas foliadas e normalmente associadas a metamorfismo regional ou dinâmico (ver item 6). Exemplos são ardósias, filitos, xistos e gnaisses. (Estampa 5.5) A Figura 5.7 mostra exemplos de rochas metamórficas, com detalhes de texturas formadas por recristalização mineral com orientação preferencial e sem orientação.

500 µm

100 µm

Figura 5.7 - Detalhes de texturas de rochas metamórficas não foliadas e foliadas. a) Quartzito – cristais de quartzo, eqüidimensionais, recristalizados; b) Filito – forte orientação dos filossilicatos. Superfícies de fratura fotografadas sob microscópio eletrônico de varredura. Foto de Luiz R. A. Garcia, LMA-ICEX/UFMG.

A orientação mineral durante o metamorfismo ocorre pela tendência de qualquer corpo, situado em um campo de tensões, se orientar de forma a oferecer a menor resistência à força aplicada, isto é, orientando sua seção de maior área perpendicularmente a ela. Considere, por exemplo, um mineral de hábito micáceo. Sua orientação durante o metamorfismo far-se-á de forma a opor ao tensor máximo a menor resistência, com orientação da seção basal (plano 00l) perpendicularmente a σ1. A direção de crescimento dos cristais será paralela a σ2 ou σ3, tensores de menor intensidade. (Figura 5.8)

PARTE 5

0,2 cm Antes do Metamorfismo Protólito: rocha granítica Orientação mineral aleatória

0,2 cm Após do Metamorfismo

Rocha Metamórfica: gnaisse Minerais com orientação preferencial

Figura 5.8 - Formação da foliação por orientação preferencial de minerais como micas, clorita e anfibólios sob condições de stress. Na maioria dos casos, a foliação é perpendicular a σ1, porque o crescimento de cristais nas direções σ3 ou σ2 é mais fácil.

A foliação metamórfica resulta da orientação paralela ou subparalela de filossilicatos, como argilo-minerais e micas em geral, e ocorre na maioria das seqüências de rochas submetidas a metamorfismo regional. Pode também ser representada por bandamento composicional ou mineralógico, pela orientação preferencial de componentes originais da rocha, tais como: seixos de conglomerados, oólitos ou fragmentos vulcânicos. Uma rocha pode conter várias foliações, em especial se ela tiver sido metamorfizada mais de uma vez. Uma seqüência de foliações em rochas deformadas pode ser designada para fins descritivos por S1, S2, S3 e assim por diante, sendo S1 a primeira foliação a se formar, S2 a segunda e S3 a última. S0 é usado para designar superfícies planas já existentes no protólito, como acamadamento ígneo ou sedimentar. Lineação resulta da orientação mineral em condições de deformação nas quais σ2>σ3. Os principais tipos são: lineações minerais – definidas pela orientação de minerais de forma alongada como anfibólio, turmalina ou sillimanita; lineações de intersecção – formadas pela intersecção de dois planos de foliação ou de foliação e acamadamento; lineações de crenulação – definidas pelas linhas de charneira de microdobras em um plano de foliação; lineações de estiramento – definidas por minerais que assumem formas alongadas pela deformação ou agregados lineares de grãos. Alongamento de seixos e estruturas como boudins e mullions também constituem lineações de estiramento. As Estampas 5.6 e 5.7 mostram exemplos de lineações.

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478


Em uma rocha composta por minerais aleatoriamente orientados e submetida à pressão dirigida, estes se orientarão e, de acordo com a intensidade de σ1, σ2 e σ3, foliação e/ou lineação poderão se formar, como se segue: σ1 > σ2 = σ3 ⇒ Forma-se foliação, mas não lineação σ1 = σ2 > σ3 ⇒ Forma-se lineação sem foliação σ1 > σ2 > σ3 ⇒ Formam-se ambas. Em condições dúcteis, a compressão associada à pressão dirigida produz dobramento da seqüência rochosa em escalas variáveis, de microscópicas a quilométricas. A superfície axial das dobras, plano que divide uma dobra ao meio e contém seus eixos ou charneiras, é marcada pela foliação metamórfica que é então designada foliação de plano axial. Na maioria dos casos, linhas de charneiras de dobras se orientam perpendicularmente à direção de σ1 e se desenvolve uma lineação paralela aos eixos. Sob condições rúpteis, a compressão associada à pressão dirigida produz rompimento das rochas e formação de falhas. Foliação e lineação podem se desenvolver em conseqüência de diferentes processos: • sob temperaturas mais elevadas, em condições dúcteis, os cristais comportam-se de modo plástico e mudam de forma por rearranjo da sua estrutura cristalina e adquirem formas alongadas, por estiramento ou achatamento; • cristais podem se dissolver em posições onde o stress ultrapassa o limite de resistência da estrutura cristalina. Os íons dissolvidos migram no fluido intergranular, do qual precipitam em locais de mínimo, produzindo aumento no tamanho dos cristais ou como cristais neoformados; • cristais de hábito micáceo ou prismático podem rotacionar e adquirir nova orientação preferencial em resposta à compressão; • recristalização em uma direção preferencial.

5.2.1 Tipos de foliação Existem diferentes tipos de foliação metamórfica e a distinção entre eles é feita com base na aparência do plano de orientação mineral. O aspecto físico da foliação depende do conjunto das condições metamórficas e da composição, textura e tamanho do grão da rocha original. Três grandes grupos de foliação são aqui considerados, os quais representam aproximadamente a seqüência de condições crescentes de metamorfismo – clivagem, xistosidade e acamadamento gnáissico. (Figura 5.9)

PARTE 5

Clivagem Clivagem tem sido definida na literatura de diferentes maneiras. Atualmente, a maioria dos autores tem favorecido o uso de uma definição descritiva e não genética (Gray, 1977a e 1977b; Powell, 1979; Borradaile, 1982; Pluijm; Marshak, 2003). Nesses trabalhos, o termo clivagem é utilizado de uma forma ampla para designar foliações formadas pela orientação preferencial de filossilicatos não visíveis a olho nu, sob temperaturas metamórficas relativamente baixas, em geral menores que 350°C. Clivagens podem ser classificadas como espaçadas ou contínuas com base na distribuição dos minerais orientados na rocha. Em rochas com clivagem espaçada ou descontínua, os minerais orientados não são homogeneamente distribuídos e a rocha é dividida em domínios, isto é, zonas de forte orientação mineral, também chamadas de domínios da clivagem, separadas uma da outra por zonas, chamadas de domínios dos microlitons, nas quais a textura e composição da rocha original são mais preservadas e a orientação mineral é muito pequena ou inexistente. Nas rochas com clivagem contínua, a distribuição dos minerais metamórficos com orientação preferencial é mais homogênea, e os espaçamentos entre os domínios da clivagem são muito pequenos e indiscerníveis sob observação macroscópica. O espaçamento dos domínios da clivagem de uma rocha depende da concentração inicial de argila e da deformação. Se o conteúdo de argila é elevado, os domínios são mais próximos. Durante o metamorfismo progressivo, o aumento da deformação é responsável pela nucleação de uma maior quantidade de minerais metamórficos, e o espaçamento entre os domínios torna-se menor. Segundo as características morfológicas das clivagens contínua e espaçada, em afloramento, elas podem ser classificadas em subtipos. Os principais são: a clivagem disjuntiva, a clivagem de crenulação e a ardosiana. • Clivagem disjuntiva é definida por um arranjo subparalelo dos domínios da clivagem, os quais cortam foliações preexistentes ou superfícies de acamadamento do protólito. A textura e a composição da rocha original são mais ou menos preservadas nos microlitons. O termo clivagem de fratura tem sido muitas vezes utilizado como sinônimo de clivagem disjuntiva. Entretanto, seu uso deve ser evitado porque, muitas vezes, está associado a interpretações incorretas de fraturas formadas por perda de coesão da rocha, como domínios de clivagem. Clivagens formam-se sem perda de coesão da rocha e não podem ser representadas por fraturas. • Clivagem de crenulação é definida pelo plano-axial de microdobras que deformam planos de orientação mineral preexistente ou planos de acamadamento da rocha. A clivagem de crenulação ocorre em rochas de natureza argilosa como ardósias e filitos. • Clivagem ardosiana é definida por forte orientação preferencial de filossilicatos em rochas argilosas. Forma-se sob condições de temperatura características do início do metamorfismo e da formação de illita, um mineral de estrutura similar a da mica, por desidratação de smectita. A rocha com essa textura e composição é designada ardósia. Os processos que levam à formação dessa clivagem são os mesmos que levam à formação da clivagem

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disjuntiva em rochas como arenitos ou calcários, mas a orientação mineral é aqui mais penetrativa, e os domínios da rocha sem orientação mineral são muito restritos ou inexistentes. Os planos de clivagem ardosiana constituem superfícies sem brilho segundo as quais as rochas se partem facilmente.

Exemplos de rochas com diferentes tipos de clivagem podem ser vistos nas Estampas 5.8, 5.9a e 5.9b.

Xistosidade Sob temperaturas maiores que 350°C, em condições metamórficas correspondentes à fácies xisto verde (ver item 7), formam-se muscovita e clorita a partir de argilo-minerais. Se existe um campo de stress atuando sobre a rocha, os novos minerais crescerão com uma forte orientação preferencial. O tamanho médio dos cristais é maior do que aqueles que constituem a clivagem ardosiana e, em condições da fácies xisto verde intermediária e superior, os minerais neoformados podem atingir dimensões centimétricas. O conjunto de minerais metamórficos depende da composição da rocha original, da temperatura, pressão, fluidos e trocas químicas durante o metamorfismo. A forte orientação e tamanho dos minerais metamórficos resultam na formação de planos de xistosidade, que têm um brilho caracteristicamente acentuado quando contrastado com as superfícies sem brilho de clivagem ardosiana. Rochas com xistosidade são genericamente designadas xistos. (Estampas 5.9c, 5.9d e 5.10)

Bandamento gnáissico É caracterizado pela segregação de minerais em bandas alternadas e descontínuas, de composição e cor distintas e espessuras milimétricas a centimétricas. Bandas claras são constituídas por quartzo, feldspato e/ou muscovita, e bandas escuras contêm maiores concentrações de biotita ou anfibólio. Os minerais metamórficos são visíveis a olho nu, mas a transformação da muscovita em feldspato a altas temperaturas leva ao desaparecimento da xistosidade. Gnaisses com bandamentos característicos são mostrados na Estampa 5.11.

PARTE 5

Clivagem – forma-se sob baixas temperaturas e pressões características do início do metamorfismo. A foliação é definida pela orientação de pequenos cristais de clorita e argilo-minerais, não visíveis a olho nu, os quais formam planos sem brilho, segundo os quais a rocha se parte facilmente. Ardósias, como a mostrada na foto, têm um tipo de clivagem característico designado clivagem ardosiana. Escala 1:3.

Xistosidade – forma-se sob condições de grau baixo a médio de metamorfismo. Resulta da orientação de minerais como clorita, muscovita, biotita, quartzo e anfibólios. Planos de xistosidade têm tamanho médio dos cristais contituintes e brilho maiores do que os dos planos de clivagem. Quartzo-mica xisto com leito claro de rocha calciosilicática friável. Xisto Nova Lima. Foto V. Magalhães Bandamento gnáissico – forma-se sob altas temperaturas e pressões. É caracterizada pela segregação de minerais em bandas descontínuas, de composição e coloração distintas. Os componentes principais das bandas claras são quartzo e feldspatos e das bandas escuras biotita e anfibólios. Paragnaisse. Escala 1:2. Foto M. Guazineli

Figura 5.9 - Tipos de foliação metamórfica: clivagem, xistosidade e bandamento gnáissico. Esses diferentes tipos de foliação refletem o aumento da intensidade do metamorfismo, que produz um aumento no grau de orientação e no tamanho dos minerais metamórficos.

O bandamento composicional dos gnaisses resulta de diferenciação metamórfica. Esse processo também é responsável pela formação de níveis de composição distintos em xistos. Vários mecanismos têm sido propostos para explicar a diferenciação metamórfica; incluem: a orientação mineral em leitos de composição originalmente distinta, dissolução

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e recristalização no estado sólido e fusão parcial sob condições de ultrametamorfismo (Pluijm; Marshak, 2003; Yardley, 1989). Se a temperatura durante o metamorfismo subir o bastante, os minerais constituintes de menor temperatura de fusão (em geral quartzo, feldspatos e muscovita) irão fundir antes que minerais de mais alta temperatura (como anfibólios, piroxênios e olivinas) o façam. Portanto, coexistirão porções fundidas e sólidas da rocha. Sob pressão dirigida, ocorrerá um fluxo de massa que resultará num arranjo caótico das porções fundidas e sólidas. A rocha resultante dessa mistura é um migmatito. (Estampa 5.12) Em situações de pressão dirigida muito elevada, como ocorre em rochas situadas em zonas de falha, a deformação mecânica é o principal fator de metamorfismo. Durante a deformação, a movimentação ente dois blocos contíguos à falha gera atrito, com estiramento e fraturamento das rochas em intensidades variáveis. Sob condições rúpteis características de zonas de deformação mais superficiais onde temperatura e pressão são menos elevadas, a cominuição de grãos (cataclase) predomina sobre a recristalização (blastese) e, em conseqüência, formam-se rochas não foliadas ou com foliação incipiente, que recebem a designação de cataclasitos. Sob condições dúcteis de temperatura e pressão relativamente elevadas, a blastese predomina sobre a cataclase e forma-se uma foliação que é paralela ao plano de falha e tem características muito específicas, a qual recebe a designação de milonítica. A lineação associada é contida no plano de foliação e reflete a orientação do movimento dos blocos separados pela falha. Rochas com foliação milonítica são chamadas milonitos. O termo milonito tem, portanto, um caráter estritamente estrutural e refere-se exclusivamente à textura da rocha, não tendo qualquer relação com sua composição mineral. Milonitos são reconhecidos no campo por sua granulação fina e foliação muito bem desenvolvida, regular e planar. É comum, nessas rochas, a ocorrência de lentes e camadas de material muito fino, de espessuras milimétricas. Em milonitos com abundância de filossilicatos, os planos de foliação adquirem um brilho sedoso e uma aparência semelhante ao filito. Exemplos de milonitos são mostrados na Estampa 5.13.

5.3 Tipos de texturas

5.3.1 Texturas de cristalização e recristalização Texturas resultantes de cristalização ou recristalização metamórfica (blastese) dominantes recebem o sufixo -blástica. Os principais tipos de textura são: • Granoblástica - predomínio de grãos metamórficos, como quartzo, os quais não mostram tendência a desenvolver formas características e são, em geral, eqüidimensionais e xenoblásticos. Quartzitos, mármores e hornfelses normalmente apresentam esta textura. A textura granoblástica poligonal é uma variante da textura granoblástica, na qual os grãos são poligonais e de contornos planares dispostos em ângulos de 120°. (Figura 5.10a) • Diablástica ou decussata - textura onde não ocorre orientação mineral preferencial. Os

PARTE 5

cristais predominantes não são eqüidimensionais, mas lamelares ou prismáticos como micas e anfibólios. Textura comum a rochas submetidas a metamorfismo termal ou de soterramento. • Lepidoblástica - predomínio de minerais lamelares como micas e clorita, orientados como em filitos e mica xistos. (Figura 5.10b) • Nematoblástica - predomínio de cristais prismáticos ou aciculares, como anfibólios, cianita e sillimanita, orientados como em anfibolitos, cianita xistos e sillimanita gnaisses. • Porfiroblástica - caracterizada pela presença de cristais de alguns milímetros até centímetros (porfiroblastos) imersos em matriz mais fina, composta por cristais 5 a 10 vezes menores. Porfiroblastos formam-se sob condições físico-químicas favoráveis e que contrastam com as condições de crescimento dos minerais da matriz. Granada e estaurolita comumente ocorrem como porfiroblastos. (Figura 5.10c) • Poiquiloblástica - é uma variante da textura porfiroblástica e caracterizada pela presença de inúmeras inclusões de minerais da matriz nos porfiroblastos.

Uma mesma rocha pode conter mais de um tipo textural, bem como termos transicionais entre os tipos descritos, uma vez que texturas são conseqüentes, entre outros fatores, da composição do protólito, a qual muitas vezes não é homogênea. Nesses casos, nas descrições de textura deve-se descrever inicialmente a predominante e em seguida as subordinadas. Evitar termos compostos, tais como granolepidoblástica, lepidonematoblástica e similares, por sua imprecisão. A Figura 5.10 e as Estampas 5.14 e 5.15 exemplificam texturas de cristalização e recristalização.

483

484


A

B

C

Figura 5.10 - Texturas de cristalização e recristalização metamórficas: a) textura granoblástica com hematita granular em itabirito; b) textura lepidoblástica com especularita em itabirito - fotomicrografias de C. A. Rosière (IGC/UFMG), aumento 25x; c) textura porfiroblástica com porfiroblastos de anfibólio em metaperidotito.

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5.3.2 Texturas deformacionais Sob pressões dirigidas relativamente elevadas como as que ocorrem em zonas de cisalhamento, que são extensas faixas tectonizadas, formadas pelo atrito entre dois blocos com movimentação relativa, a deformação resultante pode ser rúptil ou dúctil. As principais texturas formadas sob esses regimes são: • Cataclástica - textura gerada por destruição física, moagem ou cominuição de minerais da rocha original, com rotação de grãos e deformação do retículo dos cristais. A blastese é limitada ou inexistente. • Milonítica - textura gerada por cataclase, mas na qual a blastese é importante, em contraste com a cataclástica, e caracterizada por porficlastos imersos em matriz cominuída e orientada por fluxo. Os porfiroclastos estão deformados ou fraturados, suas margens intensamente crenuladas e possuem forma de olhos. Texturas miloníticas podem ser observadas na Estampa 5.13. • Porfiroclástica - textura caracterizada pela presença de restos de minerais (porfiroclastos) e mesmo fragmentos do protólito, imersos em matriz mais fina. (Estampa 5.15) • Em moldura (ou mortar) - agregados de cristais de comportamento rúptil, tencionados e triturados, de pequeno tamanho, com recristalização dinâmica, e que envolvem porfiroclastos isolados. A cataclase de quarzitos pode levar à formação da textura mortar, na qual porfiroclastos de quartzo com extinção ondulante, fraturas, e lamelas de deformação são envolvidos por agregados de quartzo fino. Aparentemente, a textura mortar envolve alguma recristalização que afeta normalmente a matriz fina que pode, nestes casos, apresentar localmente um aspecto poligonal (Spry, 1969). • Augen ou flaser - agregados de minerais recristalizados ou minerais relictos ocorrem em massas lenticulares com forma de olhos envolvidos por matriz milonítica. Os termos derivam do idioma alemão e significam olhos e lenticular, respectivamente.

5.3.3 Texturas de desequilíbrio Variações na pressão e temperatura durante o metamorfismo normalmente ocorrem mais rapidamente do que readaptações minerais, e rochas metamórficas podem conter texturas resultantes de reações incompletas. O desequilíbrio textural pode ser evidenciado por feições internas dos minerais, tais como: zonação composicional, presença de minerais relictos, bordas de reação entre fases adjacentes e simplectitos, isto é, intercrescimento de dois ou mais minerais que nuclearam e cresceram juntos. Essas feições em geral são visíveis sob microscópio, raramente a olho nu.

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6. Tipos de Metamorfismo As condições de temperatura, pressão e fluidos presentes durante o processo metamórfico dependem do contexto geológico no qual o metamorfismo ocorre. Assim, ambientes tectônicos específicos geram condições metamórficas características e, portanto, rochas com texturas e paragêneses metamórficas distintas. Os principais tipos de metamorfismo e suas relações com ambientes tectônicos são descritos a seguir (ver Figura 5.11): Metamorfismo Regional, Diremotermal e de Contato em Zonas Subducção

Metamorfismo Regional, Diremotermal e de Contato em Zonas Subducção

Metamorfismo hidrotermal em Cadeias Meso-Oceânicas

Litosfera Hot Spot

Astenosfera

Pl

ac

as

ub

du

cta

nt

e

Figura 5.11 - Metamorfismo e tectônica de placas. Diagrama esquemático, mostrando diferentes tipos de metamorfismo e relações com a tectônica de placas.

Metamorfismo Regional - desenvolve-se primariamente em resposta a colisões do tipo continente-continente e continente-oceano. Como resultado, cinturões orogênicos jovens alinham-se de forma grosseiramente paralela às margens continentais atuais, assim como cinturões orogênicos mais antigos são usados para determinar a geometria de margens continentais de períodos anteriores da história da Terra. A maioria das cadeias de montanhas em todo o mundo é, pelo menos parcialmente, composta de rochas transformadas por metamorfismo regional, com espetaculares exemplos fornecidos pelas cordilheiras dos Andes, Alpes e Himalaia. O metamorfismo regional ocorre sempre sobre extensas regiões, atingindo níveis profundos da crosta. A ação combinada da temperatura, pressões litostática e dirigida caracterizam o processo metamórfico. Por esse motivo, o metamorfismo regional é também designado dinamotermal. O fluxo de calor pode ser muito intenso com gradientes geotérmicos elevando-se até 60ºC/km. A pressão dirigida, resultante de forças tectônicas que produzem compressão regional, gera dobramentos e falhamentos com conseqüente espessamento crustal, induzindo temperaturas e pres-

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sões crescentes nos níveis mais profundos, as quais podem atingir limites de 700-800°C e 10-12kbar. Em geral, temperatura e pressão variam de forma similar no metamorfismo regional. Entretanto, em situações específicas, o metamorfismo pode ser caracterizado por pressões extremamente elevadas e temperaturas relativamente baixas, como acontece, por exemplo, em porções superficiais de zonas de contato entre placas que colidem. A recristalização mineral produz novas texturas e conjuntos de minerais estáveis sob as novas condições. As rochas resultantes são, em geral, fortemente foliadas – ardósias, filitos, xistos e gnaisses estão entre as mais comuns. Nos terrenos submetidos a metamorfismo regional, podem ser reconhecidas zonas caracterizadas por rochas com paragêneses metamórficas específicas, que obedecem a uma gradação das condições de pressão e temperatura (ver item 7). Exemplos de rochas formadas por metamorfismo regional estão nas Estampas 5.16 e 5.17. Metamorfismo de Contato ou Termal - resulta da elevação da temperatura em rochas encaixantes em torno de intrusões ígneas. Quando o magma ascende em direção às porções mais rasas e mais frias da crosta, calor é lentamente transferido a partir do corpo intrusivo para as rochas encaixantes. Tipicamente, metamorfismo de contato ocorre em níveis crustais rasos, onde as encaixantes são mais frias e o contraste de temperatura com o corpo intrusivo é mais pronunciado. Nessas regiões da crosta, a pressão é relativamente baixa e o stress característico dos cinturões orogênicos são geralmente ausentes. As condições de pressão no metamorfismo de contato são geralmente menores que 4kb, enquanto temperaturas variam na ampla faixa de 400 a 1000°C. O aquecimento das encaixantes em níveis crustais mais rasos nunca é suficiente para produzir fusão, mas o calor associado aos fluidos provenientes dos plútons pode produzir intensa recristalização mineral. Fluidos magmáticos podem modificar significativamente a composição química das encaixantes, introduzindo ou lixiviando cátions e ânions. O processo é então designado metassomatismo. Rochas formadas por metamorfismo de contato usualmente não apresentam registros de deformação, possuem granulação fina e são genericamente designadas hornfelse. Além de uma variedade de minerais comuns como quartzo, feldspato e epidotos, hornfelses contêm minerais únicos como andalusita e cordierita. Dependendo da dimensão e forma da intrusão, da composição e temperatura do magma e das características das rochas encaixantes, o metamorfismo pode atingir rochas numa espessura de centímetros em torno do corpo intrusivo (caso de corpos tabulares como diques e sills) a vários quilômetros (em torno de grandes intrusões básicas). Essa área metamorfizada é designada auréola de metamorfismo. Grandes intrusões fornecem mais calor e geram auréolas maiores. Em determinadas situações, onde rochas vulcânicas recobrem sedimentos, rochas metamórficas com mineralogia não usual podem ser formadas. Exemplos de rochas geradas por metamorfismo de contato são mostrados nas Estampas 5.18 e 5.19. O metamorfismo de contato é mais freqüente em limites de placas convergentes ligadas a processos de subducção de crosta e de colisão continental, e em limites de placas divergentes em riftes oceânicos e continentais. Metamorfismo Hidrotermal - é o processo de alteração química de um corpo rochoso pela circulação de fluidos aquosos de alta temperatura, por fraturas e espaços intergranulares. É considerado como um processo metassomático quando ocorrem trocas iônicas entre os fluidos circulantes e as rochas. Esses fluidos podem se originar da desidratação

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de rochas submetidas a metamorfismo, de magmas intrusivos, caso no qual o metamorfismo pode também ser chamado de contato, ou podem ser provenientes da hidrosfera (chuva, oceano, rio, aqüífero subterrâneo etc.). Durante o processo, os minerais perdem estabilidade e ocorre recristalização mineral, em geral numa faixa de temperatura entre 100 e 400ºC. As pressões associadas são relativamente baixas e o stress normalmente ausente. Exemplos de rochas com metamorfismo hidrotermal são mostrados nas Estampas 5.20 e 5.21. Esse tipo de metamorfismo requer um acentuado gradiente de temperatura na crosta a fim de gerar convecção de fluidos e, muitas vezes, existe atividade ígnea associada. O processo é largamente representado na crosta continental e é importante como gerador de grande variedade de depósitos minerais. O metamorfismo hidrotermal de fundo oceânico, que tem lugar ao longo das cadeias mesoceânicas, é também de larga ocorrência. Ele afeta comumente rochas basálticas que possuem uma mineralogia anidra, mais sujeita a alterações por contato com fluidos. A alteração hidrotermal dessas rochas resulta na formação de minerais hidratados como clorita, serpentina, talco, actinolita, zeólitas e minerais argilosos. Metamorfismo Dinâmico ou Cataclástico - ocorre como resultado de deformação mecânica. Desenvolve-se em faixas longas e estreitas, em geral nas adjacências de falhas ou zonas de cisalhamento, onde pressões dirigidas de grande intensidade produzem deslocamento entre dois blocos de rochas contíguos. Nos níveis mais superficiais das zonas de cisalhamento, a deformação é dominantemente rúptil. Nessas condições ocorre fraturamento das rochas e cominuição mineral de intensidades variáveis. Em níveis mais profundos, em função das pressões litostáticas e temperaturas elevadas, a deformação é principalmente dúctil. Rochas e minerais têm um comportamento plástico e sofrem estiramento e intensa recristalização. Rochas formadas por metamorfismo dinâmico estão na Estampa 5.22. Temperaturas durante o metamorfismo dinâmico, são relativamente elevadas, conseqüentes do calor gerado por atrito. A deformação é, comumente, acompanhada por percolação de fluidos que facilitam a alteração e recristalização mineral. O metamorfismo dinâmico pode estar representado em escala local ou regional. Rochas produzidas em todas as escalas são compostas por fragmentos de material preexistente (porfiroclastos), envolvidos por uma matriz cuja composição e textura dependem do processo metamórfico. Metamorfismo Carga ou de Soterramento - é um tipo de metamorfismo que afeta rochas profundamente soterradas sob espessas seqüências sedimentares ou vulcanosedimentares. As rochas são compactadas e parcial ou completamente recristalizadas. Em geral não são foliadas, em função da inexistência de stress diferencial. Metamorfismo de Impacto - resulta da alteração de rochas em condições de pressões extremamente elevadas e momentâneas, resultantes do choque de corpos meteoríticos na superfície da Terra. Pressões da ordem de dezenas de kbar podem ser atingidas, e a energia do impacto produz a escavação de crateras, intenso fraturamento das rochas e ejeção de ambos, rochas e projétil, com formação de depósitos de brechas alóctones e autóctones (Hippertt; Lana, 1998). Calor é gerado durante o impacto e temperaturas da ordem de até 5000°C são alcançadas, gerando fusão localizada e vaporização das rochas. Texturas especiais e minerais estáveis, a pressões extremamente elevadas tais como coesita e estishovita, polimorfos de SiO2, são formados. Exemplos de impactitos

PARTE 5

podem ser vistos nas Estampas 5.23 e 5.24. Esse tipo de metamorfismo tem ocorrência relativamente rara na superfície da Terra, sendo possivelmente um processo geológico muito mais freqüente em outros corpos do Sistema Solar. Atualmente, são registradas cerca de 150 crateras de impacto em todo o mundo (Grieve et al., 1995). Na América do Sul, a maior cratera de impacto descrita é o Domo de Araguainha, localizada no limite entre os estados de Mato Grosso e Goiás (Figura 5.12). Ela tem cerca de 40km de diâmetro e foi formada no Permiano-Triássico há cerca de 245Ma. (Crosta, 1999). As rochas metamorfizadas pelo impacto incluem gnaisses do embasamento cristalino e unidades sedimentares da Bacia do Paraná.

Ponte Branca MT-306

Córrego Seco

N

Araguainha

Granito

Brecha de impacto com matriz fundida

0

Brechas polimíoticas de impacto

1km

Brechas monomíoticas de impacto

Figura 5.12 - Domo de Araguainha, exemplo de cratera de impacto. Com cerca de 40km2, formada no Permiano-Triássico (cerca de 245 Ma). O corpo celeste chocou-se contra a superfície, na época um ambiente de mar raso. As rochas metamorfizadas pelo impacto incluem granitos do embasamento cristalino e unidades sedimentares da Bacia do Paraná. As feições metamórficas incluem cones de estilhaçamento (shatter cones) em arenitos, brechas, bombas de impacto de hematita e feições de forte deformação em todas as rochas. Fontes: Modificado de CROSTA, 1999. (a) Imagem de satélite, com composição de cor (canais 4, 5 e 3 – infravermelho e falsa cor); imagem Landsat Satélite, in: MIRANDA; COUTINHO, 2004; (b) Mapa Geológico in: ENGELHARDT et al., 1992.

7. Intensidade do Metamorfismo – Grau e Fácies Metamórficas No estudo das rochas metamórficas é importante determinar as condições de pressão e temperatura sob as quais a rocha foi formada. Essas condições interessam não somente para o entendimento da história e do contexto geológico das rochas, mas também pelo seu potencial mineral. Desde longa data, sabe-se que um mineral sozinho não define com precisão as condições de pressão e temperatura sob as quais a rocha foi formada, porque a formação de um mineral pode ocorrer sob ampla gama de condições metamórficas. Determinações

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490


mais precisas das condições de formação de uma dada rocha metamórfica são fornecidas pelo conjunto de minerais metamórficos que a constituem. Entretanto, o conjunto de minerais metamórficos depende não somente das condições metamórficas, mas também da composição do protólito. Por exemplo, basaltos não contêm o mesmo conjunto de minerais que arenitos, folhelhos ou calcários e, se todas essas rochas forem metamorfizadas sob as mesmas condições, cada uma delas adquirirá uma associação distinta de minerais. Assim, suponhamos uma situação hipotética, na qual uma seqüência de folhelhos com um sill de diabásio da Bacia do Paraná é submetida a metamorfismo sob determinadas condições de pressão e temperatura. Ao final do processo, a camada de folhelho metamorfizada poderá conter: clorita + biotita + granada + muscovita + quartzo; e o sill de diabásio intercalado conterá: clorita + actinolita + albita + epidoto. Metapelitos e metabasaltos de qualquer outro contexto geológico e geográfico, com os mesmos minerais metamórficos, indicariam condições metamórficas iguais às determinadas no caso hipotético acima. As intepretações sobre condições de metamorfismo se fundamentam no fato de que o conjunto de minerais metamórficos formou-se em equilíbrio. Qualquer rocha é um sistema químico composto por um conjunto de minerais e possivelmente também por voláteis intergranulares. Cada constituinte é uma fase: componentes distintos e separáveis, sólidos, líquidos ou gasosos. Se uma rocha for submetida a condições específicas de pressão e temperatura, e se essas condições forem mantidas por tempo suficiente, os átomos no sistema se agruparão em configurações de estabilidade máxima e o sistema estará em equilíbrio. Se as condições de pressão e temperatura forem alteradas, o equilíbrio poderá ser afetado. As fases presentes poderão reagir levando à formação de novas fases.

Rochas, como sistemas químicos, obedecem rigorosamente às leis físicoquímicas e termodinâmicas que permitem determinar as condições de pressão e temperatura nas quais foram metamorfizadas.

As determinações das condições metamórficas baseadas no equilíbrio mineral tiveram grande impulso a partir de meados do século XX, com o desenvolvimento de novos métodos de análise geoquímica. Novas e sofisticadas técnicas para análise de rochas e minerais estão hoje disponíveis e permitem desde observações em escala dos átomos à determinação de composições isotópicas e idades de minerais. Além disso, muitos minerais têm sido sintetizados em laboratório, sob condições experimentais cuidadosamente controladas, permitindo determinar com precisão os limites de temperaturas e pressões sob os quais eles são estáveis e, dessa forma, estimar as profundidades e temperaturas nas quais as rochas que os contêm foram metamorfizadas.

PARTE 5

7.1 Minerais índices e zonas metamórficas Alguns minerais formam-se numa ampla gama de condições metamórficas e, mesmo em rochas ígneas e sedimentares. Um bom exemplo é o quartzo, cuja presença em rochas metamórficas não fornece informações precisas sob as condições do metamorfismo, pois é estável em amplos intervalos de pressão e temperatura. Outros minerais, no entanto, formam-se ao longo de estreitos intervalos de P-T e são, por isso, designados de minerais-índices. São exemplos de minerais-índices: clorita, biotita, granada e estaurolita, os quais se formam nesta ordem, em condições de pressão e temperatura crescentes, desde que o protólito tenha composição química adequada. Os polimorfos cianita, andalusita e sillimanita são outros exemplos de minerais-índices. Andalusita, por exemplo, é o polimorfo de baixa pressão, formado durante o metamorfismo regional de baixo grau ou metamorfismo de contato. Cianita e sillimanita são as fases estáveis em pressões mais elevadas e a temperaturas mais baixas e mais altas, respectivamente. Os campos de estabilidade desses minerais estão representados no diagrama de pressão e temperatura da Figura 5.5. Em mapas geológicos, muitas vezes, são traçadas linhas que representam o aparecimento de um mineral-índice e que separam faixas de rochas onde ele ocorre daquelas em que ele está ausente. Essas linhas são denominadas isógradas (do grego iso=igual, e grade=grau). As regiões entre duas isógradas constituem zonas metamórficas, as quais são designadas a partir dos minerais-índices que contêm. As principais zonas de metamorfismo regional progressivo de metapelitos compreendem a da clorita, da biotita, da granada, da estaurolita, da cianita e da sillimanita. Sobre um mapa poderíamos, então, traçar as isógradas da clorita, da biotita e da granada, separando rochas onde esses minerais aparecem pela primeira vez. O mineral-índice característico de uma determinada zona metamórfica pode estar presente em outras zonas, uma vez que a passagem entre duas zonas é marcada pelo aparecimento de um novo mineral-índice, e não pelo desaparecimento de outros minerais. Entretanto, as isógradas não podem ser traçadas com precisão em áreas onde a composição das rochas é variável. Por exemplo, numa seqüência metassedimentar, constituída por rochas de composições distintas, metamorfizada na zona da granada, alguns metapelitos podem conter granada enquanto outros com composição inadequada não a conterão. Por isso, são sempre preferíveis, por serem mais precisas, as determinações baseadas em um conjunto de minerais metamórficos.

7.2 Grau metamórfico A intensidade do metamorfismo pode ser referenciada por meio do grau metamórfico. Baixo grau indica condições de metamorfismo relativamente brandas, grau intermediário é relativo a condições nas quais principalmente a temperatura é elevada e grau alto indica condições de metamorfismo avançado. No grau incipiente, ou anquimetamorfismo, as condições de pressão e temperatura são características da transição entre aquelas da diagênese e do início do metamorfismo.

491

492


7.3 Fácies metamórficas

O reconhecimento de relações entre minerais/conjuntos de minerais específicos e as condições de pressão e temperatura levou Eskola (1915) a propor o conceito de fácies metamórfica, hoje uma noção fundamental no estudo do metamorfismo. A expressão fácies metamórfica refere-se aos conjuntos de minerais metamórficos formados sob um intervalo específico de pressão e temperatura. Rochas metamorfizadas, em condições de uma mesma fácies e com diferentes composições, serão caracterizadas por um conjunto de minerais específicos e distinto dos demais. Segundo Smulikoweski et al. (2004), uma fácies metamórfica “é um conjunto de minerais metamórficos, repetidamente associados no tempo e no espaço, e dependentes da composição química total da rocha. Diferentes fácies estão relacionadas a diferentes condições metamórficas e intervalos particulares de temperatura e pressão”. Vários conjuntos de minerais são estáveis dentro dos limites de uma fácies de metamorfismo, e a associação mineral em cada rocha será definida pela sua composição química. Assim, tipos diferentes de rochas podem coexistir em uma mesma fácies. Considerando os estreitos intervalos de temperatura e pressão, sob os quais conjuntos de minerais são estáveis, é teoricamente possível definir grande número de fácies metamórficas. Na prática, entretanto, tornou-se mais conveniente definir um número razoavelmente menor de fácies, as quais cobrem a diversidade de condições crustais de temperatura e pressão. O nome das diferentes fácies se baseia em feições peculiares das rochas ou dos minerais predominantes. Assim, por exemplo: verde, de xisto verde, provém da cor da clorita, comum em metabasaltos, assim como azul, de xisto azul, provém da cor da glaucofana. O nome anfibolito se relaciona à presença de anfibólio metamórfico em metabasaltos. Uma representação das fácies metamórficas em função de pressão e temperatura é mostrada na Figura 5.13.

14

50

8 Xisto verde

6

C AeHf

100

200

300

400

A

S

Hb Hf

500

600

Px Hfls

700

30

20

10

O

Ziolita Biagênese

Pr/ Pum

(PH 2

2

Granulito

o Fusã

10

4

40

Anfibolito

Xisto Azul

ítica Gran

PRESSÃO (hb)

12

Eclogito

PROFUNDIDADE APROXIMADA (KM)

16

Condições não registradas na Terra

PARTE 5

Sanidinito

800

900

1000

TEMPERATURA (ºC)

Figura 5.13 - Diagrama que representa as fácies metamórficas em função de pressão e temperatura. Para referência, o diagrama inclui os campos de estabilidade dos polimorfos cianita, sillimanita, andalusita e a curva de fusão granítica, determinada experimentalmente. Fonte: Modificado de YARDLEY, 1989.

As definições dos minerais ou conjuntos característicos de cada fácies se baseiam principalmente no metamorfismo de basaltos, pois esses, além de terem ampla distribuição na crosta, mostram variações na composição mineral que são, ao mesmo tempo, sensíveis às variações de pressão e temperatura numericamente limitadas. Variações minerais distintas ocorrem em outras rochas. Em pelitos, por exemplo, de composição aluminosa, a mineralogia, além de mais diversificada, responde a intervalos de temperatura e pressão menores do que basalto, o que possibilita o reconhecimento de subfácies. Entretanto, essas são circunstâncias mais específicas e não se aplicam a qualquer tipo de rocha. Os minerais diagnósticos e paragêneses características de diferentes fácies nos metabasaltos e metapelitos são mostrados na Tabela 5.1:

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Tabela 5.1 - Fácies metamórficas em rochas de composição basáltica e pelítica, em regimes de baixa, média e alta pressão Minerais Metamórficos

Baixa

Pressão

Fácies

Albita-Epidoto Hornfelse Hornblenda Hornfelse

albita+ epidoto + actinolita+clorita

muscovita+biotita+clorita

actinolita +oligoclásio hornblenda+plagioclásio ±cumingtonita clinopiroxênio+ortopiroxênio+p lagioclásio (anfibólios ausentes)

Sanidina Hornfelse

sanidina+cordierita+mulita +tridimita, vidro

Prehnita-Pumpeleíta

Rochas Metapelíticas (com quartzo)

Rochas Metabásicas

Piroxênio Hornfelse

Zeólita

laumontita + heulandita + analcita + wairakita prehnita+pumpeleíta±clorita±al bita±epidoto pumpeleíta+actinolita

cordierita+clorita+biotita+muscovita andalusita+biotita+muscovita, cordierita +andalusita+muscovita cordierita+andalusita+k-feldspato corundum+magnetita+anortita, vidro (muitos pelitos são parcialmente fundidos) clorita+illita illita/muscovita+clorita+albita+quartzo estilpnomelano, pirofilita

Pressão

lausonita+albita actinolita+epidoto±albita±clorita

Xisto Verde

±estilpnomelano

clorita+muscovita+albita

hornblenda±actinolita+albita+ clorita

clorita+muscovita+biotita+albita cloritóide, paragonita+muscovita+albita

+epidoto±granada

Média

estaurolita,cianita/sillimanita+muscovita

Anfibolito

hornblenda+plagioclásio±epidoto ±granada

sillimanita+k-feldspato±muscovita +cordierita/granada sillimanita+granada+cordierita

ortopiroxênio+clinopiroxênio +plagioclásio±olivina±hornblenda

Granulito

granada+ortopiroxênio +clinopiroxênio+plagioclásio±h ornblenda

cordierita+granada+k-feldspato+sillimanita

granada+clinopiroxênio +quartzo

hiperstênio, safirina+quartzo

cianita+k-feldspato

+plagioclásio±hornblenda

Alta Pressão

494

Xisto Azul

Eclogito

glaucofana+lausonita

muscovita (fengita)+clorita/talco+granada Mg-cloritóide

onfacita + granada (plagioclásios ausentes)

Talco+cianita±granada±muscovita (fengita)

Fonte: Modificado de YARDLEY, 1989.

Conjuntos de minerais característicos das fácies metamórficas, que ocorrem em rochas com outras composições químicas, são referidos, por exemplo, em Turner (1968, 1981), Winkler (1976, 1979), Miyashiro (1973, 1994), Yardley (1989), Bucher; Frey (1994) e Kretz (1994). Composições e características de alguns minerais metamórficos mais comuns estão listadas na Tabela 5.2:

PARTE 5

Tabela:5.2: Composição e características de alguns minerais metamórficos mais comuns Mineral

Fórmula

Protólito

Andalusita

Polimorfos Cianita de Al2SiO5

Al2SiO5

Sedimentos argilosos

Sillimanita

Anfibólios

Clorita

Mg7Si8O22(OH)2

Actinolita

Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2

Cumingtonita

Mg7Si8O22(OH)2

Grunerita

Fe7(Si8O22)(OH)2

Hornblenda

Ca2[(Fe,Mg)4(Al,Fe)]Si7AlO22(OH)2

Tremolita

Ca2Mg5Si8O22(OH)2

Glaucofana

Cloritóide Epidoto

Granada

Olivina

Piroxênio

Fácies anfibolito

Sedimentos com Fe/Mg ou Ca/Na

Metamorfismo de contato

Na2Mg3Al2(Si8O22) (OH)2

Vulcânicas básicas

Fácies xisto azul

[Mg5Al][AlSi3]O10(OH)8

Sedimentos argilosos Ígneas ácidas a ultrabásicas

Fácies xisto verde

FeAl2SiO5(OH)2


Ca2Al3Si3O12(OH)

Fácies anfibolito

Pistadita

Ca2Fe3+Al2Si3O12(OH)

Zoisita

Ca2Al3Si3O12(OH)

Ígneas com plagioclásio e/ou anfibólio Sedimentos argilosos com Ca

(Fe,Mg)2Al9(Si,Al)4O20(O,OH)4


Fácies anfibolito

Albita

NaAlSi3O8

Sedimentos argilosos Ígneas ricas em Al


K-feldspato (microclínio, ortoclásio, sanidina)

KAlSi3O8

Sedimentos argilosos Ígneas ricas em Al

Metamorfismo baixo a alto

Sanidina

(K,Na)(Si,Al)4O8

Vulcânicas ácidas a básicas

Fácies sanidina hornfelse

Almandina

Fe3Al2Si3O12

Andradita

Ca3Fe3+2Si3O12

Espessartita

Mn3Al2Si3O12

Grossulária

Ca3Al2Si3O12

Sedimentos argilosos e/ou carbonáticos

Metamorfismo de contato Metamorfismo regional de grau médio e alto

Piropo

Mg3Al2Si3O12

Lausonita

Mica

Ígneas básicas/ultrabásicas

Clinozoisita

Estaurolita

Feldspato

Ca Al2Si2O7(OH)2.H2O

Alteração hidrotermal

Altas temperaturas e pressões Vulcânicas básicas Sedimentos argilosos

Fácies prehnita-pumpeleíta

Biotita

K(Mg,Fe)3[AlSi3]O10(OH,F)2

Flogopita

KMg3[AlSi3]O10(OH)2

Margarita

CaAl2[Al2Si2]O10(OH)2

Muscovita

KAl2[AlSi3]O10(OH)2

Paragonita

NaAl2[AlSi3]O10(OH)2

Forsterita

Mg2SiO4

Faialita

Fe2SiO4

Calcários, dolomitos, sedimentos ricos em ferro peridotitos

Altas temperaturas Altas temperaturas e pressões

Pirofilita

Al2Si4O10(OH)2


Metamorfismo incipiente Alteração hidrotermal

Sedimentos argilosos Vulcânicas ácidas a ultrabásicas

Fácies xisto verde Fácies anfibolito

Augita

(Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)(Si,Al)2O6

Diopsidio

CaMgSi2O6

Onfacita

(Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6

Aegirina

NaFe3+Si2O6

Jadeita

NaAlSi2O6

Enstatita/Hiperstênio

Mg2Si2O6

Prehnita

Ca2Al2Si3O10(OH)2


Metamorfismo incipiente Alteração hidrotermal

Pumpeleíta

Ca2MgAl2(SiO4)(Si2O7)(OH)2·(H2O)

Vulcânicas básicas Sedimentos argilosos

Fácies prehnita-pumpeleíta

Fácies eclogito

Rochas básicas a ultrabásicvas

Cristobalita Tridimita Coesita

Metamorfismo de contato Fácies xisto azul Fácies granulito

Quartzo

Grupo da Sílica

Altas pressões, baixas temperaturas Altas pressões e temperaturas

Antofilita

Clinocloro

Metamorfismo Baixas pressões

Todas as fácies SiO2

Qualquer rocha contendo Si

Altas temperaturas Pressões muito altas

495

496


Mineral Safirina Antigorita Serpentina Crisotilo Talco Wolastonita

Fórmula (Mg,Al)8(Al,Si)6º20

Protólito

Metamorfismo

Rochas básicas

Fácies granulito

Peridotitos

Condições hidratadas + temperaturas < 500°C

Peridotitos Dolomitos silicosos

Alteração hidrotermal Xisto verde

CaSiO3

Sedimentos carbonáticos Ígneas alcalinas


Ca2MgAl2(SiO4)(Si2O7)(OH)2·(H2O)


Fácies zeólita

(Mg,Fe)3Si2O5(OH)4 Mg3Si4O10(OH)2

Analcita

Zeólita

Heulandita Lausonita Wairakita

Fonte: Dados baseados em DEER et al., 1992.

A transição de uma fácies para outra é marcada por variações na paragênese metamórfica. Algumas transformações ocorrem de forma abrupta, sob uma temperatura particular, por exemplo, e resultam no desaparecimento de certos minerais e o aparecimento de outros. Em geral, entretanto, as transformações minerais acontecem de forma progressiva e ocorrem variações na composição e abundância dos minerais, quando temperatura ou pressão é alterada. Em conseqüência, os limites entre as fácies são aproximados e gradacionais. Grau e fácies metamórficos são termos relacionados, tendo em vista que ambos se referem à intensidade do metamorfismo. Contudo, grau dá uma noção aproximada das condições de metamorfismo, ao passo que fácies indica intervalos de temperatura e pressão mais específicos. Na determinação da fácies, é necessária cuidadosa verificação da mineralogia de cada amostra, na maioria das vezes, realizada sob microscópico. A relação entre grau e fácies metamórficos é mostrada na Tabela 5.3.

Tabela 5.3 - Relação entre grau e fácies metamórficos Grau Baixo

Fácies zeólita, prehnita-pumpeleíta, xisto azul e início da xisto verde.

Grau Médio

Final da xisto verde e início da fácies anfibolito.

Grau Alto

Final da fácies anfibolito e fácies granulito.

Fácies metamórficas que ocorrem em determinada área podem ser agrupadas em séries ou seqüências. As três principais séries de fácies propostas por Miyashiro (1973, 1994) são as de baixa, média e alta pressão (Figura 5.14). As séries de fácies representam uma argumentação fundamental na inserção do terreno metamórfico no cenário da tectônica global.

PARTE 5

1.6

Eclogito

50

1.4 40

r ie

30

Sé

PRESSÃO (GPa)

1.0 0.8

ária edi rm e t in ita P/T

0.6

Sér

0.4

ie

0.2

Zeolito

0 100

200

300

20

an Ci

a

zit

alu

d An

Granulito

Sil

im

Série baixa

400

500

P/T

PROFUNDIDADE (km)

a lt aP

/T

1.2

10

an

ita Sanidina

600

700

800

900

1000

TEMPERATURA (ºC)

Figura 5.14 - Diagrama com representação de séries de fácies metamórficas, em função de pressão e temperatura. As três principais séries de fácies propostas por Miyashiro (1973, 1994) são as de baixa, média e alta pressão.

7.3.1 Fácies de baixa pressão O conjunto de rochas de metamorfismo de contato é representado por encaixantes em torno de intrusões ígneas, alteradas sob condições de baixa pressão e elevadas temperaturas. Essas condições usualmente se restringem às porções pouco profundas da crosta, o que proporciona significativo contraste de temperatura entre as intrusões e as rochas encaixantes relativamente frias. As rochas dessa fácies são designadas genericamente de hornfelses, as quais tipicamente apresentam pouca ou nenhuma orientação mineral, uma vez que intrusões usualmente não geram pressões dirigidas. Hornfelses têm grão fino e textura idioblástica ou hipidioblástica. A paragênese metamórfica é variável e depende da composição química do protólito e da temperatura. Em geral, minerais mesoscopicamente reconhecíveis ocorrem apenas como porfiroblastos. O conjunto de fácies desse tipo de metamorfismo compreende: albita-epidoto hornfelse, hornblenda hornfelse, piroxênio hornfelse e fácies sanidina. A fácies albita-epidoto hornfelse ocorre na porção mais externa das auréolas de metamorfismo, enquanto a piroxênio hornfelse ocorre nas porções mais internas, junto ao contato com o corpo intrusivo. As condições características da fácies sanidina, com temperaturas mais altas que 800°C, são raramente alcançadas. A série de fácies de baixa pressão é designada Buchan ou Abukuma, termos estes derivados da região de Buchan, Escócia, e do platô de Abukuma, Japão, consideradas como áreas-tipo. As pressões características de toda a série são mais baixas do que as do ponto tríplice da cianita, andalusita, sillimanita (Figura 5.14). Conseqüentemente, a seqüência de transformação dos polimorfos é caulinita → pirofilita → andalusita → sillimanita.

497

498


Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3–CaO-FeO+MgO), para condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de baixa pressão, são mostrados na Figura 5.15. A Muscovita

Andalusita

± Quartzo ± Albita ± K-feldspato

Epidoto (zoisita)

A

Clorita Biotita

C Calcita

Actinolita Tremolita

A

F

Talco

Muscovita Andalusita ± Quartzo ± Microclínio

Plagioclásio

Cordierita

Grossulária

B

Almandina Biotita

C

Calcita

Diopsídio Homblenda Tremolita

A

Antofilita

F

Sillimonita Andalusita ± Quartzo ± K-feldspato

Plagioclásio

Cordierita

C

Grossulária Biotita

C

Wolostonita

Diopsídio

F

Hiperstênio

Fi g u r a 5 . 1 5 - D i a g r a m a s de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al 2 O 3 -CaOFe O + M g O ) n a s c o n d i ç õ e s de pressão e temperatura correspondentes às fácies de baixa pressão: a) fácies albitaepidoto hornfelse; b) fácies hornblenda hornfelse; c) fácies piroxênio hornfelse. A área de cor contrastante, interna a cada diagrama, corresponde à composição de metabasalto.

PARTE 5

Fácies Albita-Epidoto Hornfelse (T = 300 - 400°C, P < 2 kbar) Rochas da fácies albita-epidoto hornfelse são características das porções mais externas das auréolas de contato, onde o efeito termal declina. A paragênese mineral característica é similar à encontrada na fácies xisto verde, exceto pelo aparecimento de fases de baixa pressão como andalusita. Fácies Hornblenda Hornfelse (T = 450 - 650°C, P < 3 kbar) Rochas da fácies hornblenda hornfelse ocorrem próximos a grandes intrusões graníticas. Nessas condições, fases hidratadas, como hornblenda, são estáveis e, a pressões mais elevadas, a paragênese mineral transiciona para aquelas características da fácies anfibolito do metamorfismo regional. Fácies Piroxênio Hornfelse (T = 650 - 800°C, P < 3 kbar) Rochas dessa fácies ocorrem próximas a grandes intrusões gabróicas ou graníticas, em profundidades de poucos quilômetros ou pressões de poucas centenas de bars. A paragênese metamórfica é, em grande parte, anidra e a hornblenda torna-se instável. Fácies Sanidina Hornfelse (T > 800°C, P < 3 kbar) As rochas dessa fácies são raras e estão restritas ao contato de encaixantes com magmas máficos e ultramáficos, ou em xenólitos na intrusão. Assim, temperaturas muito altas e pressões muito baixas são típicas. A característica dominante da paragênese metamórfica é a quase completa ausência de fases hidratadas ou com CO2 e muitos minerais são semelhantes aos da rocha que constitui o corpo intrusivo. Se as temperaturas elevadas não forem mantidas por tempo suficiente, as reações minerais nas rochas encaixantes podem ser incompletas.

7.3.2 Fácies de pressão intermediária As fácies metamórficas de pressão intermediária são extremamente comuns e ocorrem em todos os continentes e períodos geológicos. Correspondem à maioria das rochas metamórficas. Ocorrem em regimes tectônicos onde predomina a compressão crustal e o metamorfismo é do tipo regional. A série dessas fácies é designada de Barroviana, em homenagem a Barrow (1893) que caracterizou sua ocorrência no Cinturão Caledoniano (sudeste de Highlands, Escócia, ± 500 Ma), área-tipo para o estudo do metamorfismo regional associado à orogênese. O conjunto de pressão intermediária compreende as fácies: zeólita, prehnita-pumpeleíta, xisto verde, anfibolito e granulito. As pressões características da série são mais altas do que as do ponto tríplice da cianita, andalusita, sillimanita (Figura 5.14). A seqüência mineral dos polimorfos de Al2O5 resultante é caulinita → pirofilita → cianita → sillimanita. Uma seqüência muito comum de rochas metamórficas, produzida por metamorfismo barroviano, compreende a seqüência: ardósia → filito → xisto → gnaisse. Essas rochas tão diferentes têm composições químicas semelhantes e diferenças texturais e minerais que

499

500


resultam exclusivamente do metamorfismo. São formadas a partir de sedimentos argilosos submetidos a condições de metamorfismo de intensidade crescente ou progressivo. Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3–CaO-FeO+MgO) nas condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de pressão intermediária são mostrados na Figura 5.16.

Caulinita

A

Caulinita + Quartzo + Analcite ou Albita

Laumontita, Heulandita

A + Quartzo + Analcite ou Albita

Laumontita, Heulandita

Clorita

C

F

Calcita

Clorita

C

F

Calcita

Actnolita

a Pirofilita

b

A

Caulinita

A

+ Quartzo + Albita Epidoto Zoisita

Cianita, Sillimanita + Quartzo

Cloritóide

plagioclásio Granada

Grossulária Clorita

C

Calcita

Actnolita

F

c

Sillimanita

C

Biotita Calcita

F

Diopsídio Hornblenda Cuminatanita, Antafilita

d

A

+ Quartzo Plagioclásio

Cordierita Granada

C

Calcita Wolostonita

Augita

e

F

Ortopiroxênio

Figura 5.16 - Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3-CaO-FeO+MgO) para condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de pressão intermediária: a) fácies zeólita; b) fácies prehnita-pumpeleíta; c) fácies xisto verde; d) fácies anfibolito; e) fácies granulito. A área de cor contrastante, interna a cada diagrama, corresponde à composição de um metabasalto.

PARTE 5

Fácies Zeólita e Prehnita-Pumpeleíta (T = 200 - 300°C, P = 2-3 kbar) As fácies zeólita e prehnita-pumpeleíta são representadas por conjuntos de minerais estáveis sob condições metamórficas de baixas temperaturas e pressões, características do soterramento de rochas vulcânicas, piroclásticas e grauvacas, em profundidade de poucos quilômetros, ou de áreas de metamorfismo hidrotermal. As rochas de ambas as fácies não são usualmente foliadas e preservam características do protólito. A recristalização mineral, em condições de pressão e temperatura muito baixas, é difícil, e o equilíbrio nem sempre é atingido. Por isso, as paragêneses características em muitos terrenos não são formadas e a associação mineral de mais baixo grau é da fácies xisto verde. Minerais característicos das fácies zeólita e prehnita-pumpeleíta são melhor desenvolvidos em áreas de elevado gradiente geotérmico e abundância de fluidos aquosos. Zeólitas, em especial laumontita, desenvolvem-se inicialmente em conjunto com outros minerais de baixa temperatura. Com aumento do grau metamórfico, a laumontita é desestabilizada e em seu lugar formam-se prehnita e pumpeleíta. A fácies zeólita representa a transição entre condições diagenéticas e metamórficas. Fácies Xisto Verde (T = 300 - 500°C, P = 3-8 kbar) Essa fácies ocorre na maioria dos terrenos metamórficos da Terra, em rochas do Arqueano ao Recente. A maioria das rochas metamórficas das áreas continentais é dessa fácies. Suas condições metamórficas são características do metamorfismo regional de baixo grau, e as rochas resultantes são normalmente bem foliadas devido à presença de muscovita e clorita que, muitas vezes, lhes confere uma coloração esverdeada (Estampa 5.25). Os minerais característicos contêm baixas proporções de água, se comparados aos minerais característicos das fácies zeólita e prehnita-pumpeleíta. Fácies Anfibolito (T = 550 - 750°C, P = 5-10 kbar) A fácies anfibolito é de alto grau e corresponde ao ápice do metamorfismo regional, em situações nas quais as rochas estão em contato com fluidos, podendo ocorrer fusão. Assim como a fácies xisto verde, a fácies anfibolito tem ampla distribuição espacial e temporal em todo o mundo. Essas rochas em geral possuem pronunciada xistosidade e bandamento gnáissico. A feição mineral mais característica é o desenvolvimento de hornblenda, em lugar de actinolita da fácies xisto verde, e plagioclásio mais cálcico que a albita. Micas associadas com almandina, estaurolita, cianita ou sillimanita são associações comuns. Rochas características são granada-mica xistos e gnaisses. Exemplos de rochas da fácies anfibolito estão na Estampa 5.26. Fácies Granulito (T > 750°C, P = 3-15 kbar) Em condições nas quais PH2O < PTotal, rochas podem ser levadas a pressões e temperaturas superiores às da fácies anfibolito, em porções profundas da crosta, sem que ocorra fusão. Rochas metamorfizadas sob essas condições são genericamente denominadas de granulito. Granulitos são comuns em grandes áreas de escudos pré-cambrianos, com ocorrência restrita em cadeias de montanhas mais jovens. Rochas da fácies granulito comumente têm textura granular muito semelhante às rochas plutônicas e a foliação é pouco desenvolvida. Minerais típicos são: quartzo, feldspato potássico, granada, plagioclásio, cordierita, sillimanita e hiperstênio. Hornblenda pode ocorrer secundariamente, bem como safirina, um mineral raro. (Estampa 5.27)

501

502


7.3.3 Fácies de pressão alta As fácies metamórficas de pressão alta se desenvolvem em terrenos de baixo gradiente geotérmico e a razão P/T é moderada a alta, como caracteristicamente ocorre em zonas de colisão crustal ou em regiões próximas à base da crosta e porção superior do manto. Duas subséries podem ocorrer, isto é: a Série Sanbagawa, de temperatura mais elevada e menores pressões, caracterizada pela primeira vez na região homônima no sul do Japão; e a Série Franciscana, denominada a partir da área-tipo localizada no Complexo Franciscano, oeste da Califórnia e sul do Oregon (EUA). As fácies de metamorfismo progressivo, da Série Sanbagawa, compreendem a seqüência: zeólita-prehnita-pumpeleíta - xisto azul - xisto verde – anfibolito; e a da Série Franciscana: zeólita-prehnita-pumpeleíta – xisto azul - eclogito. Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3-CaO-FeO+MgO), para condições de pressão e temperatura correspondentes às fácies de alta pressão, são mostrados na Figura 5.17.

Pargasita

A

A Cianita ± Quartzo ± Albita

+ Quartzo

Lausonita, Epidoto Granada

C

F

Aragonita

Piropo, Almandina

Grossulária

C

Jadeíta, Glaucofona

a)

Wolostonita

Onfecita

F

Ortopiroxênio

b)

Figura 5.17 - Diagramas de compatibilidade de fases no sistema ACF (Al2O3-CaO-FeO+MgO) sob condições de P-T correspondentes às fácies de alta pressão: a) fácies xisto azul; b) fácies eclogito. A área de cor contrastante, interna a cada diagrama, corresponde à composição de rocha metabásica.

Fácies Xisto Azul (T = 300 - 500°C, P > 5 kbar) Sob altas pressões e baixas temperaturas, as rochas são metamorfizadas na fácies xisto azul. Essas condições ocorrem nas faixas de dobramentos associadas às zonas de subducção ou, mais raramente, às zonas de colisão continente-continente, e são comuns nos cinturões mesozóicos e terciários circum-Pacíficos, nos Alpes e no Himalaia. Alguns raros exemplos dessas rochas foram descritos em cinturões de idade paleozóica e précambriana. Em condições da fácies xisto azul, albita torna-se instável e recristaliza para jadeíta, glaucofana e aegirina, de cor azulada, todas ricas em Na. Lausonita também é

PARTE 5

característica dessa fácies. Biotita é totalmente ausente. Todas essas fases são de alta densidade, formadas sob alta pressão. Rochas da fácies xisto azul são mostradas nas estampas 5.28 e 5.29. Fácies Eclogito (T = 1000 - 1200°C, P = 10-15 kbar) A fácies eclogito é caracterizada por elevadas pressões e temperaturas, só existentes na base da crosta e porção superior do manto. As rochas características dessa fácies são densas e com foliação incipiente ou ausente; são genericamente designadas eclogitos. Em torno de 100km de profundidade, piroxênio, olivina e plagioclásio se recristalizam em onfacita, um piroxênio sódico, e granada, rica na molécula de piropo, ambos minerais densos. Pequenas quantidades de cianita, zoisita e hornblenda podem estar presentes. A rocha resultante é uma massa de piroxênio levemente esverdeado, que engloba cristais de granada rosa (Estampa 5.30). Assim, eclogito sensu stricto é uma rocha metabásica, que pode ocorrer como enclaves ou blocos tectonicamente imbricados em xistos azuis, em gnaisses de grau médio a alto, ou como nódulos em magmas de origem mantélica. Em determinados contextos geológicos, porções de crosta profunda ou manto podem ser exumadas e conter associações minerais da fácies eclogito.

8. Classificação e Nomenclatura de Rochas Metamórficas Assim como as rochas ígneas e sedimentares, as metamórficas também são classificadas de acordo com sua composição mineral e textura. Entretanto, a classificação de rochas metamórficas é mais complexa por vários motivos. Primeiro, o metamorfismo é controlado por temperatura, pressão e fluidos quimicamente ativos, e estas variáveis podem se combinar de diversas formas e, assim, resultar em grande número de condições metamórficas. Segundo, rochas ígneas, sedimentares e mesmo metamórficas podem ser metamorfisadas, representando protólitos com ampla diversidade de composições, texturas e estruturas. Dessa forma, mesmo sob condições semelhantes de temperatura, pressão e fluidos, originarão rochas metamórficas diferentes. Terceiro, sob determinadas condições metamórficas, protólitos distintos podem resultar em rochas metamórficas semelhantes. Por exemplo: clorita xistos podem ter origem por metamorfismo de rochas sedimentares argilosas ou de ígneas máficas. Por fim, mesmo que predominem feições adquiridas por metamorfismo, não raro persistem feições herdadas dos protólitos. A diversidade das rochas metamórficas impede a adoção de esquemas rígidos para a sua classificação e nomenclatura e, relativamente, poucos nomes designam de forma específica um tipo particular de rocha. Em contraste com rochas ígneas, por exemplo, não existem equivalentes a diagramas de classificação baseados em SiO2 X Na2O+K2O, ou em percentuais de quartzo, feldspato, feldspatóides. Em conseqüência, existe grande flexibilidade na nomenclatura das rochas metamórficas.

503

504


As principais propriedades das rochas metamórficas, de amplo emprego na sua classificação são: a) textura; b) minerais metamórficos principais; c) natureza do protólito; d) condições de metamorfismo (pressão, temperatura); e e) composição química da rocha

Dentre essas feições, as de reconhecimento mais imediato e que são empregadas como critério de classificação e nomenclatura, em diversas propostas, compreendem a textura e a composição mineral. Entretanto, não existe nenhuma proposta de classificação sistemática das rochas metamórficas que seja baseada em um conjunto simples de critérios e internacionalmente aplicável. Em vista disto, a Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, da International Union of Geological Sciences, propôs a adoção de uma classificação que garantisse uma nomenclatura de uso internacional que abrangesse todo o espectro de tipos de rochas metamórficas e consistisse de uma terminologia sem ambigüidades (Schmid et al., 2004). Essa proposta divide as rochas metamórficas em três grupos principais, caracterizados pelas suas estruturas mesoscópicas: xisto, gnaisse e granofelse, nomes-raiz a serem aplicados. A proposta é, no entanto, suficientemente flexível para permitir que nomes não-sistemáticos ou específicos devam ser preferencialmente usados, sempre que trouxerem informações mais precisas sobre a rocha. As diretrizes gerais para utilização dessa proposta de classificação são dadas a seguir.

8.1 Classificação Sistemática

8.1.1 Nomes-raiz: uso dos termos xisto, gnaisse e granofelse Os nomes-raiz têm conotação exclusivamente estrutural e refletem o grau de fissilidade ou intensidade com que a rocha é foliada, sem implicação mineralógica ou composicional. Esses termos abrangem as principais variedades de estruturas de rochas metamórficas, particularmente quando observadas em amostras de mão. Os termos xisto, gnaisse e granofelse são assim definidos: Xisto: é uma rocha metamórfica com foliação bem desenvolvida. A xistosidade é dita bem desenvolvida se minerais ineqüigranulares, ou agregados de grãos, são abundantes e estão bem orientados em toda a rocha, ou se em zonas estreitas, repetitivas ou espaçadas a intervalos menores que 1cm. Gnaisse: é uma rocha metamórfica com estrutura dada pela alternância de bandas ou lentes de minerais granulares, em geral quartzo-feldspáticas, e bandas ou lentes ricas em micas ou minerais de hábito prismático. Podem ter foliação bem desenvolvida

PARTE 5

a praticamente ausente, em função da abundância de minerais constituintes de hábito micáceo ou prismático. Granofelse: é uma rocha metamórfica fanerítica, sem foliação ou lineações.

8.1.2 Prefixos mineralógicos A considerável diversidade da composição mineral das rochas metamórficas pode ser expressa pelo emprego de nomes de minerais como prefixos de um termo-raiz de conotação estrutural (por exemplo, plagioclásio-piroxênio granofelse, biotita-granada gnaisse). Todos os constituintes maiores das rochas metamórficas devem ser referidos no prefixo – exceto aqueles cuja presença é inerente à definição da rocha –, separados por hífens e listados segundo a ordem crescente de suas abundâncias. Por exemplo, cianita-micaquartzo xisto contém mais quartzo do que mica, e mais mica do que cianita. Minerais menos abundantes, mas que fornecem informações particulares sobre as condições de metamorfismo, podem, opcionalmente, ser empregados na designação da rocha mediante a forma contendo-mineral (por exemplo: biotita xisto contendo cordierita).

ROCHAS METAMÓRFICAS PODEM SER DENOMINADAS PELO USO DE UM DOS TRÊS TERMOS ESTRUTURAIS ADEQUADOS À SUA ESTRUTURA BÁSICA – XISTO, GNAISSE E GRANOFELSE –, ENQUANTO A COMPOSIÇÃO MINERAL É DADA PREFIXANDO O TERMO ESTRUTURAL COM NOMES DOS SEUS CONSTITUINTES.

Tabela 5.4 - Esquema de classificação sistemática de rochas metamórficas Prefixos

Nomes-Raiz

Mineralogia Metamórfica

+

Xisto (Foliação bem desenvolvida)


+

Gnaisse (Foliação bem a mal desenvolvida)


+

Granofelse (Foliação ausente)

Fonte: SCHMID et al., 2004. Obs.: Rochas metamórficas podem ser denominadas pelo uso de um dos três termos estruturais adequados à sua estrutura básica (xisto, gnaisse e granofelse), precedido de elenco de minerais constituintes mais abundantes.

8.2. Classificação Não-Sistemática

8.2.1 Nomes específicos O emprego de nomes sistemáticos é particularmente apropriado quando termos específicos são pouco usados, ambíguos ou pobremente definidos. Entretanto, nomes já

505

506


consagrados na literatura devem ser mantidos, preferencialmente sobre os da classificação sistemática (por exemplo: mármore, ao invés de calcita granofelse, ardósia e filito ao invés de xisto). Nomes específicos fornecem uma terminologia mais concisa e informações mais detalhadas do que os termos equivalentes da classificação baseada nas feições estruturais. Exemplos de nomes específicos de uso geral, aos quais deve ser dada preferência sobre os equivalentes baseados na sistematização proposta, são listados na Tabela 5.6. A lista apresentada é somente para informação e não pretende ser exaustiva.

8.2.2 Outros nomes não-sistemáticos Além dos termos da Tabela 5.6, as seguintes situações podem requerer o emprego de nomes não sistemáticos: 1. Se feições da rocha original estão preservadas ou se a rocha original pode ser determinada, então, o nome da rocha original acompanhado do prefixo meta (sem hífen) substitui o nome-raiz estrutural (por exemplo, metargilito, metapelito, cianita-mica metarenito). Nomes baseados na rocha original são restritos aos casos em que o protólito é magmático ou sedimentar, o que é particularmente recomendado para rochas de baixo grau metamórfico quando as transformações metamórficas são menores. 2. Se uma determinada rocha contiver mais que 75% de um mineral, pode ser designada acrescentando o sufixo ito ao mineral dominante (por exemplo, biotitito, serpentinito). Há, no entanto, exceções à regra. Por exemplo, hornblendito e piroxenito são termos utilizados para designar rochas ígneas com mais de 90% de hornblenda e piroxênio, respectivamente. 3. Se o processo metamórfico é conhecido e, particularmente, se for importante enfatizá-lo ou fornecer informações mais detalhadas sobre a rocha, então, nomes específicos devem ser usados, como em blastomilonito e hornfelse.

Tabela 5.5 - Nomes específicos de rochas metamórficas de uso geral, aos quais deve ser dada preferência sobre os equivalentes da classificação sistemática Nome

Descrição

Anfibolito

Rocha metamórfica de grau médio a alto que tem como minerais característicos hornblenda e plagioclásio; pode ser maciça, bandada ou xistosa. Anfibolitos são derivados de rochas ígneas básicas (orto-anfibolito) ou sedimentares com composição de marga (para-anfibolitos). Mineralogia principal - anfibólio (hornblenda, actinolita), plagioclásio (labradorita, albita); constituintes menores - quartzo, feldspato potássico, titanita e epidoto.

Ardósia

Rocha metamórfica de grau muito baixo na qual os cristais individuais são muito pequenos para serem vistos a olho nu. A coloração varia de cinza a preta, ocorrendo também nas cores verde, vermelho e amarronzado. Em todos os tipos, tonalidades verdes são características e ligadas à presença de clorita. O protólito geralmente é pelítico. Com o aumento das condições de pressão e temperatura durante o metamorfismo, a seguinte seqüência metamórfica é formada: ardósia → filito → xisto → gnaisse. Mineralogia principal - sericita, clorita, quartzo.

Eclogito

Rocha de composição básica a ultrabásica, formada sob condições metamórficas de altas pressões e temperaturas, características da fácies eclogito, encontradas no manto terrestre. Podem ser maciças ou foliadas. Mineralogia principal - granada, piroxênio (onfacita); constituintes menores - quartzo, cianita, anfibólio, zoisita, rutilo.

Esteatito

Esteatito, também conhecida como pedra-sabão (soapstone) forma-se sob baixas temperaturas e pressões, pela hidratação de protólitos de composição peridotítica, em condições de PCO2 elevada relativamente a PH2O. É uma rocha metamórfica compacta, plástica, de baixa dureza e fina granulação, untuosa ao tato e facilmente riscada pela unha. São comuns tonalidades de cinza, cinza-azulado, cinza-esverdeado e creme ou creme avermelhado, quando intemperisadas. Seu principal componente é o talco, podendo ocorrer também clorita, serpentina, magnesita, antigorita, enstatita e, ocasionalmente, quartzo, magnetita ou pirita.

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Nome

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Descrição

Filito

Resultante do metamorfismo progressivo de ardósia, ainda em condições de baixas temperatura e pressão. Diferentemente da ardósia, o plano de foliação é bem definido e com brilho, em função do crescimento e orientação de cristais de mica (muscovita) e clorita, principalmente. Filito, entretanto, não possui os planos de partição plano-paralelos, característicos da ardósia. Mineralogia principal - quartzo, clorita, sericita; constituintes menores - grafita, cloritóide, turmalina, carbonato, hematita.

Gnaisse

Gnaisses são rochas típicas da fácies anfibolito, caracterizadas pela presença de uma paragênese essencialmente quartzo-feldspáticas. Possuem granulação freqüentemente média a grossa. Variam de tipos maciços a foliados. A foliação é, mais comumente, bandamento gnáissico, com bandas, geralmente milimétricas a centimétricas, quartzo-feldspáticas alternando com bandas mais máficas, nas quais a mineralogia metamórfica principal é biotita ± hornblenda. O termo para é prefixado a gnaisse se o protólito tem natureza sedimentar e orto se ele é de natureza ígnea. A mineralogia metamórfica é essencialmente feldspato potássico, plagioclásio (albita, oligoclásio, andesina), quartzo, biotita e anfibólio. Acessoriamente podem ocorrer granada, estaurolita, sillimanita, cianita, cordierita e epidoto.

Granulito

Designação genérica de rochas de composição variável de básica a levemente ácida, formadas sob condições metamórficas de altas temperaturas e pressões, em condições anidras (Pcarga>PH2O), características da fácies granulito. Variam de tipos maciços a foliados. Mineralogia principal - feldspato potássico, plagioclásio, piroxênio, quartzo; constituintes menores - biotita, granada, apatita, zircão, magnetita.

Impactito

O termo impactito é usado para designar o conjunto de rochas afetadas por impactos resultantes da colisão de corpos planetários. A alta pressão e o calor gerado pela colisão produzem fusão total ou parcial dos protólitos, gerando rochas nas quais são características misturas em diferentes proporções de fragmentos de rocha não fundida, com porções fundidas, com textura vesicular, vítrea ou de grão muito fino. Ocorrem internamente ou em torno de crateras de impacto.

Itabirito

Rocha bandada, onde ocorrem níveis milimétricos a centimétricos alternados de hematita, com magnetita ocorrendo de forma eventual e secundária, com níveis silicáticos, geralmente de quartzo. Itabirito é uma formação ferrífera bandada (bif-banded iron formation), depositada em ambiente oxidante e metamorfisada. O nome itabirito provém de Itabira (Minas Gerais), região onde esta rocha constitui jazidas de minério de ferro de grande tonelagem.

Mármore

Calcário recristalizado durante diferentes condições de metamorfismo. A aparência do mármore é muito variável em função das variações composicionais do protólito carbonático e das diversidades das condições de metamorfismo. Pode mostrar diferentes colorações, variando do branco ao preto ou apresentar matizes do verde ao vermelho; pode ainda conter fósseis ou componentes detríticos. Mineralogia principal – calcita e dolomita; constituintes menores - quartzo, pirita, anfibólios, diopsídio.

Migmatito

Rocha na qual o processo de fusão teve início em decorrência das condições de metamorfismo terem atingido patamares limítrofes aos processos ígneos. A rocha se assemelha a um gnaisse na aparência, mas existem dois componentes individuais intercalados. Um componente félsico designado neossoma, de composição quartzo-feldspática, é representado por material cristalizado a partir da fusão parcial (anatexia) do protólito sob condições de altas temperaturas e altas PH2O. O outro componente é máfico e recebe a designação de paleossoma. É constituído por porções gnáissicas ou xistosas que representam porções não fundidas do protólito. Em condições anidras, nas mesmas temperaturas e pressões de formação de migmatitos, formam-se granulitos. Mineralogia principal – quartzo, feldspato potássico, plagioclásio, biotita, hornblenda; constituintes menores - epidoto, apatita, granada e muscovita.

Quartzito

Rocha resultante do metamorfismo de arenitos quartzosos sob diferentes condições de metamorfismo. São rochas densas, com textura granular e compostas por cristais de quartzo imbricados em função da recristalização metamórfica. Comumente são de coloração branca, rosa, amarela ou cinza. Colorações escuras são possíveis, mas mais raras. Mineralogia principal - quartzo; constituintes menores - muscovita, biotita, sericita, turmalina e, dumortierita.

Serpentinito

Rocha de baixo grau metamórfico composta predominantemente por serpentina; pode ser maciça ou xistosa. É formada pela hidratação de rochas de composição peridotítica durante o metamorfismo. Em condições de PCO2 elevada relativamente a PH2O, talco pode ser formado preferencialmente à serpentina e a rocha resultante é o esteatito ou pedra sabão. Mineralogia principal - serpentina; constituintes menores - talco, carbonato, actinolita, tremolita, clorita.

Skarn

Rocha cálcio-silicática formada por metamorfismo de contato e/ou metassomatismo. A mineralogia característica (diopsídio, epidotos, grossulária, vesuvianita) resulta da alteração de protólitos de composição carbonática por soluções hidrotermais enriquecidas em Si, Al, Fe e Mg. Mineralogia principal é variável. Podem ocorrer quartzo, calcita, epidoto, diopsídio, idocrásio, escapolita, grossulária, feldspato potássico, anfibólio e plagioclásio; constituintes menores - titanita, sulfetos, zeólitas e magnetita.

Xisto Azul

É a designação genérica atribuída a rochas metamorfisadas sob condições de baixa temperatura e alta pressão, características da fácies xisto azul. São, em geral, de composição máfica. A coloração azulada, muitas vezes ausente em amostras de mão, deve-se à presença abundante de anfibólio sódico (glaucofana, crossita). Muito comumente, as ocorrências de xistos azuis devem-se ao metamorfismo regressivo de rochas eclogíticas que podem ocorrer como relictos dentro do xisto azul. Mineralogia principal - anfibólio sódico (glaucofana, crossita), lawsonita; constituintes menores - plagioclásio, epidoto e clorita.

Xisto Verde

Designação genérica atribuída a rochas formadas sob condições metamórficas de baixo grau, específicas da fácies xisto verde. A coloração verde devido à presença de clorita, muitas vezes é ausente em amostras de mão. Xistos verdes não têm uma rocha protólito específica e podem ser formados a partir de sedimentos argilosos ou de ígneas máficas. Mineralogia - clorita, epidoto e actinolita.


8.3 Rochas associadas ao metamorfismo dinâmico: milonitos e cataclasitos A classificação e nomenclatura de milonitos e cataclasitos é especialmente problemática. Desde a definição original do termo milonito por Lapworth (1885), várias classificações têm sido propostas para milonitos e rochas relacionadas (por exemplo: Knopf, 1931; Spry, 1969; Higgins, 1971; Sibson, 1977; Tullis et al., 1982). O problema principal é que a classificação de rochas de metamorfismo dinâmico tem sido baseada na importância relativa entre recristalização mineral e destruição mineral (cataclase) e, normalmente, análises detalhadas da textura são necessárias para definir qual o mecanismo mais proeminente, o que nem sempre é factível mesmo sob exame ao microscópio. Em vista disto, e considerando que qualquer divisão baseada nas proporções da recristalização e da destruição de minerais não é prática para uso no campo, a Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, da International Union of Geological Sciences, com base em trabalhos como os de Spry (1969) e Sibson (1977), adotou uma classificação não-genética para as rochas geradas por metamorfismo dinâmico (Brodie et al., 2004), a qual está esquematizada na Tabela 5.6.

(Foliação bem marcada) (Foliação incipiente ou ausente

Cataclasito

Milonito

Tabela 5.6 - Classificação das rochas metamórficas geradas por metamorfismo dinâmico

Rochas Coesas

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Ultramilonito

Um milonito formado por redução de tamanho do grão da rocha em quantidade superior a 90%.

Mesomilonito

Um milonito formado por redução de tamanho do grão da rocha em quantidade entre 50% e 90%.

Protomilonito

Um milonito formado por redução de tamanho do grão da rocha em quantidade menor que 50%.

Ultracataclasito

Um cataclasito no qual a matriz representa mais de 90% da rocha.

Mesocataclasito Um cataclasito no qual a matriz representa entre 50% e 90% da rocha. Protocataclasito

Um cataclasito no qual a matriz representa menos de 50% da rocha.

Fonte: Dados de BRODIE et al., 2004.

Nessa classificação, o termo milonito é usado para designar qualquer rocha formada sob condições de deformação dúctil e caracterizada por uma xistosidade bem desenvolvida, resultante da redução tectônica do tamanho de minerais, comumente contendo porfiroclastos e fragmentos líticos de composição similar aos da matriz. De acordo com as proporções da matriz na rocha, milonitos podem ser subdivididos em: protomilonito (matriz < 50%), mesomilonito (matriz até 95%) e ultramilonito (matriz > 95%). Milonitos são, em geral, mais facilmente reconhecíveis se os protólitos forem rochas granulares, como granitos e gabros, mas de difícil identificação em rochas finas, como pelitos e vulcânicas. Devido à estrutura de fluxo, milonitos podem se assemelhar a gnaisses ou xistos, pelo tamanho de grão e estrutura, quando, então, podem ser designados de milonitognaisse e milonito-xisto. Alguns podem conter fenoclastos ou fragmentos do protólito,

PARTE 5

alongados e envoltos pela matriz foliada e com terminações contendo sombras de pressão, simétricas ou assimétricas; nesse caso, podem ser designados de augen milonito. Pseudotaquilito é uma rocha de grão muito fino, em geral afanítica, vítrea, usualmente preta, que ocorre em veios e na matriz de brechas de falha, ou preenchendo planos de falha e fraturas. A rocha é formada por fusão parcial, que ocorre ao longo do plano de falha devido à energia térmica resultante de atrito, na presença de fluidos, normalmente abundantes nesses sítios. O termo cataclasito é usado para designar rochas com pouca ou nenhuma xistosidade, compostas de fragmentos das rochas contíguas aos planos de falha e que resultam de deformação rúptil. De acordo com a proporção entre matriz fina e fragmentos de rocha, cataclasitos podem ser subdivididos em protocataclasito (predomínio de fragmentos), mesocataclasito (matriz até 95%) e ultracataclasito (matriz > 95%). Material incoeso também pode ser formado em zonas de falhas. Quando a granulação deste material é média a grossa e contém mais de 30% de fragmentos visíveis, ele é designado de brecha de falha ou brecha tectônica, e, se for de granulação fina, o termo farinha de falha é utilizado.

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Bibliografia Recomendada BUCHER, K.; FREY, M. 1994. Petrogenesis of metamorphic rocks. 6.ed. Berlin: Springer-Verlag. 318p. MIYASHIRO, A. 1994. Metamorphic petrology. London: UCL Press. 404p. PASSCHIER, C. W.; TROUW, R. A. J. 1998. Microtectonics. Berlin: Springer-Verlag. 289p. PLUIJM, B. A. Von Der; MARSHAK, S. 2003. Earth structure: an introduction to structural geology and tectonics. 2nd. Ed. New York: W W Norton & Co Inc. 674p. PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. 2006. Para entender a Terra. 4.ed. Tradução de R. Menegat, P. C. D. Fernandes, L. A. D. Fernandes e C. C. Porcher. Porto Alegre: Bookman. 656p. SIBSON, R. H. 1977. Fault rocks and fault mechanisms. Journal of the Geological Society, London, n. 133, p. 191-213. SPRY, A. 1969. Metamorphic textures. London: Oxford, 350p. TURNER, F. J. 1981. Metamorphic petrology. 2nd, Ed. New York: McGraw Hill Co. 524p. WINTER, J. D. 2001. An introduction to igneous and metamorphic petrology. New York: Prentice Hall. 699p. YARDLEY, B. W. D. 1989. An introduction to metamorphic petrology. New York: Longman. 248p. YARDLEY, B. W. D. 1994. . Tradução de A. R. Fuck. Brasília: Ed. UnB. 337p.

Referências BARROW, G. 1893. On an intrusion of muscovite-biotite gneiss in the southeastern Highlands of Scotland and its accompanying metamorphism. Quarterly Journal of the Geological Society of London, 49: 330-358. BRODIE, K. H.; FETTES, D.; HARTE, B.; SCHMID, R. 2004. Towards a unified nomenclature in metamorphic petrology: 3. Structural terms including fault rocks. Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. Web site SCMR www.bgs.ac.uk/SCMR, version of 30.11.2004. CROSTA, A. P. 1999. Domo de Araguainha - O maior astroblema da América do Sul. In: SCHOBBENHAUS, C.; CAMPOS, D. A.; QUEIROZ, E. T.; WINGE, M.; BERBERT-BORN, M. (Ed.). Sítios geológicos e paleontológicos do Brasil. Publicado em http://www.unb.br/ig/sigep/sitio001/sitio001.htm. DEER, W. A.; HOWIE, R. A.; ZUSSMAN, J. 1992. An introduction to the rock forming minerals. 2. ed. London: Longman. 696p. ENGELHARDT, W. Y.; MATTHÄI, S. K.; WALZEBUCK, J. 1992. Araguainha impact crater, Brazil. 1. The interior part of the uplift. Meteoritics, 27:442-457. ESKOLA, P. 1915. On the relations between the chemical and mineralogical composition in the metamorphis rocks of the Orijarvi region. Comm. Geol. Finlande Bull, 44: 109-145. GILLEN, C. 1982. Metamorphic geology: an introduction to tectonic and metamorphic processes. London: George Allen & Unwin. 144p. GRAY, D. R. 1977a. Morphologic classification of crenulation cleavages. Journal of Geology, 85: 229-235. GRAY, D. R. 1977b. Some parameters which affect the morphology of crenulation cleavages. Journal of Geology, 85: 763-780. GRIEVE, R. A. F.; RUPERT, J.; SMITH, J.; THERRIAULT, A. 1995. The record of terrestrial impact cratering. GSA Today, 5:189-196. HIGGINS, M. W. 1971. Cataclastic rocks. USGS Prof. Paper. 687: 97p. HIPPERT, J.; LANA, C. 1998. Aerial crystallization of hematite in impact bombs from the Araguainha astrobleme, Mato Grosso, Central Brazil. Meteoritics & Planetary Science, 33: 1.303-1.309. KNOPF, E. B. 1931. Metamorphism and phyllonitisation. American Journal of Science, 21: 1-27. KRETZ, R. 1994. Metamorphic crystallization. Chichester, pb, 507p. LAPWORTH, C. 1885. The highland controversy in British Geology: its causes, course and consequences. Nature, 32, 558-559.

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LIMA, S. A.; MARTINS NETO, M. A.; PEDROSA SOARES, A. C.; CORDANI, U.; NUTMAN, A. 2002. A Formação Salinas na área-tipo, NE de Minas Gerais: uma proposta de revisão da estratigrafia da Faixa Araçuaí com base em evidências sedimentares, metamórficas e idades U-Pb SHRIMP. Revista Brasileira de Geociências, 32(4): 491-500. MIRANDA, E. E. de; COUTINHO, A. C. 2004. Brasil visto do espaço. Campinas: Embrapa Monitoramento por Satélite. MIYASHIRO, A. 1973. Metamorphism and metamorphic belts. London: George Allen & Unwin Ltd. 492p. POWELL, C. M. 1979. A morphological classification of rock cleavage. In: BELL, T. H.; VERNON, R. H. (Ed.) Microstructural processes during deformation and metamorphism. Tectonophysics, 58: 21-34. RUBERTI, E.; SZABO, G.; MACHADO, R. 2001. Rochas metamórficas no contexto da tectônica de placas. In: TEIXEIRA, W.;. TOLEDO, M. C. M;. FAIRCHILD, T.; TAIOLI, F. (Org.). Decifrando a Terra. 2. ed. São Paulo: Oficina de Textos, p. 381-398. SCHMID, R.; FETTES, D.; HARTE, B.; DAVIS, E.; DESMONS, J.; MEYER-MARSILIUS, H-J.; SIIVOLA, J. 2004. A systematic nomenclature for metamorphic rocks: 1. How to name a metamorphic rock. Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. Web site SCMR www.bgs.ac.uk/SCMR, version of 01.05.2004. SMULIKOWSKI, W.; DESMONS, J.; HARTE, B.; SASSI, F. P.; SCHMID, R. 2004. A systematic nomenclature for metamorphic rocks: 2. Types, grade and facies. Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. Web site SCMR www.bgs.ac.uk/SCMR, version of 01.05.2004. TULLIS, J.; SNOKE, A. W.; TODD, V. R. 1982. Significance and petrogenesis of mylonitic rocks. Geology, 10, p. 227-230. TURNER, F. J. 1968. Metamorphic petrology. Mineralogical and field aspects. 3. ed. New York. 403p. WINKLER, H. G. F. 1979. Petrogenesis of metamorphic rocks, 5. ed. New York. 348p. Tradução de Edgard Blucher (1976): Petrogênese das rochas metamórficas. 257p.

estampas

ROCHAS METAMÓRFICAS Tânia Mara Dussin

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6

5

5 cm

4

3

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ESTAMPA 5.1 - Rochas metassedimentares de baixo grau metamórfico, recristalizadas em fácies xisto verde (zona da biotita), com estruturas primárias preservadas. a. Metabrecha intraformacional. Os seixos mantêm sua forma angulosa e são compostos de metagrauvaca quartzosa maciça (cinza claro) e metaturbidito areno-pelítico (seixos bandados). A matriz, de cor cinza, tem composição grauvaquiana (quartzo, biotita, moscovita, clorita, feldspato detrítico e fragmentos de rocha). b. Metaturbidito areno-pelítico, bandado, cortado por falhas escalonadas. As bandas escuras são ricas em biotita e, por isto, representam o sedimento mais rico na fração argila. As bandas mais claras são ricas em quartzo e representam as frações silte e areia do sedimento original. As minifalhas são contemporâneas da sedimentação. c. Afloramento mostrando, da base ao topo, uma sucessão grauvaquiana composta de metaturbidito bandado (1 e 3; detalhe na foto B), metagrauvaca maciça (2 e 6), metaturbidito convoluto (4) e metabrecha intraformacional (5; detalhe na foto A). As camadas 1 a 3 representam uma época relativamente calma na bacia de sedimentação. O metaturbidito convoluto (4) evidencia o início de uma época de instabilidade tectônica na bacia, que causou o escorregamento (slumping) da camada, originando seu dobramento interno (dobras convolutas sinsedimentares) e o rompimento parcial destas dobras. A camada de metabrecha intraformacional indica o estágio de máxima instabilidade tectônica da bacia, pois mostra fragmentos de metagrauvaca maciça e de metaturbidito bandado. A instabilidade tectônica na bacia pode ter sido causada por terremotos, formando camadas de sismitos (rochas depositadas sob a influência de sismos tectônicos). Condições de estabilidade tectônica são novamente verificadas a partir da camada 6 (metagrauvaca maciça). Detalhes da história da sedimentação da seqüência estão em Lima et al. (2002). Formação Salinas, Faixa Araçuaí. Cortes da rodovia Br-251 a nordeste da Cidade Salinas (MG). Fotos de A.C. Pedrosa Soares (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.2 - a. Hornblenda-biotita gnaisse metamorfizado sob altas pressão e temperatura, deformado em regime dúctil com geração de dobras. Complexo Mantiqueira (MG). Fotos de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG). b. Mármore dobrado. Rochas carbonáticas são relativamente incompetentes e formam dobramentos em resposta ao esforço mesmo sob temperaturas relativamente baixas. Grupo Bambuí (MG). c. Quartzitos são rochas competentes que se fraturam em resposta ao esforço em condições superficiais de baixas pressão e temperatura. São Tomé das Letras (MG). Fotos de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.3 - Quartzitos. a. Afloramento com xistosidade bem desenvolvida e paralela ao acamadamento. A deformação da seqüência é de caráter rúptil, com desenvolvimento de falhas e fraturas. Supergrupo Espinhaço, Paleoproterozóico. Serra do Cipó (MG). b. Afloramento com rochas de baixo grau de deformação. Feições primárias, como estratificações cruzadas acanaladas, são preservadas. Supergrupo Espinhaço, Paleoproterozóico. Serra do Cipó (MG). Foto de Leonardo Morato. c e d. Detalhe de quartzito com dumortierita-Al7(BO3)(SiO4)3(O,OH)3, de cor azulada, remobilizada para estruturas estilolíticas, formadas por dissolução diferencial da rocha sob pressão, ao longo da superfície tensionada. Supergrupo Macaúbas (BA). Amostra coletada por Vanessa Souza Magalhães.

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ESTAMPA 5.4 - Mármores. a. Detalhe da textura granoblástica. Os níveis definidos por cores distintas representam diferenças composicionais dos sedimentos. A orientação dos minerais metamórficos é restrita aos níveis com predomínio de filossilicatos. b. Afloramento mostrando aspecto do relevo kárstico característico de seqüências carbonáticas. c. Afloramento com superfícies de acamadamento e foliação dobrados. Grupo Bambuí. Pedreira Véu da Noiva, Serra do Cipó (MG).

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ESTAMPA 5.5 - Afloramento de quartzo-biotita xisto dobrado. Arqueano, Supergrupo Rio das Velhas. Sabará (MG). b. Gnaisses são formados por metamorfismo de altas pressões e temperaturas a partir de protólitos de composições variadas. Nestas condições, ocorre diferenciação metamórfica e formação de bandamento gnáissico. Abre Campo (MG). Foto de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG). c. Migmatitos são rochas formadas sob altas pressões e temperaturas, nas quais ocorre fusão parcial da rocha. Escócia, Foto de M. Burkhard (Univ. Neuchâtel). Fonte da foto c: www-geol.unine.ch/cours/geol/7metam.html

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ESTAMPA 5.6 - a. Metaconglomerado polimítico, com matriz quartzítica e seixos alongados definindo a foliação da rocha. Formação Sopa-Brumadinho, Supergrupo Espinhaço, Paleoproterozóico. Diamantina (MG). b. Metaconglomerado polimítico, com matriz quartzítica feruginosa e seixos alongados definindo a foliação da rocha. Provavelmente Grupo Macaúbas. Fotos de Geraldo Norberto Sgarbi (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.7 - Lineações metamórficas. a. Quartzitos com lineações definidas por mullions, estruturas metamórficas lineares, decimétricas a métricas, formadas nas charneiras de grandes dobras e dispostas paralelamente ao eixo, representando a direção de estiramento de minerais e rochas. Luminárias (MG). Foto de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). b. Quartzito foliado com lineações marcadas por cristais de cianita orientados paralelamente ao mergulho da foliação. Metamorfismo da fácies xisto verde. Supergrupo Espinhaço, Paleoproterozóico. Diamantina (MG). Foto de Alexandre Uhlein (IGC/UFMG). c. Afloramento de mármore com boudin. O eixo maior dos boudins é paralelo à lineação. A foto foi tomada numa seção perpendicular à lineação. Grupo Bambuí (MG). Foto de Geraldo Norberto Sgarbi (IGC/UFMG). d. Quartzo-biotita xisto com foliação envolvendo veio de quartzo. A deformação da foliação e a recristalização do quartzo definem um indicador cinemático que indica movimento anti-horário (sinistral). Luminárias (MG). Foto de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.8 a- Afloramento de ardósia. Planos subhorizontais correspondem à foliação metamórfica (clivagem ardosiana). Ardósia é uma rocha de larga utilização na construção civil. Papagaio (MG). Foto de Geraldo Norberto Sgarbi (IGC/UFMG). b. Variedades de ardósia. Granville, EUA. Foto de Vermont Natural Stoneworks. c. Seqüência de metapelitos com níveismais argilosos em alternância com níveis de composição mais quartzosa. O desenvolvimento da foliação é distinto nos dois níveis e existe uma maior proximidade dos domínios da clivagem nas porções mais argilosas onde ocorre uma maior concentração de filossilicatos. Supergrupo Minas, Paleoproterozóico. Corte na Avenida Raja Gabaglia, Belo Horizonte (MG). Fonte da foto b: www.vermontstone.com

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ESTAMPA 5.9 - Foliações Metamórficas. a. Minério de ferro de alto teor com clivagem de crenulação cortada por uma segunda clivagem de caráter descontínuo (paralela às linhas amarelas). Supergrupo Minas, Paleoproterozóico. Mina de Andrade (MG). Foto de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). b. Sericita xisto com duas clivagens de crenulação (paralelas às linhas amarelas) com deformação dos planos de xistosidade (foliação principal). Coleção do IGC/UFMG. c. Afloramento de filito. A xistosidade é definida pela orientação de sericita e clorita. d. Detalhe da foto anterior. Supergrupo Minas, Paleoproterozóico. Corte na Avenida Raja Gabaglia, Belo Horizonte (MG).

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ESTAMPA 5.10 - a. Gnaisses félsicos e máficos com orentações distintas da foliação (paralelas às linhas amarelas) em função do movimento de blocos em zona de falha. Quixadá (CE). b. Afloramento de quartzo xisto deformado em condição dúctil-rúptil. A xistosidade mostra inflexão junto à falha. Fotos de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). c. Detalhe de xistosidade concordante com veio de quartzo formado por remobilização de sílica. Greenstone Belt Rio das Velhas, Grupo Nova Lima, Mina Engenho d’Água (MG). Foto de Lydia Lobato (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.11 - Gnaisses. a. Biotita-granada gnaisse com fusões localizadas. Andrelândia (MG). b. Paragnaisse com intercalação de metachert granatífero (nível amarronzado). Andrelândia (MG). c. Afloramento de migmatitos. Migmatitos são rochas nas quais o processo de fusão teve início, em função de altas temperaturas e elevadas pressões de H2O. No exemplo, o percentual de fusão é pequeno (< 10% da rocha original). Abre Campo (MG). Fotos de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG). d. Lineação de estiramento mineral em superfície de foliação de um biotita gnaisse. A lineação, indicada pela seta vermelha, é materializada pela orientação linear de biotita e quartzo. A ponta de flecha da seta indica o sentido do caimento da lineação. O símbolo amarelo indica a direção e mergulho da foliação gnáissica. Observe que a lineação é oblíqua em relação à atitude da foliação gnáissica. Foto de Antônio Carlos Pedrosa Soares (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.12 - a – Migmatito dobrado, mostrando os três componentes das rochas migmatíticas. O paleossoma representa restos do protólito. Neste caso, o paleossoma é um biotita gnaisse de granulação fina e coloração cinza clara. A fusão parcial produz os neossomas que podem ser classificados como leucossoma e melanossoma. Neste caso, o leucossoma é representado pelos veios e vênulas de granito rosa claro, dobrados. O melanossoma constitui o resíduo da fusão parcial, representado pela rocha escura, muito rica em biotita, que mostra uma foliação bem distinta, também dobrada. Foto de Antônio Carlos Pedrosa Soares (IGC/UFMG). b. Ganisses e migmatitos intercalados. O conjunto é cortado por granito de granulação fina e cor acinzentada. Brumadinho (MG). Foto de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.13 - a, b, c e d. Gnaisses miloníticos. A textura destas rochas é dominada por porfiroclastos de feldspato (cristais claros, de maior granulação) envolvidos por uma matriz foliada composta de quartzo, biotita e feldspatos. Na foto b, as setas vermelhas destacam um indicador cinemático, representado por um porfiroclasto sigmoidal, que indica movimento anti-horário (sinistral). a e b. Milonitos do embasamento do Supergrupo Espinhaço, Paleoproterozóico. Gouveia (MG). A foto b é de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). c e d. Fotos de Antônio Carlos Pedrosa Soares (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.14 - Quartzo-biotita xisto com níveis de diferenciação metamórfica submilimétricos. Nos níveis acinzentados ocorre maior concentração de biotita orientada e a textura aí é do tipo lepidoblástica. Foto de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). b. Afloramento de quartzo xisto com deformação dúctil-rúptil. Formam-se dobras com fraturas ocasionais nas zonas de charneiras. O metamorfismo é da fácies xisto verde. Supergupo Espinhaço. Diamantina (MG). Foto Alexandre Uhlein (IGC/UFMG). c. Estaurolita xisto com porfiroblastos centimétricos. Grupo Salinas. Morada Nova (MG). Foto de Gláucia Nascimento Quiroga. (IGC/UFMG). d. Granada-estaurolita xisto, com alguns cristais de estaurolita mostrando macla característica (cruz de ferro). Foto C.E. Jones (Univ. Pittsburg) Fonte da foto d: www.pitt.edu/~cejones/GeoImages/6MetamorphicRocks/Schist.html.

PARTE 5

ESTAMPA 5.15 - Texturas Metamórficas. a. Cordierita-granada-biotita gnaisse com textura porfiroclástica. Os porfiroclastos são de granada. Monte Senir (ES). B. Xisto com porfiroclasto de quartzo em matriz composta por quartzo, feldspato, mica e óxidos de ferro. Grupo Salinas. Morada Nova (MG). Fotos de Gláucia Nascimento Quiroga. (IGC/UFMG). c. Xisto com porfiroclatos de quartzo recristalizados em matriz de filossilicatos (sericita, clorita, quartzo e óxidos de ferro). Seqüência vulcano-sedimentar metamorfizada na fácies xisto verde. Barão de Guaicuí (MG). d. Metaconglomerado polimítico com seixos de quartzo e quartzito em matriz composta por clorita, quartzo e óxidos de ferro. A coloração avermelhada é característica da presença de Fe3+. Greenstone Belt Rio das Velhas, Grupo Nova Lima. Viaduto da Mutuca, Nova Lima (MG). Fotos de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.16 - a, b, c e d. Itabiritos dobrados. Itabiritos são formações ferríferas bandadas (bifs), rochas incompetentes que mostram comportamento dúctil mesmo qundo o metamorfismo é relativamente pouco intenso. O metamorfismo nos exemplos é da fácies xisto verde. Supergrupo Minas, Paleoproterozóico. Serra da Piedade, Caeté (MG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.17 - Itabiritos. a. Amostra com deformação dúctil. b. Minério de ferro intemperizado, com xistosidade bem marcada. O metamorfismo é da fácies anfibolito baixo. Supergrupo Minas, Paleoproterozóico. Morro Agudo (MG). Foto de Carlos Alberto Rosère (IGC/UFMG). c. Afloramento com estruturas de deformação. Munro, EUA. Foto Lydia Lobato (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.18 - Rochas formadas por metamorfismo de contato. A intrusão de corpos ígneos produz alteração das encaixantes por elevação da temperatura e introdução de fluidos que produzem alterações químicas. a. Pegmatito intrusivo em seqüência de quartzo-biotita xistos, com foliação verticalizada. b. Detalhe do contato entre pegmatito e xisto. A alteração principal da encaixante neste caso, é da ordem de algumas dezenas de centímetros. Grupo Salinas, Coronel Murta (MG). Fotos de Vanessa Souza Magalhães (IGAM).

PARTE 5

ESTAMPA 5.19 - Rochas de metamofismo de contato formadas por transformação de encaixantes nas proximidades de intrusões ígneas. a. Hornfelse desenvolvido no contato de encaixantes de composição granítica e arenítica metamorfizadas, com intrusivas de composição alcalina (melilitos). Vuoriyarvi (Kola Peninsula, Rússia). Fotos de J.Moutte (Ecole des Mines de Saint Etiénne, SPIN). b. Hornfelse mineralizado em ouro. Diques e veios de granodiorito cortam dolomitos encaixantes. Após a intrusão do corpo ígneo principal as temperaturas metamórficas levaram à formação de uma paragênese metamórfica com granada e piroxênio. Numa fase posterior, com o declínio da temperatura, estes minerais foram alterados e formaram um novo conjunto de minerais que inclui epidoto, quartzo e feldspato potássico. Mina McCoy (Nevada, EUA). Fotos de Erich U. Petersen (University of Utah, CMES). Fontes das fotos: A - http://www.emse.fr/~moutte/ B - http://www.mines.utah.edu/pyrite/cove/pages/PA210063.htm

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ESTAMPA 5.20 - Nos processos de metamorfismo hidrotermal, fluidos aquosos quentes circulam pela foliação, fraturas e espaços intergranulares dos protólitos, produzindo lixiviação de minerais. Silicatos são comumente desestabilizados e sílica é transportada. Trocas iônicas geram recristalização e formação de novos minerais nos espaços de acúmulo de fluidos. O processo é largamente representado na crosta continental e também ao longo das cadeias meso-oceânicas, e é importante como gerador de grande variedade de depósitos minerais. a e b - Pillow lavas de natureza máfica, com precipitação de sílica nos espaços interpillows, resultante de alteração hidrotermal. Pillow lavas indicam que a formação do protólito vulcânico ocorreu em ambiente submarino. O metamorfismo hidrotermal afeta comumente rochas máficas, que possuem uma mineralogia anidra, e minerais hidratados como clorita, serpentina, talco, actinolita, zeólitas e minerais argilosos, podem ser formados. Greenstone Belt Abitibi, Canadá. Fotos de Lydia Lobato (IGC/ UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.21 - Aspectos de mineralização aurífera gerada por alteração hidrotermal durante o metamorfismo regional em formação ferrífera bandada hospedada por quartzo-sericita xistos (não mostrados). Fluidos metamórficos penetram a seqüência por fraturas e percolam espaços entre planos de foliação e intergranulares produzindo carbonatação e sulfetação das encaixantes, cristalização de quartzo, e formação de sulfetos auríferos, principalmente pirita, arsenopirita e pirrotita. a – rocha mineralizada com bandas carbonatadas no nível superior, sobreposta a bandas sulfetadas auríferas. b e c –veios de quartzo preenchendo fraturas que conduziram fluidos metamórficos responsáveis pela cristalização de sulfetos auríferos. Notar que as porções sulfetadas separam-se da formação ferrífera bandada por porções ricas em carbonato (ankerita dominante). d – detalhe com bolsão de sulfeto maciço, formado em meio a uma zona de carbonatação. Greenstone Belt Rio das Velhas, Grupo Nova Lima. Mina Cuiabá (MG). Fotos de Lydia Lobato (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.22 - Aspectos de zonas de cisalhamento. a. Afloramento de sericita-quartzo xisto com porções mais quartzosas mineralizadas a Au (delimitadas em amarelo), resultante de alteração hidrotermal associada a metamorfismo regional. O sericita-quartzo xisto foi gerado por alteração/ deformação de protólito vulcanoclástico em evento tectônico anterior. Foto de Lydia Lobato (IGC/ UFMG). b. Sequência vulcano-sedimentar metamorfizada na fácies anfibolito. Ocorrem intercalações de anfibolitos, metagranitos e de camadas de composição cálcio-silicáticas. c. Mesma sequência com inflexão da foliação milonítica próxima à zona de cisalhamento secundária. Complexo Paraíba do Sul, Ilha das Pombas, Além Paraíba (MG). Fotos de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.23 - Impactitos são rochas formadas pela transformação de quaisquer rochas preexistentes pela elevação de pressão e temperatura resultante do impacto de corpos extraterrestres. A alta pressão e o calor gerado pela colisão produzem fusão total ou parcial dos protólitos, gerando rochas nas quais são características misturas, em diferentes proporções, de fragmentos de rochas pré-existentes não fundidas com porções fundidas. a. Brecha polimítica. 45 Ma (Azuara e Rubiela de la Cérida, Espanha). b. Brecha. Esta rocha é uma mistura de fragmentos de outras rochas e de vidro gerados por impacto. 360 Ma (Tennessee, EUA). Fotos de Mark Bostick (Meteorite Impactite and Tektite Gallery). Fonte das fotos: [email protected]

- www.meteoritearticles.com/colazura.html

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ESTAMPA 5.24 - Impactitos. a. Vidro com textura vesicular, muito semelhante ao vidro vulcânico. Entretanto estas rochas de Chasico também mostram fraturamento térmico, estruturas de colapso e porções preservadas de sedimentos marinhos. 10 Ma (Chasico, Argentina). b. Vidro formado por fusão do protólito. O polimento superficial da amostra é conseqüente de processos de abrasão pela areia soprada pelo vento em ambiente desértico. 28 Ma (Deserto do Sahaara, Lybia). Fotos de Mark Bostick (Meteorite Impactite and Tektite Gallery). Fonte das fotos: [email protected]

- www.meteoritearticles.com/colazura.html

PARTE 5

ESTAMPA 5.25 - a. Clorita-quartzo xisto com coloração esverdeada conferida pela clorita, indicando a fácies xisto verde. Foto de Carlos Alberto Rosière (IGC/UFMG). b. Afloramento de clorita-quartzo xisto com níveis quartzosos formados por diferenciação metamórfica. Foto de Geraldo Norberto Sgarbi (IGC/UFMG). c. Clorita-quartzo xisto dobrado, com diferenciação metamórfica gerando níveis mais claros de composição quartzosa, alternando com níveis mais aluminosos nos quais mica é predominante. Foto de Marcílio Guazinelli. d. Esteatito (pedra sabão). A rocha é formada pela alteração hidrotermal de peridotitos, com forte ação de fluidos com alta PCO2. Os cristais escuros são porfiroblastos de carbonato. Santa Rita, Ouro Preto (MG). Amostra coletada por Geraldo Norberto Sgarbi (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.26 - Gnaisses são rochas metamórficas essencialmente quartzo-feldspática, de granulação frequentemente fina a grossa. A xistosidade, sempre presente, é em geral bem marcada e representada por bandas originadas por processos de segregação metamórfica. Estas bandas variam em espessura de 1mm a vários centímetros. São normalmente constituídas por um a dois minerais metamórficos predominantes e os cristais individuais são visíveis a olho nu. Bandas claras são compostas por quartzo e feldspato e bandas escuras têm como principais componentes hornblenda e biotita. a. Afloramento de paragnaisse. Andrelândia (MG). b. Ortognaisse. Brumadinho (MG). Fotos de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.27 - a. e b. Granulitos (transamazônico) com veios de composição charnoquítica (quartzo, feldspato potássico e hiperstênio) brasilianos de cor esverdeada. Granulitos são formados sob altas temperaturas e pressões da fácies homônima e têm como minerais metamórficos diagnósticos quartzo, feldspato e piroxênio. Complexo Juiz de Fora. Juiz de Fora (MG). Fotos de Carlos Maurício Noce (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.28 - Rochas da fácies xisto azul, com característica cor azulada da glaucofana. Estas rochas, são formadas sob altas pressões e baixas temperaturas metamórficas, condições características de zonas de subducção. a. e b. glaucofana xistos dobrados. c. seqüência de metagrauvacas e metargilitos. Ofiolito Coast Range. Mount Diablo, EUA. Fotos de Lydia Lobato (IGC/UFMG).

PARTE 5

ESTAMPA 5.29 - Rochas da fácies xisto azul. a. Metaconglomerado com metamorfismo da fácies xisto azul. O crescimento de glaucofana dá uma cor azulada à matriz. b. conglomerado com fragmentos de vulcanoclásticas e seixos de rochas da fácies xisto azul. Mount Diablo, EUA. Fotos de Lydia Lobato (IGC/UFMG).

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ESTAMPA 5.30 - Eclogitos. Rochas formadas sob condições de altas pressões e temperaturas características do manto. A paragênese metamórfica é representada principalmente por granada e piroxênio (onfacita). a. Detalhe de eclogito de estrutura maciça. Suíça. Foto de Barb Dutrow (Dept. Geol .Geoph./LSU). b. Eclogito com textura foliada, dobrado. Nos níveis de coloração avermelhada predomina granada e nos esverdeados predomina o piroxênio. Nordjord, Noruega. Foto de radley Hacker (Earth Science/UCSB). Fonte das fotos: A . Barb Dutrow/Lousiana State University -Department of Geology and Geophysics www.geol.lsu.edu/dutrow/mingy/lect1-03.html B. Bradley Hacker - www.geol.ucsb.edu/.../hacker/photos/petrology/

Glossário

Ácida (rocha ácida) (Acidic rock) – Uma das quatro subdivisões de um sistema amplamente utilizado para a classificação das rochas ígneas, baseado no teor em sílica: ácida, intermediária, básica e ultrabásica. Toda rocha ígnea supersaturada em sílica (>66%), o que a leva a ter quartzo em excesso (>10%), modal ou normativo (e.g. granito, granodiorito, intrusivos e seus equivalentes extrusivos, respectivamente, riolito e riodacito). Agmatito (Agmatite) (do grego agma = fragmento) - Migmatito heterogêneo, formado por fragmentos rochosos angulosos do melassoma, de tamanhos variados, separados por veios de material granítico ou leucossomático. Água freática (Freatic water) - Água meteórica que se infiltra no subsolo, permanecendo abaixo do topo do lençol de água subterrâneo. Água meteórica (Meteoric water) - Águas recentes de origem atmosférica. São superficiais, originárias da chuva. No ciclo hidrológico, evapora em parte, outra parte é absorvida pelas plantas ou escoa como água superficial em enxurradas, riachos e rios e infiltra-se, abastecendo o lençol de água subterrâneo. Água vadosa (Vadose water) - Água meteórica que se infiltra no subsolo, permanecendo na zona de aeração, acima do topo do lençol de água subterrâneo. Alcalina (rocha alcalina) (Alkaline rock) – 1 - Série de rochas ígneas que contém mais sódio e/ou potássio que o necessário para formar feldspato com a sílica disponível. Estas rochas são formadas de magmas tão enriquecidos em álcalis que cristalizam minerais de sódio e potássio (como feldspatóides, piroxênios e anfibólios sódicos), normalmente não encontrados nas demais rochas ígneas; 2 - Rocha ígnea que contém quantidade de metais alcalinos maior que a considerada média para o grupo de rochas ao qual ela pertence (ex. basalto alcalino). Algas simbióticas (Symbiotic algae) - Algas que vivem em simbiose, isto é, têm vida em comum com bactérias. Almirólise (Halmyrolysis) - Reação geoquímica entre a água marinha e sedimentos, em áreas de sedimentação restrita. Inclui a modificação de argilominerais, a formação de glauconita a partir de feldspatos e micas, além da geração de phillipsita e palagonita a partir de esmectitas, em um verdadeiro processo de “intemperismo submarino”. Amorfa (matéria amorfa) (Amorphous) - Diz-se da substância que não possui estrutura cristalina, isto é, os átomos constituintes não apresentam arranjo atômico ordenado. Anatexia (Anatexis) – Fusão de rochas preexistentes. Andesito (Andesite) - Rocha ígnea de granulação fina, composta principalmente por feldspato plagioclásio e com 25 a 40% de anfibólio e biotita. Não contém quartzo. Anortosito (Anorthosite) – Rocha magmática composta essencialmente por plagioclásio, geralmente de composição na faixa labradorita-bytownita.

Anoxia (Anoxia) - Ausência de oxigênio. É referido também como ambiente anóxido, onde a ausência de oxigênio permite a preservação do material orgânico ali depositado, em um processo relacionado à fossilização e à geração de carvão e hidrocarbonetos. Anticlinal (Anticlinal) - Uma dobra convexa para cima, na qual o núcleo contém as rochas estratificadas mais antigas. Aplito (do grego haplo = simples) (Aplite) - Rocha ígnea, hololeucocrática, de granulação fina e aspecto sacaróide (textura aplítica), de composição mineralógica variada (granítica, sienítica, diorítica etc.). Forma, em geral, filões. Aparece muitas vezes associada a pegmatitos. Arco de Ilha (Island arc) - Faixa ou cinturão encurvado, onde despontam ilhas vulcânicas (arco magmático), e que se forma acima de uma zona de subducção intra-oceânica. A natureza intermediária a ácida de parte do magmatismo acrecionário que ocorre no arco de ilha junto com seqüências vulcano-sedimentares, de densidade menor do que os basaltos e gabros da crosta oceânica toleítica, garante a sua “flutuabilidade”, à semelhança de massas continentais, fazendo com que tenda a apresentar relevos positivos (ilhas) sobre o mar. Arco de margem continental (Continental margin arc) - Faixa ou cinturão curvilíneo de ocorrência de vulcões, em cadeia montanhosa de margem continental ativa, acima de uma zona de subducção, e que se caracteriza por apresentar magmatismo plutônico e vulcânico acrecionário, de tendência calcissilicatada, sendo comuns os andesitos e dioritos. Arco remanescente (Remnant arc, back arc) - Área de relevo deprimido, podendo formar uma bacia sedimentar, desenvolvida por esforços extensionais, em zona situada atrás do arco magmático de regiões de confronto de placas. Freqüentemente, a bacia trás-arco é palco de magmatismo de natureza bimodal, com mínima representação de termos intermediários. Bacias de arco remanescentes, de margens continentais ativas, podem desenvolver crosta oceânica com características geoquímicas híbridas entre MORB e arco magmático. Área-fonte (Provenance ou Source area) - Um lugar de origem, especificamente, a área de onde se originaram os materiais formadores de uma determinada rocha sedimentar. Astenosfera (Asthenosphere) - Região do interior terrestre, localizada abaixo da litosfera, definida pela geofísica. Pode fluir, embora muito lentamente, devido às altas temperaturas a que está submetida (>1.280oC). Seu limite superior encontra-se há cerca de 100-150 km de profundidade e o inferior, há cerca de 650km de profundidade. Aulacógeno (Aulacogen) - Do grego aulax (trincheira), o termo foi introduzido por Shatsky (1946) para designar depressões alongadas que se projetam para o interior de áreas cratônicas, a partir de reentrâncias voltadas para uma bacia sedimentar adjacente ou para uma cadeia de montanhas adjacente, que cresceu a partir de um geossinclinal. Com o advento da Tectônica de Placas, os aulacógenos foram interpretados como riftes abortados. Barlavento (Stoss-side) - Representa o lado de uma elevação ou protuberância voltada contra o sentido em que avança um fluxo aquoso, atmosférico ou glacial. Em uma marca ondulada de corrente, refere-se ao flanco menos inclinado da estrutura, que recebe inicialmente o fluxo, expondo-se à erosão.

Básica (rocha básica) (Basic rock) – Diz-se de uma rocha ígnea com conteúdo relativamente baixo em sílica (<54% e >45%, embora os limites variem de um autor a outro), como por exemplo, o gabro e o basalto. Bentônico (Benthic) - Pertencente aos bentos, também se diz do ambiente. Refere-se às formas de vida animal ou vegetal que habitam o fundo dos oceanos. Certos peixes que estão intimamente ligados aos bentos podem ser incluídos nessa classificação. Bilhão de anos (Ga, Giga age). Bioherma (Bioherm) - Uma massa de rocha construída por organismos sedentários como corais, algas, foraminíferos, moluscos etc., com a forma de domo. É constituída quase inteiramente pelos remascentes calcários desses organismos e circundada por rochas de litologia diferente. Ocorrendo em forma de camada ou lente, a designação utilizada é biostroma. Ambas as estruturas fornecem informações definitivas sobre o paleoambiente em suas vizinhanças. Biostroma (Biostrome) - Vide Bioherma. Boudins (Boudins) - Estruturas que lembram salsichas (do francês: boudin), geradas por deformação de rochas relativamente rígidas, que se fragmentam ao serem estiradas dentro de material rochoso mais dúctil. Cadeia mesoceânica (Mid-oceanic ridge) - Grande feição de relevo positivo que, em conjunto, compõe um sistema de cordilheira predominantemente submarino, contínuo, sísmico e vulcânico. Trata-se de uma ampla intumescência, na maioria das vezes com um vale central, em rifte, bastante acidentado e ativo, constituindo-se, de acordo com a Teoria da Tectônica de Placas, em área-fonte de adição de novo material crustal, a partir da ascensão convectiva da astenosfera. Suas dimensões médias são: largura, 1.500km; comprimento total do sistema, 84.000km; elevação, 1 a 3km. Calor latente de fusão (Lf) de uma substância (Latent heat of fusion) - Quantidade de calor (Q) necessária para que 1g dessa substância passe do estado sólido para o estado líquido, sem mudança de temperatura. Câmara magmática (Magma chamber) - Reservatório de magma que ocorre em pequena profundidade na listosfera (a umas poucas centenas de metros) e que constitui a origem de todas as rochas vulcânicas, podendo manter-se ativa durante milhões de anos. Carbonatito (Carbonatite) - Rocha magmática constituída essencialmente de carbonatos primários, como calcita e dolomita, proveniente de calcários mobilizados por anatexia ou, eventualmente, por diferenciação magmática. Cavalgamento, falha de empurrão (Thrust fault) – Tipo de falha com mergulho de baixo ângulo, na qual a capa aparentemente se move sobre a lapa, a qual ocorre quando, devido a esforços tectônicos, há a sobreposição de uma porção da crosta sobre outra. No caso de cavalgamento de uma placa sobre outra, forma-se uma zona de grande atrito entre as massas rochosas de cada placa, ocorrendo epicentros de terremotos e vulcanismo. Centro de simetria (Center of symmetry) - Ponto imaginário no interior do cristal, através do qual, ao sofrer inversão, o cristal ocupa no espaço a mesma posição original.

Centro térmico fixo (Hot-spot) - Região com forte fluxo calórico, que persiste por dezenas de milhões de anos; provoca magmatismo de tendência alcalina, fora dos limites das placas tectônicas, podendo ocorrer no interior de placas litosféricas oceânicas (Havaí atual) ou continentais (Trindade, na Placa Sul Americana, Cretáceo Superior); sua origem é creditada à existência de uma pluma mantélica abaixo dessa região. As chaminés alcalinas e carbonatíticas no Brasil, por exemplo, são interpretadas, por alguns autores, como tendo sido desenvolvidas em hot spots. As ilhas vulcânicas do Hawaí são exemplo típico de vulcanismo decorrente do deslocamento crustal acima de hot spot. Cianobactérias (Cyanobacterias) - São organismos fotosintetizadores, que produzem o seu próprio alimento (autotróficos) em seus metabolismos. São também denominadas algas verdesazuis. Ciclo de Wilson (Wilson cycle) – Ciclo de abertura e fechamento das bacias sedimentares oceânicas pelos mecanismos impostos pela Tectônica de Placas, caracterizado pela seguinte seqüência de eventos: rifteamento, durante a ruptura de um supercontinente; resfriamento das margens passivas e acúmulo de sedimentos durante a expansão do assoalho oceânico e abertura do oceano; vulcanismo de margem ativa; e acreção de terrenos durante a colisão continentecontinente, formando um novo supercontinente. Denominado em referência ao geofísico canadense J. Tuzo Wilson. Ciclo hidrológico (Hydrological cycle ou Water cycle) - Constante circulação de água do mar através da atmosfera para a superfície da terra, incluindo sua infiltração para formar as águas subterrâneas, envolvendo também seu retorno à atmosfera através da evaporação, tanto a partir dos mares quanto dos continentes. Cinética química (Chemical kinetics) - Parte da química que estuda a velocidade de uma reação, além dos fatores que influem neste processo. Cisalhamento (Shear) - Deformação característica de zonas submetidas a alto stress, o que leva à ruptura das rochas, originando minerais e feições texturais e estruturais características. Clástico (Clastic) - Termo relativo às rochas ou sedimentos compostos principalmente de fragmentos quebrados, derivados de rochas e minerais preexistentes, e que foram transportados por distâncias a partir de seu lugar de origem. Também nomeia a estrutura da rocha. O termo é usado para indicar fragmentos de rochas apresentando conotações genéticas, como rochas piroclásticos e bioclásticas. Clasto (Clast) - Um grão, pedaço ou fragmento de rocha ou mineral, produzido por mecanismos de intemperismo de grandes massas rochosas. Coloidal (Colloidal) - Gelatinoso. Colóide (Colloid) – Corpo que não se cristaliza ou dificilmente o faz, e que, em dissolução, se difunde muito lentamente. Cráton (Craton) - Parte da crosta terrestre que atingiu estabilidade e foi pouco deformada ou preservada de deformação por períodos prolongados (>200 Ma). Em sua acepção mais moderna, os crátons restringem-se às áreas continentalizadas e suas adjacências. Diz-se que um segmento crustal é cratonizado quando anexado, principalmente por colisão, a núcleos

estáveis mais antigos, o que ocorre com as partes mais maduras dos cinturões orogênicos. Ao longo da história geológica da Terra, segundo muitos autores, houve um aumento percentual das áreas cratônicas (crosta continental que dificilmente é consumida pela astenosfera) em relação às áreas oceânicas (crosta oceânica). Um cráton pode ser composto de plataformas (zona recoberta por sedimentos mais novos) e de escudo(s) (zona aflorante). Cráton (Craton) - Porção da litosfera continental estável, praticamente atectônica por mais de 200 milhões de anos, caracterizada por grande espessura litosférica, tectônica essencialmente epirogênica e uma crosta, em grande parte, composta por rochas graníticas. Cretáceo (Cretaceous) – Período do tempo geológico, pertencente à Era Mezozóica; compreende de 146 a 65,5 Ma. Criptocristalino (Cryptocrystalline) - Diz-se da textura cristalina tão fina que é impossível distinguirlhe os componentes, mesmo com o auxílio do microscópio. Mineral que ocorre com grau de cristalinidade muito baixo, em uma textura de agregados de cristais diminutos de difícil reconhecimento individualizado, mesmo no microscópio petrográfico. Utiliza-se também para designar textura afanítica com minerais criptocristalinos predominantes. Rochas vulcânicas de rápido resfriamento, como basaltos afaníticos, e cristalização associada ao ressecamento de colóides (calcedônia, por exemplo) podem mostrar textura ou minerais criptocristalinos. Cristal (Crystal) - Composto sólido constituído por átomos ou íons tridimensionalmente arranjados, limitado por superfícies lisas e planas naturais. Modernamente, os cientistas consideram todo sólido cristalino como cristal, independentemente da presença de faces. Cristalina (matéria) (Crystalline) - Diz-se da substância cujos átomos constituintes apresentam arranjo interno tridimensional. Crosta (Crust) - Camada mais externa da Terra sólida, situada acima da descontinuidade de Mohorovicic e constituída por rochas mais ricas em sílica que as do manto, do qual, conseqüentemente, diferencia-se por densidade e velocidade sísmica. Subdivide-se em crosta continental, com freqüente composição granodiorítica, e crosta oceânica, com composição basáltica. Deformação plástica (Plastic deformation) - Deformação permanente na forma ou volume de um corpo ou substância, sem que haja ruptura. É um termo reológico, utilizado para caracterizar a deformação por ação de stress, o qual precisa ser excedido antes de o corpo fluir. Dendrito (Dendrite) [Grego: dendron = árvore; caule/galho] - Feição geológica de forma arborescente, desenvolvida em planos ou superfícies de fraturas de rochas ou minerais, lembrando galhos vegetais com ramas. São formados pela entrada de soluções nos mencionados planos ou pela deposição de óxidos e hidróxidos de manganês e ferro, principalmente. Descontinuidade de Mohorovicic (Mohorovicic discontinuity) - Transição entre a crosta e o manto da Terra, caracterizada pela variação brusca da densidade, constatada por um sensível aumento da velocidade de propagação das ondas sísmicas (ondas P mudam de 6,7-7,2 para 7,6-8,6km/ s). Tal descontinuidade não possui profundidade constante, e localiza-se sob os continentes por volta de até 70km e sob os oceanos por volta de 7-10km de profundidade.

Diabásio (Diabase) - Rocha ígnea intrusiva, de cor preta a verde-escuro, composta predominantemente por feldspatos cálcicos (plagioclásios). Não contém quartzo. Ocorre normalmente na forma de diques ou de massas intrusivas. Diápiro (Diapir) - Domo formado por material de comportamento plástico, normalmente halita ou folhelhos, que fluem e se elevam, comprimidos pela pressão de soterramento exercida pelas rochas sobrejacentes, formando, em bacias sedimentares, anticlinais com núcleos preenchidos por material plástico. Intrusões ígneas também podem apresentar estrutura diapírica. Dique (Dike) - (1) Corpo tabular de rocha ígnea intrusiva discordante em relação à estrutura da rocha encaixante. (2) Corpo tabular de rocha sedimentar, introduzida por preenchimento ou por injeção, em discordância com relação à estrutura da rocha encaixante. Dobra (Fold) - Curvatura ou flexão produzida nas rochas, principalmente por tensões tectônicas; mas podem ocorrer também dobras por intrusão magmática, deslizamento sinsedimentar (slump) etc. É caracterizada por eixo, plano axial e flanco e recebe diversas denominações, de acordo com sua geometria, como: dobra aberta, dobra assimétrica, dobra de arrasto, dobra deitada, dobra isoclinal etc. Dunito (Dunite) - Rocha plutônica ultramáfica, composta essencialmente por olivina (> que 90% do volume) à qual se associa, freqüentemente, a cromita. É formada por fracionamento magmático. Eixo de simetria (Symmetry axis) - Linha imaginária que passa pelo interior, através da qual o cristal, ao ser rotacionado, ocupa a mesma posição espacial original, como se não tivesse sido girado. Eixos cristalográficos (Crystallographic axes) - Linhas imaginárias que passam pelo centro do cristal e servem como referência para sua orientação espacial. Sempre que possível, coincidem com eixos de simetria. Epirogênese (Epeirogeny) - Uma forma de diastrofismo que produz feições em grande escala nos continentes e oceanos como, por exemplo, platôs e bacias sedimentares. Difere da orogênese (orogeny), que produz feições localizadas como, por exemplo, cadeias de montanhas. Evaporito (Evaporite) - Rochas sedimentares sem clastos, compostas primeiramente de minerais precipitados a partir de soluções salinas hiperconcentradas (brines), como resultado de intensa ou total evaporação do solvente. Exemplos incluem: cloretos (halita ou sal de cozinha, silvita, carnalita, etc), sulfatos (gipso, anidrita), carbonatos (calcário), além de nitratos e boratos. Exsolução (Exsolution) – Processo pelo qual um sólido inicialmente homogêneo separa em duas ou mais fases cristalinas distintas, sem que ocorra remoção ou adição de material ao sistema. Extrusiva (rocha extrusiva) (Extrusive rock) - Rocha ígnea que se solidifica na superfície da Terra, podendo ser formada por magma que extravasa como lava em áreas continentais ou nos fundos marinhos, nas cadeias mesoceânicas, onde se consolida, formando nova crosta oceânica.

Face cristalina (Crystal face) - Superfície lisa e plana, naturalmente formada, que delimita um cristal, devido ao fato de os átomos constituintes estarem organizados tridimensionalmente. Faixa de cisalhamento (Shear belt) - Faixa tectonizada, de dimensões quilométricas, relativamente estreita, que se forma ao longo de grandes falhas, em conseqüência do movimento relativo entre blocos. É caracterizada pela ocorrência de rochas cataclasadas e milonitizadas em vários graus. Falha transcorrente (Transcurrent fault) - Termo que designa uma falha ao longo da qual o movimento preferencial ocorre paralelamente à direção de seu plano. Neste tipo de falha, não há criação nem consumo de crosta. Falha transformante (Transform fault) - As falhas transformantes associam-se em um sistema de falhas perpendiculares ou subperpendiculares às cadeias mesoceânicas, definindo segmentos crustais que apresentam deslocamento direcional, à medida que ocorre a criação de crosta oceânica, com velocidades de expansão diferenciais de segmento a segmento, balizados por essas falhas. Fanerozóico (Phanerozoic) - Eon correspondente ao tempo que seguiu ao Précambriano (4 Ga a 0.58 Ga) e que compreende as eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica, estendendo-se desde 580 milhões de anos atrás até o presente. Fenocristal (Phenocryst) - Cristal que se distingue da matriz fanerítica ou afanítica pelo grande tamanho, caracterizando, neste caso, uma textura porfirítica em rocha ígnea. FFB’s (Formações ferríferas bandadas (BIF’s - Banded iron formations) - Usa-se o termo para designar formações ferríferas bandadas, de associação sedimentar-plataformal, depositadas em grande volume e extensamente no período entre ~ 2.7 e 1.8 Ga. Essas formações podem ainda ser granulares e oolíticas, sendo então denominadas Formações ferríferas granulares (GIF’s - Granular iron formations). Fluorescência (Fluorescence) - Um tipo de luminescência no qual a emissão de luz cessa quando o estímulo externo cessa e também a luz assim produzida. Fluxo hidrotermal (Hydrothermal flow) - Processo associado às rochas ígneas, que aquecem ou superaquecem a água subterrânea, proporcionando reações químicas com as fases sólidas representadas pelas rochas encaixantes. Forças de van der Waals - (Van der Waals interactions) - São forças atrativas fracas entre átomos ou moléculas, responsáveis por propriedades físicas direcionais nos minerais, como por exemplo, grafita, talco e argilominerais. Fossa (Trench) - Depressão oceânica extensa e profunda, com laterais íngremes, que ocorre junto ao plano de subducção em pleno domínio oceânico, como nas Ilhas Marianas no Pacífico, ou junto à borda continental ativa, como ocorre nos Andes. Fossa tectônica (Tectonic trench) - Depressão oceânica extensa e profunda, com laterais íngremes, que ocorre junto a planos de subducção em domínio oceânico, como nas Ilhas Marianas no Pacífico (arco de ilhas), ou junto à borda continental ativa, como ocorre nos Andes.

Fóssil (Fossil) - Remanescentes ou vestígios orgânicos, macroscópicos ou microscópicos de animal ou planta que existiram em épocas anteriores à atual. São utilizados para o estudo da vida no passado, na paleogeografia, paleoclimatologia, além de se constituírem guias para datação e correlação de camadas. Fungos (Fungi) - São organismos que não produzem o próprio alimento (heterotróficos), utilizandose da matéria orgânica em decomposição para seus metabolismos. Fusão (Fusion ou melting) - Processo de mudança física de um material do estado sólido para o estado líquido, pela ação do calor. Fusão congruente (Congruent melting) – Fusão em que o sólido fundido é transformado diretamente em um líquido de mesma composição. Fusão incongruente (Incongruent melting) – Fusão que envolve a formação de um líquido de composição diferente daquela do sólido original. Gabro (Gabbro) - Rocha ígnea intrusiva, de cor escura e granulação grossa a média, que tem no basalto o seu equivalente efusivo quimicamente igual ou análogo. Consiste essencialmente de plagioclásio, rico em cálcio (andesina e anortita) e piroxênio, aos quais podem se associar outros minerais, como olivina, e acessórios, como magnetita ou ilmenita. Geminação (Twinning) - Intercrescimento de dois ou mais cristais da mesma espécie, no qual os indivíduos se relacionam por uma operação de simetria, inexistente no cristal original. Geofísica (Geophysics) - Ciência que interage entre a geologia e a física; também considerada como um ramo da geologia que estuda as propriedades físicas dos materiais terrestres e que proporcionou o conhecimento da estrutura interna da Terra pelos métodos sísmicos; muitas vezes, é utilizada também com o objetivo de prospecção mineral. Os métodos mais importantes são os sísmicos, gravimétricos, magnéticos, elétricos, radioativos etc. Geoterma (Geotherm) – Superfície ou linha unindo pontos de igual temperatura do interior da Terra e que permite representar variações do gradiente geotérmico. Gondwanaland ou Gondwana (Gondwanaland) - Designação criada por E. Suess para uma massa continental constituída no Neopaleozóico, unindo África do Sul e Índia. Posteriormente, o conceito foi ampliado, incluindo as ligações também com o restante da África, América do Sul, Austrália e Antártica. Gradiente geotérmico (Geothermal gradient) - Aumento natural da temperatura à medida que se aumenta a profundidade em direção ao centro da Terra. Gradiente hidráulico (Hydraulic gradient) - Em um aquífero, é o grau de movimento da coluna de água subterrânea abaixo de um ponto em uma dada superfície, por unidade de distância. Granito (Granite) - Rocha magmática intrusiva ou plutônica, de granulação grossa e composição ácida, composta quase que essencialmente por minerais claros, como quartzo (SiO2), feldspato alcalino (SiO2, Al2O3 e K2O) e plagioclásio (Al2O3, Na2O e CaO), aos quais se juntam micas. O seu equivalente extrusivo ou vulcânico denomina-se riolito. Grauvaca (Grauwacke) - Rocha sedimentar clástica, arenosa, de coloração cinza a esverdeada. A rocha é imatura e formada em ambientes nos quais o intemperismo químico das fontes foi

restrito ou está ausente (ambiente glacial ou terrenos tectonicamente ativos, onde ocorre rápida erosão). Greenstone belt - Cinturão de rochas verdes, comuns em áreas arqueanas, representado por seqüências vulcano-sedimentares, com rochas de composição diversa, intercaladas em terrenos granito-gnáissicos. Representam, em grande parte, restos de crosta oceânica. Hidrotermal (hidro=água, termal=quente) (Hidrothermal) - O termo é referente a fluido aquoso aquecido, combinado ou não com outras fases fluidas (principalmente CO2). Esses fluidos são fortemente reativos e produzem alteração dos minerais das rochas pelas quais percolam. São de origem ígnea ou metamórfica, ou podem, ainda, ter origem meteórica (hidrosfera). Hipógeno (Hypogene) - Diz-se de um depósito mineral ou enriquecimento formado por soluções ascendentes e também destas soluções e de seu ambiente. Diz-se também dos processos geológicos que ocorrem dentro e abaixo da crosta da Terra. Hot spot – Vide Centro térmico fixo Índice de cor (M) (Color index) - Percentagem total de constituintes máficos de uma rocha ígnea. Intermediária (rocha intermediária) (Intermediate rock) - Rocha ígnea saturada, geoquimicamente intermediária entre rocha ácida e rocha básica, com teores de sílica (SiO2) entre 52% e 66% (exemplos: diorito, plutônico e seu equivalente extrusivo, o andesito). Intervalo arco-fossa (Arc trench gap) - Área entre o arco vulcânico e uma trincheira oceânica, numa zona de subducção. Isoestruturalismo (Isostructuralism) - Diz-se de substâncias cujos átomos estejam arranjados no mesmo tipo de estrutura cristalina. Isostasia (Isostasy) - Condição de equilíbrio, em termos de flutuabilidade, das unidades litosféricas sobre a astenosfera. Dois diferentes conceitos para explicar o mecanismo da isostasia são: 1) Hipótese de Airy – pressupõe que a espessura da crosta não é homogênea (em termos de espessura). Suas partes mais espessas afundam mais intensamente no manto do que suas partes mais delgadas, que tendem a flutuar, podendo-se fazer uma analogia com os icebergs, cujos maiores volumes ficam submersos; 2) Hipótese de Pratt – sugere que a crosta possui a mesma espessura abaixo do nível do mar, com sua base suportando o mesmo peso em qualquer lugar da superfície. Isso significa que áreas com menor densidade, como as cadeias montanhosas continentais, projetam-se mais alto que as áreas de maiores densidades, como os assoalhos submarinos. Uma hipótese alternativa foi apresentada por Weikko Aleksanteri Heiskanen (1895-1971), uma combinação das idéias de Airy e Pratt, propondo que aproximadamente 2/3 da topografia é compensada pela formação das raízes das montanhas (modelo de Airy) e 1/3 pela crosta acima de sua fronteira com seu substrato (modelo de Pratt). Junção tríplice (Triple junction) - Existem placas que mostram fronteiras tríplices, interceptando-se em um ponto, os quais são referidos como junções tríplices. Exemplos clássicos são os que ocorrem no litoral ao norte de São Francisco, Califórnia (EUA), onde a falha transformante de Mendocino intercepta obliquamente a falha transcorrente de Santo André, colocando

em contato três placas: a de Juan de Fuca ao norte; a do Pacífico ao sul; e a da América do Norte a leste; assim como a junção tríplice do nordeste da África, onde a cadeia mesoceânica do Mar Vermelho é interceptada pelo grande rifte do leste da África que se desenvolve de sul para norte, colocando em contato tríplice a Península Arábica, a nordeste, e as placas africana a oeste e a do Oceano Índico a sudeste. Jurássico (Jurassic) - Período da Era Mesozóica, que sucede o Triássico e precede ao Cretáceo, compreendendo o tempo de 203 a 146 Ma. Lahar (corrida de lama) - Corrida de lama, composta principalmente por material piroclástico. Lava (Lava) - Magma afluente à superfície terrestre sob forma líquida. Sua solidificação origina as rochas efusivas ou vulcânicas, de textura afanítica ou porfirítica e estruturas maciças, porosas ou vítreas. Distinguem-se, quanto à forma, dois tipos principais de lavas: em bloco e cordada. As lavas de composição ácida possuem grande viscosidade, as de composição básica são mais fluidas. Lavas almofadadas (Pillow lavas) - Estrutura vulcânica característica de derrames basálticos em zona de espalhamento do fundo oceânico, em que a lava é extrudida, sendo bruscamente resfriada pela água do mar, formando uma capa solidificada e tomando a forma de uma almofada com 20 a 120cm, ao acomodar-se por sobre outras já depositadas. As almofadas já depositadas, muitas vezes, ainda têm a parte interna em estado fundido e são assim deformadas pelo peso das mais novas. Lençol de água (Water table) - É a superfície situada entre a parte superior da zona de saturação formada pela água subterrânea e a zona da aeração, sendo um horizonte não confinado, sujeito à ação da pressão atmosférica. Leucogranito (Leucogranite) - Granito com proporção muito baixa de minerais máficos. Lherzolito (Lherzolite) - Peridotito composto por olivina (> 60% do volume da rocha), além de clinopiroxênio e ortopiroxênio. Lherzolito é o principal constituinte do manto e fonte da maioria dos magmas basálticos. Litologia (Lithology) – Etmologicamente, o termo origina-se do grego lithos = rocha, e logos = conhecimento, significando, portanto, estudo ou conhecimento das rochas. É também utilizado como sinônimo de tipos de rochas. Litosfera (Lithosphere) – Camada exterior da Terra definida pela geofísica, constituída pela crosta e parte superior do manto, com espessuras que variam de 100 a 150 km. Tem comportamento rígido e caracteriza-se por transferir calor apenas por condução. Flutua sobre a astenosfera, que tem comportamento plástico, podendo fluir. A litosfera é mais espessa sob os continentes e mais delgada sob os assoalhos oceânicos. Lixiviação (Leaching) – Transporte de materiais em soluções aquosas pela percolação (seepage) da água, através de saprólitos, solo ou rocha. Lopolito (Lopolith) – Intrusão ígnea concordante de forma plano-convexa (semelhante a um pires). Apresenta uma depressão na parte central devido ao colapso das rochas encaixantes subjacentes. Esse colapso ocorre quando o possível reservatório magmático subjacente que originou a estrutura é esvaziado.

Luminescência (Luminescence) – Emissão de luz, por uma substância que tenha recebido energia ou radiação eletromagnética, de um comprimento de onda diferente do estímulo externo. Magma (Magma) – Massa de material rochoso fundido originado na crosta profunda ou no manto superior e cuja solidificaçao origina as rochas ígneas vulcânicas ou plutônicas. Magmatismo (Magmatism) - Processo de desenvolvimento, movimentação e solidificação do magma. Manto (Mantle) - Região do interior terrestre, definida pela geofísica e situada entre a crosta e o núcleo externo, sendo de composição predominantemente sílico-magnesiana. O manto é limitado superiormente pela descontinuidade de Mohorovicic e, inferiormente, pela descontinuidade de Gutemberg. A descontinuidade de Mohorovicic situa-se cerca de até 70km abaixo dos continentes e a 7km abaixo dos oceanos, e a de Gutenberg em cerca de 2.900km abaixo da superfície terrestre, marcando a fronteira manto-núcleo externo. Mesosfera (Mesosphere) – Região do interior da Terra definida pela geofísica, localizada abaixo da astenosfera (< 650km) e que alcança a base do manto, em sua zona de transição para o núcleo externo. Mesóstase (Mesotasis) – Material vítreo ou afanítico intersticial que se encontra nas rochas eruptivas de derrame, ou que possuem textura porfirítica. Mesozóico (Mesozoic) - Era geológica, pertencente ao Eon Fanerozóico, intermediária entre a era Paleozóica, mais antiga, e a era Cenozóica, mais moderna, e que se estendeu do fim do Paleozóico, há aproximadamente, 248 Ma, até o início do Cenozóico, há cerca de 65 Ma. Inclui três períodos geológicos: Triássico, Jurássico e Cretáceo. Microcristalino (Microcrystalline) – Referente a um corpo de aparência amorfa, mas que, examinado ao microscópio, revela-se constituído por um aglomerado de microcristais. Migmatito (Migmatite) - Rocha híbrida, apresentando uma porção metamórfica, geralmente gnáissica e uma porção ígnea, comumente sob a forma de veios ou faixas, de composiçao geralmente quartzo-feldspática, pegmatítica ou granítica, formada por fusão parcial in situ, ou injetada. Mineral (Mineral) – Composto ou elemento químico, normalmente cristalino, formado por processos geológicos. Mineral-índice (Mineral-index) - Mineral que permite estimar as condições de metamorfismo em uma região, por ser estável, em intervalos restritos de pressão e temperatura. Mineralóide (Mineraloid) - Substância usualmente inorgânica, de ocorrência natural, que não é considerada mineral por ser amorfa e, portanto, sem as propriedades físicas e químicas características dos minerais. Minério (Ore) - Mineral ou associação de minerais da qual se pode extrair metais ou substâncias não-metálicas, por processos físicos, químicos ou térmicos, com proveito econômico. MORB – (Mid-ocean ridge basalt) - Basalto toleítico consolidado de magma extravasado em riftes de cadeias mesoceânicas, que se caracteriza por manter a assinatura do manto astenosférico onde foi gerado, em condições de relativamente pequenas profundidades (baixas pressões)

e forte gradiente geotérmico, com teores muito baixos de K2O e de TiO2, baixos teores de Fe, P, Ba, Rb, Sr, Pb, Th, U e Zr, alto teor de CaO e baixa razão ETR (elementos terras raras) leves/pesados. Mullions - Estruturas lineares, centimétricas a métricas, formadas em charneiras de dobras por deformação das rochas. São paralelas ao eixo b da deformação, e à direção de estiramento de minerais e rochas. Norma CIPW (CIPW norm) – Composição mineralógica teórica de uma rocha, expressa em termos da porcentagem de moléculas de minerais-padrão, calculada a partir dos dados de composição química dos elementos maiores da mesma. Assembléia mineral que poderia cristalizar-se de um magma de mesma composição da rocha, sob condições ideais de equilíbrio. É uma manifestação da composição do magma, expressa em termos de minerais potenciais. O cálculo da norma foi idealizado por Cross, Iddings, Pirsson e Washington, em 1902. Núcleo (Core) - Região do interior da Terra, definida pela geofísica, composta predominantemente por ferro e níquel, além de outros elementos mais leves, e que se prolonga desde a base do manto, há cerca de 2.900km, até a parte central da Terra, situada há cerca de 6.371km de profundidade. É limitada, em seu topo, pela descontinuidade sísmica de Gutenberg. O núcleo divide-se em núcleo externo (outer core), considerado líquido devido às altas temperaturas envolvidas, possuindo cerca de 2.200km de espessura. O núcleo interno (Inner core) é sólido, devido à predominância da pressão sobre a temperatura, e mostra espessura de cerca de 1.271km. A interação dessas duas massas do núcleo com a rotação do planeta é a responsável pela geração do campo magnético terrestre. O Núcleo externo não conduz as ondas sísmicas secundárias (S), de cisalhamento, e mostra uma zona de transição com o núcleo interno de cerca de 550km de espessura, onde ocorre redução da velocidade das ondas (P). Obducção (Obduction) - Cavalgamento de porções da crosta oceânica sobre uma borda continental em uma zona de colisão, na qual, partes do fundo oceânico se incorporam à crosta continental (vide ofiolito). Ofiolito (Ophiolite) - Conjunto litológico ou seqüência típica de crosta oceânica, que sofre transporte tectônico e é obductada, tectônica convergente, podendo se incorporar na forma de cunhas à crosta continental e em arcos de ilhas. Três mecanismos de incorporação desses assoalhos oceânicos às partes continentais e arcos de ilhas são conhecidos: (a) obducção de crostas oceânicas em margens continentais ativas e passivas; (b) obducção em uma escama de litosfera oceânica, que pode ser um arco de ilha inativo; e (c) adição em prismas acrescionais, que ocorrem em sistemas de arcos de ilhas. Ofiolitos são formados por rochas máficoultramáficas serpentinizadas, originadas nas cadeias mesoceânicas. A sucessão típica de uma seqüência ofiolítica, tal como sendo representativo de uma seção completa de crosta oceânica inclui: 1) Unidade basal de peridotitos residuais (manto deprimido); 2) Seqüência de cumulados ultramáficos (peridotitos, piroxenitos) e máficos no topo (gabros); 3) Unidade de enxame de diques (diabásios) que grada verticalmente para; 4) Conjunto de vulcânicas basálticas, com freqüente estrutura almofadada (pillow) derramadas no topo, contendo intercalações eventuais de formações ferríferas e chertes; 5) No topo, sedimentos pelágicos: chertes, calcários, vazas de radiolários etc.

Paleoclimatologia (Paleoclimatology) - Estudo que envolve o conhecimento dos climas presentes em certa região no passado geológico. Envolve a interpretação de rochas sedimentares e feições associadas como tilitos (glaciação), arenitos eólicos e ventifactos (clima desértico), calcários (plataforma continental) etc., e/ou o estudo de macro e microfósseis, incluindo os pólens (palinologia), presentes nessas rochas. Paleocorrente ou Paleofluxo (Paleocurrent ou paleoflow) - Corrente ancestral que pode ser causada por movimento de água, vento ou gelo, que atuou no passado geológico e que pode ter seu sentido de movimentação inferido por estruturas geológicas sinsedimentares. Paleogeografia (Paleogeography) - Refere-se ao conhecimento da geografia física ao longo do passado geológico, o que permite fazer a reconstrução da distribuição das terras da superfície terrestre como um todo, ou de uma área específica. Paleomagnetismo (Paleomagnetism) - Estudo do magnetismo remanescente natural em certas rochas, devido à presença de minerais magnéticos (magnetita, pirrotita) visando a determinação da intensidade e da direção do campo magnético da Terra no passado geológico. Panidiomorfismo (Panidiomorphism) – Formação perfeita dos cristais. Peridotito (Peridotite) – Rocha plutônica ultramáfica, cujo componente principal é a olivina (> 40% dos minerais máficos), com ou sem outros minerais máficos, como piroxênio, anfibólio ou biotita, contendo pouco ou nenhum feldspato. Frequentemente altera-se para serpentinito. Pertita (Perthite) – Intercrescimento de feldspato potássico (presente em maior quantidade) e feldspato sódico, comumente formado por exsolução. Picrito (Picrite) – Rocha escura, hipoabissal, rica em magnésio, contendo minerais essencialmente máficos (olivina e piroxênio) e pequenas percentagens de plagioclásio. Piezoeletricidade (Piezoeletricity) – Em certos cristais, o desenvolvimento de um potencial elétrico em certas direções cristalográficas, quando uma deformação mecânica ou um potencial elétrico é aplicado. Quartzo e turmalina são exemplos de cristais naturalmente piezoelétricos. Piroeletricidade (Pyroeletricity) - O desenvolvimento simultâneo, em um cristal sem centro de simetria, de cargas opostas em extremidades também opostas de um eixo do cristal, devido a certas mudanças na temperatura. Piroxenito (Piroxenite) - Rocha ígnea ultramáfica de granulação grossa, constituída principalmente por piroxênios. Planctônicos (Planktonics) - Refere se a microorganismos pelágicos (plânctons) que flutuam ou nadam de modo incipiente. Plano de simetria (Symmetry plane ou Plane of mirror symmetry) - Um elemento de simetria em um cristal, consistindo de um plano que divide o cristal em metades, uma das quais é a imagem especular da outra.

Plataforma continental (Continental shelf) - Porções submersas dos continentes, levemente inclinadas em direção ao alto mar e que se estendem da costa até o início do declive continental (continental slope). No Brasil, sua largura chega aos 160km e, nas margens ativas, são reduzidas e ladeadas por fossas submarinas, como ocorre nas costas do Peru e Chile. Pleocroísmo (Pleochroism) - Propriedade ótica, de um cristal anisotrópico, de absorver diferencialmente os vários comprimentos de onda da luz transmitida segundo direções cristalográficas diferentes, quando, então, ele mostrará cores diferentes em diferentes direções. Pluma mantélica (Mantelic plume) - Modelo de anomalia térmica relacionada a reações cristaloquímicas e a correntes de convecções que ocorrem na base do manto, junto ao núcleo líquido, e que desencadeiam a formação de colunas térmicas que ascendem, promovendo mudanças de fases cristalinas metaestáveis e espraiando-se sob a litosfera onde o calor gera hot spots. Polimorfismo (Polymorphism) - O mesmo que alotropia, a característica das substâncias que possuem a mesma composição química, mas cujo empacotamento atômico é diferente; por exemplo: diamante (C, cúbico) e grafita (C, hexagonal). Tais formas são chamadas polimorfas. Pólo de rotação (Spreading pole) - É um conceito importante para se entender os movimentos das placas através da superfície da Terra e pode ser descrito como uma rotação em torno do pólo. Duas placas em movimento, respectivamente, formam uma rotação em torno de um pólo comum, o qual pode ser determinado pelos seus limites transformantes, onde são, por definição, paralelos à direção do movimento e, com isso, formam pequenos círculos em volta do pólo. Potencial de oxidação-redução (Oxi-reduction potential) - É a medida, em volts, da tendência de um meio de produzir reações de oxidação ou de redução, em geral representado por Eh, sendo determinada por um medidor eletrônico. O potencial de oxidação-redução varia desde fortemente redutor (zona de sulfetos de ferro) até oxidante (zona de óxidos e hidróxidos de ferro). Potencial hidrogeniônico (pH) (Hydrogenionic potential) - É o valor absoluto do logaritmo decimal da concentração de íons de hidrogênio, sendo utilizado como indicador de acidez de soluções (pH<7) ou da sua alcalinidade (pH>7). Diz-se neutra uma solução com pH =7. Prisma acrecionário (Accretionary prism, Accretionary wedge) - Parte superior de placa tectônica em subducção, representada por camadas sedimentares da margem ativa, bem como da fossa e outras rochas associadas, que vão sendo aglutinadas e incorporadas à placa com crosta continental ao serem “raspadas” contra essa placa no processo de subducção. Pseudomatriz (Pseudomatrix) - Pode ser definida como uma pasta descontínua e intersticial, presente em rochas sedimentares, composta pela deformação mecânica, por efeito de pressão (por soterramento ou por causas tectônicas), de grãos detríticos lábeis, como folhelhos e argilitos. O material esmagado dá uma falsa impressão de se constituir a matriz da rocha, pois envolve os demais grãos rígidos presentes, como quartzo e feldspatos.

Pseudomorfismo (Pseudomorphism) - Diz-se quando a forma externa de um cristal é incompatível com sua composição química e estrutura cristalina, ou seja, o mineral apresenta forma externa de outro. Reologia (Rheology) - Estudo das propriedades físicas que comandam a deformação e fluxo da matéria, distinguindo-se os materiais rígidos, que não podem fluir, daqueles plásticos, que fluem. Retículo cristalino (Crystal lattice) - Arranjo atômico tridimensional interno observado nas substâncias cristalinas. Retroárea do arco (Arc-Rear area) - Porção do arco magmático, em direção ao continente, em um arco de ilha em margem continental. Retrometamorfismo (Retrograde metamorphism) – Transformação metamórfica de uma rocha, já metamorfizada anteriormente, para um grau mais baixo. Rifte (Rift) - Estrutura correspondente a um vale ou depressão alongada (rift valley) formada em continentes e desenvolvida por tectônica extensional sobre um centro térmico quente. Os riftes podem originar fissuras que vão formar os limites entre duas placas divergentes, ou podem ocorrer em uma junção tríplice entre três placas, formando ângulos aproximados de 120o entre si. Apresentam-se na forma de calha, margeada por falhas normais, onde se acumulam, inicialmente, sedimentos continentais associados a rochas magmáticas alcalinas. A evolução tectônica de um rifte continental em uma junção tríplice pode resultar na ruptura do continente, em um modelo no qual dois dos braços da junção tríplice formam um oceano, e o terceiro rifte, abortado, permanece como um aulacógeno. Com a abertura do novo oceano, ocorre a separação e espalhamento (drift) entre as placas tectônicas, e o rifte pode evoluir para um estágio oceânico, onde se instala efetivamente uma cadeia mesoceânica, locus da geração de crosta oceânica. Rods - Estruturas lineares, milimétricas a decimétricas, formadas em charneiras de dobras por segregação metamórfica de quartzo, principalmente. São paralelas ao eixo b da deformação e à direção de estiramento de minerais e rochas. Salmoura (Brine) - Termo usado para designar certos fluidos que ocorrem em poros de rochas sedimentares presentes em bacias profundas, com águas mornas a quentes com alta salinidade, contendo sais de Ca, Na, K, Cl e outros elementos em menor quantidade; também para designar fluidos quentes em bacias restritas como a do Mar Vermelho, para águas de campos de óleo e para fluidos geotérmicos mineralizados. Sapropel (Sapropel) - Material rico em matéria orgânica inconsolidada, com aspecto de geléia de lama, composto por restos de plantas, freqüentemente algas, normalmente macerados e em putrefação, e que ocorre em ambientes anaeróbicos ou anóxidos. Pode ser uma fonte natural de petróleo e gás natural. Seção delgada (Thin section) - Fragmento de rocha ou mineral mecanicamente cortado em uma espessura de aproximadamente 0.03mm, montado sobre uma lâmina de vidro, recoberto ou não por uma lamínula, para ser observado ao microscópio óptico. Pequenas variações na fase final de confecção permitem que a seção delgada possa ser observada por microscópio eletrônico ou microssonda eletrônica.

Sedimento bimodal (Bimodal sediment) - Termo referente a uma rocha cuja distribuição de tamanho das partículas representa os dois valores máximos presentes. Shatter cone – Fragmento de rocha apresentando estrias que se dispõem na forma de cones, com dimensões individuais variando desde menor que um centímetro até vários metros, formadas pela deformação resultante da propagação de ondas de choque, provocadas pelo impacto de corpos celestes em rochas homogêneas e de granulação fina, como calcários e arenitos. Sial (Sial) - Denominação petrológica para a camada superior da crosta terrestre, cujas espessuras variam de 25 a 70km (esse último valor sob as grandes cordilheiras). Não ocorre nos assoalhos oceânicos. É constituída principalmente por silício e alumínio, sendo representada pelas rochas de constituição granítica. Sua densidade é de 2,7. Sima (Sima) - Denominação petrológica para a camada inferior da crosta terrestre, composta por rochas ricas em silício e magnésio, relacionadas às rochas basálticas. Equivale à crosta oceânica e à parte inferior da crosta continental. Sua espessura varia de 7 a 10km. Sinclinal (Synclinal) - Uma dobra côncava para cima, onde o núcleo contém os estratos litológicos mais novos. Sinérese (Syneresis) - Separação espontânea da água de um gel ou de uma suspensão coloidal floculada. O fenômeno parece ocorrer lentamente, sendo o tempo um fator essencial. Com a saída da água, formam-se juntas, vazios, buracos, que podem ser preenchidos por compostos químicos diversos. Sotavento (Lee-side) - Lado de uma elevação ou protuberância voltada para o mesmo sentido em que avança um fluxo aquoso, atmosférico ou uma glaciação. Em uma marca de corrente, refere-se ao flanco mais inclinado da estrutura, mais protegido da erosão. Strain - Variação no volume ou forma de uma massa rochosa em resposta ao stress. Stress - Força agindo sobre uma massa, expressa em termos de unidade de peso por superfície de área. Subducção (Subduction ou Subduction zone) - Em zonas de convergência litosférica, o termo se relaciona ao processo pelo qual uma placa penetra, em movimento descendente, sob a placa adjacente. No plano tectônico de confronto entre duas placas tectônicas, ocorre a descida da placa mais densa sob a mais leve, até profundidades de até 700km dentro do manto. A feição é palco de vários processos geológicos associados, como orogênese, vulcanismo e terremotos. Supérgeno (Supergene) - Diz-se de um depósito ou enriquecimento mineral formado por soluções descendentes; dito também destas soluções e de seu ambiente. Taquilito (Tachylite) - Rocha vítrea, escura, formada por rápido resfriamento (“congelamento”) de magma basáltico em derrames, soleiras e diques de pequeno porte ou em bordas de intrusões básicas com encaixantes frias (rasas). Tectônica acrecionária (Accretionary terrane) - Incorporação, por tectônica, de blocos de extensão regional e com histórias geológicas distintas, os quais são adicionados a um cráton ou a uma margem continental ativa.

Tefra (do grego tefra = cinza)(Tephra) - Depósito piroclástico inconsolidado. Terciário (Tertiary) - Primeiro período geológico da era Cenozóica e abrange o intervalo de tempo compreendido entre 65 e 2 milhões de anos atrás. Textura (Texture) – Aparência de uma rocha, incluindo o tamanho, a forma e o modo como estão reunidos os minerais constituintes. Textura aplítica (Aplitic texture) - Aspecto sacaróide de uma rocha, caracterizada por grãos finos, equidimensionais. É típica dos aplitos. Textura gráfica (Graphic texture) - Intercrescimento regular de dois minerais, um deles geralmente servindo como hospedeiro, e o outro, aparecendo nas superfícies do hospedeiro como unidades alongadas ou em cruz, com orientação, a grosso modo, consistente. Originada por processos de exsolução, desvitrificação ou imiscibilidade em rochas ígneas. É chamada gráfica devido à forma dos minerais lembrarem a escrita hieroglífica. Textura hialopilítica (Hyalopilitic texture) - Textura traquítica com vidro, material desvitrificado ou minerais secundários entre os micrólitos de feldspato. Textura intersertal (Intersertal texture) – Diz-se da rocha com cristais euédricos a subédricos ripiformes de plagioclásio, contendo grãos intersticiais de clinopiroxênio e vidro. Textura ofítica (Ophitic texture) - Cristais ou grãos de piroxênio (geralmente augita) preenchem os interstícios deixados pelos cristais tabulares de feldspato (plagioclásio). Textura pilotaxítica (Pilotaxitic texture) - Textura traquítica com minerais primários nos interstícios dos micrólitos de feldspato. Textura spinifex (Spinifex texture) - Textura típica de rochas komatiíticas de resfriamento rápido, caracterizada pelo arranjo de cristais aciculares de olivina ou piroxênio aluminoso, que posui aspecto plumoso. Entre os cristais entrecruzados ocorre material desvitrificado, de granulação fina, composto de clinopiroxênio e cromita. Os cristais fibrosos se orientam subperpendicularmente ao fluxo. Textura traquítica (Trachytic texture) - Micrólitos de feldspato orientados na matriz das rochas holocristalinas ou hipocristalinas. Textura traquitóide (Trachytic texture) - Cristais tabulares orientados em forma subparalela, que são visíveis à vista desarmada. Toleito (Tholeiite) - Basalto supersaturado em sílica (norma), caracterizado pela presença de piroxênios com baixo cálcio, além de clinopiroxênio e plagioclásio cálcico. Triássico (Triassic) - O mais antigo período geológico da era Mesozóica, abrangendo o espaço de tempo compreendido entre 248 e 213 Ma atrás. Tubo de gases (Gaz pipes) - São estruturas presentes em depósitos piroclásticos do tipo fluxo (flow), que consistem de tubos verticais, com comprimento métrico ou inferior, por onde gases superaquecidos escapam em direção ao topo do sedimento recém-depositado. Geralmente transportam os finos (tufos), formando uma esteira vertical de fragmentos lapilíticos (vide Parte 3).

Tufo (Tuff, tuffaceous Sediment) - Rochas piroclásticas consolidadas com fragmentos inferiores a 2mm. Ultrabásica (rocha ultrabásica) (Ultrabasic rock) – Diz-se de uma rocha ígnea com teor em sílica inferior ao de uma rocha básica (portanto, < 45% Vulcão (Volcano) - (1) Abertura na crosta terrestre, que dá saída a material magmático como lavas, cinzas e gases; (2) forma ou estrutura produzida pela matéria expelida. A saída do material magmático se dá por um conduto – chaminé – cujo término superior tem, freqüentemente, a forma de uma cratera ovalada ou arredondada. Podem ser continentais ou submarinos, além de ativos, dormentes ou extintos. Xenocristal (Xenocryst) - Cristal que não cristalizou do magma que deu origem à rocha. Zona de Wadati-Benioff (Wadati-Benioff Zone) - Zona sísmica situada no plano de contato tectônico entre duas placas, em uma zona de subducção, onde, devido à descida da placa mais densa sob a mais leve, ocorrem conjuntos de focos de terremotos.

Sobre os Autores

Geraldo Norberto Chaves Sgarbi, bacharel em Geologia pela UFMG, mestre em Sedimentologia pela UFRJ, é doutor em Sedimentologia e Estratigrafia pela UnB, com período de seis meses na University of Chicago (1995/1996). Realizou o Pós-doutorado em 2002, no Departamento de Ciências da Terra da Università di Perugia, Itália, onde se especializou em rochas vulcanoclásticas. É docente do Departamento de Geologia do IGC/UFMG onde atua nas áreas de Ensino de Geologia, Petrologia Sedimentar e Desenho Geológico. Desenvolve pesquisas em rochas sedimentares associadas a intrusões ígneas cretácicas no oeste mineiro, assim como em rochas carbonáticas e siliciclásticas da mesma região. Maria Lourdes Souza Fernandes, bacharel em Geologia pela UFMG, mestre em Petrologia Ígnea pela UFRJ, é doutora em Petrologia Ígnea pela UFRJ, com período de três meses na École des Mines de Saint-Etienne, França. É docente do Departamento de Geologia do IGC/UFMG onde atua na área de Mineralogia e Petrologia. Atualmente desenvolve pesquisas na área de caracterização de materiais pétreos utilizados em monumentos barrocos mineiros. Patrícia Barbosa de Albuquerque Sgarbi, bacharel em Geologia pela UFMG, mestre em Petrografia e Petrologia Ígnea pela UFRJ, é doutora em Petrologia Ígnea pela UnB, com período de 6 meses na Universidade de Chicago (1995/1996). Realizou o Pós-doutorado em 2002, no Departamento de Ciências da Terra da Universidade de Perúgia, Itália, onde comparou rochas kamafugíticas, vulcânicas e vulcanoclásticas, italianas e brasileiras. É docente do Departamento de Geologia do IGC/UFMG onde atua nas áreas de Mineralogia e Petrologia Ígnea. Desenvolve pesquisa em rochas alcalinas máficas, especialmente kamafugitos. Tania Mara Dussin, geóloga formada pela Universidade Federal de Minas (1981), mestre em Geologia Econômica pela Universidade de Brasília (1985), é doutora em Petrologia e Geoquímica pela Université d’Orléans, França (1994). É professora associada do Departamento de Geologia do IGC/UFMG onde atua nas áreas de geoquímica, petrologia e geologia regional. Atualmente desenvolve pesquisas relacionadas à petrologia de rochas metaígneas da Região do Espinhaço Meridional, caracterização, gênese e controle de mineralizações gemíferas e geoquímica de meio-ambiente.

Petrografia Rochas Igneas Sedimentares Metamorficas 2007

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