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Aula 01 curso de mineração (geologia) l

  1. 1. A u x i l i a r t é c n i c o Geologia A Geologia faz parte de um grupo de ciências da terra de-nominadas de Geociências. Conceito de Geociências ciências da terra que estudam seus materiais, seus processos, história e posição no es- paço, permitindo uma visão ampla e integrada dos fenô- menos da natureza. Elas se baseiam no conhecimento ge-ológico da terra, utilizando-se principalmente dos funda-mentos científicos da matemática, da Física, da Química e da Biologia, bem como do conhecimento geográfico da superfície da terra. Conceito: Geologia é a ciência da terra que busca o conhe- cimento de sua origem, estrutura, composição, processos de dinâmica interna e externa e de sua evolução. Origem e idade da Terra A terra é parte integrante do sistema solar. Os cientistas acreditam que a formação do sistema solar ocorreu por volta de cinco bilhões de anos atrás, devido ao aumento da força gravitacional dentro de uma nuvem poeira cós- mica e gás, fazendo com que a mesma se contraísse. A aglutinação deste material deu origem a várias esferas que giravam em torno de uma maior concentração gasosa incandescente que seria o sol. As esferas menores ao se resfriarem deram origem aos planetas. A origem da Terra e a sua idade são temas instigantes, e o principal fator que que impulsionou o homem a melhor conhecer a geologia da terra, foi o fato de ter que usar materiais extraídos do subsolo para atender suas nes- cessidades básicas. Para contar os principais eventos que ocorreram na história de nosso planeta. É nescessário a realização de uma verdadeira retrospectiva sobre as eras pelas quais passamos, para a melhor compreensão do planeta extraordinário que habitamos. A Terra nem sempre foi como conhecemos atualmente, em determinados períodos apresentou altíssimas tempe- raturas e em outros ficou repleta de gelo, condições que impossibilitavam a existência de vida. A terra começou a existir a cerca de 4,6 bilhões de anos atrás, quando uma enorme massa de gás e partículas de poeira cósmica uniu-- se formando nosso planeta. Era muito frio quando isso aconteceu, mas a terra aqueceu-se rapidamente enquan-to crescia. Tal calor era proveniente da grande pressão exercida em seu interior pelos materiais que se alojavam acima. Acredita-se que a terra não se solidificou total- mente devido a presença de elementos radioativos exis- tentes em sua constituição interna, os quais sofrem fissão nuclear liberando grande quantidade de calor (calor ra- diogênico) e isto não permite que haja um resfriamento total, sobretudo no centro da terra. É bom ressaltar que todos os eventos não se concluíram rapidamente, pelo contrário, tudo se deu no decorrer de milhões ou bilhões de anos. Principais etapas evolutivas pelas quais o planeta se submeteu durante um longo período geológico. • Formação da Terra: o nosso planeta tem uma ida-de que varia entre 4,5 e 5,0 bilhões de anos, em sua gênese, a Terra não passava de uma enorme bola de fogo, Desprovida de qualquer forma de vida. • Formação da superfície: na medida em que o tempo passava, o planeta ia gradativamente se esfriando, a partir daí foi constituída uma fina camada rochosa por toda extensão da face terrestre. O que a maioria das e m M i n e r a ç ã o teorias aceita é que a terra passou sucessivamente pelos estados: gasoso e líquido antes de chegar a sua consolidação. A idade das rochas mais antigas desco- bertas até hoje data de 3, 9 bilhões de anos, mas o planeta já existia muito tempo antes disso, para dar tempo às rochas de formarem-se como líquidos e en- tão se solidificarem e estabelecerem-se em camadas. Estrutura interna da Terra Através de milhres de medidas fornecidaspor satélites ar- tificiais, o homem chegou chegou aconclusão que a forma da terra é a de um elipsóide de rotação, ou seja, um efe- róide com achatamento nos pólos em relação ao equador, devido ao movimento de rotação que a terra executa em torno de um eixo imaginário que passa através dos pólos. A terra é mais densa no seu centro, que em sua parte externa. Seja por diferença de constituição, ou devido a compacidadedo da matéria como conseqüência da alta pressão reinante. A atração que a terra exerce sobre os corpos é denominada de Gravidade. Está força de atra-ção é definida pela lei de Newton. O valor desta atração não é igual em toda a superfície terrestre, variando prin- cipalmente com a latitude devido à diferença entre os raios: equatorial e polar. Se a terra fosse homogênea, a gravidade seria maior nas regiões de montanhas, onde a massa faria aumentar a força gravitacional, todavia, os re-sultados de medidas gravimétricas ao longo da superfície demonstram que a gravidade apresenta valores anormais conforme a natureza topográfica da região. A interpretação desse fenômeno demonstra que a parte externa do globo terrestre é formada por camadas de di- ferentes densidades e composições. Quando ocorre uma ruptura nas camadas internas da ter- ra, são geradas vibrações que se propagam em todas as di- reções na forma de ondas. O mesmo ocorre, por exemplo, com a detonação de explosivos em uma pedreira, cujas vi- brações, tanto no terreno como sonoras, podem ser sen- tidas a grandes distancias. Essas formas de propagação de energia, originadas por movimentos no interir da terra (terremotos, ou abalos sísmicos) ou através de explosões e impactos na superfície terrestre, são denominadas de “ondas sísmicas”. Ondas estas que podem causar danos na superfície e serem registrads por sismógrafos, mesmo a distâncias consideráveis do ponto de origem. A análi-se das ondas sísmicas, registradas na superfície permite deduzir várias características das partes internas da terra. Constituição Litológica e Química da crosta terrestre A crosta terrestre representa a camada sólida externa do planeta, constituído de rochas e sedimentos, que vai da superfície terrestre até a descontinuidade de Moho e está dividida em Crosta continental, que corresponde às áre-as continentais emersas, e Crosta Oceânica, que consti-tui os assoalhos oceânicos. A crosta continental recebe a denominação de SIAL, devido a predominância de rochas de composição Granítica, ricas em Silício e Alumínio e, a Crosta Oceânica recebe a denominação de SIMA, devido a predominação de rochas de composição basáltica ricas em Silício e Magnésio. Segundo dados indiretos forneci-dos pela Geofísica, a espessura total da crosta varia de 5 a 60 km, sendo mais espessas nas cadeias de montanhas e mais delgada sob os oceanos. Geologia
  2. 2. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o Cerca de 98,5 % de massa da crosta terrestre é constituída por apenas oito elementos químicos, que são os seguin-tes: Oxigênio, Silício, Ferro, Alumínio, Cálcio, Sódio, Potássio e Magnésio. Composição química - planeta inteiro Manto: O manto é a camada imediatamente abaixo da crosta e ocupa mais de 80% do volume do planeta, se estenden-do até uma profundidade de 2900 km. Devido ao au-mento da profundidade, ocorre um aumento da pressão e consequentemente da densidade do manto. Próximo ( contato crosta/manto) a densidade é de 3,3 g/cm3 e, próximoao contato manto/núcleo, fica em torno de 5,5 g/ cm3. As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos em ferro e magnésio (rochas básicas) como as olivinas e os piroxênios ( que serão estudados posteriormente). O aumento da temperatura decorrente do aumento da profundidade tende a fundir as rochas, contudo, o aumento da pressão tende a fazer com que as rochas fiquem no estado sólido. Núcleo: O limite entre o manto e o núcleo ocorre a 2900 km abai-xo da superfície, aproximadamente a metade da distância entre a superfície e o centro da terra. Neste limite ocorre mais uma importante descontinuidade sísmica: descon- tinuidade de Gutenberg. As ondas passam de uma ve- locidade de 13,6 km/s na base do manto, para 8,1 km/s no núcleo. No núcleo, as temperaturas são superiores a 7600°C. Os dados sísmicos apontam duas camadas no núcleo: uma camada externa líquida (rocha fundida) de aproximadamente 2700 km de espessura e uma camada interna sólida com diâmetro de 1216 km. • 瑴s oceanos primitivos e a atmosfera: No período de resfriamento pelo qual a Terra passou, foram expe-lidos inúmeros gases e vapor de água, originando a at- mosfera, que provocou as primeiras chuvas que cairam por um prolongado tempo e cobriu a superfície terres- tre. Fenômeno que deu origem ao oceano primitivo. • 瑴urgimento da vida: A água sempre foi muito impor- tante, tanto é que as primeiras formas de vida surgi- ram nela, assim, podemos citar: bactérias, algas pri- mitivas e microrganismos, isso há cerca de 3,5 bilhões de anos. • 瑴rimeiros animais: as primeiras formas de vida ci- tadas foram fundamentais para o surgimento dos primeiros animais, há 400 milhões de anos. Essa primeira fauna era constituída por invertebrados marinhos, como medusas, trilobitas, caracóis e estrela-do-mar, incluindo ainda o surgimento de plantas marinhas. Pouco depois, esses primitivos vegetais se adaptaram em terra firme e se expan- diram por grande parte da superfície terrestre. • 瑴s dinossauros: é de grande relevância enfatizar o surgimento dos grandes répteis, falando que esses “lendários” animais habitaram o nosso planeta há aproximadamente 200 milhões de anos. Neste perí-odo as plantas com flores e os mamíferos surgiram na Terra. Lembrando que os dinossauros sucumbiram há aproximadamente 70 milhões de anos, sua extin-ção tem várias teorias, sendo a mais aceita a hipó-tese da queda de um meteorito enorme no planeta. • A consolidação da atmosfera atual e a formação das cadeias de montanhas: a atmosfera que co- nhecemos atualmente adquiriu os aspectos atu-ais há cerca de 65 milhões de anos, período que marcou o surgimento dos Alpes, Andes e o Hi-malaia. Além disso, a Terra se encontrava povo- ada de mamíferos e aves de inúmeras espécies. • O homem: A presença humana teve inicio há aproxi- madamente 1 milhão de anos, outros acreditam que esse período foi de 4 milhões de anos. Uma vez sabendo que as rochas são registros de proces- sos geológicos é possível determinar transformações que ocorreram no passado através do estudo destas rochas, e assim entender como era o nosso planeta em tempos anteriores ao surgimento das formas de vida complexa. Ramos da Geologia que estudam os processos e respecti- vos registros geológicos: Petrologia: Ciência que analisa as rochas e seus processos de formação. Geologia estrutural: Estuda as estruturas deformacionais e os mecanismos de deformações das rochas. Paleontologia: investiga os fósseis e a evolução da vida. Estratigrafia: é o ramo das ciências geológicas que investi-ga a distribuição temporal do registro geológico. De modo geral a estratigrafia dedica-se principalmente ao estudo das rochas estratificadas (sedimentares). A estratigrafia estuda os diversos métodos de datação dos eventos ge-ológicos. Tratando-se de relações temporais (datas), exis-tem duas abordagens que podem ser abordadas: Datação relativa: quando se deternima uma sucessão de eventos, sem saber ao certo quando e quanto tempo es- ses eventos levaram para acontecer. Idade absoluta: quando se procura através de estudos complementares a datação correta ou aproximada dos fatos ocorridos. Até aproximadamente 1792, a noção de tempo que tínha- mos era aquela dada através do estudo critetrioso da bí-blia que ensinavam que a terra tinha sido criada em 26 de
  3. 3. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o outubro do ano de 4004 ac. às nove horas da manhã. En- tretanto, James Hutton, inicia uma longa discussão sobre a real idade da terra, através da Teoria do Uniformitaris-mo. Que é o primeiro debate acerca da escala do tempo geológico. Tempo profundo (longo). As principais teorias que fundamentaram a estratigrafia moderna foram as do Uniformitarismmo, do Catastrofis-mo, e do Atualismo. Datação Relativa: os métodos de datação relativa foram os primeiros a serem desenvolvidos, pois não dependiam de desenvolvimento tecnológico e sim do entendimento de processos geológicos básicos e do registro desses pro- cessos. Os princípios que permitem a datação relativa são bastante simples e sua aplicação é quase sempre possível em campo quando mais de uma rocha ocorre em um mes- mo afloramento. A datação relativa permite estabelecer a sucessão temporal das rochas de uma região, forman-do uma coluna estratigráfica. As rochas são representa-das em uma coluna estratigráfica, de modo que as rochas mais antigas são colocadas na base e as mais jovens no topo. Esta formalidade tem origem em um dos princípios fundamentais da estratigrafia (o da superposição vertical das camadas). Que veremos a seguir. Princípio da superposição das camadas: Segundo este princípio em qualquer seqüência acamada- da a rocha (camada) mais jovem é aquela que se encontra no topo da seqüência. As camadas inferiores são progres-sivamente mais antigas. Este princípio é válido para ro-chas sedimentares e vulcânicas (Basalto). Princípio das relações de corte: Segundo o principio das relações de cortes uma rocha Ígnea intrusiva ou falha que corte uma seqüência de ro- chas é mais jovem que as rochas por elas cortadas. Este princípio permite a datação relativa de eventos em rochas metamórficas, Ígneas e sedimentares. Princípio dos fragmentos: Este princípio de datação relativa diz que os fragmentos de rochas inclusas em corpos ígneos (intrusivos ou não) são mais antigos queas rochas Ígneas nas quais estão in- clusos. Este princípio, juntamente com o princípio da rela-ção de corte, é fundamental em áreas formadas por gran-des corpos intrusivos permitindo a datação relativa não só de rochas estratificadas, mas também de rochas Ígneas e Metamórficas (se estas ocorrerem como fragmentos intrusos). Importante também para datar terrenos pré--cambrianos. Discordâncias (Hutton 1972): As discordâncias são superfícies de erosão ou não deposi-ção, abaixo das quais pode existir qualquer tipo de rocha, mas acima dessas superfícies só podem existir rochas se-dimentares. Essas últimas são mais jovens que as rochas abaixo da discordância. Além de permitir a datação rela-tiva de rochas em um afloramento, a presença de uma discordância indica que houve erosão de parte do registro geológico naquele local. Assim, as discordâncias consti-tuem uma prova indiscutível de que o registro geológico não é completo. O tempo geológico está dividido em intervalos que pos- suem um significado em termos de evolução da terra. A escala do tempo geológico, cujo esqueleto rudimentar foi estabelecido ainda no século XIX, esta dividida em graus hierárquicos cada vez menores da seguinte forma: Éons (Hadeano, Arqueano, Proterozóico e Fenerozóico); Eras (apenas no Eon Fanerozóico: Paleozóica, Mesozóica e Fanerozóico); Períodos (Para cada uma das eras do fanerozóico); Épocas (subdivisões apenas para os períodos do cenozói- co) Essas subdivisões foram estabelecidas ainda antes do desenvolvimemto dos métodos de datação absoluta. As subdivisões de tempo definidas, portanto não reprsenta intervalos de tempo equivalentes, mas refletem a possi- bilidade de desvendar os detalhas da evolução geológica em todos os tempos. O registro geológico mais recente é mais completo e apresenta maior número de fósseis, permitindo delimitar intervalos temporais menores. O re-gistro da evolução geológica é mais fragmentado e com a ausência de fósseis possibilita apenas a delimitação de intervalos de tempo maiores, marcados por grandes eventos globais. Rochas Classificação Genética das rochas: Como já foi dito, esta é a classificação mais usada em Ge-ologia. As rochas são classificadas segundo sua gênese, isto é, segundo o processo que a originou. Rochas Ígneas ou Magmáticas São aquelas que se originaram do processo de consolida- ção de um magma. São dividas em dois grandes grupos segundo a profundidade em que se formaram: plutônicas ou intrusivas e vulcânicas ou extrusivas. 3. Classificação de rochas ígneas Antes do século XIX, os corpos, as rochas e os minerais não eram bem distinguidos. Desta forma, a classificação de rochas por meio de modo de ocorrência geológica, idade geológica e cor visual característica era comumen- te praticada, havendo mais de 1000 nomes. Para resolver este problema, foram realizados vários esforços para pa-dronizar os nomes das rochas ígneas, Até o presente, a classificação de rochas ígneas não está bem organizada, principalmente para rochas máficas e ultramáficas. En-tretanto, graças aos esforços, a classificação foi relativa-mente organizada diminuindo os nomes em um décimo do passado. Critérios de classificação Cada método de classificação tem sua vantagem e des- vantagem e, portanto é difícil apresentar um método adequado para classificar quaisquer rochas ígneas. Entre as tentativas de classificação organizada de rochas ígneas propostas até o presente, a recomendação pela Subco- missão da Sistemática de Rochas Ígneas da IUGS (Subco- mission on the Systematics ofingeous Rocks, Comission on Petrology, International Union of Geologicas Sciences). Geologia
  4. 4. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o Atualmente, a classificação de rochas ígneas é baseada na textura, principalmente granulometria, e composi- ção mineralógica quantitativa, e subordenadamente na textura específica, composição química, gênese, modo de ocorrência, etc. A granulometria é representada pelas categorias grossa, média e fina, e a composição minera- lógica é pelo índice de cor, proporção entre feldspato alcalino e plagioclásio, composição de plagioclásio, etc. Critérios texturais Os critérios texturais importantes para classificação de ro-chas ígneas são: 1) cristalinidade; 2) granulometria; 3) homogeneidade granulométrica. Estas texturas são intimamente relacionadas ao processo de resfriamento magmático, e a granulometria é a mais importante. Cristalinidade A cristalinidade corresponde ao grau de cristalização do magma, ou seja, a proporção de minerais e vidro que estão presentes nas rochas ígneas. Para ocorrer à cris- talização dos minerais a partir do magma, precisa-se de um determinado tempo Portanto, quando o resfriamento é relativamente lento, há tempo suficiente para formar uma rocha ígnea constituída totalmente de cristais. Por outro lado, quando o resfriamento é extremamente rápi-do, não há tempo suficiente, resultando uma rocha com-posta de vidro. De acordo com a cristalinidade as rochas são classificadas em: 1) holocristalina; 2) hipocristalina; 3) vítrea: Holocristalina: A rocha é composta inteiramente de cris- tais. A maioria das rochas ígneas se encaixa nessa cate- goria. Todas as rochas plutônicas são holocristalinas. As expressões rocha cristalina e embasamento cristalino, en- contradas na literatura tradicional, correspondem respec- tivamente à rocha holocristalina e ao embasamento con- tinental constituído por rochas holocristalinas, tais como granito e gnaisse, sobretudo de granulometria grossa e de idade precambriana. Entretanto, tais expressões tendem a serem menos utilizadas nas publicações recentes. As ro- chas holocristalinas são formadas através de resfriamento relativamente lento do magma. O prefixo holo significa totalmente. A maioria das rochas ígneas se encaixa nessa categoria. Todas as rochas plutônicas são holocristalinas. As expressões rocha cristalina e embasamento cristalino, encontradas na literatura tradicional, correspondem res- pectivamente à rocha holocristalina e ao embasamento continental constituído por rochas holocristalinas, tais como granito e gnaisse, sobretudo de granulometria gros-sa e de idade precambriana. Entretanto, tais expressões tendem a serem menos utilizadas nas publicações recen-tes. As rochas holocristalinas são formadas através de res- friamento relativamente lento do magma. O prefixo holo significa totalmente. Hipocristalina: É chamada também de hialocristalina: A rocha é constituída por uma mistura de cristais e vidro. As rochas hipocristalinas são formadas através de resfria- mento precisa-se de um determinado tempo. Portanto, quando o resfriamento é relativamente lento, há tempo suficiente para formar uma rocha ígnea constituída total- mente de cristais. Por outro lado, quando o resfriamento é extremamente rápido, não há tempo suficiente, resul- tando uma rocha composta de vidro. De acordo com a cristalinidade as rochas são classificadas em: 1) holocris - talina; 2) hipocristalina; 3) vítrea: Holocristalina: A rocha é composta inteiramente de cris- tais. A maioria das rochas ígneas se encaixa nessa cate- goria. Todas as rochas plutônicas são holocristalinas. As expressões rocha cristalina e embasamento cristalino, en- contradas na literatura tradicional, correspondem respec- tivamente à rocha holocristalina e ao embasamento con- tinental constituído por rochas holocristalinas, tais como granito e gnaisse, sobretudo de granulometria grossa e de idade precambriana. Entretanto, tais expressões tendem a serem menos utilizadas nas publicações recentes. As ro- chas holocristalinas são formadas através de resfriamento relativamente lento do magma. O prefixo holo significa totalmente. Hipocristalina: É chamada também de hialocristalina: A rocha é constituída por uma mistura de cristais e vidro. As rochas hipocristalinas são formadas através de res- friamento rápido do magma. Determinadas rochas cons- tituintes de lavas são hipocristalinas. Os prefixos hipo e hialo significam, respectivamente, pouco e vítreo. Vítrea: É chamada também de holohialina. A rocha é com-posta quase inteiramente de vidro, o que significa resfria-mento magmático extremamente rápido. Algumas rochas vulcânicas constituintes de lavas, tais como a obsidiana, são vítreas. A - granito B - basalto
  5. 5. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o C - tufo soldado Granulometria A granulometria representa a medida quantitativa do tamanho dos minerais constituintes de rochas ígneas, sobretudo as holocristalinas. A expressão “granulação”, que é utilizada freqüentemente como sinônimo de gra- nulometria, é desaconselhável devido a ter um outro significado. Para um cristal formado a partir do magma torna-se grande, necessita-se de um determinado tempo. Portanto, quando o resfriamento é lento, há tempo sufi- ciente para formar uma rocha ígnea constituída por mi- nerais de granulometria grossa. Por outro lado, quando o resfriamento é rápido, não há tempo para formar cristais grandes, resultando uma rocha com granulometria fina, definição quantitativa das categorias de granulometria grossa, média e fina é variável de acordo com cada autor. Portanto, na descrição das rochas, é: Microcristalina e criptocristalina, com visão esquemáti- ca das respectivas imagens microscópicas. A escala é co- mum para ambas as rochas. Aconselhável referir à medida quantitativa, tal como milimétrica. A definição aqui apre-sentada é apenas um exemplo prático: Grossa: Granulometria de 1 a 10 mm. Muitas rochas de natureza plutônica possuem granulometria em torno de 6 mm, se encaixando nesta categoria. As rochas ígne-as com granulometria maior do que 10 mm são raras. A expressão rocha “grosseira” e de “granulação grosseira”, que se encontra em certas publicações nacionais como sinônimos de rocha degranulometria grossa, tendem a não serem utilizada. De fato, o termo “grosseiro” significa rude, inconveniente ou de má qualidade. Normalmente, as rochas compostas de minerais com tamanho suficien-temente grande, podendo ser identificados com facilida-de a olho nu, são descritas como de granulometria grossa. Granito, sienito, diorito e gabro são exemplos de rochas de granulometria grossa. Média: Granulometria de 0.2 a 1 mm. Esta categoria gra- nulométrica quantitativamente não é bem definida, sen-do variável de acordo com cada autor. Na prática, muitas rochas descritas como de granulometria média são com- postas de minerais de tamanho visível a olho nu ou a lupa, porém, são pouco difíceis de serem identificados. Dolerito é um exemplo de rochas com granulometria média. Nos continentes americanos, o termo diabásio é utilizado fre-qüentemente no lugar de dolerito. Entretanto, na Euro-pa, este termo corresponde a diorito ou a rocha máfica com textura ofítica com idade anterior ao Terciário. Desta forma, o termo diabásio tende a ser substituído mundial-mente por dolerito. Fina: Granulometria menor do que 0.2 mm. Normalmen- te, as rochas compostas de minerais com tamanho dos grãos invisíveis a olho nu ou a lupa são descritas como de granulometria fina. Tais rochas são estudadas em lâminas delgadas ao micros- cópio petrográfico. Riolito, fonolito, traquito, andesito e basalto são exemplos de rochas com granulometria fina. Encontram-se os seguintes termos utilizados na literatura para representar a granulometria macroscópica de rochas ígneas: Fanerocristalina: A rocha é constituída por minerais de ta-manho distinguível, ou seja, identificável a olho nu ou em lupa. Todas as rochas de granulometria grossa e uma par-te das rochas de granulometria média se encaixam nesta categoria. Afanítica: A rocha é composta de minerais de granulo- metria fina, sendo indistinguíveis a olho nu ou em lupa. Em muitas publicações, a expressão textura afanítica é utilizada para expressar textura da massa fundamental de rochas porfiríticas. Nas observações das rochas naturais, a maioria das rochas ígneas se classifica em uma das duas categorias acima citadas, sendo fanerocristalina (grossa) ou afanítica (fina). Existem rochas com granulometria en-tre as duas categorias, que poderia corresponder a gra-nulometria média, porém, os exemplos não são muito freqüentes. Nas observações microscópicas de rochas com granulo- metria fina, são utilizados os seguintes termos granulo- métricos. Microcristalina: A rocha é constituída por minerais de tamanho distinguível, ou seja, são identificáveis à lâmina delgada. Quando o tamanho dos minerais constituintes da rocha é maior do que a espessura da lâmina (25 a 30 μm), cada mineral é identificável. Criptocristalina: A rocha é composta de minerais de gra- nulometria muito pequena, sendo menor do que a espes-sura da lâmina delgada, e, portanto, não se pode identifi-car ao microscópio petrográfico. Homogeneidade granulométrica Existem rochas ígneas constituídas por minerais de tama- nho aproximadamente igual, que são denominadas de textura equigranular. As rochas compostas de minerais de granulometria gradativamente variável são denominadas transgranulares, porém, essas são raras em rochas ígneas. Desta forma, a maioria das rochas inequigranulares, ou seja, não equigranulares, é classificada em uma das duas texturas granulométricas distintas, equigranular e por- firítica. Equigranular: A rocha é constituída por minerais com tamanho relativo aproximadamente igual, ou seja, a granulometria é homogênea. Muitas rochas ígneas de granulometria grossa são equigranulares. O prefixo “equi” significa igual. A expressão “textura granular” encontra- Geologia
  6. 6. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o da na literatura referente às rochas ígneas corresponde à textura equigranular, porém, tende a ser menos utiliza-da. A maioria das rochas equigranulares possui granulo-metria de 1 a 10 mm. A homogeneidade granulométrica das rochas equigranulares significa que o resfriamento do magma foi um processo regular em um único estágio. O resfriamento natural de uma câmara magmática grande comumente forma um corpo intrusivo cuja maioria das partes é constituída por rochas equigranulares. A textura equigranular é observada comumente em granito, grano- diorito, quartzo diorito, diorito, gabro, álcali sienito e ne- felina sienito. Porfirítica: A rocha é constituída por mine-rais com duas granulometrias distintas, minerais grandes e pequenos. Os minerais grandes, normalmente menos freqüentes, são denominados fenocristais, e os peque-nos, que constituem a maioria, são chamados de massa fundamental. O termo “pórfiro” corresponde ao grão de mineral destacadamente grande em relação aos outros de qualquer gênese, ou seja, fenocristal é um tipo de pórfiro de origem ígnea e porfiroblasto é outro tipo, porém, de origem metamórfica, que é chamado de “porfiroblasto”. Por outro lado, o termo matriz corresponde à massa fina de qualquer origem, enquanto que, a massa fundamental é um tipo de matriz de origem magmática. A textura por- firítica é observada tipicamente em riolito, dacito, andesi-to, basalto, traquito e fonolito. A heterogeneidade granulométrica das rochas porfiríticas indica que o resfriamento magmático não foi um processo regular, havendo pelo menos dois estágios. Os fenocris-tais foram cristalizados no primeiro estágio por meio do resfriamento lento, que ocorreu provavelmente em uma câmara magmática dentro da crosta terrestre. Durante a cristalização dos fenocristais, a parte correspondente à massa fundamental ainda estava em estado líquido. Pos- teriormente, aconteceu o evento de resfriamento rápido, tais como extravasamento de lava. Geologia Fig. 3.4. Ilustração esquemática de visão macroscópica e microscópica de (A) textura equigranular grossa de gra-nito e (B) textura porfirítica fina de basalto. O tamanho dos fenocristais geralmente está na faixa de 1 a 10 mm, e da massa fundamental é submilimétrica. Existem rochas com massa fundamental holocristalina, e também, hialocristalina e vítrea. Muitas rochas de granu- lometria fina possuem textura porfirítica. Certas rochas graníticas e sieníticas possuem duas granulometrias dis- tintas, neste sentido, podem ser classificadas descritiva- mente como de textura porfirítica. Entretanto, a granu- lometria dos fenocristais e da massa fundamental são incomparavelmente maiores do que rochas porfiríticas comuns. Os fenocristais, normalmente feldspato alcali- no, possuem tamanho centimétrico, podendo atingir 10 cm. A massa fundamental apresenta granulometria de 1 a 10 mm, correspondendo ao tamanho dos fenocristais da textura porfirítica comum. Esses fenocristais, deno- minados “megacristais”, freqüentemente exibem textura de zoneamento heterogêneo. Os megacristais são de ta- manho variável, e encontra-se normalmente orientados, formando faixas - 40 - megacristal de feldspato potássico faixa de concentração de biotita faixa de concentração de megacristais 50 cm. C - granito porfirítico de concentração. A massa funda- mental também tende a ser A - textura porfirítica B - tex- tura porfiróide orientada, formando faixas de concentra- ção de minerais incolores e colorida. Quando os fenocris- tais de feldspato alcalino estão em contato uns com os outros, a textura é chamada de porfiróide. Granito porfirítico Ilustração esquemática de (A) textura porfirítica e (B) textura porfiróide de rochas graníticas, junto com a foto-grafia de (C) granito porfirítico de Itu - SP.
  7. 7. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o Tais rochas são exploradas freqüentemente para usos or- namentais e aplicadas à fabricação de mesas e balcões. Acredita-se que a gênese da textura porfirítica de rochas graníticas é diferente da textura porfirítica comum. Para os fenocristais crescerem até o tamanho dos megacris-tais, é necessário um longo tempo ou condições espe-ciais, tais como alta viscosidade e alto teor de materiais voláteis do magma granítico. Certas rochas graníticas com esta textura, sobretudo as que se encontra na parte inferior de um corpo de forma tabular de intrusão sub--horizontal, a textura pode ser originada da acumulação dos minerais na base, sobretudo no caso da textura por-firóide. Muitos textos didáticos clássicos explicam que a textura equigranular é originada do resfriamento lento, e a textura porfirítica, do resfriamento rápido. A veloci-dade do resfriamento pode definir a granulometria, mas não, a homogeneidade granulométrica. Entretanto, de fato as rochas com textura equigranular são grossas e as porfiríticas possuem sua massa fundamental fina. Existem também as rochas de granulometria grossa com textura porfirítica e as finas com textura equigranular. Mistura de cristais e líquido cristal líquido resfriamento rápido com-pleto na superfície rocha equigranular grossa rocha porfi-rítica denudação por soerguimento corpo plutônico corpo subvulcânico eliminação por erosão A - durante ativida-de magmática B - após o resfriamento total resfriamento lento parcial na câmara magmática resfriamento lento completo. Conforme o texto acima, a textura porfirítica é representada por duas granulometrias distintas, sendo caracterizada por dois estágios de resfriamento com velo-cidades diferentes. Quando o magma sobe na crosta em baixa velocidade, ou aloja-se em uma câmara magmática, este magma se resfria lentamente, cristalizando minerais grandes. Neste estágio, há coexistência de sólido e líqui-do. Quando este magma retoma a ascensão e extravasa na superfície, a parte líquida transforma-se em matriz de granulometria fina ou vítrea, formando a massa funda-mental, e os minerais grandes já cristalizados tornam-se fenocristais. Se não acontecesse a retomada da ascensão magmática, o magma se cristalizaria lentamente até o fi-nal, e a câmara magmática se transformaria em um corpo intrusivo constituído por rocha com textura equigranular grossa. 3.2.4. Granulometria e velocidade de resfriamento (A granulometria das rochas ígneas, ou seja, a velocidade de resfriamento do magma foi correlacionada tradicional-mente à profundidade de posicionamento do magma): magmas intrusivos nos locais profundos deveriam res-friar-se lentamente, e os da superfície ou da subsuperfície deveriam resfriar-se rapidamente. A partir deste ponto de vista, foi estabelecida a seguinte: Classificação granulométrica clássica. Das rochas ígneas. Rochas vulcânicas, chamadas também de as eruptivas, efusivas ou extrusivas, são formadas através do resfria- mento rápido do magma na superfície da Terra, consti- tuindo corpos vulcânicos, tais como lava e tufo. As rochas possuem granulometria fina e textura porfirítica, com massa fundamental vítrea, hialocristalina ou holocris-talina. Exemplos típicos são basalto, andesito e riolito. Rochas hipabissais, chamadas também de rochas subvul-cânicas, ou no Século XIX de rochas de diques ou rochas filonares, são formadas através do resfriamento magmá- tico com velocidade média, constituindo corpos subvul- cânicos, ou seja, intrusivos pequenos e rasos, tais como diques e sills. Possuem textura porfirítica com massa fundamental holocristalina. Exemplos típicos são granito-- pórfiro, quartzo pórfiro e dolerito. Rochas plutônicas são formadas através do resfriamento lento de magma nos locais profundos, constituindo corpos intrusivos grandes, tais como batólito e stock. Possuem granulometria grossa e textura equigranular. Exemplos típicos são granito, sie-nito e gabro. De acordo com este conceito, era aplicada a denominação de rochas ígneas conforme o modo de ocorrência geológica, tais como: a rocha constituinte de uma lava era basalto, a de um dique era dolerito, e a de um stock era gabro. Os corpos vulcânicos, subvulcânicos e plutônicos eram interpretados como bem distinguidos de acordo com a profundidade. No Brasil, as rochas de composição máfica encontradas na forma de diques eram denominadas diabásio (dolerito), independentemente da sua granulometria. Da mesma maneira, foi praticada a dedução do modo de ocorrência geológica e profundida-de de posicionamento a partir da granulometria de uma amostra. Entretanto, na realidade, a granulometria de ro- chas ígneas está relacionada à velocidade de resfriamento magmático, e não ao modo de ocorrência geológica ou profundidade de posicionamento. Como por exemplo, na região litoral dos Estados de São Paulo e Rio de Janeiro, ocorrem diques de composição máfica com mais de 5 m de largura. Nesses diques, observa-se a variação granulo- métrica da rocha formada pela diferença da velocidade de resfriamento: a granulometria é fina nas bordas, corres- pondente a basalto, e grossa no centro, correspondente a Variação granulométrica gradativa dentro de um dique de composição basáltica, As rochas constituintes variam de basalto (rocha vulcânica), dolerito (rocha hipabissal) e gabro (rocha plutônica) dentro de um único dique. Ba-salto vítreo basalto holocristalino dolerito gabro. Rocha Textura Corpo geológico profundidade Tamanho do corpo vulcânica granulometria fina, hialocristalina, Vítrea extru- sivo - lava tufo soldado, intrusivo - dique, sill, borda de plutão superficial, rasa, média, Pequeno hipabissal granu- lometria média intrusivo - dique, sill, borda de plutão, plu- tão rasa média pequena, médio plutônica, granulometria grossa intrusivo - plutão, dique, sill rasa, média profunda médio, grande gabro, com passagem gradativa (Fig. 3.8). Desta forma, os três tipos de rochas acima citadas, basal-to, dolerito e gabro, podem ser formados na mesma pro- fundidade e do mesmo modo de ocorrência. Cada dique foi formado por um único pulso de intrusão magmática, e tanto a borda quanto o centro foram formados na mesma profundidade. A temperatura da rocha encaixante na épo- ca da intrusão era cerca de 120 °C (Zimbres et al., 1990; Motoki, 1994), e o magma intrusivo estava acima de 1200 °C. Devido ao grande contraste térmico, as bordas do di- que resfriaram-se rapidamente por condução térmica, e o centro resfriou-se lentamente. A partir das características petrográficas, não é possível definir o modo de ocorrência geológica e a profundidade do posicionamento magmáti-co. A princípio, o modo de ocorrência deve ser estudado através do trabalho de campo, e não por dedução petro- gráfica. Da mesma forma, as rochas devem ser classifica-das por características petrográficas, e não pelo modo de ocorrência. Na realidade, a relação entre as rochas ígneas e os corpos geológicos é muito De fato, a correlação exa-ta e imediata entre a granulometria de rochas ígneas ao modo de ocorrência geológica ou à profundidade do po- sicionamento é equivocada. Hoje em dia, os termos tex- turais estão utilizados puramente no sentido petrográfico, como por exemplo: rochas vulcânicas correspondem às Geologia
  8. 8. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o rochas de granulometria fina, seja de ocorrência extrusi- va ou intrusiva; rochas plutônicas são de granulometria grossa, sejam de diques ou de stocks. Isto é, as expres- sões rochas vulcânicas, hipabissais e plutônicas represen- tam apenas granulometria, e nada mais. Neste sentido, é aconselhável adotar as expressões granulometria fina, média e grossa. Por outro lado, as expressões corpo vulcâ- nico, hipabissal e plutônico devem ser utilizados no senti-do geológico, conforme modo de ocorrência determinada por trabalhos de campo, independentemente da granulo-metria de amostras de mão observada no laboratório. A classificação granulométrica moderna das rochas ígneas é a seguinte: Rochas vulcânicas: Rochas de granulometria fina, forma-das através do resfriamento rápido do magma. Certas ro-chas desta categoria possuem textura porfirítica. A massa fundamental pode ser tanto holocristalina, hialocristalina quanto vítrea. Exemplos típicos são basalto, andesito e riolito. Rochas hipabissais: Rochas de granulometria mé-dia, formadas através do resfriamento magmático com velocidade média. Quando estas rochas possuem textura porfirítica, a massa fundamental é holocristalina. Exem-plos típicos são granito-pórfiro, quartzo pórfiro e dolerito. Rochas plutônicas: Rochas de granulometria grossa, for- madas através do resfriamento lento de magma. Exem-plos típicos são granito, sienito e gabro. As rochas da gra- nulometria média de textura porfirítica são denominadas adicionando-se “pórfiro” com hífen atrás do nome da cada rocha de granulometria grossa, tais como granito-pórfiro, granodiorito-pórfiro, etc. As rochas de granulo-metria média com textura equigranular (sem fenocristais) são chamadas freqüentemente com o prefixo “micro”, tais como “microgranito”, “microgranodiorito”, “micro-diorito”, “microgabro”, etc. Visão macroscópico de pegmatito: (A) pegmatito não gráfico; (B) pegmatito gráfico; (C) veio de pegmatito. O termo “diabásio” foi utilizado freqüentemente pelos petrólogos dos continentes americanos para representar as rochas básicas de granulometria média. Porém, este termo possui significados diferentes na Alemanha (ro-chas máficas pré-terciárias) e na Inglaterra (basaltos alte-rados). Neste sentido, os autores recomendam o termo “dolerito” (origem inglês) no lugar de diabásio. No cam-po, encontram-se rochas ígneas de composição máfica de granulometria grossa (gabro), média (dolerito) e fina (basalto), com eventual passagem granulométrica grada- tiva dentro de um corpo Entretanto, no caso de rochas fél- sicas, as rochas de granulometria média (granito-pórfiro, micro-granito) são raras, apesar da abundância de rochas grossas (granito) e finas (riolito). Devido à escassez dos exemplos da categoria hipabissal, certos pesquisadores propuseram abolição desta categoria. Por outro lado, os magmas máficos contêm baixo teor de materiais voláteis representados por H2O (maioria) e CO2 (minoria), en- quanto que, os magmas félsicos contêm alto teor destes materiais. O fato acima citado sugere que a velocidade de resfriamento não é o único fator controlador de granulo- metria de rochas ígneas. Os materiais voláteis contidos no magma aumentam a granulometria por meio da elevação de fluidez do magma. Este fator pode ser de importância comparável à velocidade de resfriamento, sobretudo para rochas félsicas. O pegmatito é um grupo de rochas ígneas altamente félsicas constituídas por minerais de tamanho extremamente grande, de tamanho de alguns centíme-tros até 1 m, originadas de magmas de baixa temperatura, cerca de 500 °C, supersaturados em H2O A temperatura de magma comum, denominado ortomagma, é acima de 600 °C. Neste caso, acredita-se que os materiais voláteis são fatores mais importantes do que a velocidade de res- friamento magmático para definição da granulometria. Critérios composicionais Junto com a granulometria, a composição mineralógica quantitativa constitui um importante critério fundamen- tal para classificação de rochas ígneas. A composição mi- neralógica quantitativa de rochas holocristalinas é obtida através de análise modal quantitativa. Índice de cor O mineral constituinte de rochas ígneas é classificado por meio de diafaneidade microscópica, ou seja, grau de transparência, em três categorias: 1) minerais incolores; Minerais transparentes em lâminas delgados e normal- mente brancos ou de cor clara a olho nu. Muitos mine- rais coloridos a olho nu se tornam incolores nas lâminas delgadas. São normalmente silicatos, compostos prin- cipalmente de SiO2, Al2O3, Na2O e K2O com baixo teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, esses são chamados como minerais félsicos. Quartzo, feldspato al- calino, plagioclásio e feldspatóides são exemplos. O peso específico é geralmente baixo. 2) minerais coloridos; Minerais coloridos, translúcidos, em lâminas delgadas e de cor escura a olho nu. Normalmente, são silicatos com- postos principalmente de SiO2, MgO, FeO e Fe2O3, sendo caracterizados por alto teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, são chamados como minerais máficos. Olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda e bio-tita são exemplos. O pesoespecífico é geralmente alto, sendo superior a bromofórmio.
  9. 9. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o 3) minerais opacos Minerais incolores: Minerais transparentes em lâminas delgadas e normalmente brancas ou de cor clara a olho nu. Muitos minerais coloridos a olho nu se tornam inco-lores nas lâminas delgadas. São normalmente silicatos, compostos principalmente de SiO2, Al2O3, Na2O e K2O com baixo teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista quími- co, esses são chamados como minerais félsicos. Quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio e feldspatóides são exem- plos. O peso específico é geralmente baixo. Minerais colo- ridos: Minerais coloridos, translúcidos, em lâminas delga- das e de cor escura a olho nu. Normalmente, são silicatos compostos principalmente de SiO2, MgO, FeO e Fe2O3, sendo caracterizados por alto teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista químico, são chamados como minerais má- ficos. Olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda e biotita são exemplos. O peso específico é geralmente alto, sendo superior a bromofórmio. Minerais opacos: Mi-nerais opacos mesmo nas lâminas, e possuem freqüente-mente brilho metálico. Quimicamente são óxidos, sulfatos e hidróxidos de metais pesados. Magnetita, ilmenita e pi-rita são exemplos. O peso específico é geralmente muito alto, sendo chamado de minerais pesados. Os minerais incolores e coloridos constituem os principais minerais das rochas ígneas. Os opacos são encontrados em baixo teor, normalmente inferiores a 1 %. Apesar da pequena quantidade, observa-se em quase todas as rochas ígneas. Juntos com zircão e apatita, os minerais opacos são agru-pados como minerais acessórios ou secundários. A ex-pressão “mineral secundário”, utilizada freqüentemente no lugar de “mineral acessório”, não é recomendada de-vido a homônimos. A B Tufo soldado de cor macroscópica preta, de composição riolítica, São Francisco de Paula - RS: (A) afloramento; (B) amostra de mão. A porcentagem volumétrica dos minerais constituintes de rochas é denominada moda ou quantidade modal e, a moda de minerais coloridos e opacos totais é denomina-da índice de cor, abreviando-se M. Este parâmetro é um fator importante na classificação de rochas ígneas, Sob o ponto de vista de diafaneidade microscópica, a muscovi-ta, a apatita e os minerais primários de carbonatos como calcita são enquadrados dentro da categoria de minerais incolores, portanto, devem ser excluídos no cálculo do ín-dice de cor (refere-se o índice M da IUGS). Entretanto, cer-tos autores incluem estes minerais por serem acessórios. Na prática, o índice de cor representa a soma dos mine- rais máficos. Por meio do índice de cor, M, rochas ígneas foram subdivididas por Shand (1927) em três categorias: 1) rochas leucocráticas, 0<M<30; 2) rochas mesocráticas, 30<M<60; 3) rochas melanocráticas, 60<M<100. No caso de rochas de granulometria grossa, as rochas da catego- ria leucocrática tendem a serem macroscopicamente de cor clara, as mesocráticas são de cor escura, e as mela- nocráticas são de cor mais escura. Entretanto, as rochas de granulometria fina apresentam freqüentemente cor macroscópica escura independentemente do índice de cor, até mesmo de composição leucocrática (Fig. 3.11). A maioria das rochas encontradas no campo se encaixa na categoria leucocrática e uma parte na categoria meso- crática, havendo apenas poucos exemplos de rochas da categoria melanocrática. Muitos autores utilizam os ter- mos leucocrático, mesocrático e melanocrático no sentido qualitativo e comparativo, e não, quantitativo como acima citado, como por exemplo, “a amostra A é mais leucocrá- tica do que B”. Por outro lado, a subcomissão da IUGS (Streckeisen, 1967) definiu o índice de cor M’. Este índi-ce corresponde à soma dos minerais máficos e minerais acessórios, não incluindo muscovita, apatita e carbonatos primários, isto é, a soma pura dos minerais máficos e os opacos. Desde que na maioria das rochas ígneas o teor de muscovita, apatita e carbonatos primários seja muito bai- xo, o M é praticamente igual a M. Através deste índice de cor, M´, rochas ígneas são classificadas em 5 categorias: 1) rochas holo-leucocráticas, 0<M´<5; 2) rochas leuco-cráticas, 5<M´<35; 3) rochas mesocráticas, 35<M´<65; 4) rochas melanocráticas, 65<M´<95; 5) rochas ultramáficas, 95<M´<100. 3.3.2. Análise modal Para realizar a classificação quantita- tiva, é nescessário determinar a abundância relativa em volume de cada mineral constituinte de rochas ígneas. A porcentagem volumétrica dos minerais constituintes é de- nominada quantidade modal, ou simplesmente, a moda, e o processo para determinação da moda é chamada de análise modal. A análise modal é realizada normalmen-te por meio petrográfico utilizando-se lâminas delgadas. Considerando que a espessura de uma lâmina delgada é constante, a porcentagem volumétrica é representada pe-las áreas relativas em que cada mineral constituinte ocu-pa na lâmina delgada. Existem duas maneiras de análises modais de lato sensu: 1) semiquantitativa; 2) quantitativa. 1-A análise semiquantitativa: chamada também de moda por visada, é o método para reconhecer a abundância aproximada dos minerais por simples visão da lâmina delgada através da comparação com a folha padrão. Nor- malmente, são realizadas a visada de 10 partes não su- perpostas seqüenciadas em uma lâmina. Em cada parte, são examinados 4 quadrantes, sendo total 40 quadrantes. A média das modas examinada nos 40 quadrantes repre- senta o resultado final da análise semi-quanitativa. Este método serve para uma rápida observação por fins de Geologia
  10. 10. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o caracterização aproximada de composição mineralógica de rochas ígneas, podendo examinar uma lâmina em 30 minutos. Entretanto, mesmo para os examinadores alta- mente treinados, é difícil obter a precisão melhor do que 5 %, desta forma, o referido método não deve ser utili- zado para classificação de rochas para fins de pesquisa científica. Durante a análise modal, o pesquisador deve identificar todos os minerais que se localizam no cruzamento dos retículos, entretanto, existem casos difíceis. Como por exemplo, feldspato. A análise modal quantitativa, ou seja, simplesmente aná- lise modal, é a análise pontual dos minerais localizados no centro exato da imagem do microscópio, que se situa no cruzamento dos retículos (Fig. 3.13 A). Após o registro do mineral, desloca-se a platina em uma determinada distância, utilizando-se o charriot de passo da platina do microscópio. Nesta nova posição, o mineral localizado no cruzamento dos retículos é analisado (Fig. 3.13 B). Caso o cruzamento dos retículos indique o mesmo mineral, este mineral é computado novamente. Desta forma, as aná-lises continuam até o final da coluna (ou linha; Fig. 3.13 C, D, E). Ao final da coluna (ou linha), efetuase o desloca-mento horizontal (vertical). Através deste processo, a lâ-mina delgada é analisada na forma de varredura. A soma dos pontos computados para cada mineral representa abundância relativa do mineral em volume, e a porcenta- gem corresponde à moda. O número de ponto examinado é variável, conforme objetivo científico. Em geral, a análi- se é realizada com um total de 1000 pontos por lâmina. A precisão relativa desta análise, no caso de 1000 pontos, é melhor do que 1 %, podendo chegar até 0.1 %, conforme homogeneidade textural da rocha analisada. Somente o resultado da análise modal quantitativa pode ser utilizado para classificação científica de rochas ígne-as, utilizando-se as nomenclaturas, tal como de IUGS Durante a análise modal, o pesquisador deve identificar todos os minerais que se localizam no cruzamento dos retículos, entretanto, existem casos difíceis. Como por exemplo, feldspato alcalino e nefelina, incluídos em ro- chas nefelina sieníticas e fonolíticas, possuem aspectos ópticos similares, podendo ser confusos quando ângulo de corte do mineral é desfavorável para identificação. Uma solução deste problema freqüentemente utilizada é a coloração de nefelina. Este método pode ser aplicado tanto para amostras de mão, quanto para lâminas delga- das. Obviamente, a lâmina delgada a ser submetida ao processo de coloração não deve ser coberta. A coloração é efetuada por duas etapas: 1) gelatinização da superfície de nefelina por ataque químico de ácido; 2) infiltração do colorante na superfície gelatinizada (Fig. 3.14). A espéci-me é exposta ao valor de HCl concentrado durante 1 a 2 minutos, o tempo suficiente para gelatinizar a superfície de nefelina. Em seguida, uma gota de azul de metileno é espalhada na superfície do espécime durante 1 a 2 mi- nutos para que este corante penetre na superfície gela- tinizada. Após a infiltração, a espécime é lavada em água para remover o corante que está cobrindo a superfície dos minerais não gelatinizados. Este método é muito eficiente para análise modal de rochas nefelina sieníticas e fono- líticas, entretanto, não é perfeito. Junto com a nefelina, os feldspatóides originados de alteração de nefelina, tais como natrolita e cancrinita, são coloridos. Entretanto, cer-tos minerais de alteração de feldspato alcalino, também, são coloridos. Se a gelatinização é imperfeita, a coloração da nefelina se torna heterogênea. Existe ainda, o proble-ma do corante que se infiltrou ao longo das fraturas de minerais, que é difícil de ser eliminado através da simples lavagem. Desta forma, a identificação deve ser realizada junto com outras propriedades ópticas. No caso de rochas graníticas, o feldspato alcalino potássi-co é distinguido de plagioclásio através da coloração com o auxílio de HF e nitrato de cobalto. Estes reagentes são de alto custo e de tratamento difícil. Além disso, existe uma facilidade de distinguir feldspato alcalino e plagioclá-sio em lâminas delgadas por meios ópticos. Desta forma, a coloração é utilizada apenas em casos especiais, tal como análise modal semiquantitativa de amostras de mão para rochas de granulometria muito grande. Classificação quantitativa pela nomenclatura Até o presente, vários autores propuseram nomenclatu- ras para classificação quantitativa de rochas ígneas. Essas propostas são subdivididas em dois grupos principais: 1) classificação clássica européia, que se baseia principal- mente no índice de cor, conveniente para classificação de rochas mesocráticas e melanocráticas; 2) classifica- ção moderna americana, que se baseia principalmente na proporção relativa entre quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio e nefelina, adequada para classificação de rochas leucocráticas. Atualmente, ambas as classificações são utilizadas, porém no Brasil, a classificação moderna é altamente preferida. Classificação clássica com base no índice de cor O índice de cor representa semiquantitativamente o teor de FeO e MgO em rochas ígneas. Durante resfriamento magmático, os minerais acessórios, apatita, magnetita, etc., tendem a se cristalizar em primeiro lugar em alta temperatura, os minerais máficos, olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, etc., em segundo lugar em temperatura média, e os minerais félsicos, plagioclásio, feldspato alca- lino, quartzo, etc., no último lugar em baixa temperatura. Entretanto, o plagioclásio se cristaliza em uma ampla faixa de temperatura. Os minerais cristalizados possuem com- posição química diferente do magma, sendo normalmen-te mais máfica, e se decantam na base da câmara mag-mática devido ao peso específico superior à do magma. Desta forma, o magma residual muda de sua composição de máfica para félsica, formando uma série de rochas íg-neas. De acordo com o resfriamento e cristalização parcial do magma, a composição muda de basáltica, andesítica, dacítica e riolítica. A evolução química do magma por meio da decantação dos minerais cristalizados é denomi-nada cristalização fracionada. De acordo com avanço da cristalização fracionada, as rochas derivadas do magma em evolução tendem a diminuir o índice de cor. Desta for-ma, rochas melanocráticas são relacionadas a magmas de alta temperatura, de composição máfica, que é próxima à do magma primário. Por outro lado, rochas leucocráti-cas são relacionadas a magmas de baixa temperatura, de composição félsica, correspondente ao estágio avançado de cristalização fracionada. Por esta razão, o índice de cor é um parâmetro indicador da temperatura e do grau de evolução química do magma, podendo ser um importante parâmetro para classificação de rochas ígneas. Para classificação de rochas ígneas, as categorias mela- nocrática, mesocrática e leucocrática definidas por Shand não são práticas. Conforme esta classificação, muitas rochas se encaixam na categoria leucocrática, havendo poucas rochas melanocráticas. Além disso, a maioria de basalto e gabro é classificada como rochas mesocráticas, e não, melanocráticas. Desta forma, são utilizadas as ca-tegorias: 1) félsica, 0<M<20; 2) intermediária, 20<M<40; 3) máfica, 40<M<70; 4) ultramáfica, 70<M<100. Confor-
  11. 11. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o me resfriamento magmático, os minerais máficos cristali- zados muda de olivina, hiperstênio, augita, hornblenda e biotita. Por outro lado, o plagioclásio cristaliza-se em uma ampla faixa, variando-se sua composição química: de pla- gioclásio cálcio (bytownita, labradorita). Para plagioclásio sódico (oligoclásio). No estágio final, cristalizam-se quarto e feldspato alcalino potássico (Fig. 3.17). A maioria das rochas ígneas encontradas no campo segue a esta série de cristalização fracionada, denomi-nada série Ca-alcalina. A expressão “série calco- alcalina” não é recomendada devido a que o prefixo “calco” signi-ficar fogo. As rochas ígneas desta série são encontradas principalmente nas regiões continentais, sobretudo nas cordilheiras e arcos de ilha. Existe uma tendência geral de que tanto maior for o índice de cor, quanto menor será teor de SiO2. De acordo com o teor de SiO2, rochas ígneas são classificadas quimicamente em: rochas ultrabásicas (SiO2<45%), básicas (52%<SiO2<45%), rochas intermedi-árias. (66%<SiO2<52%) e rochas ácidas (SiO2>66%). Esta classi- ficação por teor da sílica é válida apenas para as rochas íg- neas da série Ca-alcalina. Neste sentido, basalto é uma ro- cha máfica e básica, e granito é uma rocha félsica e ácida. A grosso modo, as rochas ultrabásicas, básicas, intermedi- árias e ácidas acima definidas correspondem respectiva- mente às categorias ultramáfica, máfica, intermediária e félsica utilizadas na Tabela 3.3. As rochas ultramáficas não estão incluídas nesta nomen- clatura, devido à ocorrência muito rara na crosta terres-tre. Além disso, as nomenclaturas para rochas máficas e ultramáficas, propostas até hoje, são complexas, sendo difíceis a serem organizadas para ser unificadas. As rochas ígneas de granulometria ou textura diferente, mas de composição mineralógica ou química similar, são chamadas como pertencentes do mesmo clã. Como por exemplo, granito e riolito pertencem a um clã, e gabro e basalto pertencem a outro clã. O magma primário basálti-co da série Ca-alcalina, fonte da maioria das rochas ígneas de região continental, tem teor de sílica suficientemente alto em relação aos álcalis, Na2O e K2O. Por isso, a sílica em excesso se cristaliza na forma de quartzo no último estágio da cristalização fracionada. Tal propriedade geoquímica é chamada de caráter não al- calino. Por outro lado, apesar de poucas ocorrências no mundo, existem rochas ígneas derivadas a partir de um outro magma primário basáltico, que contém alto teor de álcalis relativo à sílica. Devido à insuficiência da sílica no magma primário, no estágio final, cristalizam-se feldspa- tóides, representados por nefelina, ao invés de quartzo. Tal propriedade é chamada de caráter alcalino. Esta série de cristalização fracionada, caracterizada por nefelina e outros minerais alcalinos peculiares, é chamada de série alcalina. As rochas desta série são observadas nas ilhas vulcânicas em região oceânica e riftes continentais. Além de típicas rochas da série Ca-alcalina e da série alcalina, ocorrem rochas félsicas que não contêm quartzo nem ne-felina, podendo ser classificadas geoquimicamente como da série intermediária entre as duas. A origem dos mag-mas deste grupo é complicada, sendo que, uma parte é da série alcalina, e outra parte é da série toleítica. A série toleítica é uma outra série de cristalização fracionada de caráter não alcalino, diferente da série Ca-alcalina. Con-forme a cristalização fracionada, o magma basáltico da série toleítica tende a aumentar a proporção FeO/MgO, ao invés de diminuir o teor total de MgO + FeO, ou seja, o índice de cor. Devido a ser de caráter não alcalino, as rochas da série toleítica altamente fracionadas contêm quartzo as rochas desta série são encontradas na crosta oceânica. Classificação de rochas da série sem quartzo e sem nefelina. O detalhamento sobre cristalização fracionada da série Ca-alcalina e de outras séries será explicado nos capítulos posteriores. De grosso modo, quase todos os autores adotam basica- mente os nomes e seus significados conceituais de rochas ígneas conforme a Tabela 3.3. Porém, há pequenas diver- gências entre os autores. Como por exemplo, sobre o limi- te entre basalto e andesito, existem alguns critérios dife- rentes: andesito possui maior teor de sílica (acima de 52, 52.5, ou 53.5 %, depende de autores), menor índice de cor (30, 35, 37.5, 40, depende de autores), ou composição de plagioclásio mais sódico (andesina; Ab>50). Trabalhos recentes tendem adotar composição química da massa fundamental como o critério. Classificação pela IUGS. Os nomes e definições de rochas ígneas foram desenvolvidos separadamente em cada es- cola tradicional. Em conseqüência disso, ocorreu grande confusão de nomes de rochas ígneas, incluindo vários si- nônimos, homônimos e nomes desnecessários. Os crité-rios de classificação também foram diversos. A Subcomis-são da International Union of Geological Sciences (IUGS) tentou a unificação dos nomes de rochas ígneas durante décadas, e adotou a composição mineralógica quantitati-va e a granulometria semiquantitativa como únicos crité-rios de classificação de rochas ígneas, não dependendo da gênese, modo de ocorrência geológica e textura específi-ca, denominada classificação descritiva quantitativa. Des-ta forma, as rochas que pertencem a uma categoria, de mesmo nome, podem ter mais de uma gênese. Com este conceito básico, a Subcomissão apresentou uma nomen- clatura de classificação descritiva de rochas ígneas (Stre- ckeisen, 1976), conhecida popularmente como diagrama de Streckeisen. Os nomes a serem adotados foram defi-nidos de acordo com aqueles encontrados na literatura. Atualmente, a classificação da IUGS se tornou o método mais utilizado do mundo, sobretudo para rochas félsicas. Os principais parâmetros de classificação é a abundância volumétrica (moda) relativa dos minerais félsicos, isto é, quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio. Tal método foi utilizado pelas escolas americanas, tais como Johannsen (1931), sendo diferente da classificação clássica da Euro- pa, que adota o índice de cor ou composição do plagio- clásio como principal parâmetro classificador. Apesar da diferença dos critérios, a classificação da IUGS se correla- ciona bem com as categorias definidas pela classificação clássica. Segundo a classificação da IUGS, minerais constituintes de rochas ígneas são subdivididos nos seguintes 5 tipos: Q - Minerais de sílica, SiO2; quartzo, tridimita e cristoba- lita. A - Feldspato alcalino, inclusive albita altamente sódica (0<An<5); ortoclásio, microclina, albita pertítica, anorto- clásio, sanidina, etc. P - Plagioclásio não albítico (5 < An < 100); plagioclásio geral e escapolita. F - Feldspatóides (fóides); Nefelina, leucita, pseudoleuci- ta, analcima, sodalita, cancrinita, etc. M - Minerais máficos, opacos, e acessórios; biotita, anfi- bólios, piroxênios, olivina, etc.; Geologia
  12. 12. A u x i l i a r t é c n i c o e m M i n e r a ç ã o Magnetita, ilmenita, pirita, etc.; zircão, apatita, titanita, epidoto, allanita, granada, melilita, Carbonatos primários, etc. Rochas Plutônicas ou Intrusivas As rochas plutônicas se cristalizam em profundidade na crosta terrestre, isto é, se resfriam muito lentamente por estarem em ambiente aquecido pelo gradiente geotér-mico e por perderem calor muito lentamente. Estas con-dições permitem o crescimento dos cristais que podem chegar a centímetros de tamanho. Como regra geral as rochas plutônicas se caracterizam por possuírem minerais que podem ser individualizados e vistos a olho nu. Exemplo: Granito Rochas Vulcânicas ou Extrusivas Como lembra o nome, as rochas vulcânicas, estão associa- das a fenômenos vulcânicos, isto é, fenômenos que ocor- rem na superfície do planeta. Importante lembrar que vulcânico não significa necessariamente estar associada a vulcão. O magma quando atinge a superfície recebe o nome de lava, quando na forma líquida. Estas rochas por se cristalizarem em ambiente atmosféri-co, perdem calor muito rapidamente, o que não permite um crescimento muito grande de seus minerais. Como re-gra geral, dizemos que em uma rocha vulcânica os mine-rais só são visíveis com o uso de uma boa lupa ou micros-cópio. Exemplos: Riolito, que é o equivalente vulcânico do granito. Basalto, uma rocha vulcânica muito comum no Brasil e no assoalho oceânico. Rochas Sedimentares São aquelas formadas pela deposição de material de- trítico, matéria orgânica ou precipitados quimicos (evaporitos).O material após ser depositado passa por um processo de endurecimento (litificação) através de compactação e cimentação. Ao conjunto dos fenômenos que levam à litificação de um sedimento chamamos de diagênese.Como as rochas sedimentares se formam em ambiente superficial, seus minerais são adaptados às con-dições termodinânicas ai reinantes, predominando grãos de quartzo, argilas, carbonatos e outros sais. Rochas Metamórficas São rochas formadas a partir de rochas já existentes, in- clusive outras rochas já previamente metamórfizadas, quando estas são levadas a um ambiente de pressão e/ou temperatura superiores às condições em que foram for-madas. As novas condições de pressão e/ou temperatura devem ser suficientes para que os minerais sofram mo-dificações químicas ou físicas. Como mudança química, temos reações que levam à formação de novos minerais e como mundanças físicas pode ocorrer simplesmente o crescimento e reorganização dos cristais através do fenô-meno conhecido como recristalização. Para classificações mais detalhadas ver os artigos específicos de cada tipo genético de rocha. Outras classificações Existem muitas outras maneiras de classificar as rochas e muitas destas classificações têm uma utilidade muito res- trita. Mesmo as classes genéticas descritas acima, podem ser subdivididas em um sem número de subclasses. Abai-xo indicamos outras classificações que o estudante de Ge- ociências normalmente utiliza em seus estudos. Classificação química O Silício é o segundo elemento químico mais abundante na Crosta terrestre, sendo que o mais abundante é o Oxi- gênio. Desta forma os óxidos de silício (SiO2) jogam um papel importante na formação dos minerais mais abun- dantes: feldspatos, quartzo e micas. As rochas ricas em Silício são também ricas em minerais silicatados. Quando o teor de Silício é suficientemente grande, forma-se o dió- xido de silício, que é o quartzo. Por outro lado rochas po- bres em Silício são também pobres nestes silicatos. Enfim, numa rocha ígnea sua composição e o teor de silício é um bom indicador dos minerais que se espera encontrar nas mesmas. No caso das rochas vulcânicas, onde os mine-rais são de difícil visualização, estes parâmetros acabam tendo muita importância para classificá-las. Assim sendo surgiu uma proposta classificatória das rochas ígneas ba-seada no teor de SiO2 (sílica): Ácida O teor de sílica é superior a 66%. Nestas rochas a quan- tidade de sílica é suficiente para cristalizar o Quartzo. Exemplo: Granito Intermediária O teor sílica varia de 66 a 52% Não há sílica suficiente para se formar quartzo em abundância, predominando os sili- catos na forma de feldspatos e feldspatóides. Ex: Andesito Básica O teor de sílica varia de 52 a 45%. Ex: basalto, gabro.

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