Aula 2 - Rochas Ígneas - Leitura Complementar

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Lista Geral do Acervo de Rochas
Rochas Sedimentares Rochas Metamórficas
Rochas Ígneas
Rochas Ígneas
Rochas Ígneas
Rochas Ígneas Plutônicas do Acervo
Rochas Ígneas Vulcânicas do Acervo
Formação das rochas ígneas
Ambiente de cristalização
Classificação de rochas ígneas
Viscosidade dos Magmas
Tipos de plútons
Diferenciação magmática
Série de reação de Bowen – Sequência de cristalização dos minerais
Rochas Ígneas Plutônicas do Acervo
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101 – Granito
Róseo
102 – Granito
Róseo
103 – Granito
Porfirítico
103a – Granito
Porfirítico
104 – Granito
Róseo
105 – Biotita
Granito Porfirítico
105b – Anfibólio
Monzogranito 107 – Aplito
108 – Pegmatito
Granítico
112 – Charnockito
Esverdeado 113 – Tonalito 117 – Sienito
121 – Biotita
Diorito
124 – Gabro
Alcalino
125 – Gabro
médio 129 – Diabásio
132 – Anortosito 133 – Anortosito
134 – Nefelina
Sienito 135 – Fonolito
137 – Carbonatito
138 – Eudialita
Sienito 140 – Piroxenito
141 – Olivina
Peridotito
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Anortosito
Carbonatito
Charnockito
Diabásio
Diorito
Gabro
Granito
Kimberlito
Peridotito
Piroxenito
Sienito
Tonalito
Rochas Ígneas Vulcânicas do Acervo
143 – Kimberlito
109 – Riolito
110 – Vitrófiro
Negro
111 – Dacito
vesicular 119 – Traquito
126 – Basalto
127 – Basalto
Porfirítico
128 – Basalto
Amigdaloídal 139 – Tefrito
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Aglomerado vulcânico (piroclástica)
Basalto
Dacito
Escória
Komatiito
Riolito
Traquito
Tefrito
Vidro vulcânico
142 – komatiito
145 – Aglomerado
vulcânico 146 – Escória Riolítica
Formação das rochas ígneas
As rochas ígneas ou magmáticas representam cerca de 80% em volume da crosta da Terra, e são formadas
pelo resfriamento e consequente cristalização de magmas. Os magmas são uma mistura de rochas
fundidas, gases dissolvidos (H O, CO , SO , entre outros) e alguns cristais. O magma gerado em
profundidade, na crosta e no manto, pode migrar do seu local de formação devido a diferenças no
gradiente de densidade entre sólido e líquido, e ascender (subir), podendo ficar alojado em regiões
denominadas de câmaras magmáticas, ou então migrar por zonas de fraqueza na rocha até a superfície
terrestre. Assim, o magma pode se cristalizar em dois ambientes distintos: em profundidade (crosta e
manto) ou na superfície terrestre. Existem várias dezenas de rochas ígneas distintas.
Ambiente de cristalização
Em ambiente profundo (manto ou crosta) o magma cristaliza lentamente, originando uma rocha
denominada de plutônica ou intrusiva, que apresenta textura com grãos distinguíveis a olho nu, de
tamanho variável, denominada de textura fanerítica. Isto ocorre pois o magma perde a temperatura
lentamente para as rochas do entorno, dando tempo para a cristalização e crescimento dos minerais. O
granito e gabro são exemplos típicos de rocha ígnea plutônica. Algumas rochas, embora intrusivas, são de
colocação rasa, sendo consideradas subvulcânicas, denominadas de rochas hipoabissais, como por
exemplo, o diabásioe o riolito.
Na superfície da terra, o magma extravasa na forma de lava que cristaliza muito rapidamente (e.g., material
expelido por um vulcão), gerando uma rocha denominada de vulcânica ou extrusiva, que apresenta uma
textura com grãos muito finos, indistinguíveis a olho nu, denominada afanítica. Isso se deve ao rápido
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resfriamento do magma ao entrar em contato com a atmosfera. Desse modo, os minerais se cristalizaram,
mas não há tempo hábil para o seu crescimento. O basalto é um exemplo típico de rocha vulcânica.
O rápido resfriamento e solidificação do magma na superfície também pode impedir a formação de
núcleos cristalinos originando uma textura vítrea; isto é, o magma resfria e solidifica, mas não forma
minerais. A obsidiana é um vidro vulcânico.
Classificação de rochas ígneas
As rochas ígneas podem ser classificadas em função de sua composição mineralógica e química. Com
base na proporção de minerais máficos ou escuros (silicatos ricos em ferro e magnésio ou
ferromagnesianos) e minerais félsicos ou claros (silicatos pobres em ferro e magnésio) elas podem ser
classificadas em:
félsica – rocha com menos de 15% de minerais máficos (piroxênio, anfibólio e biotita), e rica em
minerais félsicos (feldspato e quartzo); também denominadas de hololeucocráticas-leucocráticas.
(Exemplos: granito e riolito)
intermediária – rocha de composição intermediária, com 15 a 35% de minerais máficos (piroxênio,
anfibólio e biotita); também denominadas de mesocráticas.
(Exemplos: diorito e andesito)
máfica – rocha com 35 a 90% de minerais máficos (olivina, piroxênio e biotita); também denominadas
de mesocráticas-melanocráticas.
(Exemplos: basalto e gabro)
ultramáfica – rocha com mais de 90% de minerais máficos (olivina e piroxênio), e com pouco ou
nenhum mineral félsico; também denominadas de ultramelanocráticas.
(Exemplos: peridotito, piroxenito e komatiito)
As rochas ultramáficas são também descritas como mais primitivas, uma vez que apresentam composições
mais próximas dos materiais originais que deram origem ao nosso planeta, similar aos meteoritos
condríticos. Já as rochas félsicas são descritas como mais evoluídas, uma vez que resultam da reciclagem
contínua das rochas originais.
As rochas ígneas são predominantemente de composição silicática, ou seja, com predomínio de minerais
silicáticos, e assim podendo serem classificadas por seu conteúdo de sílica (SiO ):
ácida – rocha com teores de SiO superiores a 65%, são rochas ricas em quartzo, como por exemplo
o granito;
intermediária – rocha com teores de SiO entre 65 e 52%, como por exemplo o diorito; 
básica – rocha com teores de SiO entre 45 e 52%, com quartzo em quantidades diminutas ou
ausente, como por exemplo o basalto;
ultrabásica – Rocha com teores de SiO inferiores a 45%; onde quartzo é ausente, como por exemplo
o peridotito. 
Muito raros são os magmas de composição carbonática, ricos em CO , considerados ultrabásicos, que dão
origem aos carbonatitos (rochas que contém mais de 50% de minerais carbonáticos em sua composição)..
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Os termos básica, ácida e intermediária aqui utilizados não tem equivalência com os termos de igual nome
utilizados em química. 
Viscosidade dos Magmas
Os magmas básicos são menos viscosos, mais quentes (1000 – 1200 °C) que os magmas ácidos, e tendem a
formar fluxos de lava mais fluidos e que resultam em derrames extensos e edifícios vulcânicos do tipo
escudo vulcão, ou seja, um tipo de cone amplo com baixo gradiente topográfico (por exemplo, o vulcão
Mauna Loa, Havaí, EUA).
Os magmas ácidos apresentam alta viscosidade, menores temperaturas (700 – 900 °C) e alto conteúdo de
gás dissolvido; e sua alta resistência em fluir,  juntamente com a expansão dos gases, pode acarretar em
erupções explosivas. Nesse tipo de erupção, durante a explosão, a lava se quebra em coágulos que voam
pelo ar junto com cinzas vulcânicas e fragmentos diversos (ex. bombas vulcânicas), e pode produzir um
fluxo piroclástico. Esse tipo de erupção pode causar grandes desastres ambientais. A deposição do material
piroclástico ao redor da cratera do vulcão constrói um edifício vulcânico formado por camadas
estratificadas, resultando num estrato vulcão (ex. vulcão Monte Santa Helena, Washington, EUA).
Tipos de plútons
Plútons são grandes corpos ígneos formados pelo resfriamento do magma em grandes profundidades na
crosta terrestre.
Batólito: corpo intrusivo discordante maior de 100 km
Stock: corpo intrusivo discordante menor de 100 km
Dique: corpo intrusivo tabular discordante
Sill: corpo intrusivo tabular sub-horizontal
Lacólito: corpo intrusivo concordante, menor que um batólito, com assoalho plano e teto convexo.
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A composição desempenha um papel fundamental no controle da viscosidade dos magmas.
Quanto mais rico em sílica (SiO ) for o magma, mais polimerizado ele será, pois os tetraedros de
Si-O tendem a se ligar pelo compartilhamento de átomos de oxigênio com os tetraedros vizinhos,
aumentando assim a sua viscosidade ou resistência ao fluxo. Além disso, em temperaturas mais
elevadas os magmas apresentam menor viscosidade, ou seja, fluem mais facilmente.
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Tetraedro Si-O
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Diferenciação magmática
A evolução magmática é um conjunto de processos pelos quais um único tipo inicial de magma pode
produzir uma grande variedade de rochas ígneas diferentes, por vezes descritas como mais evoluídas. A
evolução magmática ocorre em diferentes graus na maioria dos corpos de magma. Os principais processos
envolvidos na evolução magmática são:  cristalização fracionada, assimilação de rochas encaixantes,
mistura de magmas e trocas de voláteis.
A cristalização fracionada (fracionamento) é o processo de separação dos minerais precocemente
cristalizados do magma que o gerou, impedindo assim que estes reajam com o magma, provocando um
desequilíbrio. A separação se dá, em geral, pela deposição dos minerais na base da câmara magmática,
que afundam por gravidade e devido a sua maior densidade  em relação ao magma. Nesse processo o
magma empobrece nos elementos químicos sequestrados pelos cristais precocemente cristalizados. O
processo de cristalização fracionada é responsável pela maior parte da diferenciação que ocorre nas
rochas ígneas.
A assimilação é o processo de diferenciação magmática onde o magma aquece a rocha encaixante, que
pode fundir e se misturar com esse magma, formando um magma diferente.
A mistura de magmas é o processo pelo qual os corpos adjacentes de magma se misturam nas câmaras
magmáticas ou durante a ascensão, formando um magma híbrido.
Os voláteis (H O, CO , SO , O , F , Cl ) são encontrados em quantidades variadas em quase todas as rochas
e magmas. Esses voláteis participam das reações de formação dos minerais, permitindo a formação de
minerais saturados nestas fases.
Série de reação de Bowen – Sequência de cristalização dos minerais
Durante o resfriamento dos magmas silicáticos mais comuns nem todos os minerais se cristalizam na
mesma temperatura. Alguns minerais começam a se cristalizar enquanto a temperatura do magma ainda
está muito quente. As séries de reação de Bowen definem a ordem de cristalização dos diferentes minerais
em função da temperatura e do teor de sílica (SiO ) do magma inicial. São duas sequências de cristalização,
a primeira descrita como descontínua é a dos minerais ferromagnesianos/máficos; e a segunda, que ocorre
em paralelo, é a sequência contínua de cristalização do plagioclásio, que varia de cálcico a sódico, com a
diminuição da temperatura.
Um magma máfico, ou seja rico em ferro e magnésio, mas pobre em sílica, quando resfria, cristaliza
inicialmente a olivina e o plágioclásio cálcico.  Na sequência da cristalização dos minerais máficos (série
descontínua), com a diminuição da temperatura, cristalizam nesta ordem, o piroxênio, o anfibólio e a biotita.
Os últimos minerais a se cristalizarem com o resfriamento do magma são, nesta ordem, feldspato alcalino,
muscovita e quartzo.
A série de reações de Bowen, embora muito genérica, permite prever, em uma primeira aproximação, a
temperatura na qual diferentes minerais começarão a cristalizar.  Os minerais a serem cristalizados
dependem da composição do original desse magma.
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No processo de fusão parcial de uma rocha, a sequência é praticamente inversa a da Série de Bowen, em
resumo, os minerais que se fundem primeiro são os que apresentam menor temperatura de cristalização.
Por exemplo, o quartzo, feldspato alcalino, muscovita e plagioclásio sódico serão os primeiros minerais a
sofrerem fusão. E isso resulta em que o primeiro fundido gerado seja mais rico em sílica  do que a rocha
original, e conforme a fusão continua, o magma vai se tornando mais máfico a depender dos minerais
presentes na rocha original.
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