Introdução a Petrologia Ígnea e Metamórfica - John D. Winter.pdf

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John D. Winter 
 
 
 
 
 
 
 
INTRODUÇÃO A 
PETROLOGIA ÍGNEA E 
METAMÓRFICA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Segunda Edição 
 
1 
 
SUMÁRIO 
 
Capítulo 1 ...................................................................................................................................... 6 
Alguns conceitos fundamentais ..................................................................................................... 6 
1.1 Introdução ........................................................................................................................... 6 
1.2 O Interior da Terra............................................................................................................... 8 
1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra ................................................................................. 11 
1.4 Diferenciação da Terra ...................................................................................................... 12 
1.5 Como sabemos de tudo isso? ............................................................................................ 14 
1.6 Meteoritos ......................................................................................................................... 16 
1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade ................................................ 18 
1.7.1 O Gradiente de Pressão .............................................................................................. 18 
1.7.2 O Gradiente de Temperatura ...................................................................................... 19 
1.8 Geração de Magma na Terra ............................................................................................. 21 
Capítulo 2 .................................................................................................................................... 23 
Classificação e Nomenclatura de Rochas Ígneas ........................................................................ 23 
2.1 Introdução ......................................................................................................................... 23 
2.2 Termos Composicionais .................................................................................................... 23 
2.3 Classificação da IUGS ...................................................................................................... 25 
2.3.1 Calculando e Plotando ................................................................................................ 25 
2.3.2 Rochas Faneríticas ...................................................................................................... 26 
2.3.3 Modificando Termos .................................................................................................. 27 
2.3.4 Rochas Máficas e Ultramáficas .................................................................................. 28 
2.4 Rochas Afaníticas .............................................................................................................. 31 
2.5 Rochas Piroclásticas .......................................................................................................... 36 
Capítulo 3 .................................................................................................................................... 38 
Texturas de Rochas Ígneas .......................................................................................................... 38 
3.1 – Texturas Primárias (cristal/fusão interação) ................................................................... 38 
3.1.1 Taxa de Nucleação, Crescimento e Difusão ............................................................... 39 
3.1.2 Locais Preferidos para Nucleação .............................................................................. 43 
3.1.3 Zoneamento Composicional ....................................................................................... 43 
3.1.4 Sequência de Cristalização ......................................................................................... 44 
3.1.5 Reação e Ressorção Magmática ................................................................................. 47 
3.1.6 Movimento Diferencial de Cristais e Fusão ............................................................... 48 
3.1.7 Texturas Cumulativas ................................................................................................. 49 
2 
 
3.1.8 Geminação Primária (Primary Twinning) .................................................................. 50 
3.1.9 Texturas Vulcânicas ................................................................................................... 51 
3.1.10 Texturas Piroclásticas ............................................................................................... 52 
3.2 Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmáticas .......................................................... 53 
3.2.1 Transformações Polimórficas ..................................................................................... 54 
3.2.2 Geminação Secundária ............................................................................................... 55 
3.2.3 Exsolução ................................................................................................................... 56 
3.2.4 Reações e Reposições Secundárias ............................................................................ 57 
3.2.5 Deformação ................................................................................................................ 59 
Capítulo 4 .................................................................................................................................... 64 
Estruturas Ígneas e Interações entre Campo................................................................................ 64 
4.1 Processos Extrusivos ou Vulcânicos, produtos e transformações (formas de ilha) ........... 64 
4.1.1 Propriedades do Magma e Tipos de Erupções ........................................................... 64 
4.1.2 Saídas Centrais de Formas de Ilhas ............................................................................ 66 
4.1.3 Erupções Fissurais ...................................................................................................... 71 
4.1.4 Características dos Fluxos de Lava ............................................................................ 72 
4.1.5 Depósitos Piroclásticos .............................................................................................. 75 
4.2 Processos Intrusivos ou Plutônicos e Corpos .................................................................... 80 
4.2.1 Corpos Tabulares Intrusivos ....................................................................................... 80 
4.2.3 Relações entre o Contato de Plutons .......................................................................... 85 
4.2.4 Período de Intrusão ..................................................................................................... 86 
4.2.5 Profundidade das Deformações .................................................................................. 87 
4.2.6 Injeções Múltiplas e Plutons Zonados ........................................................................ 90 
4.2.7 O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem” .......... 91 
Capítulo 5 .................................................................................................................................... 95 
Introdução a Termodinâmica ...................................................................................................... 95 
5.1 Energia ..............................................................................................................................95 
5.2 Energia Livre de Gibbs ..................................................................................................... 96 
5.3 Energia Livre de Gibbs Para Uma Fase ............................................................................ 98 
5.4 – Energia Livre de Gibbs para Reação ............................................................................ 102 
5.4.1 Variação na Energia Livre de Gibbs para Reações com Temperatura e Pressão ..... 102 
5.4.2 O Estado de Equilíbrio ............................................................................................. 104 
5.4.3 Cálculos Termodinâmicos do Diagrama de Fase ..................................................... 104 
Capítulo 6 .................................................................................................................................. 108 
Fase Binária - A Regra de Fase e Sistema para Um ou Dois Componentes ............................. 108 
6.1 Introdução ao Comportamento da Fusão de Magmas Naturais....................................... 108 
3 
 
6.2 Equilíbrio de Fase e a Regra de Fase .............................................................................. 111 
6.3 Aplicação da Regra de Fase para um Sistema com H2O ................................................. 113 
6.4 Sistema de Uma Componente ......................................................................................... 116 
6.5 Sistema Binário de Duas Componentes .......................................................................... 118 
6.5.1 Sistemas Binários com Completas Soluções Sólidas ............................................... 118 
6.5.2 Sistema Binário Eutético .......................................................................................... 123 
6.5.3 Sistema Binário Peritético ........................................................................................ 127 
6.5.4 O Sistema dos Feldspatos Alcalinos ........................................................................ 131 
Capítulo 7 .................................................................................................................................. 136 
Fase Ternária - Sistema com Mais de Duas Componentes ....................................................... 136 
7.1 Sistemas de Três Componentes (Ternário) ..................................................................... 136 
7.1.1 Sistema Ternário Eutético ........................................................................................ 136 
7.1.2 Sistemas Ternários Peritéticos.................................................................................. 141 
7.1.3 Sistema Ternário com Solução Sólida ...................................................................... 142 
7.2 Sistemas com Mais de Três Componentes ...................................................................... 149 
7.3 Série de Reações ............................................................................................................. 151 
7.4 O Efeito da Pressão no Comportamento da Fusão .......................................................... 154 
7.5 Os Efeitos dos Fluídos no Comportamento da Fusão ..................................................... 155 
7.5.1 Os Efeitos do H2O .................................................................................................... 156 
7.5.2 Os Efeitos do CO2 .................................................................................................... 163 
Capítulo 8 .................................................................................................................................. 167 
Petrologia Química 1 - Elementos Maiores e Menores ............................................................. 167 
8.1 Métodos Analíticos ......................................................................................................... 168 
8.2 Resultados Analíticos ...................................................................................................... 171 
8.3 Elementos Maiores e Menores na Crosta ........................................................................ 174 
8.4 Minerais Normativos ....................................................................................................... 175 
8.5 Diagrama de Fase ............................................................................................................ 177 
8.5.1 Plotagem Bivariante ................................................................................................. 177 
8.5.2 Plotagem Triangular: O Diagrama AFM ................................................................. 182 
8.6 O Uso do Diagrama de Variação para Modelar a Evolução Magmática......................... 182 
8.6.1 Raios dos Elementos de Pearce (PER) ..................................................................... 182 
8.6.2 Modelos Gráficos e Matemáticos da Evolução Magmática ..................................... 185 
8.7 Séries Magmáticas........................................................................................................... 190 
Capítulo 9 .................................................................................................................................. 197 
Petrologia Química 2 - Elementos Traço e Isótopos ................................................................. 197 
9.1 Distribuição de Elementos .............................................................................................. 197 
4 
 
9.2 Modelos para os Processos de Fusão-Sólida ................................................................... 201 
9.2.1 Fusão em Grupos – Batch Melting ........................................................................... 201 
9.2.2 Fracionamento Rayleigh .......................................................................................... 204 
9.3 Os Elementos Terras Raras: Um Grupo Especial de Elementos Traço ........................... 205 
9.4 Diagrama Spider .............................................................................................................. 208 
9.5 Aplicação dos Elementos Traços nos Sistemas Ígneos ................................................... 210 
9.6 Critérios Geoquímicos para Descriminação entre os Ambientes Tectônicos.................. 212 
9.7 Isótopos ........................................................................................................................... 214 
9.7.1 Isótopos Estáveis ...................................................................................................... 214 
9.7.2 Isótopos Radioativos e Radiogênicos ....................................................................... 217 
Capítulo 10 ................................................................................................................................ 234 
Fusão do Manto e a Geração do Magma Basáltico ................................................................... 234 
10.1 Petrologia do Manto ...................................................................................................... 235 
10.1.1 Ofiolítos .................................................................................................................. 235 
10.1.2 Amostras escavadas a partir das Zonas Oceânicas Fraturadas ............................... 236 
10.1.3 Nódulos nos Basaltos ............................................................................................. 236 
10.1.4. Xenólitos em Corpos Kimberlíticos ...................................................................... 236 
10.2 Fusão do Manto ............................................................................................................. 239 
10.2.1 Elevando a Temperatura .........................................................................................239 
10.2.2 Redução da Pressão ................................................................................................ 240 
10.2.3 Adicionando Voláteis ............................................................................................. 241 
10.2.4 Um breve Sumário da Fusão do Manto .................................................................. 243 
10.3 Geração do Magma a partir de uma Quimicamente Uniforme ..................................... 244 
10.4 Magmas Primários......................................................................................................... 248 
10.5 Um Modelo de Manto Quimicamente Heterogêneo ..................................................... 251 
Capítulo 11 ................................................................................................................................ 257 
Diversificação do Magma ......................................................................................................... 257 
11.1 Fusão Parcial ................................................................................................................. 257 
11.2 Diferenciação Magmática ............................................................................................ 259 
11.2.1 Cristalização Fracional ........................................................................................... 260 
11.2.2 Transporte dos Voláteis .......................................................................................... 265 
11.2.3 Imiscibilidade de Líquidos ..................................................................................... 267 
11.3 Mistura do Magma ........................................................................................................ 270 
11.4 Assimilação ................................................................................................................... 272 
11.5 Limites de Camadas, Cristalização In Situ e Convenção Composicional ..................... 275 
11.6 Processos de Misturas ................................................................................................... 279 
5 
 
11.7 Associações Ígneas – Tectônicas .................................................................................. 280 
Capítulo 12 ................................................................................................................................ 282 
Intrusões de Camadas Máficas .................................................................................................. 282 
12.1 Acamadamento Ígneo ................................................................................................... 283 
12.2 Exemplos de Intrusões de Camadas Máficas ................................................................ 285 
12.2.1 O Complexo de Bushveld ...................................................................................... 286 
12.2.2 O Complexo Stillwater ........................................................................................... 290 
12.2.3 A Intrusão de Skaergard ......................................................................................... 293 
12.3 O Processo de Cristalização, Diferenciação, e Acamadamento nos LMIs .................... 298 
12.3.1 Estabelecimento da Gravidade ............................................................................... 299 
12.3.2 Recarga e Mistura do Magma ................................................................................ 300 
12.3.3 Oscilações Através do Cotético .............................................................................. 300 
12.3.4 Compactação .......................................................................................................... 300 
12.3.5 Cristalização e Convecção In Situ .......................................................................... 301 
12.3.6 Nucleação e Cristalização Preferencial .................................................................. 302 
12.3.7 Densidade Corrente ................................................................................................ 303 
12.3.8 Processos Combinados ........................................................................................... 306 
Capítulo 13 ................................................................................................................................ 310 
MORB - Vulcanismo das Cadeias Meso-Oceânicas ................................................................. 310 
13.1 O Vulcanismo em Bordas de Placas Construtivas ........................................................ 310 
13.2 As Cadeias Meso-Oceânicas ......................................................................................... 310 
13.3 Estrutura da Crosta Oceânica e o Manto Superior ........................................................ 314 
13.4 Petrografia do MORB e a Química dos Elementos Maiores ......................................... 316 
13.5 Elementos Traços do MORB e Química dos Isótopos .................................................. 322 
13.6 Petrogênese e Basaltos da Cadeia Meso-Oceânica ....................................................... 324 
Capítulo 14 ................................................................................................................................ 334 
OIB - Vulcanismo Oceânico Intraplaca .................................................................................... 334 
14.1 Atividade Vulcânica Intraplaca ..................................................................................... 334 
14.2 Tipos de Magmas OIB .................................................................................................. 336 
14.2.1 Petrografia OIB e Química dos Elementos Maiores .............................................. 337 
14.3 Química dos Elementos Traços da OIB ........................................................................ 342 
14.4 Química Isotópica do OIB ............................................................................................. 344 
14.4.1 Isótopos Sr e Nd ..................................................................................................... 345 
14.4.2 Isótopos Pb ............................................................................................................. 346 
14.5 A Petrogênese dos OIBs ................................................................................................ 350 
 
6 
 
Capítulo 1 
Alguns conceitos fundamentais 
 
 
Neste capítulo inicial, resumirei e apresentarei os capítulos mais detalhados que virão. Depois de uma breve 
apresentação das rochas ígneas, tentarei organizar nossa abordagem do tema da petrologia ígnea. Depois, porque os 
magmas são criados a partir do derretimento de material nas profundezas da Terra, abordaremos, num sentido mais 
geral, a construção e estrutura interna da Terra, seguida por um resumo das teorias atuais a respeito de como ela 
assumiu essa configuração. Finalmente, revisaremos, num sentido bem geral, o modo de ocorrência das rochas 
ígneas comuns. Presumir-se-á que vocês, estudantes, estão familiarizados com os conceitos mais básicos, tais como 
a diferença entre rochas ígneas vulcânicas, plutônicas e piroclásticas, etc. Como vocês podem querer uma breve 
revisão do capítulo sobre rochas ígneas e processos no texto do seu curso de geologia introdutória, isto refrescará 
sua memória e garantirá um painel inicial de como procedemos para refinar as idéias. Revisar o capítulo de placas 
tectônicas poderia ajudar nesta questão. 
 
 
1.1 Introdução 
 
Petrologia ígnea é o estudo do magma e das rochas que dele são cristalizadas. O surgimento pela 
cristalização do magma parece um critério simples demais para classificar uma rocha como ígnea.Mas podemos 
apenas raramente observar a formação das rochas ígneas diretamente e isto vale somente para algumas lavas da 
superfície. Devemos, logo, desenvolver uma forma separada de critério de observação para determinar que uma 
rocha é, de fato, de origem ígnea. Tais critérios serão desenvolvidos mais adiante, mas, a propósito de introduzi-los, 
eles incluem: 
 
1) Critérios de Campo. Corpos ígneos intrusivos comumente atravessam as “rochas originais” nas quais eles 
penetram, conseqüentemente truncando estruturas externas como um leito ou foliação. Eles podem também exibir 
alguns tipos de efeitos de contato. Quando desenvolvidos, uma estreita, bem-granulada margem fria (ou “zona 
fria”), dentro da qual a margem do corpo ígneo, ou localizada atrás das rochas originais, são bons indicadores de 
uma origem ígnea para corpos plutônicos. Além disso, temos associado certas formas especificas de corpos rochosos 
a uma origem ígnea. Por exemplo, um extrato vulcânico, um corrente cordada, uma soleira ou lacólito etc. tem sido 
associados com processos ígneos, ambos pela observação de um evento ígneo ou pela aplicação de alguns dos 
critérios acima. Aspectos de campo de rochas ígneas serão discutidos mais adiante no Capítulo 4. 
 
2) Critérios de Textura. Petrografia é a ramificação da petrologia que lida com o exame microscópico de finas 
seções, analisando amostras de rochas e gradientes de espessura, a fim de que possam prontamente transmitir a luz. 
Pela observação de rochas ígneas ao microscópico, associamos a uma específica textura entrelaçada com lenta 
cristalização de um magma (Figura 1-1). Quando cristais estão se formando em um magma frio, eles normalmente 
desenvolvem uma forma quase perfeita de cristal, enquanto o magma assegura a não obstrução da forma de cristal 
preferida. Enquanto o magma continua a esfriar e mais cristais se formam, eles eventualmente começam a interferir 
uns com os outros e a crescer uns entre outros. A textura entrelaçada resultante mostra cristais se interpenetrando, de 
forma parecida à de um quebra-cabeça. Como discutiremos no Capítulo 3, quanto ao relativo desenvolvimento das 
formas de cristal, inclusões e interpenetrações podem comumente ser usadas para inferir a seqüência na qual 
minerais de diferentes espécies são cristalizados. 
 
 
 
7 
 
 
Figura 1-1 Texturas entrelaçadas em um granodiorito. De Bard (1986). 
 
 
O rápido resfriamento e solidificação do magma pode resultar em outra textura característica: textura de 
vidro. Quando o magma solidifica rapidamente para formar estruturas de cristal ordenadas, o resultado é um sólido 
não cristalino, ou vidro. O vidro é prontamente reconhecido sob o microscópio petrográfico por seu óptico caráter 
isotrópico. 
 
Como os líquidos não podem sustentar tensões direcionadas substanciais, as foliações raramente se 
desenvolvem. Um critério de textura comum para distinguir uma ígnea de uma rocha metamórfica cristalina em 
desenvolvimento, logo, é baseado na textura isotrópica (orientações ocasionais de cristais alongados) do formador. 
O que requer cuidado, contudo, ao se usar este critério, assim como alguns processos ígneos, tais como cristais 
sedimentados e fluxos magmáticos, pode produzir alinhamentos minerais e foliações em rochas ígneas. 
 
Depósitos piroclásticos (aqueles que resultam de erupções explosivas) podem ser talvez os mais difíceis de 
reconhecer como ígneos. Normalmente, a porção se solidificou e esfriou consideravelmente, antes sendo depositada 
com uma porção significativa das rochas pré-existentes pulverizadas apanhadas na explosão. A atual deposição de 
material piroclástico é, em grande parte, um processo sedimentar, daí a dificuldade de reconhecimento. De fato, há 
alguns debates entre geólogos se as rochas piroclásticas devem ser consideradas ígneas ou sedimentares. Elas são 
ígneas no sentido que o são todos os materiais cristalizados do magma, embora uma proporção possa ter se 
originado de depósitos vulcânicos anteriores. Esta é a “piro” parte. Elas são sedimentares também. Na medida em 
que elas representam partículas sólidas depositadas por fluido médio: ar ou, algumas vezes, água. Esta é a “clástica” 
parte. Alguns geólogos têm sabiamente sugerido que evitemos este debate inútil, considerando-se as piroclásticas 
como ígneas em construção e sedimentares como ígneas em desagregação. 
 
No Capítulo 3, discutiremos as texturas ígneas mais detalhadamente, incluindo aquelas espécies 
examinadas em desenvolvimento e aquelas analisadas em corte fino com a ajuda do microscópio petrográfico. 
 
Como inicialmente consideramos o estudo e os processos de rochas ígneas, talvez devamos primeiro 
considerar o que é exatamente isto que queremos saber. O caráter de muitas questões gerais que poderíamos esperar 
ter respondido pode incluir a seguinte: como os magmas são gerados? O que é o magma e onde encontrá-lo? O que é 
produzido por esse derretimento? Como realmente o magma então produzido se cristaliza para formar rochas ígneas 
e quais processos acompanham esta cristalização? De que modo às porções líquidas e sólidas se envolvem durante o 
processo de derretimento e cristalização? A grande variedade na composição de rochas ígneas agora encontradas na 
superfície da Terra resulta de diferentes fontes de magma ou pode ser atribuída a variações no processo de 
derretimento e cristalização? Há uma relação entre tipos de rochas ígneas e seções tectônicas? Se há, o que controla 
isto? 
 
Finalmente podemos perguntar, “O que precisamos saber para avaliar isto?” Em outras palavras, de que 
prévias experiências e abordagens um bom e moderno petrólogo precisa? Como conhecimentos imperativos, eu 
sugeriria os seguintes: 
 
8 
 
1. Um petrólogo precisa de experiências de observação de rochas e texturas. Ele não pode começar a estudar rochas 
sem saber como reconhecê-las, descrevê-las, organizá-las e analisá-las. 
 
2. Dados experimentais (de amostras sintéticas e naturais) são também necessários. Podemos compreender melhor a 
criação e cristalização do magma pela recriação desses processos em laboratório, simulando as condições 
encontradas em grandes profundidades e analisar os resultados. 
 
3. Alguma teoria é também necessária, para que possamos organizar e compreender melhor os resultados 
experimentais e aplicá-los para além da composição exata e das condições dos experimentos. Um pouco de química, 
incluindo a dos grandes elementos, elementos residuais e isótopos são necessários, assim como termodinâmicos. 
Assim que os visualizamos, estas técnicas também nos ajudam a caracterizar rochas e avaliar regiões-fonte e 
processos em evolução. 
 
4. Também precisamos de conhecimentos sobre o que o interior da Terra contém e sobre as condições físicas que lá 
existem. Magmas são criados em regiões mais profundas do que podemos observar diretamente. Se quisermos saber 
o que é o magma e como surge, devemos rever o que é sabido sobre o interior da Terra e como os constituintes e as 
condições variam com o assentamento tectônico. 
 
5. Por fim, precisamos de experiências práticas com atividade tectônica. A pesquisa é baseada em literatura das 
rochas mais comuns e processos in natura, aponta modelos para todas as sugestões acima e dá um painel mais 
completo. 
 
Espero que possamos adquirir estas experiências e habilidades requisitadas nos capítulos que virão. Embora 
pudesse ser preferível desenvolver cada uma das habilidades acima seqüencialmente, isto não é prático e pode ser 
impossível, na medida em que estão integradas no processo cientifico. O estudante adquirirá experiência em 
observação direta nas aulas em laboratório, com a ajuda dos Capítulos 2 (classificação) e 3 (texturas). O Capítulo 4 é 
formuladopara lhe dar um levantamento das rochas ígneas em seus aspectos de campo. Isto é largamente uma 
revisão de conceitos fundamentais. Depois, pegaremos alguma teoria dos sistemas de magma e a aplicamos à análise 
de alguns sistemas experimentais simples. Então, procederemos aos sistemas naturais mais complexos e às 
ferramentas necessárias (em sua maioria químicas) para estudá-los. Por fim, embarcaremos na revisão das mais 
comuns e provinciais ígneas e do estado atual das modernas teorias para o seu desenvolvimento. Esta última porção 
irá demandar consideráveis aplicações e até amplificações das habilidades teóricas que temos adquirido. 
 
Numa escala maior, todos os processos ígneos, metamórficos e sedimentares contribuem para a forma 
diferenciada do planeta. Processos ígneos são de longe os mais dominantes neste aspecto, assim como os 
grandemente responsáveis pela separação da crosta em relação ao manto e pela origem de muitos recursos naturais. 
Manter esta grande escala de diferenciação em mente nos ajudará enquanto exploramos os componentes mais 
específicos que se seguirão. 
 
1.2 O Interior da Terra 
 
Como mencionado acima, virtualmente, todas as rochas ígneas se originam pelo derretimento de material 
localizado em grandes profundidades da Terra. Todas as rochas terrestres que agora temos na superfície da Terra 
foram derivadas inicialmente do manto, embora algumas vieram por meio de um ou mais ciclos de processos 
sedimentares, metamórficos e/ou ígneos subseqüentes. Se essas rochas têm uma origem inicialmente profunda, 
precisamos saber o que formou a Terra se queremos compreender essas origens mais detalhadamente. O interior da 
Terra é subdividido em três grandes unidades: a crosta, o manto e o núcleo (Figura 1-2). Estas unidades foram 
reconhecidas décadas atrás, durante o começo da sismologia, uma vez que elas eram separadas por grandes 
descontinuidades nas velocidades de P (compressional) e S (distensional) ondas que propagam ao longo daquelas 
camadas na Terra (Figura 1-3). 
9 
 
 
Figura 1-2 Principais subdivisões da Terra. Crust: crosta; Mantle: manto; Upper mantle: manto externo; Lower mantle: manto 
interno; Core: núcleo; Outer core (liquid): núcleo externo (líquido); Inner core (solid): núcleo interno (sólido); Transition zone: 
Zona de transição; Depth: profundidade. 
 
 
 
Figura 1-3 Variação nas ondas de velocidade em P e S a partir da profundidade. Subdivisões de composição da Terra estão à 
esquerda. Subdivisões reológicas à direita. 
 
Há também dois tipos básicos de crosta: crosta oceânica e crosta continental. A crosta oceânica é mais 
delgada (aproximadamente 10 km de espessura) e tem uma composição essencialmente basáltica. Aprenderemos 
mais sobre a composição, estrutura e origem da crosta oceânica no Capítulo 13. Como o processo das placas 
tectônicas passa pela criação de crostas oceânicas em cadeias meso-oceânicas e a consomem em zonas de 
subducção, a crosta oceânica é continuamente renovada e reciclada. A mais antiga crosta oceânica é a do Sudeste do 
Pacífico, com aproximadamente 160 milhões de anos. A crosta continental mais grossa (em média 36 km, mas 
estendida a 90 km) e mais heterogênea, incluindo todos os tipos de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas. 
Diferentemente da crosta oceânica, é muito flutuante para subduzir. A quantidade de crosta continental tem sido 
gradualmente ampliada ao longo dos últimos 4 Ga, principalmente na forma do magma derivado do manto. Algumas 
crostas continentais são, assim, muito antigas, enquanto que algumas são bem recentes. Haverá muito mais a dizer 
sobre a crosta continental ao longo deste livro. Uma composição bem geral da crosta continental poderia ser 
representada por um granodiorito. A crosta é fina demais para ser representada na Figura 1-2. Mesmo a parte mais 
espessa da crosta continental seria mais fina que a linha mais superior. Isto compreende cerca de 1% do volume da 
Terra. 
 
Imediatamente abaixo da crosta, estendendo-se por aproximadamente 3000 km, está o manto, contendo 
cerca de 83% do volume da Terra. O limite, ou descontinuidade, entre a crosta e o manto é chamado de Moho, ou 
descontinuidade de M (encurtado por Mohorovic, o nome do sismologista britânico que o descobriu em 1909). 
Nessa descontinuidade, a velocidade das ondas de P cresce abruptamente de aproximadamente 7 para mais 
8 km/seg. Isto resulta em refração, assim como em reflexão das ondas sísmicas assim que elas encontram a 
descontinuidade, tornando relativamente simples a determinação da profundidade. O manto é composto 
10 
 
predominantemente de Ferro e Magnésio, ricos em minerais silicáticos. Saberemos mais sobre a petrologia do manto 
no Capítulo 10. 
 
Dentro do manto, muitas outras descontinuidades sísmicas separam camadas que se distinguem mais por 
diferenças físicas que químicas. A camada mais superficial, entre 60 e 220 km, é chamada camada de baixa 
velocidade, pois, dentro dela, ondas sísmicas mergulham lentamente, se comparadas com a velocidade acima e 
abaixo da camada (Figura 1-3). Ondas sísmicas lentas são incomuns, porque sua velocidade geralmente aumenta 
com a profundidade, já que elas se propagam mais rapidamente através dos materiais densos (assim como o som 
viaja mais rapidamente através da água do que através do ar). Acredita-se que a razão para as ondas sísmicas 
mergulharem em baixa velocidade é devido ao índice de 1 a 10% do derretimento parcial do manto. O derretimento 
provavelmente forma uma fina descontinuidade ao longo dos veios limítrofes, que retardam as ondas sísmicas. O 
magma também enfraquece o manto nesta camada, fazendo-o se comportar de forma mais dúctil. A camada de baixa 
velocidade varia em espessura, dependendo do local da pressão, temperatura, ponto de derretimento e 
disponibilidade de H2O. Poderemos discutir a origem camada de baixa velocidade mais adiante no Capítulo 10. 
 
Abaixo da camada de baixa velocidade, encontramos mais descontinuidades sísmicas dentro do manto. A 
descontinuidade de 410 Km é creditada a uma fase de transição em que olivina (o principal mineral componente do 
manto) muda para uma estrutura espiral. A 660 km, o comando de Si no manto silicático muda da familiar IV-
camada para VI-camada. Estas duas transições resultam num abrupto crescimento da densidade do manto, 
acompanhado por um salto nas velocidades sísmicas. 
 
Abaixo da descontinuidade de 660 km, a velocidade das ondas sísmicas cresce bastante uniformemente 
(Figura 1-3) até que encontram o núcleo. O limite manto/núcleo é uma descontinuidade química profunda na qual os 
silicatos do manto dão lugar a uma liga metálica de Fe mais densa, com menores quantidades de Ni, S, Si, O etc. O 
núcleo externo está em estado líquido/derretido, enquanto que o núcleo interno é sólido. A composição dos núcleos 
internos e externos é provavelmente similar. 
 
A transição para um sólido resulta do aumento de pressão com a profundidade, que favorece o estado 
sólido. Ondas S não podem se propagar através de um líquido, porque os líquidos não resistem à distensão. Embora 
as ondas S sejam somente desaceleradas pelo líquido delgado em camadas de baixa velocidade, elas desaparecem 
inteiramente assim que alcançam o núcleo exterior (Figura 1-3). Ondas P desaceleram no núcleo líquido e se 
refratam mais abaixo, resultando na “zona de sombra” sísmica, uma zona em forma de anel em que terremotos de 
ondas P não alcançam a superfície da Terra pelo lado de fora do qual foram originadas. 
 
Uma forma alternativa de considerar as subdivisões da Terra é baseada nas propriedades reológicas. 
Usando este critério, podemos considerar a crosta e a porção mais rígida do manto superior, acima da camada de 
baixa velocidade, como umaunidade bastante uniforme, conhecidamente chamada de litosfera. A espessura da 
litosfera média é de 70 a 80 km abaixo do nível do mar e de 100 a 150 km de espessura abaixo dos continentes. O 
manto mais dúctil abaixo disso é chamado de astenosfera (do grego asthenes: “sem força”). 
 
A litosfera e a astenosfera são diferenciadas por suas propriedades mecânicas, não pela composição ou 
velocidade sísmica. Embora não estejam incluídas na Figura 1-2, elas são importantes na teoria das placas 
tectônicas, porque se considera que a ductibilidade da astenosfera garante a zona de deslocamento acima da qual as 
placas rígidas da litosfera se movem. O manto abaixo da astenosfera é comumente chamado de mesosfera. O limite 
exato astenosfera/mesosfera deve corresponder à transição de materiais dúcteis para materiais mais rígidos com a 
profundidade. A base da camada dúctil é insuficientemente comprimida. A maioria dos geofísicos acredita que a 
astenosfera se estende por cerca de 700 km de profundidade. Abaixo disso, a natureza do manto não é bem 
conhecida, mas as ondas sísmicas que atravessam a mesosfera abaixo de 700 km não são muito consideravelmente 
atenuadas, sugerindo que esta é uma camada de alta força. As subdivisões reológicas do manto estão ilustradas no 
lado direito da Figura 1-3. 
 
 
11 
 
1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra 
 
Agora que temos alguma idéia do que constitui a Terra, é interessante especular sobre como isto aconteceu. 
O cenário a seguir resume as teorias mais largamente aceitas sobre a origem do sistema solar. Embora isto seja 
apresentado como um fato, é feito somente para evitar o uso constante de discriminantes e frases indefinidas. Por 
favor, lembre-se que isto é apenas uma coleção de idéias consistentes internamente, por meio das quais explicamos 
o que agora observamos, embora a extensão dessa consistência de fato nos credencie para os modelos. 
 
O modelo mais popular para a origem do universo considera o Big Bang ocorrendo entre 12 a 15Ga antes 
da atual. De acordo com dados radiométricos de meteoritos, o sistema solar começou a ser formado há cerca de 4.56 
Ga da era atual, como uma grande nuvem de matéria chamada nebulosa solar (Figura 1-4). A nebulosa consistia em 
grande parte de H2 molecular mais algum He e, em menor quantidade, Be e Li (os únicos produtos do Big Bang). 
Um pouco mais de 2% contém elementos pesados, incluindo alguns outros gases e finas partículas sólidas 
(“poeira”), presumidamente criadas pela síntese de reações nucleares próximas a estrelas e supernovas. 
 
Figura 1-4 Teoria nebular da formação do sistema solar (a). A nebulosa solar se condensa da média interestelar e se contrai. (b) 
À medida que a nebulosa diminui, sua rotação provoca seu achatamento em forma de disco (c), com a maior parte da matéria 
concentrada em direção ao centro, como a um sol principal (d) Partículas sólidas mais externas se condensam e acrescem para 
formar os planetas (d) e (e). De Abell et al. (1988). 
 
A nuvem nebulosa começou a ruir lentamente por conta das interações gravitacionais de seus constituintes. 
Como estava girando, aplainou-se em forma de disco em função de forças centrífugas, com 1 a 10% de massa 
constituindo o disco central. A combinação do colapso gravitacional, força centrifuga e conservação de momento 
angular resultou em que a maioria da massa perdeu momento angular, caindo no centro do disco, provavelmente 
para formar o sol. Poucos metros para corpos quilometrados, chamados planetesimais, começaram a se formar e se 
desenvolver na nebulosa. O colapso gravitacional da massa e sua composição geraram aquecimento considerável, 
alcançando eventualmente o estágio em que a síntese nuclear (fusão) de hidrogênio e hélio se tornou possível. 
 
Os primeiros 100.00 anos testemunharam uma evolução muito rápida do “proto-sol”, acompanhada por 
uma alta luminosidade casada pelo aquecimento gerado pela contração inicial. Quando a compressão estava perto de 
acabar, o sol entrou no estágio T-Tauri, caracterizado por uma atividade menos vigorosa, durando mais 10 Ma. O 
vento solar, uma corrente de partículas carregadas, transformou-se durante o estágio T-Tauri e começou a emanar 
radialmente para fora do sol, em vez de espiralmente a partir dos pólos. A nebulosa perdeu aproximadamente a 
metade de sua massa inicial durante esse estágio. 
 
Do material remanescente, 99,9% da massa ruiu para formar o sol e outro 0,1%, com a maior parte do 
momento angular permanecendo no disco. O material circular teve massa suficiente para se contrair para o plano 
médio, onde, eventualmente, se separava em acumulações localizadas que formaram os planetas. O processo de 
criação planetária aconteceu dentro de altas temperaturas e gradiente de pressão, gerados pela proximidade do sol. 
Como resultado, os elementos mais voláteis contendo sólidas partículas de nebulosas evaporaram no interior, 
porções mais quentes do sistema solar. As partículas de vapor foram, então, estiradas pelo intenso vento solar T-
Tauri e diretamente condensadas em sólidos externamente, onde as temperaturas eram suficientemente baixas. 
Apenas o grande planetesimais sobreviveu a esta intensa atividade no interior do sistema solar. As temperaturas de 
condensação atuais (e daí a distância do sol em que a condensação ocorre) dependeram de elementos particulares ou 
12 
 
de componentes envolvidos. Apenas os elementos mais refratários sobreviveram ou se condensaram na zona 
intermediária, enquanto os constituintes mais voláteis foram movidos para a parte externa. Como resultado primário 
do gradiente de temperatura e do vento solar, a nebulosa experimentou, então, uma diferenciação química baseada 
em temperaturas condensadas. Óxidos refratários como Al2O3, CaO e TiO2, falharam na total volatilização ou se 
condensaram rapidamente nas porções intermediárias do sistema solar. Ligas metálicas de Fe-Ni, silicatos de Fe-
Mg-Ni, metais alcalinos e silicatos, sulfetos hidrosilicatos, H2O e sólidos de amônia, metano etc. se condensaram e 
se concentraram progressivamente no lado externo. À distância além da qual componentes muito voláteis como água 
e metano se condensaram tem sido chamada de linha de neve. Aparentemente, um gradiente de diminuição de 
pressão fora do centro da nebulosa também teve um efeito principalmente nas temperaturas condensadas relativas de 
Fe metálico versus silicatos e, logo, na proporção Fe/Si (e oxigênio contido) dos planetas. 
 
Os sólidos condensados próximos continuaram surgir como planetesimais. Na porção interior do sistema 
solar, os planetesimais mais refratários acumulados formaram os planetas terrestres – Mercúrio, Vênus, Terra e 
Marte – (parecidos com a Terra), assim como os corpos originais que produziram os atuais asteroides e meteoritos. 
Na porção exterior, além da linha de neve, grandes planetas gasosos são formados. Plutão é anômalo na órbita, 
assim como, provavelmente, sua composição. Ele pode ser a lua de um dos planetas que escaparam da órbita solar 
ou o corpo mais próximo de objetos gelados com órbitas além de Netuno. Desse esquema bem resumido, parece 
claro que a composição de um planeta é, em larga medida, resultado de condições específicas que existiram em uma 
distância radial particular do centro da nebulosa solar durante os primeiros 10 Ma da evolução estelar. 
 
A composição da Terra é, então, um resultado da natureza de antigas supernovas que “semearam” a 
nebulosa com partículas sólidas e de processos de evaporação/condensação associados com a temperatura particular 
da distância da Terra do sol T-Tauri. Logo, não esperaríamos que a composição da Terra fosse igual à de outros 
planetas ou da nebulosa solar como um todo. Os processos de diferenciação que produziram a variação químicaao 
longo do sistema solar não foram totalmente eficientes. A composição da Terra é complexa, contendo um pouco de 
cada elemento estável e não só aqueles que puderam se condensar na nossa distância do sol, incluindo os voláteis, 
contidos nos primeiros planetesimais, que eram grandes demais para resistir à vaporização completa durante o 
estágio quente T-Tauri da evolução solar, enquanto outros podem ter sido adicionados depois, via impactos de 
corpos similares a cometas do lado exterior do sistema solar. Contudo, o processo descrito acima favoreceu 
fortemente a concentração de certos elementos. Hoje, apenas sete elementos contêm 97% da massa da Terra (Figura 
1-5). Esses elementos são consolidados com a abundância solar que, acreditamos, ter sido formada a partir das 
pressões e temperaturas características da posição da Terra no gradiente nebuloso descrito acima. 
 
Figura 1-5 Relativas abundâncias atômicas dos sete elementos mais comuns que compõem 97% da massa terrestre. 
 
1.4 Diferenciação da Terra 
 
Os planetesimais que hoje formam a Terra provavelmente se acumularam de um modo seqüencial causado 
pela criação gravitacional de planetesimais mais densos primeiro, concentrando ligas de Fe-Ni e óxidos densos em 
direção ao centro. Se a Terra teve ou não esse início propenso à diferenciação é difícil dizer, mas ela se diferenciou 
mais extensivamente logo depois. Esta extensiva diferenciação resultou do aquecimento, causado pelo colapso 
gravitacional, choques e calor radioativo concentrado. Eventualmente, o planeta se aquecia suficientemente para 
iniciar o derretimento em algumas pequenas profundidades, provavelmente sob uma crosta sólida que se resfriou 
pela radiação quente para o espaço. Uma vez começado o derretimento, a mobilidade dentro da Terra cresceu. 
Porções mais densas de magma se aprofundaram, enquanto porções leves soergueram. A energia gravitacional 
13 
 
liberada por esse processo provavelmente gerou calor suficiente para derreter toda a Terra, com a possível exceção 
das camadas frias mais externas. Estas camadas poderiam também ter derretido se lá houvesse gases atmosféricos 
suficientes para retardar o esfriamento radiante. 
 
O resultado de tal processo para a Terra foi a separação em camadas controladas pela densidade e pelas 
afinidades químicas dos elementos nelas contidos. O conceito de afinidade química será desenvolvido adiante nos 
Capítulos 9 e 27, mas, nos termos mais simples, podemos dizer, por agora, que o comportamento dos elementos é 
controlado pela configuração dos elétrons das camadas externas, que afetam suas características de proximidade. 
 
Goldschimidt (1937) propôs que os elementos da Terra tendem a se incorporar em fases separadas, 
análogas às camadas em potes de minérios fundidos. Nós herdamos seus termos: 
 
 Litófila (“pedras-afins”) elementos formam uma leve fase silicática 
 Chalcófila (“cooperação”) elementos formam uma fase de sulfeto intermediária 
 Siderófila (“ferro-afins”) elementos formam uma densa fase metálica 
 
Uma fase de separação de elementos atmófila pode também ter se formado no início da Terra como um 
pequeno oceano e a atmosfera, mas a maioria destes elementos gasosos leves não foi sustentada pela Terra durante 
seus primeiros estágios e escaparam para o espaço. A maioria dos oceanos e da atmosfera provavelmente se formou 
lentamente depois. 
 
Isto é simples demais para determinar empiricamente a afinidade de cada elemento e usar os resultados para 
prever o tamanho (espessura) de cada reservatório nas primeiras diferenciações da Terra, mas esta abordagem não 
funciona muito bem. Por um momento, Fe, que deve ser siderófilo, ocorre em todas as três fases. Devemos lembrar 
que os átomos são ionizados, logo a necessidade de neutralidade elétrica deve ser também satisfeita. Freqüentemente 
nos concentramos em cátions, mas os ânions são igualmente importantes. Por exemplo, o enxofre é obviamente 
necessário para criar um sulfeto, logo a quantidade de enxofre determina o tamanho da corrente chalcófila em 
recipientes derretidos. Como não havia enxofre suficiente para satisfazer todas os cátions chalcófilos da Terra, o 
excesso de cátions chalcófilos teve de ir para outros lugares. O oxigênio é o principal ânion em minerais silicáticos. 
Combinado com o silício da camada litófila da Terra recém-formada, mas outros cátions foram necessários antes de 
a neutralidade ser alcançada. Os minerais mais comuns na recente litófila foram provavelmente olivina 
((Fe,Mg)2SiO4)), ortopiroxênio ((Fe,Mg)SiO3) e clinopiroxênio (Ca(Fe,Mg)Si2O6). Portanto, foi a abundância 
relativa de oxigênio que determinou a espessura da camada superior da litófila. A siderófila interna foi determinada 
pelo excesso de cátions siderófilos (a maioria Fe) deixados depois de alcançada a neutralidade com O e S. Todos os 
outros elementos remanescentes contidos nos 3% da massa terrestre entraram para a composição preferencial dessas 
camadas, de acordo com uma afinidade atômica particular. 
 
A partir da diferenciação do sistema solar, a diferenciação da Terra não foi, certamente, totalmente 
eficiente: nem todos os elementos ficaram restritos à camada prevista. Do contrário, nunca teríamos hoje elementos 
como ouro (siderófilo), cobre (chalcófilo), etc. na superfície da Terra. Isto pode ser causado, em parte, pela falta de 
um equilíbrio completo durante o processo de diferenciação, mas (como veremos nos Capítulos 9 e 27), mesmo se o 
equilíbrio fosse atingido, os elementos naturalmente se fragmentariam em diferentes porções menos do que em 
grandes proporções (não em uma única porção). Depois de poucas centenas de anos deste derretimento, o 
resfriamento diferenciado da Terra solidificou-se para uma condição similar à do planeta que hoje habitamos, tendo 
distintos gradientes de temperatura e pressão de acordo com a profundidade. 
 
As camadas litófila, chalcófila e siderófila não devem ser confundidas com as atuais camadas da Terra: 
crosta, manto e núcleo. O núcleo da Terra atual é uma camada siderófila, mas o componente da chalcófila era mais 
provavelmente dissolvido no núcleo da siderófila e nunca se separou como uma fase distinta. Embora tantas fases 
tenham se formado a partir de fusão, é bem menos provável que isto tenha acontecido a altas pressões no interior do 
núcleo. A Terra não é um recipiente fundido. Se uma chalcófila separada se formou, isto pode ser uma camada 
exterior do núcleo externo, mas que não fora detectada sismicamente. 
14 
 
O manto certamente representa a segregação da litosfera, mas o que dizer da crosta? Nem a crosta oceânica 
nem a crosta continental se formaram, nesse aspecto, devido a eventos com grande escala de diferenciação na Terra 
recém-formada (embora isso deva ter acontecido nas elevações da Lua ricas em plagioclásios). Em vez disso, a 
crosta oceânica se reciclou muitas vezes no passado e a crosta continental tem evoluído lentamente com o passar do 
tempo. Os processos pelos quais as diferenciações do manto produzem a crosta são predominantemente ígneos e 
naturais. Retornaremos a este assunto algumas vezes mais tarde. 
 
1.5 Como sabemos de tudo isso? 
 
Se você agora está se perguntando como possivelmente soubemos o que acabou de ser apresentado, 
abordaremos a petrologia com a atitude certa. Teorias, como aquelas concernentes à origem do universo, o sistema 
solar e a Terra representam as melhores interferências que podemos fazer baseados em nossa interpretação dos 
dados. A explanação mais simples de todos os dados, sem violar as “leis” físicas, é a preferida. Quanto mais a teoria 
explica a variedade do fenômeno na natureza, mais segurança ela nos dá. O cenário descrito acima é coerente com as 
“leis” físicas da mecânica celestial,da gravidade, da síntese nuclear e assim por diante. É também coerente com 
nossas observações das ondas sísmicas e da natureza e formação do sistema solar. Mas a evolução rigorosa desses 
critérios está bem alem do escopo deste livro. A pretensão do cenário, todavia, é somente a de apresentar um plano 
de informações. Os dados sobre a composição e divisões no interior da Terra nas Figuras 1-2 e 1-3 são o resultado 
final do processo e são apresentados como fato. Esses dados são muito importantes para o material que 
apresentaremos nas páginas adiante. Afinal, se rochas ígneas são os produtos do derretimento ocorrido em grandes 
profundidades, pode ser bom saber com alguma segurança qual a composição do que está sendo derretido. Para as 
preocupações petrológicas, vamos focar nosso ceticismo aqui por um momento. Não perfuramos ainda um buraco 
no manto (e nunca faremos isso no núcleo) para diretamente termos amostras desses materiais. E nossos manto e 
núcleo hipotéticos são bem diferentes dos materiais que encontramos na superfície da Terra. Que evidências temos, 
então, para sustentar a alegada composição e estrutura do nosso planeta? 
 
Primeiro, partindo de medidas cuidadosas, podemos apuradamente determinar a constante gravitacional e 
usá-la aliada à medição do momento de inércia da Terra, para calcular sua massa e, a partir daí, a densidade média. 
Muitos desses locais contêm os materiais que constituem a Terra. Por um momento, a densidade média da Terra é de 
aproximadamente, 5,52g/cm
3
. É relativamente fácil de observar o inventário de composição química das rochas 
expostas na superfície da Terra. Mas a densidade da superfície da Terra é raramente maior que 3,0 g/cm
3
. A Terra, 
portanto, deve conter uma grande proporção de material que é mais denso do que pode ser alcançado pela 
compressão das rochas superficiais, devido ao aumento da pressão nas profundezas. 
 
Alguém pode aparecer com uma variedade de receitas para explicar o material denso nas profundezas, pelas 
proporções combinadas de átomos de vários pesos atômicos. Contudo, uma abordagem tão vasta poderia ser melhor 
conduzida tendo em mente alguma idéia de quais elementos são mais naturalmente abundante. A Terra deve ter se 
formado da nebulosa solar, logo, os componentes da nebulosa devem nos garantir pistas significativas da formação 
do nosso planeta. O material que constitui o sistema solar pode ser analisado à distância por meios espectroscópicos. 
Átomos podem ser estimulados pelo calor ou por interações entre partículas e emitirem luzes espectrais 
características quando retornam para o estado de “baixa energia”. O comprimento de onda da luz que alcança a 
Terra pode ser determinado e relacionado ao tipo de elemento ou componente que o emite. Pela comparação com 
espectros de elementos medidos em laboratório, os átomos emitentes ou moléculas podem ser identificados. A 
intensidade das linhas espectrais é proporcional à concentração delas na fonte. Isto dá uma boa idéia de quais 
elementos constituem o sol, outras estrelas e até mesmo outras superfícies planetárias e, pela analogia destas, nosso 
próprio planeta. 
 
A figura 1-6 ilustra a concentração estimada dos elementos na nebulosa solar (estimados a partir de certos 
meteoritos, como discutimos abaixo). Note a escala logarítmica para a concentração, que torna mais fácil mostrar 
toda sorte de concentrações. Hidrogênio é de longe o elemento mais abundante, bem como o que constituiu a maior 
parte da nebulosa original. Outros elementos (exceto He) foram sintetizados a partir do H no sol e em outras 
estrelas. A diminuição em abundância com o crescimento de numero atômico (Z) reflete a dificuldade de sintetizar 
15 
 
progressivamente átomos maiores. Outra apresentação interessante que é clara na Figura 1-6 é a natureza 
“dentilhada” da curva. Isto está de acordo com a “regra Oddo-Harkins”, que diz que átomos com números pares são 
mais estáveis e, por isso, mais abundantes que os vizinhos de números ímpares. 
 
Figura 1-6 Abundâncias estimadas dos elementos na nebulosa solar (átomos por 10º Si). 
 
Devemos admitir que os elementos constituintes da Terra estão entre os elementos mais comuns da Figura 
1-6. Por exemplo, Fe e, em menor extensão, Mg e Ni são muito mais abundantes no sistema solar que na crosta 
terrestre, logo, podemos inferir que esses elementos estão concentrados em outra parte da Terra. Fe é, também, 
denso o suficiente para satisfazer as necessidades da alta densidade terrestre. Em outras palavras, usando os dados 
na Figura 1-6 como um ponto de partida para modelar um planeta com uma densidade média de 5,52 g/cm
3
, isso nos 
leva à direção da concentração na Figura 1-5. Claro que o processo é complicado, tanto pelas ausências de 
homogeneidade como pelas diferenciações radiais da nebulosa solar, variações de densidade e mudanças de fase 
associadas ao aumento de pressão na Terra. 
 
Estudos sísmicos se localizam além da compressão do material que constitui a Terra. A velocidade das 
ondas P e S em vários materiais com elevadas pressões e temperaturas pode ser medida em laboratório e comparada 
com as velocidades sísmicas dentro da Terra, como as determinadas por terremotos ou explosões provocadas pelo 
homem (Figura 1-3). Além disso, reflexão e refração de ondas sísmicas nas descontinuidades no interior da Terra 
fornecem evidências diretas sobre a estrutura interna da Terra e sobre as profundidades das descontinuidades que a 
subdividem em crosta, manto, núcleo externo e núcleo interno, assim como mais outros detalhes apresentados. 
 
Finalmente, embora não tenhamos abordado o manto ou o núcleo por amostras, tivemos exemplos enviados 
para a superfície (ao menos acreditamos). Aprenderemos mais sobre amostras de manto nos Capítulos 10 e 19, mas 
há algumas rochas encontradas na superfície que acreditamos serem originadas do manto. Em muitas zonas de 
subducção ativas e fósseis, fatias da crosta oceânica e subcamadas de manto são incorporadas ao prisma originário. 
O aumento do prisma, seguido por afloramentos e erosões, expõe as rochas de manto. Xenólitos de material 
presumido do manto são ocasionalmente carregados para a superfície em alguns basaltos. Acredita-se que o material 
de manto mais profundo vem para a superfície como xenólitos em canais de kimberlito em formato de diamante 
(Seção 19.3.3). A vasta maioria das amostras encontradas em todas essas situações são rochas olivínicas e 
piroxênios ultramáficos. Quando algumas dessas amostras são parcialmente derretidas em laboratório, elas 
produzem magmas similares às lavas naturais que acreditamos serem derivadas do manto. 
 
Por causa de sua grande densidade e profundidade, nem uma amostra sequer do núcleo da Terra alcança a 
superfície. Entretanto, acreditamos que pedaços do núcleo de outros planetesimais alcançaram a Terra na forma de 
alguns meteoritos. Discutiremos brevemente sobre os meteoritos na próxima seção e sobre como eles são pouco 
variados e garantem informações importantes sobre a composição da Terra e do sistema solar. 
 
 
16 
 
1.6 Meteoritos 
 
Meteoritos são objetos sólidos extraterrestres que golpeiam a superfície terrestre depois de sobreviverem à 
passagem ao longo da atmosfera. Acredita-se que a maior parte deles são fragmentos derivados de colisões de 
grandes corpos, principalmente asteróides ligados entre as órbitas de Marte e Júpiter. Eles são muito importantes, 
pois se considera que muitos representam estágios entre iniciais e intermediários do desenvolvimento da nebulosa 
solar que não sofreram alterações subseqüentes ou diferenciações como a Terra. Eles, por isso, dão dicas valiosas da 
criação de desenvolvimento do sistema solar. Meteoritos têm sido classificados de diversas formas.A Tabela 1-1 é 
uma , em que combinamos muitas subclasses para dar uma indicação geral dos tipos mais importantes e das 
porcentagens de cada uma das quedas observadas. 
 
 
Tabela 1-1 : Classificação Simplificada dos Meteoritos 
 
Ferros (Figura 1-7b) são compostos principalmente por liga metálica Fe-Ni, Pedras são compostas de 
minerais silicáticos e Pedras-ferrosas (Figura 1-7a) contêm quantidades desiguais de cada. 
 
Como as pedras parecem muito mais rochas terrestres, elas não são comumente reconhecidas como 
meteoritos, logo ferros (rapidamente reconhecidos por sua densidade) tendem a dominar nas coleções exibidas. 
Porém, quando consideramos apenas as espécies coletadas e observadas depois da queda, pedras correspondem a 
94% da composição dos meteoritos. 
 
Acredita-se que meteoritos ferrosos são fragmentos do núcleo de alguns planetas terrestres que têm passado 
por diferenciações em concentrações de silicatos, sulfetos e líquidos metálicos, da forma anteriormente discutida em 
relação à Terra. Estes meteoritos contêm porções siderófilas (ligas de Fe-Ni) e fases chalcófila (segregações de 
troilito: FeS). A Liga Fe-Ni é composta de duas fases, kamactito e taenito, que se originam de uma única e 
homogênea fase assim resfriada. 
 
As duas fases são entrelaçadas num padrão de entrechoque de exsolução lamelar chamado “textura 
Widmanstatten” (Figura 1-7b). Pedras ferrosas são similares a ferro, mas incluem uma porção significativa de 
silicatos (litófila) segregada em sua composição. Todos os ferros e pedras ferrosas são considerados meteoritos 
“diferenciados”, porque eles provêm de grandes corpos que sofreram alguns graus de diferenciação química. 
Meteoritos, porém, apresentam uma grande variação, na medida em que representam diferentes porções do planeta. 
Os corpos originais, cuja presença em asteróides se considera mais provável, eram de vários tamanhos e, por isso, 
capazes de distintos graus de diferenciação. Além disso, as colisões que romperam os corpos originais em 
fragmentos meteoríticos se recombinaram e até constituírem o material encontrado em muitos meteoritos. 
 
17 
 
 
Figura 1-7 Texturas meteoríticas (a). Seção polida de uma pedra ferrosa Springwater (Saskatchewan, Canadá) meteorito (a parte 
clara é ferro, escura tem 5 mm de olivina). Cortesia de Carleton Moore, Universidade do Estado do Arizona. (b) Textura 
Windmanstatten em Edmonton (Kentucky) meteorito ferroso. Cortesia de John Wood e do Observatório Astrofísico Smithsonian. 
(c) Côndrulos no meteorito condrito Allende (México). (d) Fotomicrografia côndrulo de 0,5 mm de diâmetro de meteorito 
condrito em Dhajala (India). 
 
Pedras estão à frente subdivididas pelo critério de conterem ou não côndrulos (Figura 1-7c e d), 
aproximadamente inclusões silicáticas esféricas entre 0,1 a 3 mm de diâmetro. Pelo menos algumas côndrulos 
parecem ter se formado como pedaços de vidro que se cristalizaram em seguida em minerais silicáticos. Pedras com 
côndrulos são chamadas condritos, enquanto aquelas não as possuem são chamadas acondritos. Assim como ferros 
e pedras ferrosas, acondritos são meteoritos diferenciados. Condritos, por outro lado, são considerados meteoritos 
“indiferenciados”, pois o calor necessário para permitir o derretimento e a diferenciação de um planeta poderia 
certamente ter destruído as côndrulos de vidro. O tamanho reduzido dos côndrulos indica rápido resfriamento (< 1 
hr), demandando uma nebulosa mais fria no momento de sua formação. Eles, provavelmente, se formaram depois da 
condensação, mas antes da formação dos planetesimais. Condritos são, assim, considerados os tipos mais 
“primitivos” de meteoritos, na medida em que se considera sua composição a mais próxima da nebulosa solar 
original (daí seu uso em estimativas de abundância solar na Figura 1-6). Isto tem sugerido que o interior de todos os 
planetas terrestres se formou a partir de um material de média composição condrítica. Isto nos levou ao Modelo 
Terrestre condrito (MTC). O modelo propõe um justo encaixe para a composição da Terra a partir de muitos 
elementos, mas há poucas diferenças importantes. Por exemplo, a Terra é mais densa e deve ter um índice de Fe/Ni 
maior que condritos. Modelos tais como esses apresentados acima, baseados na condensação de temperaturas em 
função da distância do sol, são muito melhores para a explicar a composição química dos planetas (particularmente 
suas variações) do que para assumir que alguns meteoritos os representam totalmente. 
 
O côndrulo é composto de placas esqueléticas de olivina numa matriz mais fina, incluindo fragmentos de 
cristal e vidro. Outros côndrulos podem ser dominados por ortopiroxênio ou por misturas de muitos minerais, 
incluindo sulfetos. Côndrulos podem ter grãos bem finos ou mesmo totalmente vítreos em meteoritos que sofreram 
pouco ou nenhum reaquecimento. 
 
Outra subdivisão de meteoritos é baseada em suas texturas e/ou conteúdos minerais. Há uma considerável 
variedade na maior parte (“grosso”) da composição, assim como na mineralogia. Mais de 90 minerais têm sido 
encontrados entre meteoritos de pedra, alguns dos quais não encontrados em outros pontos da Terra. Esses 
18 
 
meteoritos parecem ter vindo da Lua e de planetas vizinhos. Os meteoritos “SNC”, por exemplo, parecem ser de 
Marte. Dada a sua variedade, o estudo dos meteoritos pode nos oferecer valiosas informações sobre a composição 
química do sistema solar e de seus constituintes. 
 
1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade 
 
Agora temos uma boa idéia de qual é a composição da Terra e como esta adquiriu tal forma. Se vamos 
proceder ao conhecimento do magma (e depois do metamorfismo), devemos, a seguir, tentar compreender as 
condições físicas (pressão e temperatura) que ocorrem nas profundidades, para que possamos observar como esses 
materiais respondem e se comportam. À medida que a profundidade dentro da Terra cresce, ambas, pressão e 
temperatura, crescem também. O aumento de pressão é resultado do peso exercido pelo material das camadas 
superiores, enquanto o aumento de temperatura resulta da lenta transferência de calor do interior da Terra para a 
superfície. 
 
1.7.1 O Gradiente de Pressão 
 
A pressão exercida em um meio dúctil ou fluido, resulta do peso das colunas superiores do material. Por 
exemplo, a pressão de que um submarino experimenta nas profundidades é igual ao peso da água acima dele., que é, 
aproximadamente, dado pela equação: P = pgh (1-1). 
 
Em que P é pressão, p é a densidade (nesse caso, é a da água), g é a aceleração causada pela gravidade na 
profundidade considerada e h é a altura da coluna de água acima do submarino (a profundidade). Como a água é 
capaz de ondular, a pressão é equilibrada, então é a mesma em todas as direções. A pressão horizontal é, por isso, 
igual à pressão vertical. (o eixo ao longo do qual a coluna imaginária de água poderia se bifurcar). Esta pressão 
equilibrada é chamada de pressão hidrostática. Perto da superfície, as rochas se mostram de modo mais frágil, para 
que suportem pressões desiguais. Se a pressão horizontal excede a vertical, as rochas podem responder se quebrando 
ou se dobrando. Em maiores profundidades, contudo, a rochas se tornam dúcteis e capazes de ondulações. Como na 
água, a pressão então se torna igual em todas as direções e são chamadas pressões hidrostáticas. A equação 1-1 será 
também aplicada, com p sendo a densidade de rochas superiores. 
 
A relação entre pressão e profundidade é complicada, porque a densidade cresce com a profundidade à 
medida que a rocha é comprimida. Também, g decresce à medida que a distância do centro da rocha diminui. Uma 
abordagem mais apurada seria utilizar uma forma diferencial da relaçãoP - profundidade, completada com 
estimativas da variação em g e p e integrá-las acima da das taxas de profundidade. Todavia, as mudanças em g e a 
densidade de um tipo de rocha dada são relativamente menores na crosta e no manto superior e também tendem a se 
contrabalançar, logo, a Equação (1-1) deve suprir nossas necessidades. Só quando o tipo da rocha muda, como com 
Moho, seria necessário um valor diferente para p. Para isso, basta apenas calcular a pressão para a base da crosta 
usando uma média apropriada de densidade crustal e continuar com a profundidade usando uma densidade 
representativa do manto. 
 
Por exemplo, uma estimativa razoável da média de densidade da crosta continental é 2,8 g/cm
3
. Para 
calcular a pressão na base de 35 km de crosta continental, precisamos somente substituir esses dados na Equação (1-
1), tomando cuidado em manter as unidades uniformes. 
 
P = 2800 kg . 9,8 m . 35.000 m 
 m
3
 s
2
 
 = 9,6 x 10
8
 Kg/ (m s
2
) 
 = 9,6 x 10
8
 Pa = 1 GPa 
 
Substitua unidades e constantes se necessário. Disso resulta um bom gradiente de pressão na crosta 
continental de 1GPa/35 km, ou cerca de 0.03 GPa/Km, ou 30 MPa/Km. Por conta do (ascendente) arredondamento, 
19 
 
o gradiente também é apropriado para a crosta oceânica. A densidade representativa para o manto superior é 3,35 
g/cm
3
, resultando num gradiente de pressão do manto de cerca de 35 MPa/km. Esses são números que valem a pena 
lembrar, pois garantem uma boa forma de interpretar pressões nos diagramas de fase que virão. A Figura 1-8 mostra 
a variação na pressão a partir da temperatura, usando o Modelo de Referência Preliminar da Terra (MRPT) de 
Dziewonski e Anderson (1981). 
 
 
Figura 1-8 Variação da pressão com a profundidade. Segundo Dziewonski and Anderson (1981). Phys. Earth Planet. Int., 25, 
297-356. © Elsevier Science. 
 
1.7.2 O Gradiente de Temperatura 
 
Determinando o gradiente geotermal, a variação da temperatura com a profundidade é muito mais difícil 
que fazendo por pressão, assim como não há simples modelos físicos análogos à Equação (1-1). Há modelos, 
contudo, baseados em métodos de transferência de calor, que podem ser usados para conformar a medida de fluxos 
de calor na superfície (ou em buracos “profundos” e em minas). Há duas fontes primárias de calor na Terra. 
 
1. O calor desenvolvido precocemente na história da Terra a partir de processos de acreção e diferenciação 
gravitacional descritos na Seção 1.4 tem sido gradualmente liberado desde então. Isto configura um gradiente inicial 
de temperatura, uma vez que o planeta se solidificou e começou a esfriar. Algumas partições gravitacionais 
continuadas de ferro no interior do núcleo podem contribuir para o calor também. 
 
2. O calor gerado pelo declínio dos isótopos radioativos. Por razões que serão discutidas nos Capítulos 8 e 9, a 
maioria dos elementos radioativos está concentrada na crosta continental. A queda radioativa produz 30 a 50% do 
calor que alcança a superfície. 
 
Uma vez gerado, o calor é transferido de áreas mais quentes para áreas mais frias por qualquer um dos 
quatro processos a seguir, dependendo da natureza do material envolvido na transferência. 
 
1. Se um material é suficientemente transparente ou translúcido, o calor pode ser transferido pela radiação. 
Radiação é o movimento de partículas/ondas, tais como luzes ou partes infravermelhas do espectro, ao longo de 
outro meio. Esta é a principal forma pela qual uma luz perde calor, ou como a Terra perde o calor de sua superfície 
para o espaço. É também o modo por meio do qual recebemos energia quente do sol. O calor transferido pela 
radiação não é possível no interior da Terra sólida, exceto, possivelmente, em grandes profundidades, onde os 
minerais silicáticos podem ser tornar quentes o bastante para perder um pouco da sua radiação infravermelha. 
 
2. Se o material é opaco e rígido, o calor deve ser transferido através da condução. Isto envolve a transferência de 
energia cinética (em sua maioria vibracional) de átomos mais quentes para átomos mais frios. A condução de calor é 
razoavelmente eficiente para os metais, em que os elétrons são livres para migrar. Por essa razão, você pode se 
queimar se manipular uma barra de ferro. A condução é pobre para minerais silicáticos. 
20 
 
3. Se o material é mais dúctil e pode ser movido, o calor pode ser levado muito mais eficientemente pela convecção. 
No sentido mais comum, convecção é o movimento de material devido a diferenças de densidade causadas por 
variações termais ou de composição. Para os nossos propósitos, consideraremos o tipo de convecção que envolve a 
expansão do material à medida que se aquece, seguido pelo crescimento do material devido ao seu ganho em leveza 
(flutuabilidade). Esta convecção explica por que a temperatura de uma vela acesa é mais quente acima do que ao 
lado dela. O ar é aquecido, expande-se e se eleva, porque agora está mais leve do que o ar ao seu redor. O mesmo 
pode acontecer com rochas dúcteis ou líquidos. A convecção pode envolver fluxos em única direção, nos casos em 
que o material quente transportado se acumula no topo da porção dúctil do sistema (ou uma densidade atual mais 
fria se acumula na base). A convecção pode também ocorrer num movimento cíclico, tipicamente em uma célula 
fechada acima de uma dada fonte de calor. Em tais células de convecção, o material aquecido sobe e se move 
lateralmente assim que se resfria e é empurrado de lado pela matéria convectiva posterior. Assim que as porções 
superiores do sistema se aquecem, o material empurrado para a margem se esfria e afunda em direção à fonte de 
calor onde se aqueceu e o ciclo continua. 
 
4. A advecção é similar à convecção, mas envolve a transferência de calor com rochas que são de outra forma em 
movimento. Por exemplo, se uma parte sólida do fundo é levantada pelo tectonismo, fluxos induzidos ou erosão 
acontecem, o calor sobe fisicamente (apesar de passivamente) com as rochas. 
 
A convecção pode funcionar bem no núcleo liquido e um pouco no fluido astenosférico do manto e pode 
ser responsável pelas correntes de alta temperatura medidas nas margens meso-oceânicas. É também um método 
primário para a transferência de calor em sistemas hidrotermais acima dos corpos magmáticos ou dentro da crosta 
oceânica superior, onde a água é livre para circular acima do material rochoso quente. Além dessas áreas, porém, a 
condução e a advecção são os únicos métodos de transferência de calor disponíveis. 
 
 
Figura 1-9 Alcances estimados da oceânica (levantada) e continental (sólida) estado geotérmico estável numa profundidade de 
100 km (a base aproximada da litosfera), usando limites superiores e inferiores baseados nas correntes quentes medidas próximo 
à superfície. (Sclater et al.,1980). 
 
A transferência de calor é um conceito muito importante em petrologia, pois controla o processo de 
metamorfismo, derretimento e cristalização, bem como as propriedades mecânicas dos materiais terrestres. Muitos 
processos petrológicos, do vulcanismo explosivo às correntes de lava e nivelamento plutônico, são grandemente 
dependentes da manutenção de calor. 
21 
 
A corrente quente é relativamente alta e novamente gerada em crostas oceânicas e áreas orogênicas, onde o 
magma está se soerguendo pela convecção e/ou advecção para rasas profundidades. Contudo, esta alta corrente 
quente se estabelece num padrão de condutibilidade “estável” depois de cerca de 180 Ma na litosfera oceânica (fora 
da margem) e depois a cerca de 800 Ma nos continentes (Sclater et al. 1980). Os modelos matemáticos são mais 
complexos que cuidadosos ao lidar com isso, mas são baseados em modelos condutivosfeitos para medir os valores 
da superfície próxima à corrente de calor. Considerando a concentração de elementos radioativos na crosta 
continental, podemos esperar que o geotérmico continental seja maior que o geotérmico oceânico, mas os dois 
devem convergir quando em grandes temperaturas no manto (abaixo das zonas de concentração de elementos 
radioativos). Estima-se que o estado-estável da corrente quente oriunda oscile de 25 a 38 mW/m
2
 abaixo do oceano 
até 21 a 34 m/Wm
2
 dentro do continente. A corrente quente é comumente medida em unidades de fluxo de calor 
(UFC), em que HFU = 41,84 m/W/m
2
. 
 
Os estados geotérmicos estáveis (calculados por Sclater et al. 1980) são mostrados na Figura 1-9. Há uma 
variação para cada, baseada nas mais altas e mais baixas estimativas de correntes quentes. Note que o geotermal é 
maior para os continentes que para os oceanos, mas há algumas superposições entre os dois, resultantes da incerteza 
na superfície próxima das variações dos fluxos de calor. As diferenças são restritas à crosta e ao manto superior e as 
curvas oceânica e continental convergem por cerca de 150 a 200 Km. Os gradientes continuam íngremes de acordo 
com a profundidade. Abaixo de, aproximadamente, 200 a 250 km de convecção do manto resulta uma adiabática 
corrente quente próxima (constante conteúdo de calor) e o gradiente geotermal é de aproximadamente 0,3º C/km 
(10ºC/GPa). O gradiente se torna proximamente vertical no núcleo metálico, onde a condutibilidade térmica e a 
convecção (em porções líquidas pelo menos) aumenta. 
 
O calor transferido é também importante quando consideramos o esfriamento de um corpo magmático. A 
taxa a partir da qual um corpo esfria depende de algumas variáveis, incluindo o tamanho, forma e orientação do 
corpo; a existência de fluido ao redor para ajudar na transferência de calor convectivo e o tipo, temperatura inicial e 
permeabilidade das rochas do continente. Um exemplo de modelos de calor aplicados ao resfriamento do corpo 
magmático será discutido na Seção 21.3.1 
 
 
1.8 Geração de Magma na Terra 
 
Com este preâmbulo, podemos a seguir apresentar o problema da geração do magma. Petrogênese é um 
bom termo geral em petrologia ígnea para a geração do magma e dos vários métodos de sua diversificação que 
produzem rochas ígneas. Muitos magmas se originaram pela fusão do manto terrestre, mas apenas alguns mostram 
evidências de, pelo menos, um parcial componente crustal. Placas tectônicas desempenham o maior papel na 
geração de muitos tipos de magma, mas outros tipos parecem resultar mais de processos ocorridos em grandes 
profundidades no manto do que da influência direta das placas tectônicas. A Figura 1-10 é um sumário bem geral 
dos principais tipos de magma e de suas características geológicas. Estudaremos os processos e produtos em muito 
mais detalhes nos Capítulos 13 a 20. 
 
Figura 1-10 Corte generalizado de seção, ilustrando a geração de magma e o afundamento da placa tectônica. 
 
A atividade ígnea mais significativa ocorre em limites divergentes das placas. Delas, cordilheiras meso-
oceânicas (local 1, Figura 1-10) são as mais comuns (Capítulo 13). Sob ela, o manto superficial sofre um parcial 
derretimento e o magma basáltico resultante soergue-se e cristaliza-se para produzir a crosta oceânica. Se um limite 
22 
 
divergente é iniciado sob um continente (local 2), um processo similar acontece. O magmatismo resultante, 
particularmente nos primeiros estágios da fenda continental, é comumente alcalino e normalmente mostra evidências 
de contaminação pela espessura da crosta continental (Capítulo 19). Se a fenda continua a se desenvolver, a crosta 
oceânica será eventualmente criada será criado no vazio formado entre a separação dos fragmentos continentais. O 
resultado será uma nova bacia oceânica de atividade ígnea similar à do local 1. 
 
A placa oceânica criada na cordilheira meso-oceânica se move lateralmente e, eventualmente, é subduzida 
sob uma continental ou outra placa oceânica. A fusão também acontece nessas zonas de subducção. O número de 
fontes possíveis de magma em zonas de subducção está longe de ser maior que nas fendas e pode incluir vários 
componentes de manto, crosta subduzida ou sedimentos subduzidos. Os tipos de magma produzidos são, 
correspondentemente, mais variáveis que nos limites divergentes, mas os andesitos são os mais comuns. Se a crosta 
oceânica é subduzida sob a crosta oceânica (local 3), um arco de ilha vulcânica se forma (Capítulo 16). Se a crosta 
oceânica é subduzida sob a margem continental (local 4), um arco continental se forma ao longo da margem 
continental “ativa” (Capítulo 17). O arco continental é geralmente mais rico em silício do que o arco oceânico. Tipos 
plutônicos são também mais comuns em arcos continentais, também por conta de o levantamento de magma para a 
superfície se dar de forma insuficiente ao longo da crosta continental mais leve, ou em razão de o levantamento e a 
erosão serem maiores em continentes e exporem materiais mais profundos. 
 
Um diferente e mais lento tipo de divergência de placa acontece atrás de arcos vulcânicos, associado à 
subducção (local 5). Muitos geólogos acreditam que algum tipo de extensão do “arco posterior” é uma consequência 
natural da subducção, provavelmente criado pelo arrastamento friccional associado à subducção da placa. Tais 
“puxões para baixo” partem de correntes do manto superior, requerendo reposição de trás e de baixo. O 
magmatismo do arco posterior é similar ao vulcanismo da cordilheira meso-oceânica. De fato, uma cordilheira 
também se forma aqui e a crosta oceânica é criada e espalhada lateralmente a partir dela. O alargamento do arco 
posterior, contudo, é mais lento, o vulcanismo é mais irregular e menos volumoso e a crosta criada é comumente 
mais fina que a dos oceanos. Há casos em que o levantamento ocorre atrás do arco continental e a porção vulcânica 
se separa do continente como um mar se forma à margem pelo alastramento do arco posterior. Acredita-se que tal 
processo foi o responsável pela separação do Japão da Ásia continental. Em outros tempos, tal processo pareceu ter 
início e então misteriosamente cessou. O resultado pode ser apenas uma estrutura de gráben, ou tipos basálticos de 
platô podem se formar a princípio pela interrupção da atividade. 
 
Embora o magmatismo seja certamente concentrado nos limites entre as placas, alguma atividade ígnea 
também ocorre dentro de ambas as placas, oceânica (local 6) e continental (local 7). Ilhas oceânicas como Havaí, 
Galápagos e Açores etc. são todas formadas por vulcanismo no interior de placas oceânicas. Os produtos são 
frequentemente basálticos, mas comumente mais alcalinos do que basalto da cordilheira. A razão para este tipo de 
atividade ígnea é muito menos óbvia do que a que seria para a margem das placas, pois nosso paradigma de placa 
tectônica é de pouco uso nesses regimes de meso-placa. A fonte do derretimento é também pouco clara, mas parece 
ser profunda, certamente bem dentro da astenosfera. Muitas dessas ocorrências exibem um padrão de atividade 
ígnea que se torna progressivamente recente em uma direção. A direção se relaciona bem com o movimento da 
placa sobre um “foco quente” estacionário ou manto “pluma”. A atividade intraplacas dentro das placas continentais 
é muito mais variável que dentro dos oceanos (Capítulo 19). É variável em termos de composição, mas é 
normalmente alcalina e, muitas vezes, extremamente alcalina. Isto reflete a maior complexidade e heterogeneidade 
da crosta continental, bem como do manto subcontinental. Algumas das rochas ígneas mais incomuns, como 
kimberlitos e carbonatos, ocorrem dentro de províncias continentais. O termo associação ígneo-tectônica se refere 
a essestipos gerais de ocorrência ígnea, como a cordilheira meso-oceânica, arco insular ou sistemas 
intracontinentais alcalinos. Apresentaremos estas associações nos últimos capítulos da seção ígnea. 
 
 
23 
 
Capítulo 2 
Classificação e Nomenclatura de Rochas Ígneas 
 
2.1 Introdução 
 
Este capítulo se propõe a assistir o estudante em práticas laboratoriais com amostras de mão e identificação 
em seção fina. O método preferido para classificação de qualquer tipo de rocha, ígnea, sedimentar ou metamórfica 
está baseado na textura e na composição (usualmente composição mineralógica). Critérios texturais são comumente 
considerados primeiro e as texturas fornecem, a melhor evidência para origem da rocha, permitindo sua 
classificação nas mais amplas categorias genéticas. O primeiro passo, para a descrição de rocha ígnea deve ser 
determinar se as rochas se enquadram numa das três categorias: 
 
Fanerítica. Os cristais que compõem a rocha são prontamente visíveis a olho nu. 
Afanítica Os cristais, às vezes nem um sequer, são muito pequenos para serem vistos a olho nu. 
Fragmentada. A rocha é composta de pedaços de material ígneo desagregado, depositado e depois conglomerado. 
 
Os próprios fragmentos podem incluir pedaços de rochas pré-existentes (predominantemente ígneas), cristais 
fragmentados ou vidro. 
 
Se a rocha exibe textura fanerítica, é cristalizada lentamente sob da superfície da Terra e é chamada 
plutônica ou intrusiva. Se é afanítica, cristaliza-se rapidamente na superfície terrestre e é chamada vulcânica ou 
extrusiva. Rochas fragmentadas são coletivamente chamadas piroclásticas. Algumas rochas classificadas como 
faneríticas e afaníticas são relativamente equigranulares (com grãos de tamanho uniforme), enquanto outras exibem 
uma variedade de tamanho, pois diferentes minerais podem apresentar índices de crescimento diferenciados. O 
tamanho do grão geralmente varia a partir de um índice modesto e um tanto gradualmente. Se, por outro lado, a 
textura apresenta dois tamanhos dominantes que variam por quantidade, a textura é chamada porfirítica. Os grandes 
cristais, chamados fenocristais, se formaram inicialmente durante um período de lento esfriamento. Os cristais finos 
são denominados de massa sólida. A classificação de tais rochas como plutônicas ou vulcânicas se baseia no 
tamanho dos grãos da massa sólida. Como o tamanho dos grãos é, geralmente, determinado pela taxa de 
crescimento, rochas porfiríticas comumente resultam quando o magma passa por duas fases distintas de esfriamento. 
Esta é a divisão mais comum, embora não limitada às vulcânicas, nas quais os fenocristais se formam com o lento 
resfriamento da câmara magmática e a massa sólida mais fina se forma acima da erupção. 
 
2.2 Termos Composicionais 
 
Quase todas as rochas ígneas são compostas principalmente de minerais silicáticos, aqueles normalmente 
incluídos na Série de Bowen: quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, muscovita, biotita, hornblenda, piroxênio e 
olivina. Esses quatro primeiros (e alguns feldspatóides presentes) são minerais félsicos (feldspato + sílica) e os 
quatro últimos são máficos (magnésio + ferro férrico). Geralmente, o caráter félsico diz respeito à luz colorida dos 
silicatos, enquanto o caráter máfico se refere aos mais escuros. Em adição a esses principais minerais, pode haver 
alguns minerais acessórios, presentes em quantidades bem pequenas, freqüentemente constituídos de apatita, zircão, 
epidoto, um óxido ou sulfeto, ou um produto de alteração silicática, como a clorita. 
 
A composição das rochas ígneas pode ser descrita de diversas formas. Muitos geólogos concordam que o 
melhor caminho para determinar a composição básica para a classificação é usar o conteúdo mineral exato, como 
aqui será descrito brevemente. Algumas descrições gerais, entretanto, não significam o nome específico das rochas, 
mas enfatizam alguns aspectos constituintes da rocha. Infelizmente, muitos desses termos, apesar de são similares, 
não têm parâmetros de composição equivalentes, resultando, às vezes, em confusão. Por exemplo, os termos nos 
24 
 
parágrafos anteriores são comumente aplicados não somente para minerais, mas também para as rochas que elas 
compõem. Félsico, então, descreve uma rocha composta predominantemente por minerais félsicos, enquanto máfico 
descreve uma rocha com bem mais minerais máficos. A condição ultramáfica se refere à rocha composta de mais 
de 90% de minerais máficos. Termos similares, mas não equivalentes são leucocráticas, significando uma rocha 
levemente colorida. Os dois primeiros termos são baseados na composição mineral, enquanto as últimas são 
baseadas na cor da rocha, mas a relação entre esses dois parâmetros é óbvia. Rochas compostas principalmente de 
minerais levemente coloridos (félsicos) certamente serão, elas próprias, levemente coloridas (leucocráticas). Cor, 
porém, não é uma medida muito confiável para composição de uma rocha. Assim, termos como máfica, que está 
definida pela cor, ainda têm claras conotações químicas e podem ser confusos. Por exemplo, quando um 
plagioclásio se torna mais calcítico que cerca de An50, é mais comum que seja cinza escuro ou até preto. Quartzo 
esfumaçado é completamente escuro. Estes minerais devem ser considerados máficos? A maioria dos geólogos 
resistiria a isso, assim como raízes mnemônicas de condições félsicas e máficas se referem à composição química, 
embora a cor possa ter substituído a composição como a apresentação mais comum. Uma rocha composta de 90% 
de feldspato escuro pode, assim, ser considerada tanto félsica como melanocrática. A cor de uma rocha tem sido 
quantificada por um valor conhecido como índice de cor, que é simplesmente o volume percentual de minerais 
escuros. 
 
Termos puramente químicos, tais como siliciana, magnesiana, alcalina ou alumínica etc. que se referem, 
respectivamente aos SiO2, MgO, (Na2O + K2O) e Al2O3 contidos na rocha podem também ser usados, 
particularmente, quando o índice de algum componente particular é incomumente alto. O conteúdo sílico contido é 
de primeira importância e o termo ácido é sinônimo de silícico. Embora baseado no conceito superado de que o 
ácido silícico é a forma da sílica em solução, mesmo em derretimentos, o termo ainda é usado. O oposto de ácido é 
básico e o espectro de sílica contido em rochas ígneas tem sido dividido como mostra: 
 
Ácido > 66 wt % SiO2 
Intermediário 52-66 wt % SiO2 
Básico 42 -52 % wt SiO2 
Ultrabásico < 45 wt % SiO2 
 
Como a diferença entre “ácido” e “básico” não é precisa, muitos petrólogos consideram estes termos 
ultrapassados, enquanto outros os consideram úteis. Naturalmente, rochas básicas são também máficas, logo, 
pudemos ver algumas das complexidades descartáveis envolvidas no simples processo de descrever as propriedades 
de composição mais gerais das rochas ígneas. 
 
Um problema ainda resulta quando tentamos definir a composição de um derretimento. Como, por 
exemplo, podemos denominar o magma que, quando cristalizado, torna-se um basalto? Como há poucos, ou quase 
nenhum, minerais no derretimento, os termos félsico e máfico, baseados em mineral, são tecnicamente 
inapropriados. Cor, como mencionado acima, é uma medida de composição não confiável, notoriamente insuficiente 
para magmas e vidros, bem como a ocorrência comum da obsidiana preta, que é sílica pura, podemos dizer. Básico 
se aplicaria e é aqui que o termo pode ser melhor usado. 
 
Muitos geólogos norte-americanos consideram que os termos máfico e félsico se apropriam dos termos de 
composição e preferem nomeá-los como magma escuro máfico, em vez de básico, que eles consideram ultrapassado. 
Geólogos ingleses preferem os termos básico e ácido para se referiremao magma, pois eles se baseiam 
apropriadamente na composição e não na mineralogia. Outros escapam completamente do problema, nomeando o 
magma depois da rocha equivalente. A literatura é, assim, cheia de descrições de “magmas basálticos”, “magmas 
máficos” e “magmas básicos”. Como um norte-americano prático, tendo a usar o termo “máfico” tanto para magmas 
como para rochas. Encontraremos alguns outros termos químicos descritivos úteis na classificação de derretimentos 
de rochas ígneas no Capítulo 8. 
 
 
25 
 
2.3 Classificação da IUGS 
 
Ao longo do tempo, alguns esquemas de classificação têm sido aplicados às rochas ígneas, resultando num 
excesso de termos que, ora se sobrepunham, ora eram equivalentes (veja a Tabela 2-1 no fim do Capítulo como uma 
lista parcial). Nos anos 60 e 70, a União Internacional de Ciências Geológicas (IUGS) formou uma Subcomissão de 
Sistematização de Rochas Ígneas, para tentar desenvolver um padronizado e aplicável sistema de nomenclatura de 
rochas ígneas. 
 
2.3.1 Calculando e Plotando 
 
O Sistema IUGS requer que determinemos três componentes minerais e ponhamos as porcentagens 
daqueles componentes em um diagrama triangular, para determinar seu nome apropriado. A Figura 2-1 mostra como 
os diagramas triangulares são usados. 
 
Na Figura 2-1, os três componentes são denominados X, Y e Z. A porcentagem de X (no vértice superior) é 
zero ao longo da base Y-Z e cresce progressivamente até 100% no vértice X. Qualquer linha horizontal representa 
uma variação na razão Y/Z em relação aos valores constantes de X. Tais linhas (ao aumento de 10% de X) estão 
sendo mostradas no diagrama da esquerda. Da mesma forma, linhas constantes de Y e Z estão sendo acrescentadas. 
Estas linhas podem ser usadas com papéis graduados para marcar um ponto num diagrama triangular, mas poucas 
delas foram classificadas. Para marcar um ponto no diagrama triangular usando valores particulares de X, Y e Z, 
elas devem totalizar 100%. Em caso negativo, elas devem ser normalizadas para 100%. Isto é conseguido 
multiplicando-se cada uma por 100 /(X + Y + Z). Por exemplo, o ponto A tem os componentes X = 9,0, Y = 2,6, Z = 
1,3. Podemos normalizar estes valores para 100, multiplicando 100/(9,0 + 2,6 + 1,3) = 7,75. Isto resulta nos valores 
normalizados: X = 70%, Y = 20% e Z = 10%. Se contarmos 7 linhas da base Y-Z, teremos uma linha representando 
uma constante de 70% X. Contando a próxima linha da base X-Y em direção a Z, teremos uma linha representando 
10% Z. Sua intersecção (ponto A) é também intersectada pela linha que representa 20% Y, porque a soma deve ser 
100%. 
 
 
Figura 2-1. (a) Método para plotar um ponto no diagrama triangular: 70% X, 20% Y e 10% Z. (b) Método para plotar o pnto A 
com os componentes: 70% X, 20% Y, and 10% Z em um diagrama triangular. An Introduction to Igneous and Metamorphic 
Petrology, John Winter, Prentice Hall. 
 
Se as linhas de grade apropriadas estão disponíveis, esta técnica é simples e direta, porém, nos diagramas 
das Figuras 2-2 e 2-3, as linhas não são fornecidas. Para eles, então, um método alternativo é usado para localizar o 
ponto A, como se mostra no diagrama da direita da Figura 2-1. Como Y = 20% e Z = 10%, a razão 100Y/(Y + Z) = 
2000/30 = 67, se mudarmos 67% do caminho ao longo da base Y-Z de Z em direção a Y, temos um ponto com a 
razão correta Y/Z do nosso ponto A. Qualquer ponto ao longo de uma linha a partir desse ponto para o vértice X 
terá a mesma razão Y/Z. Se fizermos ao longo de tal linha para a posição 70% X, podemos pôr o ponto A na mesma 
26 
 
posição que a do diagrama à esquerda. Embora esse método não seja tão direto para localizar um ponto com 
exatidão, ele rapidamente determina o campo no qual um ponto fica nas figuras que se seguem. 
 
Para classificar uma rocha usando o sistema IUGS, pode-se usar os seguintes procedimentos: 
 
1. Determinar o grau (a porcentagem de cada mineral presente, baseada no volume). O grau é estimado na base da 
área cumulativa de cada tipo de mineral, como visto na superfície de uma espécie de mão ou numa seção fina sob o 
microscópio. Uma determinação mais apurada é desempenhada pela “contagem de ponto” numa fina seção. A 
contagem de ponto envolve um aparato mecânico que move a seção ao longo de duas grades dimensionais no 
microscópio petrográfico. Com cada variação, o mineral sob a lente microscópica é identificado e contado. Quando 
muitas centenas de pontos são contadas, o valor para cada mineral é somado e os totais são normalizados para 100% 
para determinar o grau. Todos esses métodos determinam áreas relativas de minerais, mas estas devem corresponder 
diretamente ao volume em muitos casos. 
 
2. A partir do grau, determina-se a porcentagem de volume de cada item a seguir: 
 
´Q = % quartzo 
´P = % plagioclásio (An5 – An100). A restrição de composição serve para evitar confundir a natureza de albitas quase 
puras, que devem ser consideradas feldspatos alcalinos. 
 Á = % feldspato alcalino 
´F = % total de feldspatóides 
´M = % total de máficas e de acessórios 
 
3. A maioria das rochas ígneas que se encontra na superfície da Terra tem pelo menos 10 % ´Q + Á + ´P + ou ´F + 
´A + ´P. Como o quartzo não é compatível com os feldspatóides, eles nunca ocorrerão em equilíbrio juntos numa 
mesma rocha. Se uma rocha, para ser classificada, deve ter pelo menos 10% desses elementos, ignoramos M e 
normalizamos mantendo 3 parâmetros para 100% (mais uma vez multiplicando 100/ (´Q + ´P + Á) (ou 100/(´F +´P 
+ Á). Disso, temos Q = 100´Q/(´Q + ´P + Á) e o mesmo para P, A e F (se necessário), que soma 100%. Pode parecer 
estranho ignorar M, mas é este o procedimento. Como resultado, uma rocha com 85% de minerais máficos pode ter 
o mesmo nome de uma rocha com 3% de máficos, se a razão de P:A:Q é a mesma. 
 
4. Determinar se a rocha é fanerítica (plutônica) ou afanítica (vulcânica). Se for fanerítica, proceder à Figura 2-2. Se 
for afanítica, usar a Figura 2-3. 
 
5. Para determinar a qual campo a rocha pertence, primeiro defina a razão 100/(P + A). Selecione um ponto na linha 
horizontal P-A (cruzando o centro do diamante) na Figura 2-2a (ou 2-3) que corresponda a esta razão. Em seguida, 
meça uma distância correspondendo a Q ou F em direção ao próximo vértice. Como quartzo e feldspato não podem 
coexistir, não deve haver ambigüidade em cada metade triangular do diagrama selecionado. O ponto resultante 
representa a razão Q:A:P ou F:A:P e deve cair dentro de um dos subcampos delimitados, que indicam o nome da 
rocha. 
 
6. Se a rocha é fanerítica e Q + A + P < 10, veja a seção 2.3.4. 
 
2.3.2 Rochas Faneríticas 
 
Vamos tentar um exemplo. Examinando uma rocha fanerítica, determinamos que ela deva seguir o seguinte 
grau: 18% de quartzo, 32% de plagioclásio, 27% de ortoclásio, 12% de biotita, 8% de hornblenda, 3% de opacos e 
outros elementos. Disso, temos ´Q = 18, ´P = 32 e Á = 27, então multiplicamos cada por 100/77 para ter os valores 
normalizados Q = 23, P =42 e A = 35, que agora somam 100. Como os minerais félsicos totalizam mais de 10%, a 
Figura 2-2a é a apropriada. Para determinar em que campo a rocha fica, devemos calcular 100P/(P + A) que é 
27 
 
100(42/42 + 35)) = 55. Contando pelo eixo P-A de A em direção a P na figura 2-2a, concluímos que ela fica entre as 
linhas 35 e 65. Então, subimos diretamente ao ponto Q. Como 23 cai entre 20 e 60, o nome apropriado para esta 
rocha é “granito”. 
 
Uma rocha com 9% de nefelina, 70% de ortoclásio e 2% de plagioclásio, com o restante máficos e 
acessórios poderia ser uma “sienito nefelino”. Tente você mesmo calcular. O termo “óide” é um termo geral para 
qualquer feldspatóide. Não use o termo “óide” num nome de rocha. Em vezdisso, substitua você mesmo o nome 
do atual feldspatóide. O mesmo se aplica a todos os “feldspatos alcalinos” em campos para granitos feldspáticos 
alcalinos e sienitos alcalinos feldspáticos. Use o nome feldspato verdadeiro se você determiná-lo como um “granito 
ortoclásio”. 
 
Para rochas que caem perto de P, surge um problema. Três tipos de rocha relativamente comuns ficam 
todas próximas dessa área: gabro, diorito e anortosito e não podem ser distinguidos baseando-se em proporções 
QAPF apenas. Anortosito tem mais de 90% de plagioclásios em grau subnormalizado e, por isso, é facilmente 
diferenciável. Diorito e gabro, porém, ficam na mesma área(s) e devem ser discriminados baseando-se em outros 
critérios que não as razões QAPF. Irreversivelmente, eles se diferenciam baseados em dois parâmetros distintos. Em 
amostras de mão, gabro é definido como tendo mais de 35% de minerais máficos em um grau (normalmente um 
piroxênio ou olivina), enquanto dioritos têm menos de 35% máficos (comumente hornblenda, mas possivelmente 
um piroxênio). 
 
Em seção fina, por outro lado, eles se diferenciam pela composição plagioclásio, que pode ser determinada 
pelas propriedades ópticas. O plagioclásio em gabro é mais rico em anortita que An50, enquanto um conteúdo de 
plagioclásio em diorito é menor que em An50. Claro, onde quer que haja mais de um critério, uma rocha seria um 
gabro por um e um diorito por outro. Quando há confusão, a IUGS recomenda que a composição plagioclásio tenha 
prioridade. Mais complicações podem surgir do plagioclásio localizado composicionalmente (Seção 3.1.3). Talvez o 
método mais comum usado para distinguir um gabro de um diorito em amostra de mão seja baseado no índice de cor 
(% de minerais escuros). Como antes mencionado, o plagioclásio mais cálcico que An50 normalmente é preto, 
enquanto os sódicos são mais brancos. Os gabros são comumente pretos e os dioritos freqüentemente tem uma 
aparência de pimenta murcha. Este método não é recomendável pela IUGS. Como já dito, o índice de cor está longe 
de ser confiável, logo, a melhor técnica para uma primeira aproximação é o campo. 
 
2.3.3 Modificando Termos 
 
É aceitável, sob o sistema IUGS, incluir dados mineralógicos, químicos ou texturais no nome de uma rocha. 
A meta aqui é incluir algumas informações descritivas que você considera importantes o bastante para pôr no nome. 
Isto é matéria de julgamento e é flexível. Se a rocha é, incomumente, levemente colorida para a sua categoria, você 
pode querer adicionar o prefixo “leuco“, como em “leuco-granito”. Se for incomumente escura, adicione o prefixo 
“mela-“, como em “mela-granito”. Isto ajudaria a distinguir 85% de máficas vs. 3% de rochas máficas mencionadas 
no item 3 anterior. Você pode também usar termos texturais (veja o Capítulo 3), como “granito porfirítico”, “granito 
vermelho” etc. Ao nomear uma rocha, sempre tente encontrar o nome correto a partir do diagrama IUGS. 
 
Nomes como “pegmatito”, “aplito” ou “tufo” são incompletos. Em vez de usar esses termos texturais para 
modificar o nome da rocha, como em “granito ortoclásico pegmatítico”, “granito aplítico”, ou “tufo riolito”. Se você 
quer transmitir algumas informações mineralógicas importantes, elas também podem ser adicionadas ao nome. 
Naturalmente, quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino já estão implícitos no nome, então fica redundante 
mencioná-los especificamente. Entretanto, você pode querer descrever uma rocha como um ”granito anfibólio 
monoclínico” ou um “granito muscovítico biotitítico”. Se mais de um mineral é incluído, eles são listados a fim de 
aumentar o grau de concentração. No exemplo anterior, deveria haver mais biotita que muscovita na rocha. Às 
vezes, pode ser desejável não acrescentar uma modificação química, como uma alcalina, calco-alcalina, aluminosa 
etc. Um exemplo comum é o uso do prefixo “alcali-“. Grandes quantidades alcalinas podem estabilizar um alcalino 
anfibólio, ou um piroxênio alcalino. Usualmente, não pensamos em granitos piroxênicos, mas alguns “granitos 
alcalinos” podem, de fato, conter um piroxênio rico em sódio. Como veremos no Capítulo 8, algumas características 
28 
 
químicas se manifestam ao longo de séries inteiras de magmas co-genéticos em algumas rochas ígneas provinciais. 
Os termos químicos são, então, mais comumente aplicados a “suítes” de rochas ígneas (um grupo de rochas que são 
geneticamente modificadas). 
 
2.3.4 Rochas Máficas e Ultramáficas 
 
Rochas gabróicas (plagioclásicas + máficas) e rochas ultramáficas (mais de 90% máficas) são classificadas 
usando diagramas separados (Figura 2-2b e c, respectivamente). Com essa classificação, o subcomitê da IUGS 
encontrou um delicado equilíbrio entre as tendências para divisão e aglomeração. O mesmo é verdade para nós. 
Enquanto a IUGS deve servir à comunidade profissional e guiar a terminologia para a comunicação profissional, 
devemos encontrar uma classificação mais adequada para o uso mais comum em laboratórios de petrologia. 
 
A Figura 2-2b para rochas gabróicas é simplificada da recomendação de IUGS. Quando é possível 
distinguir piroxênios em um gabro, há uma terminologia mais específica (por exemplo, um gabro ortopiroxênico é 
chamado “norito”). A Figura 2-2c é mais credível para as recomendações da IUGS. Em trabalhos com amostras de 
mão, pode ser difícil de distinguir orto de clinopiroxênios em rochas ígneas negras. Por isso, os termos “peridotito” 
e “pyroxenito” são comumente usados para ultramáficas, pois são independentes do tipo de piroxênio. Quando a 
distinção pode ser feita, os termos mais específicos da Figura 2-2c são os preferidos. A presença de mais de 5% de 
hornblenda complica a nomenclatura para rochas máficas e ultramáficas. Acredito que a distinção da IUGS entre 
“olivina-piroxênio hornblendito”, uma “olivina-hornblenda piroxênito “ e um ”piroxênio hornblenda peridotito” 
acrescenta mais detalhes que o necessário nesse ponto. O estudante precisa completar a classificação de IUGS 
(Streckeisen, 1967, 1974; LeMaitre, 1989) para nomes adequados, se isso for importante para fazer distinções mais 
detalhadas na nomenclatura. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
29 
 
 
 
Figura 2-2. Uma classificação de Rochas Ígneas. (a) rochas faneríticas com mais que 10% (quartzo + feldspato + feldspatóides). 
(b) rochas gabróicas. (c) rochas ultramáficas segundo IUGS (veja referências no final do capítulo). 
 
 
 
30 
 
Termos da Figura 2.2 
 
 
a) A rocha deve conter um total no mínimo 10% dos minerais: 
 
Q – quartzo 
A – feldspato alcalino 
P – plagioclásio 
F – um feldspatóide 
Que são então normalizados para 100% 
 
Quartzolite – quartzito 
Quartz-rich Granitoid – granitóide rico em quartzo 
Alkali feldspar granite – granito com feldspato alcalino 
Granite – granito 
Granodiorite – granodiorito 
Tonalite – tonalito 
Alkali Fs. Quartz Syenite – sienito quartzo alcalino félsico 
Quartz Syenite – sienito quartzo 
Quartz Monzonite – monzonito quartzo 
Quartz Monzodiorite – monzodiorito quartzo 
Qtz. Diorite – diorito quartzo 
Alkali Fs. Syenite – sienito félsico alcalino 
Syenite – sienito 
Monzonite – monzonito 
Monzodiorite – monzodiorito 
Qtz. Gabbro – gabro quartzo 
Diorite/Gabbro/Anorthosite – diorito/ gabro/anortosito 
(Foid) – bearing Syenite – feldspatóide carregando sienito 
(Foid) – bearing- Monzonite – feldspatóide carregando monzonito 
(Foid) – bearing Monzodiorite – feldspatóide carregando monzodiorito 
(Foid) – bearing Diorie/Gabbro – feldspatóide carregando diorito/gabro 
(Foid) – Monzosyenite – feldspatóide monzosienito 
(Foid) – Monzodiorite – feldspatóidesmonzodiorito 
(Foid) – Gabbro – feldspatóide gabro 
(Foid) – olites – feldspatóide 
Troctolite – troctolito 
Plagiocase – bearing ultramafic rocks – plagioclásio levando rochas ultramáficas 
Pyroxene – piroxênio 
Plagiocase – plagioclásio 
Olovine – olivina 
Dunite – dunito 
Harzburgite – peridotito piroxênico a hipersteno 
Lherzolite – peridotito piroxênico 
Wehrlite – peridotito piroxênico rico em magnetita 
Peridotites – peridotito 
Olivine orthopyroxenite – ortopiroxenito olivina 
Orthopyroxenite – ortopiroxenito 
Olivine Websterite – piroxênito olivina 
Olivine clinopyroxenite – clinopiroxênito olivina 
Pyroxenites – piroxênito 
Websterite- piroxênito 
WClinopyroxenite – clinopiroxênito 
Clinopyroxene – clinopiroxênio 
31 
 
2.4 Rochas Afaníticas 
 
Rochas vulcânicas são tratadas como as plutônicas na classificação original da IUGS. Quando se determina 
o grau, normaliza-se para achar P, A e Q ou F e produz-se o resultado na Figura 2-3, de modo idêntico ao descrito na 
Figura 2-2. Como o grau é comumente difícil de determinar cuidadosamente para vulcânicas, a Figura 2-3 é uma 
simplificação modificada de diagramas mais detalhados publicados pela IUGS (Streckeisen, 1979). A matriz de 
muitas vulcânicas é composta de minerais de veios extremamente finos e pode até ter proporções consideráveis de 
vítreos ou materiais amorfos. Por isso, é normalmente impossível, mesmo em seções finas, determinar o grau de 
representatividade mineralógica. Se é impossível reconhecer a mineralogia da matriz, o grau deve ser baseado em 
fenocristais. A IUGS recomenda que rochas assim identificadas sejam chamadas fenótipas e tenham o prefixo 
“feno-“ inserido antes do nome (e.g. “feno-latito”). Como logo veremos, minerais se cristalizam do derretimento 
numa seqüência (como indicada, mas não restrita à série de Bowen), então os primeiros minerais a cristalizar, não 
necessariamente, representam a mineralogia das rochas como um todo. Se baseada nos fenocristais, a posição da 
rocha na Figura 2-3 será disposta na direção da fase inicial e usualmente errônea para a rocha como um todo. 
 
 
Figura 2-3 Uma classificação e nomenclatura de rochas vulcânicas. Segundo IUGS. 
 
Termos da Figura 2-3. 
 
Ryolite – riolito 
Dacite – dacito 
Trachyte – tracito 
Latite – latito 
Andesite/Basalt – andesito/basalto 
(Foid)- bearing Trachyte – feldspatóide carregando tracito 
(Foid)- bearing Latite – feldspatóide carregando latito 
(Foid)- bearing Andesite/Basalt – feldspatóide carregando andesito/basalto 
Phonolite – fonolito 
Tephrite – tefrito 
(Foid) – ites – feldspatóides 
32 
 
Novamente rochas que aparecem perto de P na Figura 2-3 apresentam um problema na classificação 
vulcânica, assim como as plutônicas. Não se pode distinguir andesito de basalto usando a Figura 2-3. IUGS 
recomenda uma distinção baseada no índice de cor ou no conteúdo de sílica (veja abaixo) e não na composição 
plagioclásica. Um andesito é definido como uma rocha rica em plagioclásio com um índice de cor abaixo de 35% ou 
maior de 52% de SiO2. Basalto tem um índice de cor maior de 35% e tem menos 52% de SiO2. Muitos andesitos 
definidos pelo índice de cor ou quantidade de sílica têm plagioclásios de composição An65 ou mais. 
 
O jeito mais seguro de evitar o problema de matriz discutido acima é analisar a rocha vulcânica 
quimicamente e usar um esquema de classificação baseado nos resultados analíticos (como está implícito usando % 
SiO2) na distinção de IUGS entre andesito e basalto antes discutida. IUGS tem, conseqüentemente, recomendado 
uma classificação de vulcânicas baseada num diagrama simples, comparando o total alcalino com sílica (Le Bas et 
al., 1986). O diagrama (Figura 2-4) requer uma análise química e é dividido em 15 campos. Para utilizá-lo, 
normalizamos a análise química de uma vulcânica para 100% de base não volátil e adicionamos Na2O + K2O e 
pomos contra SiO2. Os resultados são geralmente consistentes em relação ao diagrama QAPF quando um bom grau 
está disponível. 
 
O diagrama mostrado nas Figuras 2-2 a 2-4 deve lhe fornecer os nomes das rochas ígneas mais comuns, 
mas alguns tipos importantes de rochas classificadas por IUGS não estão incluídos nas figuras. Por agora, a 
classificação mostrada não cobre todos as hipocristalinas (intrusivas rasas), rochas como diabásios (ou dolerito na 
Inglaterra), nem abrange os tipos menos comuns como carbonatitos (carbonatos ígneos), lamproítos/lamprofiros 
(altamente alcalinos, máficas ricas em correntes de volatilidade/rochas-dique), espilitos (basaltos sódicos) ou lava 
basáltica (vulcânicos sódicos intermediários) etc. 
 
 
Figura 2-4. Uma classificação química de rochas ígneas vulcânicas baseada em total de alcalis vs. silica. Segundo Le Bas et al. 
(1986) J. Petrol., 27, 745-750. Oxford University Press 
 
Termos da Figura 2-4 
 
Tephriphonolite – tefrifonolito 
Tephrite Basanite – basanito tefrito 
Picrobasalt – picrobasalto 
Trachybasalt – traquibasalto 
Basaltictrachyandesitic – basalto traquiandesito 
Trachy – andesite – traqui andesito 
Trachyte Trachydacite – traquito traquidacito 
Ultrabasic – ultrabásica 
Basic – básica 
Intermediate – intermediária 
Acidic – ácida 
Wt% SiO2 – porcentagem em sílica 
33 
 
Rochas altamente alcalinas, particularmente aquelas de origem continental, são variadas, mineralógica e 
quimicamente. A composição das rochas altamente alcalinas alcança altas concentrações de muitos elementos só 
presentes em quantidades residuais em rochas ígneas mais comuns. A grande variedade resulta numa nomenclatura 
similarmente complexa. Embora essas rochas alcalinas contenham menos de 1% de rochas ígneas, a metade dos seus 
nomes formais se aplica a elas. Tal nomenclatura intrincada está longe do escopo deste Capítulo. O capítulo 19 
lidará com muitos dos mais comuns ou interessantes tipos de rochas alcalinas. 
 
Tentei evitar os detalhes enfadonhos que uma classificação abrangente requer, proporcionando um útil 
equilíbrio entre aprofundamento e prática. A Tabela 2-1 lista um espectro bem mais geral de nomes de rochas ígneas 
que podem ser encontradas na literatura. Aquelas em negrito são recomendadas pela IUGS e podem também ser 
encontradas nas Figuras 2-2 a 2-4 ou nas publicações referenciadas pela IUGS. Os outros termos não são 
recomendados pela IUGS, sendo muito coloquiais, muito restritivos, inadequados ou obsoletos. Tentei fornecer uma 
definição bem resumida de cada termo, incluindo os termos aprovados pela IUGS que mais deles se aproximam. 
Contudo, é impossível fazê-lo com precisão, pois raramente critérios químicos, mineralógicos e/ou texturais 
coincidem perfeitamente. A Tabela 2-1 pretende lhe dar uma rápida referência para os termos de rocha que você 
pode encontrar na literatura e não contém definições rigorosas de cada. Mais tarde, você pode consultar o Glossário 
AGI ou LeMaitre (1989). Para o bem da brevidade, incluí apenas os termos básicos do IUGS, como granito, 
andesito ou traquito, não entrando termos como granito-alcalino-feldspato ou andesito-traquito-basáltico. 
 
Tabela 2-1 Nomes comuns de rochas com recomendação dos termos da IUGS 
 
 
Nome Significado Aproximado 
 
Adaquito: andesito rico em magnésio 
Adamelito: monzonito quartzo 
Alasquito: leuco(feldspato alcalino) granito 
Alnoito: melilito lamproíto 
Alveíto: média de grãos finos calcita carbonática 
Ankaramito: basalto olivina 
Anortosito 
Aplito: granitóide com fina textura tipo sacarina 
Basalto 
Basanito: olivina tefrito 
Berfosito: dolomita carbonática 
Benmoreíto: tracito 
Bonitito: andesito rico em magnésio 
Camptonito: lamproíto hornblendaCancalito: piroxenólito 
Carbonatito: maior que 50% de carbonato 
Cedricito: diopsídio, leucito lamproíto 
Charnoquito: granito quartzico 
Comenditoriolito: peralcalino 
Cortlandito: piroxênio-olivina-hornblendito 
Diabásio e dolerito: grau médio basalto/gabro 
Dunito 
Enderbito: tonalito hipersteno 
Essexito: nefelino monzo-gabro/diorito 
Felsito:granitóide microcristalino 
Fenito: rochas metassomáticas ricas em feldspato alcalino associado com carbonatitos 
Fergusito: feldspatóide pseudolusito 
Fitzroito: leucito lamproíto 
Forchito: lamproíto máfico analcima 
34 
 
Fortunito: lamproíto vítreo olivina 
Foiaito: sienito nefelino 
Glimerito: ultramáfica rica em biotita 
Granitóide: rocha félsica plutônica (como o granito) 
Granofiro: granito porfirítico com textura granofírica 
Granizito: nefelinito fonolítico 
Grenaíto: sienito nefelino 
Harisito: troctolito 
Havaiito; traquibasalto sódico 
Hornblendito: rocha ultramáfica com mais de 90% de hornblenda 
Hyaloclastito: rocha piroclástica = fragmentos angulares de vidro 
Icelandito: pobre em Al, andesito rico em Fe 
Ignimbrito: aplicado para vulcânicos tufos 
Ijolito: clinopiroxênio nefelenito 
Italito: vidro contendo leucititolito 
Jacupirangito: piroxênito alcalino 
Jetunito: monzonorito hipersteno 
Jumilito: lamproito olivina madupico 
Kalsilitito: kalsilito rico em vulcânicas máficas 
Kamfugito: termo coletivo para o grupo KA tungito, MA Furito-ugandito 
Katungito: olivina rica em Kmelilitito 
Keratofiro: vulcânica félsica albitizada 
Kersantito: biotita-plag.lamproíto 
Kimberlito:ultramáfica rica em voláteis 
Komatiito: vulcânica ultramáfica (geralmente arqueano) 
Kugdito: melilitolito olivina 
Ladogalito: sienito máfico com feldspato alcalino 
Lamproíto:um grupo de K-Mg – ricos em rochas vulcânicas voláteis 
Lamprofiro: um diverso grupo de escuras, porfiríticas, máficas a ultramáficas, rochas hipoabissais ricas em K 
Larvikito: sienito augito monzonito 
Latito 
Leucitito: rocha vulcânica vizinha a todos leucitos 
Lherzolito 
Limburgito: vulcânica = piroxênio + olivina + opacos na grande massa de vidro 
Liparito: riolito 
Luxulianito: granito porfirítico com turmalina 
Madupito: lamproíto com flogopito poiquilítico na grande massa 
Mafurito: vulcânica ultramáfica alcalina 
Malchito: lamprofiro 
Malignito:augito aegirino sienito nefelino 
Mamilito: lamproíto leucito riterito 
Mangerito: monzonito hipersteno 
Marianito: andesito rico em Mg 
Marienbergito: natrolito fonolito 
Masafuerito: basalto pícrito 
Meimechito: vulcânica ultramáfica 
Melilitito:melilito clinopiroxênico vulcânico ultramáfico 
Melilitolito: melilitito plutônico 
Melteigito: ijolito máfico 
Miagito: gabro orbicular 
Miaskiyo: biotita félsica, monzosienito nefelino 
Minito: lamprofiro biotítico 
Missourito: feldspatóide máfico típico do leucito 
35 
 
Monchiquito: lamprofiro com feldspato livre 
Monzonito 
Monzonorito: ortoclásio contendo gabro hipersteno 
Mugearito: traquiandesito sódico máfico 
Natrocarbonatito: raro sódio em carbonatito vulcânico 
Nelsonito: ilmenita apatita em rocha (dique) 
Nefelinito: basalto contendo nefelina 
Nefilinolito: nefelinito plutônico(um foidito) 
Nordmarkito: sienito quartzo contendo quartzo e feldspato alcalino 
Norito: gabro ortopiroxênio 
Obsidiana: vidro vulcânico (tipicamente sílica) 
Oceanito: picrito 
Odinito: lamprofiro 
Opdalito: granodiorito hipersteno 
Orbito: lamprofiro 
Orendito: lamproíto di-sanidino 
Orvietito:vulcânica próxima ao fonolito tefri-fonotefrito borda 
Oachitito: lamprofiro ultramáfico 
Pamelenito: riolito peralcalino 
Pegmatito: grãos muito grandes em rochas ígneas 
Peridotito 
Perlito: vidro vulcânico que exibe fina quebra concêntrica 
Fonolito 
Fono-tefrito 
Picrito: basalto rico em olivina 
Picrobasalto 
Pedra piche: vidro vulcânico com água 
Plagioclasito:anortosito 
Plagiogranito:leucotonalito 
Polzenito: lamprofiro melilito 
Rauaugito: carbonatito dolomítico grosseiro 
Reticulito: pedra púmis quebrada 
Sanaíto: lamprofiro augito sódico 
Sanukito: andesito rico em Mg 
Seoria: basalto altamente vesicular 
Shonknito: plutônica alcalina com K- feldspato, feldspatóide e augito 
Shoshonito: basalto rico em K 
Sovito: carbonatito calcito grosseiro 
Spessartito: lamprofiro hornblenda di-plagioclásio 
Spilito: basalto albitizado alterado 
Taquilito: vidro basático 
Taitito: tefri-fonolito 
Tefrito 
Tefri-fonolito 
Teschenito: gabro analcima 
Teralito: gabro nefelino 
Toleiito: basalto toleiítico ou séries de magma 
Tonalito 
Traquito 
Thondhjemito: leuco tonalito 
Uncompahgrito: piroxênio melilitolito 
Urtito: nefilinolito félsico 
Verito: lamproíto vítreo 
36 
 
Vicolito: veja orvietito 
Vogesito: lamprofiro hornblenda di-ortoclínico 
Woldigito: di-leucito-ricoterito lamproíto 
Wyomingito: di leucito. Lamproíto 
 
2.5 Rochas Piroclásticas 
 
A classificação inicial de IUGS não abarcou rochas piroclásticas, mas elas foram abordadas na última 
instalação (Schimdt, 1981). Como mencionado anteriormente, se a composição química está disponível, essas 
rochas podem ser classificadas pela composição da mesma forma que qualquer vulcânica, mas elas comumente 
contêm impurezas significativas e somente aquelas com mínimo material de fora podem ser nomeadas com 
segurança. 
 
Piroclásticas são, logo, comumente classificadas baseando-se no tipo de material fragmental (coletivamente 
chamados piroclastos) ou no tamanho dos fragmentos (somado à química ou tipo de grau, se possível). Se os tipos 
de material devem ser básicos, o volume percentual de vidro, fragmentos de rocha e de cristal é determinado e o 
nome é derivado da Figura 2-5a. Se o tamanho do fragmento é a base, determina-se a porcentagem dos fragmentos 
que caem em cada uma das seguintes categorias: 
 
> 64 mm de diâmetro 
Bombas (se derretem durante a fragmentação) 
Blocos (se não derretem) 
2-64 mm Pedrinha 
< 2 mm Cinza 
 
Figura 2-5 Classificação de rochas piroclásticas. a. baseada no tipo de material. Segundo Pettijohn (1975) Sedimentary Rocks, 
Harper & Row, and Schmid (1981) Geology, 9, 40-43. b. Baseada no tamanho do material. Segundo Fisher (1966) Earth Sci. 
Rev., 1, 287-298. 
 
Os resultados estão impressos na Figura 2-5b para determinar o nome. Aglomerados na Figura 2-5b podem 
ser usados para materiais coerentes ou incoerentes, enquanto muitos geólogos restringem o termo piroclástico aos 
materiais coerentes. As Figuras 2-5a e b não são necessariamente mutuamente excludentes. É aceitável nomear uma 
rocha como “riolítica vítrea pedrinha tufo” se você deseja enfatizar que a pedrinha é preponderantemente composta 
por fragmentos de vidro. Um tufo aquático é uma acumulação aquática de cinzas. Pode resultar de uma erupção 
subaquática que foi retrabalhada pela água. Hialoclástito é um tufo aquático que se forma quando o magma é 
despedaçado ao entrar em contato com a água. 
37 
 
Termos da Figura 2-5 
 
Glass – vidro 
Vitric tuff – tufo vítreo 
Lithic tuff – tufo lítico 
Crystal tuff – tufo cristalino 
Ash – cinza 
Lapilli tuff – pedrinhas tufo 
Lapilli stone – pedra 
Lapilli stone breccia – pedrinhas brecha 
Piroclastic breccia or agglomerate – brecha piroclástica ou aglomerado 
Blocks and bombs – blocos e bombas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
38 
 
Capítulo 3 
Texturas de Rochas Ígneas 
 
 
No capitulo anterior, aprendemos como categorizar e nomear rochas ígneas. É de também de grande 
utilidade incluir também as texturas das rochaspara uma boa descrição das amostras de mão ou para seções finas. 
Mas as texturas são muito mais importantes do que mera ajuda na descrição. A textura de uma rocha é resultado de 
vários processos que controlam a Gênese das rochas e, junto com a mineralogia e a composição química fornecem 
informações que usaremos para interpretar a origem e a história das rochas. É de suma importância para nós que 
estejamos capacitados a reconhecer e descrever as texturas de uma rocha, e entender como elas são desenvolvidas. 
No capítulo 1, por exemplo, foi mencionada a textura “interlocking” (figura 1-1), era produzida pela cristalização a 
partir de uma fusão que pode ser usada para determinar a origem de uma rocha ígnea. Neste capitulo, iremos 
explorar as texturas ígneas mais detalhadamente buscando descobrir o que controla as texturas para que possam ser 
usadas como um critério textural para auxiliar-nos na tentativa de nos fazer entender a historia da cristalização (e 
talvez também algumas histórias da pós-cristalização) de uma rocha em particular. Eu tenho tentado fornecer um 
glossário dos termos da textura até o fim de cada capítulo, onde poderá ser encontrada a definição de textura de 
termos estrangeiros que serão encontrados. Em algumas referencias listada no final do capitulo serão encontradas 
excelentes fotografias de cores e desenhos de linhas (baseado em sua maioria em seções finas) que ilustram 
adicionalmente algumas das texturas. 
 
As texturas que são observadas nas rochas ígneas originadas a partir de vários processos que poderão ser 
agrupados dentro de duas principais categorias, texturas primárias que ocorrem durante a cristalização e resulta a 
partir da interação, fusão entre dois minerais e texturas secundárias que são alterações que são localizadas depois 
que a rocha está completamente solidificada. As seguintes texturas é uma discussão aberta de como texturas comuns 
são desenvolvidas. Serão mais bem abordados em seções de lâminas, mas algumas das texturas descritas podem ser 
reconhecidas em amostras de mão. Petrografia é um ramo da Petrologia que tida da descrição e classificação das 
rochas, mas que a maioria de nós usa o termo para uma conotação dos estudos de rochas ou seções de lâminas. 
 
3.1 – Texturas Primárias (cristal/fusão interação) 
 
A formação e o crescimento dos cristais, tanto a partir de uma fusão ou no meio sólido (crescimento de 
minerais metamórficos) envolvem três principais processos: 
 
1. Nucleação inicial de um cristal; 
2. Crescimento subseqüente de um cristal; 
3. Difusão de espécies químicas (e calor) através de um meio próximo e a partir de um crescimento do mineral em 
suas superfícies. 
 
Nucleação é um crítico passo inicial no desenvolvimento do cristal. Muitos cristais iniciais e finos têm um 
alto raio de superfície de área para volume, e através de uma longa proporção de íons na superfície. Na superfície de 
íons ocorrem cargas não balanceadas, em virtude das necessidades dos íons ao completar ao seu redor que balanceia 
39 
 
a carga no interior dos íons. O resultado é uma alta energia na superfície para o cristal inicial e conseqüentemente 
uma baixa estabilidade. O agrupamento de alguns íons compatíveis na fusão resfriada resultará em uma separação 
espontânea mesmo que a temperatura de saturação quando por outro lado em condições propícias à cristalização de 
um mineral em particular. Sob certas condições a cristalização seria possível, mas para o pré-requisito de nucleação 
não. Antes de ocorrer à cristalização uma forma crítica de agrupamento embrionico ou núcleo do cristal deve se 
formar. Isso requer alguns graus de saturação ou pré-resfriamento (o resfriamento de uma fusão sobre a verdadeira 
temperatura de cristalização do mineral) antes os íons que sobram quando se agrupam, tornam-se estáveis. 
Alternadamente a superfície do cristal preexistente pode estar presente também um “cristal inicial” de um mesmo 
mineral, ou diferentes minerais com estruturas similares na qual um novo mineral pode ser facilmente nucleado e 
crescer. 
 
Alguns estudos têm indicado que cristais com simples estruturas tendem a nuclear mais facilmente do que 
os minerais com estruturas complexas. Óxidos (como magnetita ou ilmenita ou olivina), ou seja, geralmente 
nucleiam-se mais facilmente com menos resfriamento que sofrem do que os plagioclásio por causa do complexo de 
polimerização SiO. 
 
O crescimento do cristal envolve a adição de íons sobre os cristais pré-existentes ou cristais nucleados. Em 
uma simples estrutura com alta simetria, as faces com uma densidade de pontos ({100}, {110}) tendem a formarem 
proeminentes. Na maioria dos silicatos, esta tendência pode ser percebida pela preferência do crescimento nas 
direções com correntes interruptas de fortes vínculos. Piroxênios e anfibólios tendem a se alongar na direção da 
corrente Si-O-Si-O e as micas tendem a se alongar na direção dos planos silicatos. Defeitos como deslocamento de 
íons, podem também ajudar na adição de novos íons, no crescimento de faces e impurezas também podem inibir o 
crescimento em algumas direções. No geral, faces de baixa energia tornam-se mais prevalentes. Quando as faces de 
baixa energia tornam-se predominante sobre faces de alta energia, e a energia total do sistema torna-se baixa, 
portanto mais instável. A energia da superfície em diferentes faces pode variar desproporcionalmente com as 
mudanças das condições fazendo com que forma característica do mineral possa variar de uma rocha para outra. 
Cashman (1990) um conhecido petrologo entre os metalúrgicos afirmava que: com a queda do grau de resfriamento 
os cristais mudam de faces bem definidas e de hábito circulares para dendríticos e finalmente formas esferulíticas. 
 
Na maioria das situações a composição de crescimento dos cristais difere consideravelmente a partir da 
fusão. Somente em sistemas químicos simples, como gelo, é que isto não se aplica. De um modo geral quando 
ocorre o crescimento do mineral de forma gradual há um esgotamento da fusão adjacente na constituição dos 
minerais incorporados preferencialmente. Para continuar o crescimento, um novo deve difundir-se através de uma 
fusão, através do decaimento da zona e atingir a superfície do cristal. Sendo assim, a formação de um cristal a partir 
de uma fusão produz calor (calor latente de cristalização que é oposto ao calor latente de fusão ver Seção 6. 3). Este 
calor também deve ser capaz também de difundir qualquer cristal e a temperatura da superfície do cristal deve 
também se torna alta para o processo de cristalização. 
 
3.1.1 Taxa de Nucleação, Crescimento e Difusão 
 
Pelo fato de haverem 03 principais processos envolvidos no desenvolvimento do mineral, e não apenas um, 
suas taxas relativas tem influenciado consideravelmente a última textura da rocha resultante. Devemos observar que 
como a fraca ligação na corrente, na qual a taxa mais baixa será a predominante taxa do processo e determinante 
onde terá o controle da cristalização. Existe, além disso, uma taxa que deve ser citada a taxa de resfriamento do 
magma. Se esta taxa é muito devagar o equilíbrio é mantido ou aproximadamente perto. Se a taxa de resfriamento é 
alta ocorre que raramente existirá um tempo para nucleação, crescimento e difusão não permitindo que o ritmo seja 
mantido. A taxa de resfriamento é um importante indicador controlador externo, que influência nas outras taxas dos 
processos de formação do cristal. A maioria das informações sobre textura que são observadas é usada para 
interpretar a taxa de resfriamento da rocha. 
 
40 
 
As taxas tanto de nucleação como de crescimento do mineral estão diretamente relacionados com a 
extensão do pré-resfriamento do magma. Inicialmente o pré-resfriamentoaumenta ambas as taxas, mas com um 
resfriamento adicional ocorre queda na cinemática e um aumento da viscosidade, inibindo assim as taxas. 
 
Como ilustrada na Figura 3-1, a taxa máxima de crescimento está em elevadas temperaturas logo é a taxa 
máxima de nucleação, pois é mais fácil adicionar um átomo com uma alta energia cinética sobre um cristal existente 
do que ter a chance de agrupar a alguns átomos por vez para formar um agrupamento inicial. Dessa maneira o pré-
resfriamento inibe o crescimento, pois os átomos precisam se difundir para mais adiante se adicionar sobre alguns 
cristais já existentes, e torna mais fácil para os átomos mais lentos nuclearem-se no próprio ambiente de nucleação 
do que se deslocarem para longe. 
 
Podemos usar a Figura 3-1 para entender porque a taxa de resfriamento atinge significativamente os 
tamanhos do grão da rocha. Ainda relacionado com a Figura 3-1, pré-resfriamento é um grau no qual abaixo da 
temperatura do ponto de fundição antes de ocorrer à cristalização. Por exemplo, se a taxa de resfriamento está baixa, 
somente poderá ocorrer um leve pré-resfriamento (assim como a temperatura Ta na Figura 3-1). Sob esta 
temperatura, a taxa de nucleação está muito baixa e a taxa de crescimento alta, poucos cristais deverão se formar e 
irão crescer grandes, resultando em grãos com uma textura grosseira entre as rochas plutônicas resfriadas. Por outro 
lado rochas são rapidamente resfriadas, podem se tornar num significante pré-resfriamento entes de ocorrer à 
cristalização. Se as rochas são pré-resfriadas em uma temperatura Tb como na Figura 3-1, a taxa de nucleação 
excede a taxa de crescimento e alguns pequenos cristais são formados resultando numa textura muito fina de rochas 
vulcânicas. Alto grau de pré-resfriamento (temperatura Tc na Figura 3-1) pode resultar em uma negligente taxa de 
nucleação e crescimento assim como no liquido antes de se solidificar transformando-se em vidro com alguns 
poucos cristais ou nenhum. 
 
 
Figura 3-1 Taxas idealizadas de nucleação e de crescimento em função da temperatura abaixo do ponto de fusão. Resfriamento 
lento que resulta somente num pré-resfriamento (Ta), logo o rápido crescimento e lenta nucleação produzem poucos cristais com 
grãos grosseiros. Rápido resfriamento que permite que ocorra um pré-resfriamento (Tb) resultando num crescimento lento e de 
rápida nucleação produzindo alguns cristais com finos grãos. Resfriamento muito rápido envolvendo pequenas partes, ocorrendo 
nucleação ou crescimento (Tc) se produz vidro. 
 
Dois estágios podem criar uma distribuição bimodal do tamanho dos cristais, resfriamento lento seguido de 
um aumento brusco de resfriamento é a única seqüência plausível e pode ocorrer no começo no começo da 
cristalização na câmara magmática, seguido de uma abertura do condutor e migração do magma para a superfície. 
Inicialmente o magma será apenas levemente pré-resfriado e alguns cristais grosseiros irão se formar seguido por 
vulcanismo e cristais finos. 
 
Quando ocorre uma distribuição bimodal distinta no tamanho dos grãos com um tamanho 
consideravelmente maior de um para o outro, esta textura é chamada de porfirítica. Os cristais finos que rodeiam 
são chamados de matriz ou massa da terra (groundmass). Uma rocha porfirítica é considerada plutônica ou vulcânica 
na matriz base dos tamanhos dos grãos, se os fenocristais são colocados em ambiente com bastante vidro a textura é 
chamada de vitropirítica, se os fenocristais contêm inúmeras inclusões de algum outro mineral que envolva os 
fenocristais depois de crescido a textura é chamada de poikilítica e se o principal cristal pode então ser chamado de 
41 
 
oikocristais. A taxa de crescimento de um cristal depende da energia da face da superfície do cristal e da taxa de 
difusão. Para uma taxa de resfriamento constante, cristais maiores são normalmente aqueles que possuem uma 
estrutura simples (onde também ocorre à nucleação mais cedo) e/ou em grande quantidade ou numa rápida difusão 
de componentes. A taxa de difusão de um elemento químico ocorre mais rapidamente sob temperaturas elevadas e 
em materiais com baixa viscosidade, a taxa de difusão é mais devagar sob elevadas fusões de viscosidade 
polimerizada (como as fusões são geralmente ricas em sílica tendendo a se resfriarem ao invés de fusões máficas). 
 
Pequenos íons com baixas cargas difundem-se melhor ao contrário de grandes complexos polimerizados 
que se difundem mal. Em geral a difusão num liquido ocorre melhor do que a difusão em um vidro e este é muito 
melhor que a difusão em sólidos cristalinos. A água diminui drasticamente o grau de polimerização do magma 
(Cap.7), embora aumente a difusão. O alcalino tem o mesmo efeito similar, porém menos extremo. Os tamanhos dos 
grãos mais grosseiros de alguns pegmatitos podem ser atribuídos devido a sua alta mobilidade de materiais rico em 
água que são fundidos a partir do momento em que se se cristalizam do que devido ao seu lento e extremo 
resfriamento. 
 
A taxa de nucleação e crescimento varia de acordo com a energia da superfície dos minerais e as faces 
envolvidas, o grau de resfriamento e a estrutura do cristal. Estes valores podem ser diferentes para diferentes 
minerais mesmo que o magma seja o mesmo. Diferentes minerais podem ser pré-resfriados para diferentes extensões 
devido ao ponto de difusão na Figura 3-1 é específico para cada mineral. Devemos estudar nos capítulos 6 e 7 que os 
minerais desenvolvem uma seqüência durante o resfriamento do magma, assim como o ponto de fusão de cada um é 
atingido progressivamente. A temperatura deverá estar abaixo do ponto de difusão do mineral pré-resfriado e acima 
do outro. Alguns núcleos estáveis de cada mineral deverão se formar, enquanto somente alguns outros minerais 
resultaram de algumas pequenas formas de cristais e muitos poucos em cristais grandes mais tarde. A noção mais 
comum cristais grandes em rochas porfiríticas devem ser formados primeiros ou em um ambiente de resfriamento 
lento não é uma verdade universal. A perda breve de água que irá aumentar a temperatura de cristalização (Seção 7-
5) podendo produzir também uma textura porfirítica em algumas rochas plutônicas como será estudado no Capítulo 
11. 
 
 
Figura 3-2 Imagem de elétrons espalhados extintos “vidro azul pahoehoe” 1996 fluído do Kalapana, Hawai. O brilho é 
proporcional à habilidade extinta e alcança até atingir o número atômico. Minerais escuros são plagioclásios félsicos e os 
minerais cinza são os máficos. (a) Largo embasamento de fenocristais de olivina com pequenas hastes de plagioclásio e 
agrupamentos de augita nucleando o plagioclásio. Magnificação ca. 400x. (b) ca. 200x magnificação de cristais de augita extintos 
nucleando o plagioclásio (escuro) e crescimento dendrítico para fora. A augita nucleando o plagioclásio ao invés da dos 
fenocristais de augita pré-existentes, talvez devido ao local de enriquecimento nos componente máficos como os plagioclásios 
adjacentes no liquido em Ca, Al e Si. Fotografia tirada com assistência de Jack Rice e Michael Schaeffer, universidade de 
Oregon. 
42 
 
Quando a taxa de difusão não está sendo limitada, os cristais crescem livres e embaraçados na fusão, e estes 
tenderão a serem euhedrais e com faces bastante definidas. Quando a taxa de difusão é mais lenta do que taxa de 
decrescimento (como num rápido resfriamento ou em lavas extintas) os cristais assumem um aumento na forma 
radiante, ou uma terceira aparência, ramificando mais uma forma que será conhecida como dendrítica (Figura 3-2). 
Quando a difusão é mais devagar do que o crescimento uma zona de liquido esgotado começa a se formar sobre o 
cristal/líquido com interfaces como descrita acima. Algum trabalho propõe que os cristais adquiremfinas tendências 
além da zona que tentará suprir com elementos apropriados ou com uma fusão seguida de rápido resfriamento. 
Outros trabalhos sugerem que as perturbações sofridas no contorno direcionam as formas dendríticas ajudando a 
eliminar o calor local facilitando a cristalização. Talvez outros processos contribuam para o crescimento dendrítico 
ou esferulítico, lavas ultramáficas como as komatitas do Pré-cambriano que durante os processos podem 
desenvolver um espetacular enlongamento dos cristais de olivina ou como em alguns casos como um medidor 
resultando na textura spinifex. Tamanhos incomuns podem ser causados pelo rápido crescimento de uma simples 
estrutura de olivina em um magma com viscosidade muito baixa não devido ao resfriamento. Piroxênio spinifex 
com tamanho acima de 5cm de comprimento tem também sido descritos. 
 
As quinas e os limites dos cristais possuem grande volume de liquido próximos dos seus componentes (para 
dissipar o calor da cristalização) do que a face do cristal (Figura 3-3). As quinas e os limites possuem uma alta 
proporção de vínculos interrompidos e devemos esperar que as quinas e os limites cresçam mais rapidamente do que 
as faces quando expostas, tendo como forma resultante um cristal que é chamado de skeletal. Em alguns casos a 
expansão das quinas pode ir de encontro a pequenas fusões sobre faces recentes (Figura 3-4a). As quinas expostas 
dos plagioclásios tendem a crescer diretamente criando uma forma com características swallow-tailod (Figura 3-2a 
e 3-4b). Claro que qualquer movimento do liquido ou uma nova homogeneização dos cristais irão reduzir os efeitos 
limitados pela baixa fusão. 
 
 
Figura 3-3 (a).Volume de liquido (verde) disponível na quina ou canto do cristal é maior que no lado dos cristais. (b). Volume de 
liquido disponível na extremidade de um delgado cristal é maior que nas suas faces. After Shelley (1993). Igneous and 
Metamorphic Rocks Under the Microscope. © Chapman and Hall. London. 
 
 
Figura 3-4 (a) Fenocristal Skeletal de olivina com rápido crescimento nas extremidades envelopando fundido nas suas 
extremidades. Taupo, N.Z. (b) “Swallow-tail” de plagioclásio em traquito, Remarkable Dike, N.Z. Length of both fields ca. 0.2 
mm. From Shelley (1993). Igneous and Metamorphic Rocks under the Microscope. © Chapman and Hall. London. 
 
43 
 
3.1.2 Locais Preferidos para Nucleação 
 
Epitaxis é o termo mais usado para descrever nucleação preferida de um mineral sobre outro mineral pré-
existente, contudo evitando problemas durante a associação devido à lenta nucleação. Similarmente a estrutura dos 
cristais do substrato e da nova fase são pré-requisitos para um crescimento epitaxial. Os constituintes atômicos do 
novo mineral logo acham locais favoráveis para a acumulação e formas de núcleo mais estável. Um bom exemplo é 
o crescimento da silimanita na biotita ou na moscovita em rochas metamórficas ocorre em direções de preferência 
de reposição dos cristais disponíveis de uma cianita polimorfa. A estrutura Si-Al-O em ambos os minerais de 
silimanita e mica são semelhantes na geometria e no comprimento de vinculo, logo a silimanita tende as e formar na 
área de concentração da mica. A textura Rapakivi envolve plagioclásio albita no seu crescimento em ortoclásios, 
ocorrendo em alguns granitos onde o plagioclásio preferencialmente forma-se em estrutura similar em feldspato 
alcalino em sua própria nucleação. O núcleo de um cristal também pode ser formar “epitaxialmente” com uma 
orientação semelhante a dos grãos que já existe de alguns minerais conduzindo assim a formação de um crescimento 
semelhante. 
 
A textura esferulíticas (spherulitic) em silicatos vulcânicos é uma textura no quais as pontas do quartzo e 
feldspatos alcalinos crescem radialmente a partir de um centro comum. A textura variolítica (variolitic) de 
plagioclásio irradiada em alguns basaltos é provavelmente resultado de uma nucleação tardia de cristais no primeiro 
núcleo a se formar. Ambos são considerados a se formar durante a desvitrificação e que será abordado com mais 
detalhes na seção de texturas secundárias. Nucleação de minerais em um dique ou até mesmo em vesículas é um 
fenômeno comum. O crescimento de cristais enlongados (como quartzo) com seu plano normal para veios 
resultando em uma estrutura de cumeada (comb) por da causa das colunas. Textura crescumulada (crescumulate) 
é similar e descreve o crescimento paralelo de elongação, arranjos não equilibrados de olivinas, piroxênios, 
feldspatos ou quartzo em que parecem nuclear numa linha podendo crescer em alguns centímetros de comprimento. 
Texturas crecumuladas normalmente ocorrem em camadas de plutons máficos (podendo aparecer em múltiplas 
camadas) e nas margens dos granitos. 
 
3.1.3 Zoneamento Composicional 
 
Zoneamento Composicional é um fenômeno comum e ocorre quando um mineral muda à composição 
assim como durante o seu crescimento no resfriamento. A composição da maioria das soluções sólidas dos minerais 
em equilíbrio com outros minerais ou o liquido é depende da temperatura. As razões para isso serão esclarecidas nos 
Capítulos 5, 6, 7 e 27. Zoneamento composicional pode somente ser observado petrograficamente quando as cores 
(Figura 3-5a) ou a posição de extinção variam de acordo com a composição. No caso do plagioclásio o ângulo de 
extinção é altamente dependente da composição e a variação composicional aparece como bandas concentradas da 
variação do brilho em luz plano polarizado (Figura 3-5b). Se o equilíbrio entre o cristal e a fusão é sustentado, a 
composição do mineral será ajustada para uma temperatura reduzida produzindo um cristal composicionalmente 
homogêneo. Zoneamento químico, por outro lado, ocorre quando o equilíbrio não é sustendo e uma borda de uma 
nova composição é adicionada ao redor da antiga. Para um novo equilíbrio composicional no plagioclásio é 
necessária a troca Si-Al e isto é difícil por causa da força do vínculo Si-O e Al-O a difusão do Al é também devagar 
e o zoneamento em plagioclásios é, contudo muito comum. 
 
Como aparece na Figura 6-8 a composição do plagioclásio em equilíbrio com a fusão torna-se mais rico em 
Na assim que a temperatura caiu. O zoneamento esperado em plagioclásio em rochas ígneas deveria ser originado de 
fragmentos de anortita para a borda rica em albita. Este tipo de zoneamento é chamado de zoneamento normal e é 
comum em rochas ígneas só não quando interrompido pelo zoneamento reverso. O zoneamento reverso é o oposto 
ao zoneamento normal, com mais sódio no interior e cálcio fora das zonas. É comum em alguns plagioclásios 
metamórficos onde seu crescimento é acompanhado pelo aumento da temperatura. Zoneamento reverso é raramente 
um termo que acompanha plagioclásios ígneos, o termo é usado tipicamente para curtos eventos onde contribui para 
localizar zoneamento reverso como um componente de zona oscilatória. Zoneamento oscilatório é o tipo mais 
comum de zoneamento em plagioclásios por causa da queda regular do conteúdo Al que raramente controla o 
período de cristalização. 
44 
 
O exemplo ilustrado na Figura 3-5b é oscilatório, e a Figura 3-6 mostra tipos de gráficos de zoneamento 
oscilatório que se entendem a partir do núcleo do plagioclásio até a borda. Mudanças bruscas em zoneamento, como 
a reversa mostrada na Figura 3-6a, requer mudanças bruscas nas condições da câmara magmática. A maioria dos 
petrologistas acredita que quando inserido o magma muito quente, muito jovem em uma câmara de resfriamento e 
de cristalização estes efeitos mudam. A ocorrência mais comum de corrosão e refusão reforçam a borda do cristal 
seguido de processos reversos dando um suporte a esta conclusão. A oscilação mais gradual ilustrada na Figura 3-6b 
é mais favoráveis comoresultado a partir de perda da dependência da difusão e re-preenchimento da zona líquida 
adjacente pelo crescimento do cristal em uma câmara magmática que não sofre perturbações. A perda de 
componentes pode ocorrer pela molécula de anortita ou constituintes como água que consegue reduzir o ponto de 
fusão e mudar o equilíbrio da composição do plagioclásio (Loomis, 1982). A maioria dos minerais não se manifesta 
zonados como os plagioclásios. Isto de deve ao fato ao fato do zoneamento ser simplesmente menos obvio nesta 
seção, por isso pode não afetar a coloração ou extinção. A maioria dos minerais aparentemente mantém o equilíbrio 
com a fusão por causa da troca de íons não envolve uma forte desrumptura entre o vínculo Si-Al-O, a troca Fe-Mg 
também ocorre de maneira fácil por causa destes elementos difuso que estão mais dispostos do que o Al-Si. Contudo 
análise microscópica consegue mostrar zoneamento químico em alguns minerais ígneos e metamórficos. O mapa 
das cores dos elementos acumulados é apresentado no fim do livro (cortesia de Jack Rice, Universidade de Oregon). 
 
 
Figura 3-5 (a) Zoneamento composicional de fenocristal de hornblenda com coloração visivelmente variando em luz plano 
polarizada. Abertura de campo em 1mm. (b) Zoneamento geminado de plagioclásio sobre carlsbad. Andesito, Crater Lake, OR. 
Abertura de campo 0,3mm. 
 
 
Figura 3-6 Exemplos de perfis de plagioclásios zonados determinados por seções em microssonda. (a) Formas repetidas nos 
perfis são atribuída a novas injeções de magma na câmara magmática, seguida por incrementos de resfriamento. (b) Pequenas e 
irregulares oscilações causadas por desequilíbrios locais de cristalização. (c) Oscilações complexas devido a combinações de 
mistura de magma e desequilíbrios locais. Segundo Shelley (1993). Igneous and Metamorphic Rocks under the Microscope. © 
Chapman and Hall. 
 
 
3.1.4 Sequência de Cristalização 
 
Como regra, minerais recém-gerados da fusão que não ocorreu um significativo pré-resfriamento é 
completamente rodeada por um liquido e desenvolvem cristais euhedrais, vinculados pelas faces laterais do cristal. 
45 
 
Assim como mais cristais começam a se formar e penetrar na câmara magmática, os cristais inevitavelmente entrar 
em contato um com o outro. O resultado é uma interferência mutua interfere no desenvolvimento das faces dos 
cristais e nas formas subhedral ou anhedral. Em alguns casos, algum cristal pode inferir na seqüência de 
cristalização do mineral a partir dessas interferências. Minerais que se formam primeiro tendem a ter melhores 
formas e os últimos minerais é o intersticial, preenchendo os espaços entre os primeiros minerais (Figura 3-7). 
Minerais euhedrais são comumente fenocristais em ambientes afaníticos, e claramente formam uma seqüência mais 
cedo. Algum mineral de zoneamento composicional pode apresentar núcleo euhedral que se formará quando cessar 
os cristais durante a fusão e na borda anhedral que ora formar mais tarde cristais que foram aglomerados (ver Figura 
3-14c). 
 
 
Figura 3-7 Piroxênio inicial euhedral com plagioclásio tardio intersticial. (geminação na horizontal). Complexo 
Stillwater, Montana. Comp. 5 mm. © John Winter and Prentice Hall. 
 
Infelizmente o principio simples de que cristal que se moldam para se adequar à forma de outro cristal deve 
ter sido cristalizado mais tarde não é algo que se pode contar conforme nós gostaríamos. Querendo ou não o 
crescimento do cristal com faces bastante desenvolvidas depende apenas da energia da superfície das faces. Minerais 
com baixa energia de superfície podem formar cristais euhedrais mesmo que em rochas metamórficas onde o 
crescimento dos cristais está necessariamente me contato com os grãos próximos. Granada e a estaurolita, por 
exemplo, estão sempre próximo euhedral mesmo que em xisto pelítico. Minerais ígneos acessórios assim como o 
zircão, apatita e titanita tendem igualmente a serem euhedrais, mesmo que eles se formem durante um estagio tardio 
de cristalização. Petrologistas metamórficos tem notado uma tendência para o euhedralismo que reduz a proporção 
de aumentar a polimerização Si-O. 
 
Olivina e piroxênios tendem a serem mais euhedrais do que o quartzo e feldspato. Além disso, Flood e 
Vernon (1988) notaram que, mesmo que exista certa sequência de formação de mineral, existe um considerável 
revestimento, e a cristalização do mineral caminha por uma via simultânea de cristalização de alguns tipos de 
minerais. Devemos observar porque isto se torna verdade nos Capítulos 6 e 7. A relação de moldamento irá se 
desenvolver mais tarde, se nem todos os minerais tiverem começado a ser cristalizar. Quando o crescimento é 
simultâneo, a mutua energia relativa de superfície impede mineral em poder influenciar consideravelmente em 
qualquer desenvolvimento de fasces bem desenvolvidas e em moldar-se aos outros. Hunter (1987) demonstrou isso, 
embora cristais fossem suspensos durante a fusão mais tendendo a formar grão euhedral. Uma vez que eles que eles 
se tocam favorecendo a dissolução de áreas da superfície de curvatura (limite interfacial) cristalizando-se em áreas 
de baixas curvaturas deixando bastante arredondados. A exceção de minerais com energia de superfície muito baixa, 
logo cristais euhedrais deverão ser raros nestes casos de cristalização simultânea. 
 
Geólogos normalmente têm considerado os tamanhos dos grãos como outro indicador da sequência de 
cristalização. No porfirítico vulcânico, a grande quantidade de fenocristais que são considerados terem se formados 
antes da fase de derrame de massa. Embora isto seja comumente verdade, o tamanho dos grãos depende da taxa de 
nucleação e crescimento, como discutido acima, e alguns minerais do derrame de massa podem ter se formado 
primeiro, com uma rápida taxa de nucleação e uma lenta taxa de crescimento do que os fenocristais. O grande cristal 
euhedral de K-Feldspato pode ser encontrado em algumas rochas graníticas, por exemplo, normalmente acredita-se 
que se formam posterior na seqüência de cristalização destas rochas do que no inicio. Outra seqüência indicadora é 
baseada nas inclusões das relações. Inclusões ígneas devem ser formadas sob um estagio inicial do que o invólucro 
que o envolve. 
46 
 
Além disso, deve-se estar atento que a seção de lâmina passa de bidimensional para um sistema 
tridimensional da rocha, e o mineral que aparece estar rodeado por outro pode estar salientando de dentro para fora 
ou abaixo do plano da seção. Deve-se ainda notar que se o mineral é consistente incluso em outro mineral 
completamente numa seção antes de completar-se tornando verdadeira uma inclusão. No caso dos grandes cristais 
de K-feldspato mencionados acima, eles estão comumente poikilíticos, e a numerosas inclusões de outros minerais 
neles são consideradas importantes indicadores que sua formação ocorreu por último, quebrando argumentos para 
formação nos tamanhos dos grãos durante o inicio do processo, mas mesmo quando um mineral é consistentemente 
incluído em um outro mineral, isto não é a única evidência de que a fase de inclusão cessou-se para cristalizar-se 
antes do começo a cristalização inicial. Por exemplo, texturas ofitícas (ophitic) (Figura 3-8) referem-se ao 
envolvimento de tiras plagioclásios por largos clinopiroxênios, e é comumente interpretado por indicar que o 
clinopiroxênio são formados posteriormente. Embora McBirney e Noyes (1979) tenham notado casos de intrusões 
deste tipo em Skaergard em Greenland no qual o tamanho das inclusões dos plagioclásios aumenta constantemente a 
partir do núcleo para a borda. Isto sugere que o plagioclásio e o clinopiroxênio são cristalizados simultaneamente. 
Os clinopiroxênios nucleados estão menos dispostos, apenas poucos cristais são formados,e eles envolvem um 
maior número de pequenos plagioclásios. O último grão de plagioclásio que for incluído em direção a borda tem 
muito a crescer e menos pra poder ficar largo. 
 
 
Figura 3-8 Textura Ofítica. Um único cristal de piroxênio envolvendo diversas e bem desenvolvidas placas de plagioclásio. 
Comp. 1 mm. Intrusão de Skaergard, E. Greenland. © John Winter and Prentice Hall. 
 
Como Flood e Vernon (1988) concluíram nenhum dos critérios clássicos para determinação da seqüência 
de cristalização é completamente satisfatório. Inclusões são provavelmente mais aceitas. No caso de um mineral 
formar uma borda ao redor de outro mineral ou onde somente o mineral inclui núcleo de outro mineral, promovendo 
uma forte evidência de que outro mineral deixe de cristalizar-se antes de assumir outra forma (ou pelo menos antes 
dos outros minerais cessarem a cristalização). Quando um mineral ocorre comumente como inclusão em outro 
mineral ou vice-versa, isto implica fortemente, mas não prova nada, que o mineral incluso cristalizou-se antes. 
 
Embora possa ser difícil inequivocamente estabelecer que o mineral completamente formado antes do outro 
mineral, algumas texturas provém um claro testemunho do oposto: crescimento simultâneo de minerais. O exemplo 
ofítico de simultâneo plagioclásio e clinopiroxênio descrito por McBirney e Noyes (1979), citados acima, é um bom 
exemplo. Em algumas superfícies rasas, rico em água, sistemas graníticos com um simples feldspato alcalino podem 
formar (como discutido mais tarde em associações com as Figuras 6-16 e 6-17). 
 
Se a água e repentinamente perdida o ponto de fusão irá aumentar rapidamente (Seção 7.5.1), resultando 
num pré-resfriamento mesmo que sob constantes temperaturas e em cristalizações simultâneas e rápidas de 
feldspatos alcalinos e quartzo. Sobre estas condições, os dois minerais não irão ter tempo suficiente para formar 
cristais independentes, mas antes irão formar um crescimento intersticial de formas skeletais intricadas referindo-se 
como uma textura granofírica (granophyric) (Figura 3-9a). 
 
Uma rocha é denominada de acordo com esta textura é chamado de granofira (granophyre) o crescimento 
intersticial pode nuclear epitafializando parede de fenocristais ou dique preexistente. Textura granofirítica parece 
como ramos da haste de quartzo armando em um único cristal de feldspato. A haste de quartzo tende a se extinguir 
ao mesmo tempo indicando que eles são todos parte do mesmo largo cristal. Uma variação grosseira da textura 
granofirítica é chamada gráfica (graphic), onde a natureza coniforme das hastes do quartzo no feldspato dominante 
está disposta a aparecer de maneira específica (Figura 3-9b). 
47 
 
 
Figura 3-9 a. Intercrescimento de quartzo e alcali feldspato (1 cm de espessura) na margem de um dique. Golden Horn granite, 
WA. Comp. 1mm. b. Textura gráfica : intercrescimento de quartzo (escuro) e feldspato (claro) em um único cristal. Laramie 
Range, WY. © John Winter and Prentice Hall. 
 
3.1.5 Reação e Ressorção Magmática 
 
Em alguns sistemas, cristais mais novos reagem com a fusão como processo de cristalização. A reação da 
olivina com a fusão para formar piroxênio no sistema SiO2-MgSiO4 (visto anteriormente nas Figuras 6-12 e 6-14) é 
o primeiro exemplo. Figura 3-10 ilustra uma olivina fenocristal coberta por ortopiroxênio, produzido na interface da 
olivina por esta reação. 
 
Outras reações podem resultar na queda de pressão da magma rapidamente aproximando-se da superfície 
ou a partir do magma misturado ou de mudanças composicionais. Outro tipo comum ocorre quando um magma 
atinge a superfície, onde ocorre uma perda repentina de pressão liberando elementos voláteis, causando assim hidro 
fenocristais, como a hornblenda ou a biotita, para desidratar ou oxidar, desenvolvendo bordas finas de metais óxidos 
e piroxênios (Figura 3-11c). 
 
 
Figura 3-10 Olivina arrodeada por orthopiroxênio em (a) luz polarizada e (b) nicóis cruzados, onde a olivina fica extinta e o 
piroxênio mostra-se mais claro. Andesito basáltico, Mt. McLaughlin, Oregon. Width ~ 5 mm. © John Winter and Prentice Hall. 
 
Ressorção é o termo aplicado para a re-fusão ou dissolução de mineral que retorna para dentro da fusão ou 
a solução que é formada. Cristais reabsorvidos comumente são rodeados nos cantos ou são embasados. Textura 
sieve (Figura 3.11a) ou profundo e irregular embasamento (Figura 3.11b) tem sido atribuída para alguma 
reabsorção, mas outros atribuem que eles são mais ocorrentes como resultados de um rápido crescimento envoltório 
durante a fusão devido ao pré-resfriamento (Figura 3-4a). 
 
48 
 
 
Figura 3-11 a. Textura sieve em um grupo de fenocristais cumuláticos de plagioclásio. Note uma tardia borda de placas de 
plagioclásios sem a textura sieve. Andesito, Mt. McLoughlin, OR. Comp. 1 mm. b. Fenocristal de olivina reabsorvido e 
embaiado pelo magma. Comp. 0.3 mm. c. Desidratação de fenocristal de hornblenda com a formação de oxido de ferro mais 
piroxênio devido ao relaxamento da pressão, após erupção, andesito. Crater Lake, OR. Width 1 mm. © John Winter and 
Prentice Hall. 
 
3.1.6 Movimento Diferencial de Cristais e Fusão 
 
 Por dentro de uma fusão pode resultar num alongamento de elongação ou minerais tabulados que 
produzirão texturas de foliações (planar) ou lineação mineral. Tira-se microlitos formados (tipicamente plagioclásio) 
em rochas vulcânicas fortemente alinhadas (comumente fluindo ao redor de fenocristais), a textura é chamada de 
tracitica (trachytic) (Figura 3.12a). Acaso não estejam alinhado os microlitos são chamados de pilotaciticos 
(pilotaxitic) ou felti (felty) (Figura 3-12b). A mistura de dois magmas líquidos (tanto na câmara ou fluindo) pode 
criar um fluxo bandado (flow banding) (alternando camadas de diferentes composições, Figura 3-13). Bandamento 
e alinhamento mineral podem também ser resultados a partir da fluidez da parede de uma câmara magmática 
próxima, como será discutido no próximo capítulo. 
 
 
Figura 3-12 (a) Textura traquítica na qual microfenocristais de plagioclasio estão alinhados devido ao fluxo. Note o fluxo ao 
redor do fenocristal (P). Trachyte, Germany. Width 1 mm. From MacKenzie et al. (1982). © John Winter and Prentice Hall. (b) 
Textura pilotaxitica na qual os microfenocristais estão desorganizadamente colocados. Andesito basáltico, Mt. McLaughlin, OR. 
Width 7 mm. © John Winter and Prentice Hall. 
49 
 
 
Figura 3-13 Bandamento por fluxo magmático em andesito. Mt. Rainier, WA. © John Winter and Prentice Hall. 
 
 Fenocristais suspensos podem agrupar-se juntos e aderirem à superfície através da tensão, um processo 
chamado por alguns de synneusis (Vance, 1969). Cinética pode ser o principal mecanismo para a produção de 
crescimento semelhante, por causa da orientação semelhante pode haver uma orientação energeticamente favorável 
para que dois cristais de um mesmo mineral adiram um ao outro. Grãos múltiplos agrupados por estarem aderidos 
aos fenocristais são chamados de textura cumulofíro (cumulophyruc). Se o agrupamento é essencialmente de um 
único mineral, a textura pode ser chamada glomeroporfirítica (glomeroporphyritic) por alguns petrologistas. 
 
3.1.7 Texturas Cumulativas 
 
O desenvolvimento do acumulo de material ígneo será estudado em conjunto com intrusões de camadas 
máficas no Capítulo 12. Texturas cumulativas é uma autenticidade da existência destas camadas (embora isto não se 
restrinja a mesma). Por agora, vamos evitar a questão complexa de como os cristais acumulam-se. Suficiente é 
apenas contar a história de como os cristais são considerados acumulados através do escoamento ou fluidez devido 
ao contraste de densidade com o liquido, masa alternativa de proposta recente é que eles foram colocados próximos 
ao teto da câmara magmática. 
 
Para um caso ideal, a formação dos primeiros cristais a partir de um único mineral acumulado (de alguma 
maneira) para se expandir até que eles estejam em contato mútuo, com o liquido recente ocupando os espaços 
intersticiais entre os cristais (Figura 3-7 e Figura 3-14a). Embora o contato mútuo não seja um requisito obrigatório 
para o acumulo de texturas, e uma fechada aproximação irá satisfazer. Os principais tipos de texturas acumulativas 
são diferenciados das demais com base na extensão de qual cristal mais novo foi formado, uma vez acumulado, 
prioridade no crescimento até atingir a última solidificação dos líquidos intersticiais. Seria incomum se os líquidos 
intersticiais tivessem as mesmas com posição dos cristais acumuladas, porque a maioria dos magmas é 
quimicamente mais complexa do que um único mineral. 
 
 Então se um líquido se cristaliza exatamente no mesmo local, sem que ocorra troca com o reservatório 
extenso de magma no interior da câmara, deverão ser produzidos alguns minerais iniciais (assumindo ser o 
plagioclásio na Figura 3-14, mas pode ser olivina, piroxênio, cromita, etc.) mais algum outro mineral que esteja 
próximo constituindo assim os interstícios do magma. Poderá haver algum crescimento modesto para os primeiros 
minerais, junto à formação de outro, formando mais tarde minerais nos espaços intersticiais. Isto resulta em uma 
textura chamada ortocumulada (orthocumulate) (Figura 3-14b). 
 
Se os líquidos intersticiais podem escapar e trocar de material (via difusão e/ou convecção) com o liquido 
da câmara principal, o mineral mais recente formando por acumulação pode continuar a crescer com componentes 
extras do escapamento de liquido intersticiais. O resultado é uma textura adcumulativa (adcumulate) (Figura 3-
14c): monominerais próximos acumulados com talvez outros poucos minerais pegos no último intersticial. Hunter 
(1987) concluiu que a compactação e expulsão de alguns dos líquidos intercumulados devem acompanhar a 
formação de adcumulativa, visto que texturas adcumuladas podem ser observadas em áreas muitas distantes a partir 
da abertura do material difuso através do limite de porosidade associado com um crescimento tardio em último 
estágio. Ele também concluiu que a textura em equilíbrio, resulta em uma textura poligonal (polygonal) (ver 
50 
 
poligonal mosaico abaixo) pode aproximar-se ou manter-se como a forma dos grãos durante o último crescimento e 
compactação. Se isso acontecer, este reajuste nas formas dos minerais em contato um com o outro e a fusão tem 
importante sustentação nas discussões anteriores de seqüência de cristalização e moldura do cristal para que se 
acomode outro. Hunter (1987) também notou que ângulo dihedral (ver Figura 11-1) entre minerais em contato e os 
últimos estágio da fusão prendem os limites da fronteira mineral estão constantemente em adcumulação. Assim 
como os cristais crescidos e impregnados, mantêm-se consideráveis energias de superfície (e, portanto ângulos 
dihedral) controlando a forma do último líquido na cavidade e algumas terminações euhedrais são preservadas. 
Minerais recentes euhedrais não serão dominados ao final da textura de rochas plutônicas. 
 
Caso o último mineral tenha uma lenta taxa nucleação, eles poderão envolver grãos acumulados, como 
descritos acima na Seção 3.1.4. O resultado é uma textura poikilitica (poikilitic), mas o oikocristal pode ser tão 
largo e intersticial em algumas instâncias que pode ser difícil reconhecer-lo mesmo que em uma área pequena de 
uma seção de lâmina. Um oikocristal largo também requer troca entre o líquido intersticial e o reservatório do 
magma principal no sentido de prover componentes suficientes, e dispor do excesso de componentes que irão 
conduzir para a formação de outros componentes. É para ser considerado outro tipo de fenômeno de adcumulação, e 
recebe a terminação heteradcumulação (heteradcumulate) (Figure 3-14d). Finalmente, mesocumulação 
(mesocumulate) é o termo que se aplica para texturas cumulativas que são intermediárias entre ortocumulação e 
adcumulação. 
 
 
Figura 3-14 Desenvolvimento de texturas cumuláticas. a. Cristais acumulados por sedimentação de cristais que se formam em 
local perto das margens da câmara magmática. Neste caso os cristais de plagioclásio (branco) acumulam-se em contato mutuo 
deixando um intercumulo liquido (vermelho) preenchendo os interstícios. b. Ortocumulato: o intercumulo liquido cristaliza para 
formar coroas de plagioclásio adicional mais outra fase no volume intersticial (colorido). Ocorre pouca ou nenhuma mudança 
entre o liquido intercumulo e a maior parte do liquido da câmara magmática. . c. Adcumulados: o sistema aberto troca entre o 
liquido intercumulus e o principal liquido da câmara magmática (mais compactação da pilha cumulática) permitindo que os 
componentes possam de outra maneira criar adicionais minerais intercumulus que escapam, e o plagioclásio preenche a maioria 
dos espaços disponíveis. d. Heteradcumulato: o liquido intercumulo cristaliza plagioclásio adicional nas bordas dos plagioclásios 
além de outros minerais (vermelho e quadriculado amarelo) que nucleiam pobremente e poikiliticamente envolvem os 
plagioclásios. After Wager and Brown (1967), Layered Igneous Rocks. © Freeman. San Francisco. 
 
3.1.8 Geminação Primária (Primary Twinning) 
 
Uma geminação é quando ocorre um intercrescimento de duas ou mais orientações do mesmo mineral com 
alguma especial relação cristalográfica entre eles. Geminação (ou crescimento) primária são semelhanças que 
formam por causa dos erros durante a cristalização a partir do magma. Um exemplo é a simples (duas - partes) 
geminação carlsbad no feldspato mostrada na Figura 3-5b e provavelmente o processo predominante na geminação 
primária, mas adsorção cinética de dois constituintes geminantes podem também ocorrer. Erro de nucleação é mais 
comum ocorrer durante o rápido crescimento, seguido imediatamente de uma nucleação, no qual rapidamente reduz 
a supersaturação ou pré-resfriamento. Para uma discussão mais detalhada sobre a cinética, ver Vance (1969) e 
Dowty (1980). Repetidas geminação albita (Figure 3-18b) é também levada a acreditar como resultado de erro de 
nucleação durante o crescimento. 
51 
 
 
Figura 3-18 Geminação de feldspato (a) Geminação Carlsbad em ortoclásio. Exsolução pertítica é também evidente. Granito, St. 
Cloud MN. Comprimento ~1 mm. (b) Geminação albita múltipla e perfeita em plagioclásio, destacando-se da matriz félsica. 
Riolito, Chaffee, CO. Comprimento ~1 mm. © John Winter and Prentice Hall.. 
 
3.1.9 Texturas Vulcânicas 
 
Rochas vulcânicas resfriadas rapidamente tendem a formar inúmeros pequenos cristais, como discutido 
acima. Fenocristais são uma exceção, e resultam a partir de um resfriamento lento entre a superfície principal à 
erupção. Acima da erupção, o recente liquido cristaliza-se em linha tabulares finas ou em cristais equivalentes 
comprimindo a massa da terra (groundmass). Os cristais da massa da terra (groundmass) são chamados de microlitos 
(se eles forem largos o suficiente para serem birrefrigentes) ou cristalitos (se eles não forem). Microlitos que 
possuem uma significativa largura, maior que o groundmass, ainda no microscópico, é chamado de 
microfenocristais. Eles são formados acima da erupção e representam minerais com um alto raio na taxa de 
crescimento para taxa de nucleação em relação à fase do groundmass. 
 
Basaltos cristalinos prontamente são predominantemente muito quentes e são dominados por minerais com 
uma estrutura simples. O resultado mais comum é uma textura desenvolvida com uma rede densa de plagioclásio 
microfenocristaisenlongados e piroxênios granular, com pequenos cristais de magnetita. Algum vidro pode se 
solidificar com o último material intersticial. A quantidade de vidro em rochas basaltos é geralmente menos do que 
material Vulcano silicoso, mas pode variar consideravelmente, partindo de pouco até conseguir vidros em 
quantidades altas quando o basalto entra em contato com a água. O termo das texturas do basalto reflete a variação 
que ocorre de material vítreo, o qual está relacionado diretamente com a queda do tamanho do piroxênio em uma 
passagem do intercrescimento do plagioclásio. 
 
Textura ofitíca (ophitic) (Figura 3-8) refere-se às redes densas de formas de fenocristais de plagioclásio 
incluídos em largos piroxênios com pouca ou nenhuma associação vítrea. Isto declina para uma sub-fítica 
(subphitic) (pequenos piroxênios que parcialmente estão envolvidos em plagioclásio) e para uma textura 
intergranular (Figure 3-15), no qual os cristais de plagioclásio e o piroxênio são subiguais em tamanho, e em vidro 
(ou o produto sofre alguma alteração) que relativamente ainda seria menor. A posição da textura intergranular para 
dentro da textura intersetal quando o vidro intersticial ou o vidro alterado está com uma composição significante. 
Quando o vidro torna-se suficiente abundante a ponto de cercar os microlitos e os microfenocristais, a textura passa 
a se chamar hialo-ofitíca (hyalo-ophitic). Quando a hialo-ofitíca passa para hialopilítica (hyalopilitic), como a 
fração de vidro torna-se dominante, e ambos os piroxênios e o plagioclásios ocorrem em quantidades pequenas de 
microlita. Então não tem os petrologos diversão com os nomes? 
52 
 
 
Figura 3-15 Textura intergranular em basaltos. Columbia River, Grupo Basalto, Washington, abertura de 1mm. 
 
Textura Holohialina (holohyaline) (vidro) é mais comum em riolitos silicatados e derrames de dacitos. Se 
uma rocha tem mais de 80% de vidro esta é chamada de obsidiana. Alguns trabalhos preferem restringir este termo 
para sílica rica em vidro, e refere-se à variedade de basaltos como tacilitos (tachilites) ou simplesmente vidro 
basáltico (basaltic glass). Obsidiana possui uma coloração muito escura, devido ao fato da sílica estar em seu 
estado natural, pois o vidro e rapidamente tingido por uma pequena quantidade de impurezas. O vidro em lavas 
silicáticas não é necessariamente causado pelo rápido resfriamento, em virtude de algum fluxo de obsidiana são 
muitos grossos e tem que ser resfriado rapidamente. Deslocamento e/ou lenta difusão característica e alta de 
nucleação de polimerização e fluxo silicoso podem impedir a cristalização e produzir estas rochas altamente vítreas. 
O termo textural descrito acima normalmente aplicado para cristais orientados casualmente, mas eles podem mudar 
a posição e ir para uma textura traquítica (trachitic) causado pelo fluido do alinhamento dos microlitos. 
 
Bolhas presas a partir do escapamento de gases criam uma subesfera vazia em vulcões, chamada de 
vesículas. Vesículas tendem a crescer menos nos magmas basálticos viscosos, e concentram-se próximo da 
superfície de fluxo do basalto. Existe uma completa graduação a partir do basalto para vesícula basáltica para 
escoria com um aumento no conteúdo de vesículas. Vesículas preenchidas posteriormente com mineral crescido, 
tipicamente zeólito secundário, carbonato ou opala, são chamadas de amídalas. A sílica parcial de uma escoria é 
chamada de polimento. Os polimentos são tipicamente claro e espumoso, exemplos recentes flutuam na água. 
Polimento espumoso é comumente cinza claro, mesmo que correspondam a vesículas livres de obsidianas podem 
chegar a serem pretas. A razão para este contraste é que as bolhas expandem o vidro para uma película fina entre as 
bolhas, a qual refrata e difundi a luz, apenas quebrando alguns exemplos dessa forma em mar escuro. 
 
3.1.10 Texturas Piroclásticas 
 
Rochas piroclásticas são fragmentadas e produzidas a partir de uma atividade vulcânica. A classificação de 
rochas piroclásticas é baseada de acordo com a natureza dos fragmentos (piroclastos ou tefra) como discutidos na 
Seção 2.5. O modo de erupção e embasamento será discutido no Capítulo 4. As cinzas componentes do plagioclásio 
são comumente umas misturas de rocha pulverizada e de vidro primário (incluindo pedra-pomes quebrada e aerossol 
liquido). As vesículas em pedra-pomes expandem-se rapidamente até a explosão da erupção e são normalmente 
destruídas. Os vidros intersticiais formam então cúspides ou espículas com três pontas (Figura 3-16a). 
 
Devido a estas pontas serem comumente perigosas no fluido de plagioclásio, elas deformam de maneira 
dúctil e recobrem a forma conforme a direita da Figura 3-16a e a Figura 3-16b. Neste tipo de bandamento e em 
outras estruturas causadas por compressão e deformação resultadas a partir do acumulo de cinzas quentes são 
referidas coletivamente como textura eutacitica (eutaxitic). 
 
53 
 
 
Figura 3-16 (a) Liquido intersticial (escuro) entre bolhas de pedra-pome (esquerda) tornando-se um estrela de 03 pontas de vidro 
apontando para as para as cinzas que contém pedra-pome pulverizada. Se existir calor suficiente (quando pulverizada ou depois 
da acumulação das cinzas) as pontas podem se deformar e dobrar os contornos das formas, conforme a direita e na 
fotomicrográfica. (b) Do ignimbritos de rattlesnake, SE Oregon. Abertura 1mm. 
 
Grandes pedaços de pedra-pomes podem se acumular intactamente e ter seu gás eliminado, eliminando 
assim bolhas. Se todo o gás é expelido a pedra-pomes retorna a sua cor escura de obsidiana e fragmentos esmagados 
são chamados de fiamme. No fluido de lavas, como basalto, cada explosão de bolhas arremessa fino spray à cima, 
se caírem como pelotas vítreas são chamados “Pele´s tears” (depois do vulcão Havaiano Deus Pele), ou o magma 
pode ser esticado até formar delicados fios de vidro (“Pele´s hair)”. A queda das cinzas no ar de maneira única pode 
acumular sucessivas linhas sobre um único núcleo, formando bolas esferoidais chamadas de accrecionary lapilli. 
Depósitos consolidados como de lapilli são chamados de tufos pisolitícos (pisolitic tuffs). 
 
3.2 Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmáticas 
 
Texturas secundárias são aquelas que são desenvolvidas em rochas ígneas inteiramente consolidadas. Estes 
processos não envolvem fusão e estão em natureza metamórfica pura. O processo de cristalização não 
necessariamente cessa quando o magma se torna sólido. Assim como a temperatura esta suficientemente elevada, 
recristalização e ambas quimicamente e texturalmente, assumem o lugar (de outro modo petrologos não teriam 
muito a fazer). Porque grandes plutons podem lembrar temperaturas equivalentes para alto grau de metamorfismo 
por milhares de anos, existe uma ampla oportunidade para cada processo ocorrer. Processos de estados sólidos que 
ocorrem como resultado de calor ígneo (mesmo que lívido) é chamado de autometamórficos (autometamorfic) e 
serão discutidos nesta seção. Porque processo de cristalização em estado sólido são verdadeiramente metamórficos, 
e serão bastante discutidos no Capítulo 23. 
 
Processo de ponto de Ostwald (Ostwald ripening) é um processo de aneleamento (ou maturidade 
textural) de cristais em ambientes estáticos. Como Hunter (1987) descreveu, diferenças na curvatura de fronteiras de 
grãos irão conduzir o crescimento dos grãos pelo processo de Ostwald até atingir o resultado limite completo 
(Figura 3-17). Em cada cristalização, as bordas dos grãos migram até atingir o centro da curvatura. Pequenos grãos 
com curvatura convexa para fora são eliminados assim como as superfícies vizinhas de grandes grãos com a 
curvatura convexa para dentro invadindo-os. Se o processo invade o equilíbrio textural em um sólido,existirá 
tamanho de grãos similares tendo aproximadamente interseções de grãos triplos de 120º (Figura 3-17). O equilíbrio 
textural é mais comum em rochas metamórficas monomineralicas (quartzitos e mármores), em particular se o 
54 
 
metamorfismo ocorre próximo de um regime de stress estático. Discutiremos mais o processo de aneleamento no 
Capítulo 23. A maioria das rochas ígneas não são monomineralizadas, embora, raramente atinjam um bom equilíbrio 
na textura. Diferenças relativas na superfície de energia de contraste de tipos de mineral e tamanho de grãos 
plutônicos grosseiros servem para estabelecer e manter texturas interligadas na maioria dos casos. O processo de 
Ostwald, embora, possa eliminar pequenos grãos a favor dos grãos vizinhos sob um estagio de crescimento próximo, 
produzindo assim uma distribuição uniforme do tamanho dos grãos. Rochas vulcânicas com pequenos grãos iniciais 
são menos estáveis do que rochas plutônicas e o groundmass (terra da terra) recristalizado devitrificado prontamente 
para recolocação de minerais finos, como descritos abaixo. Mas o rápido resfriamento vulcânico para baixas 
temperaturas, e uma cinética rigorosa para desenvolvimento de uma recristalização precoce. A retenção de texturas 
magmática esta supreendentemente boa em rochas ígneas, mas alguns tipos de recristalização em sólidos são bem 
conhecidos de devem ser revisto. 
 
 
Figura 3-17 Processo de “Ostwald ripening” em uma rocha monominerálica. Material dos cantos dos grãos com significativa 
curvatura negativa (côncava para dentro) migram em direção aos centros de curvaturas, eliminando assim grãos menores e 
estabilizando uma uniforme textura com os minerais com 120o entre os grãos (mosaico poligonal). © John Winter and Prentice 
Hall 
 
3.2.1 Transformações Polimórficas 
 
Conforme foi aprendido em mineralogia, algumas substâncias naturais têm mais de um cristal em sua 
estrutura. Formas de estrutura alternativa de mesma substância química são chamadas de polimorfos. Polimorfos 
conhecidos como grafite, diamante, calcita, aragonita, cianita, andalusita, silimanita e alguns polimorfos da família 
SiO2. Como devemos ver no Capítulo 6, uma estrutura dada é mais estável do que uma particular condição de 
direção de pressão e temperatura, assim este polimorfo se transformará em outro quando as condições de mudanças 
partindo de uma direção de estabilidade passar para uma estrutura alternativa. Aumento do resfriamento e 
despressurizarão, parcialmente ou completamente em rochas ígneas cristalinas podem atravessar o campo limite de 
estabilidade de alguns polimorfos resultando em transformações. Transformações desplacivas (displacive 
transformations) envolvem somente instabilidade da posição dos átomos e bandamento de vínculos entre os 
ângulos. Um clássico exemplo é a transição do alto quartzo para o baixo quartzo, na qual a estrutura hexagonal do 
alto quartzo inverte para uma estrutura triagonal do baixo quartzo sob resfriamento (Figura 6-6). Transformações 
reconstrutivas (reconstrutive transformations), assim como a grafita, o diamante, tridimito, ou o alto quartzo, 
envolvem a quebra ou o remolduramento do vinculo. Transformações displacivas ocorrem prontamente, logo 
acontece de um polimorfo passar para outro assim que o campo de estabilidade é atingido. Polimorfismo 
reconstrutivo é menos facilmente gerenciado, onde um polimorfo pode permanecer no campo de estabilidade de 
outro. 
 
Transformações polimórficas são mais comuns em alguns minerais, incluindo o quartzo e o feldspato, mas 
é mais difícil de reconhecer texturalmente, devido à fase de evidencia inicial pode estar completamente perdida e 
somente à substituição do polimorfo permanecer. Se a forma do cristal da fase mais recente é distinta, contudo, a 
reposição do polimorfo pode formar um pseudopolimorfo do original, ao invés de assumir as suas próprias formas 
característica. Por exemplo, quartzos elevados podem cristalizar-se como recentes fenocristais em alguns riolitos. As 
formas dos cristais de quartzos elevados é caracteristicamente uma dipiramide hexagonal, sem as faces prismática 
predominante de um quartzo baixo. Porque isto se trata de uma transformação displaciva, assim como quartzos 
elevados em cristais devem inverter para quartzo baixo em 573ºC (sob pressão atmosférica). A forma original do 
fenocristais é normalmente preservada, embora, forneça evidência de sua forma inicial. Outra possibilidade resulta 
de transformações polimórficas no desenvolvimento de geminação secundária, no qual pode dar uma ideia do 
55 
 
processo de transformação. Reconhecimento de tais características pode fornecer alguma informação muito útil 
sobre a concentração termal da rocha. 
 
3.2.2 Geminação Secundária 
 
Em adição a geminação primaria discutida acima, geminações podem ocorrer por processo secundário em 
minerais pré-existentes. Geminação secundária pode ocorrer como resultado de transformação polimórfica ou 
deformação. Transformação geminante (transformations twins) é causada quando em altas temperaturas as 
estruturas dos cristais revertem para baixas temperaturas polimórficas. Como uma estrutura em alta temperatura 
possui mais energia vibracional, normalmente elas exibem um alto grau de simetria do que em baixas temperaturas 
alternativas. Devido à simetria esta abaixo com o resfriamento, forma em altas temperaturas tipicamente tem que 
escolher entre dois ou mais orientações de baixa simetria. Se o cristal por inteiro assume uma das alternativas, não 
haverá resultado de geminação. Se por outro lado diferentes porções do mesmo cristal são deslocadas para dentro de 
cada escolha das alternativas, as porções normalmente irão estar numa relação de geminação com outra porção. Esta 
é a origem da geminação “cross-hatched” ou “tartan” de microclinas (Figuras 3-18c e d), o qual serão produzidos 
quando monoclina forma em latas temperaturas inverte para estrutura triclínica de microclina em baixa 
temperaturas. A família da geminação múltipla da “albita” de plagioclásio (Figura 3-18b) é atribuída para uma 
similar monoclínica para uma transformação triclínica, mas isto não ocorre em composições de plagioclásio 
intermediário e são mesmo comumente resultantes de geminação primaria a partir de um erro na nucleação durante 
o crescimento. Geminação cíclica em quartzo e olivina são outros exemplos de transformação geminante. 
 
 
Figura 3-18 Geminação de feldspato: (b) Geminação albita múltipla e perfeita em plagioclásio, destacando-se da matriz félsica. 
Riolito, Chaffee, CO. Comprimento ~1 mm.. (c-d) Geminação tartan em microclina. Comprimento do campo ~1 mm. © John 
Winter and Prentice Hall. 
 
Geminação pode tanto ser gerada por deformação de uma rocha ígnea solidificada. Geminação é também 
um aspecto importante da resposta da rocha a deformação, devido à instabilidade de uma porção de grãos dentro da 
orientação geminante ter uma fácil responsabilidade em atingir do que a ruptura dos grãos. Deformação geminante 
(Deformation twins) em plagioclásio pode ocorrer pelas leis da geminação albita, mas ocorrem imediatamente de 
acordo com a necessidade extrema da forma lamelar de formas contrárias primárias. Deformação geminante em 
plagioclásio é mais facilmente reconhecida quando eles estão em formas de cunha e inclinados (Figura 3-19). 
Calcitas também desenvolvem diretamente formas de deformação geminante devido ao compartilhamento. 
Deformação geminante abrange a resposta ductilidade de rochas assim como o mármore e são incomuns em outros 
minerais. 
56 
 
 
Figura 3-19 Geminação polissintética deformada em plagioclásio. Note como ela se concentra nas áreas deformadas, tal como o 
local de máxima curvatura onde a clivagem é curva e diminui em direção dasáreas indeformadas. Gabbro, Wollaston, Ontario. 
Comprimento 1 mm. © John Winter and Prentice Hall. 
 
3.2.3 Exsolução 
 
Exsolução, que será discutida na Seção 5.4, envolve misturas que se tornam limitadas com o aumento de 
algumas soluções sólidas de minerais como quando estão resfriados. Talvez o mais comum exemplo ocorra em 
feldspatos alcalinos onde a não mistura resulta em separação de muitos Na e de muitos K segregados. Por causa da 
não mistura neste caso envolve particionamento de íons de K e Na e não fortemente vinculados com Si e Al 
ocupando facilmente um lugar relativamente e a segregação aparece como um intercrescimento coerente de uma 
longa lamelar. “Coerente” neste caso significa que a ripa de lameação tem uma relação específica cristalográfica 
para o principal e não são casualmente orientados. Quando um feldspato alcalino é potássico, o resultado é uma 
exsolução de uma albita, lamela no K-feldspato principal e chamado de pertito (perthite) (Figura 3-18a). Quando o 
feldspato alcalino é sódico as lamelas são de K-feldspato na albita principal e isto se adere a um antipertito 
(antiperthite). Exsolução também ocorrem em plagioclásio às vezes, mas envolve a não mistura da anortita-albita 
em Si-Al, assim como na troca Na-Ca e o processo quando ocorre por completo produz lâminas muitos finas. 
 
Exsolução também ocorrem em piroxênios no qual o baixo ortopiroxênio Ca separado do alto 
clinopiroxênio Ca. Finas lâminas de um deles em um principal do outro se tornam comuns. Pigeonito é uma mistura 
intermediária e é somente encontrado em rochas vulcânicas que resfriadas rapidamente permitem que não ocorra a 
não mistura. 
 
A não mistura não precisa ser coerente e irregular, o caminho de fases de exsolução é comumente 
encontrado como são instantes de expulsão completa de uma fase de exsolução para a separação imediata de grãos 
da meio principal. Exsolução ocorre em anfibólios e uns poucos outros minerais. Alguns silicatos máficos podem ate 
mesmo sofrer exsolver num óxido Fe-Ti. Em algumas anortitas sob altas temperaturas o piroxênio pode dissolver 
uma considerável quantidade de Al e exsolver lâminas de plagioclásio assim que elas resfriem sob baixas 
temperaturas. A cor vermelha ou rosa são comuns em alguns feldspatos é causada devido a exsolução de uma fina 
hematita. 
 
Ocelli são esféricos ou corpos ovóides de alguns milímetros para alguns centímetros através de algumas 
rochas ígneas. Alguns aparecem como resultado de liquido imiscíveis, um fenômeno de exsolução primária 
discutida no Capítulo 6, 11 e 19. Outros são provavelmente preenchimentos, amigdalas e outros podem ser isolados 
e misturados em magmas. 
 
 
57 
 
3.2.4 Reações e Reposições Secundárias 
 
Reações de sólido-sólido e sólido-vapor são processos dominantes durante o metamorfismo e serão 
bastante discutidos na segunda parte deste texto. Como no começo do texto acima embora rochas ígneas resfriadas 
através de uma direção de temperatura apropriada para este domínio e rochas plutônicas permanecem neste domínio 
por um longo período. Reações secundárias de minerais que ocorrem em rochas ígneas quando sofrem resfriamento 
e que não são produzidas a partir de um evento metamórfico tardio são comumente chamadas de processos 
autometamórfico (autometamorphic) do que metamórficos, porque é parte de um processo natural do 
resfriamento de uma rocha ígnea. Processos de autometamorfismos são mais comuns em rochas plutônicas do que 
em rochas vulcânicas, pois pertencem a temperaturas elevadas por um longo período. Processos diagenéticos e 
temporais não são considerados autometamórficos (um tanto quanto uma distinção arbitrária). A maioria, mas não 
todas as reações de autometamorfismo envolvem minerais em moderadas temperaturas em um ambiente no qual a 
água é liberada tanto de resíduos fundidos quanto de uma introdução externa. Tais alterações são subconjuntos de 
autometamorfismo no qual envolve hidratação e são chamados de alterações deutéricas (deuteric) onde alguns dos 
principais processos de alteração os seguem. 
 
Piroxênio é mais comum em mineral máfico primário na variedade de rochas ígneas, se a água penetra sob 
uma modesta temperatura, uma alteração deutérica de piroxênio para anfibólio ocorre chamada de uralitização 
(uralitization) (Figura 3-20a). Alguma graduação partindo das bordas do anfibólio para o centro do piroxênio 
remendando múltiplos centros de piroxênio nas bordas dos anfibólios para completar a reposição se possível. O 
anfibólio pode ser um simples cristal de hornblenda ou uma fibrosa actinolita ou ainda um agregado de hornblenda. 
Também quando demonstrado o resultado para alteração do piroxênio pode ser chamada de uralita (uralite), mas 
este termo é mais aplicado tardiamente. 
 
 
Figura 3-20 (a) Piroxênio largamente substituído por hornblenda. O piroxênio permanece com áreas claras (Pyx) no centro da 
hornblenda. Comprimento 1 mm. 
 
Biotitização (biotitization) é um processo similar hidratação ou alteração deutérica que produz a biotita, 
também diretamente partindo do piroxênio ou mais comumente de uma hornblenda. Pois a biotita contém pouco Ca 
e o epídoto pode ser produzido, pois Ca esta sendo liberado durante a alteração da hornblenda para biotita. 
 
Cloritização (chloritization) é a alteração de algum mineral máfico para clorita. Clorita é um filossilicato 
hidratado e comumente recoloca os menos máficos hidratados sob uma temperatura quando a água é 
disponibilizada. Piroxênio, hornblenda e biotitas são comumente observados sob uma seção em vários estágios de 
alteração de clorita. Assim como nas outras alterações deutéricas a hidratação ataca as margens mais expostas de um 
mineral, logo normalmente a clorita recoloca a fase máfica inicial partindo da borda ao interior. No caso da biotita a 
água trabalha de forma proeminente elevando-a e a clorita pode ser recolocada nas margens da biotita assim como 
os planos de clivagem (Figura 3-20b). 
58 
 
 
Figura 3-20 (b) Clorita (verde) substituindo biotita (marrom escuro) na periferia e ao longo da clivagem. Tonalito. San Diego, 
CA. Width 0.3 mm. © John Winter and Prentice Hall. 
 
 
Serecita é um termo que se aplica para qualquer fino grão branco de mica. Serecitização (siritization) é o 
processo pelo quais os minerais de feldspato (normalmente feldspato ou feldpatoídes em rochas ígneas) são 
hidratados para produzir serecita. Estágios incipientes podem ser reconhecidos pelo surgimento de uma fina poeira 
de feldspatos em luz plano polarizada. Em estágios mais avançados de alteração o feldspato manchado por micas 
tendo como birrefrigência a cores amarela e então largos grumos com cristais grosseiros e de alta birrefrigência. Íons 
de K
-
 são requeridos pelo plagioclásio para se tornarem serecita. O potássio pode ser liberado pela cloritização de 
uma biotita bastante próxima. K-feldspato não requer K
-
 adicional e pode comumente ser serecitizado do que 
plagioclásio associado. 
 
Saussuritização (saussuritization) é a alteração do plagioclásio para um mineral epídoto. A maioria dos 
plagioclásios cálcicos é estáveis sob altas temperaturas (Figura 6-8) e menos estáveis do que a contraparte sódica em 
baixas temperaturas. O tipo rico em cálcio desfaz em vários próximos a pura albita liberando Ca e Al para formar 
um mineral epídoto (± calcita e/ou serecita). Em plagioclásios zonados basta um para ocasionalmente observa a 
produção de saussuritização ou serecitização concentrada nos centros de diversos Ca ou de algum Ca oscilatório 
bandados no grão original. 
 
A olivina é facilmente alterada durante o resfriamento de rochas máficas, mesmo nas vulcânicas, é 
comumente colocada nas bordas ou recolocada pela serpentina ou por ummarrom escuro indistinto. 
 
Simplectito (symlectite) é um termo aplicado para finos grãos intercrescidos resultantes a partir da 
combinação de crescimento de dois ou mais minerais assim que recolocam outro mineral. Assim como descrito nas 
recolocações descritas acima, a reposição pode ser parcial ou completa. Reposição completa e pseudomorfos são 
comuns. A fibrosa actinolita hornblenda “uralita” agrega-se à reposição de piroxênio como exemplo. Biotita + 
epídoto repõe a hornblenda é outro exemplo. Mimerkita (myrkertite) é um intercrescimento de quartzo dendríticos 
num simples cristal de plagioclásio (Figura 3-21). O quartzo aparece em haste parecida nesta seção e numerosa 
adjacentes hastes tende ir à extinção numa concordância, indicando que eles eram parte de um único mineral de 
quartzo. Mimerquitos são mais comuns em rochas graníticas e ocorrem preferencialmente onde os plagioclásios 
estão em contatos com o K-feldspato. Mimerkita parecem terem crescidos partindo de uma fronteira de 
plagioclásio/K-feldspato para dentro do K-feldspato. Assim como o plagioclásio repõe o K-feldspato, o SiO2 é 
liberado (a anortita componente do plagioclásio contém menos SiO2 do que o K-feldspato) produzindo assim o 
quartzo. Mimerquita comumente forma-se durante o resfriamento de rochas graníticas, mas também podem ocorrer 
em rochas metamórficas. Para detalhes do processo, ver Shelley (1993, pp, 144-147) e Collins no seu web site 
(http://csun.edu/~vcegeo005). 
 
59 
 
 
Figura3-21 Mimerkita formada no plagioclásio em contato com K-feldspato. Fotografia cortesia L. Collins 
 
Desvitrificação (desvitrification) é a cristalização secundária do vidro para minerais agregados de grãos 
finos. Vidro está em um inerente material instável e é prontamente reposto por mais minerais estáveis quando a 
cinética permite. Água extinta em vidros basálticos pode ser reposta por marrom, produto opticamente isotrópico 
com oxidação e hidratação coletivamente conhecida como palogomita (palogomite). Quanto mais rochas 
silicatadas vítreas comumente desvitrificam-se para produzir uma massa equidimensional pequena com grãos de 
feldspatos interagrupados e minerais de sílica chamamos de textura felsítica (felsitic) (Figura 3-18b). Formas de 
cristais são inteiramente abafados em rochas félsicas e a textura parece muito mais com um chert. Desvitrificação de 
vidro pode também produzir cristais radiais agregados (comumente conhecidos como cristobalitos ou tridimito mais 
feldspato) chamados esferulitos (spherulites). Litofases (lithophysae) são largas cavidades rodeadas por um 
crescimento esferilitico. Comum em riolitos, eles provavelmente representam o último escapamento de voláteis que 
criaram uma bolha de gás no vidro. Esferulitos podem ser encontrados embebecidos em uma matriz félsica. 
 
3.2.5 Deformação 
 
Deformação de rochas sólidas pode resultar numa variedade de texturas, a maioria na qual serão cobertas 
numa porção metamórfica. Por agora, concentraremos os estudos somente em tipos comuns de deformação pós-
cristalização de rochas ígneas. O resultado são cristais e fragmentos inclinados, quebrados e batidos. Foliações são 
criadas em algumas rochas ígneas que permanecem nas profundezas e em temperaturas onde são suficientemente 
dúcteis para deformam-se prontamente. A compactação de depósitos de piroclastos cria efeitos de achatamento e 
tipicamente transmitem um aumento da foliação. Deformação também pode produzir uma extinção undulose, uma 
ondulação na extinção óptica padrão devido ao menor bandamento das ripas dos cristais. Não é para ser confundido 
com zoneamento composicional, o qual resulta num padrão distinto concêntrico. O quartzo é notoriamente 
susceptível para o desenvolvimento de extinção ondulosa e pode exibir-la quando outros minerais não apresentam. 
Extinção ondulosa é comumente usada para distinguir quartzo a partir de feldspato não ondulatório quando 
observados em uma fina seção de baixa poder. A tabela 3-1 é um breve glossário dos termos das texturas designadas 
para dar uma assistência na descrição de amostras de mão e em seções de lâminas. Os termos podem parecer 
estranhos agora, mas eles servem para descrever a mais comum característica das rochas ígneas. Os termos são 
agrupados dentro das categorias para ajudar a encontrar o que você procura. Petrografia é um processo interativo. 
Não é suficiente olhar apenas uma vez e trabalhar direto na lista, ao invés, cada passo é de grande vantagem para 
reassegurar todas às informações previamente acumuladas em cada amostra na luz na ultima observação. Durante 
este processo certifique-se das relações possíveis entre os pedaços de informações assim como para consistência dos 
dados. 
 
Uma boa aproximação para a caracterização das rochas é descrita nas espécies de mãos nos termos da 
maioria dos atributos como a cor, cristalinidade, félsica ou máfica e na maioria das texturas (foliação, porfirítica, 
60 
 
etc.). Então para determinar o modo e descrever o mineral individualmente, o tamanho de seus grãos (e a variação 
em tamanho dos grãos), assim como a forma, intercrescimento e texturas específicas. Seja descritivo aqui, mas faça 
deduções concentradas nas texturas originais quando você perceber que é apropriado. Seja apenas claro nas 
descrições entre distinção e observação quando forem feitas, então faça uma geral dedução final que achar 
apropriado e dê o nome da rocha. Esteja certo do uso correto para o termo a partir do Capítulo 2. Características 
texturais que você considerar importante ou desejar enfatizar podem ser incluídos (basalto vesicular, tufo riolítico, 
monzonito porfirítico). 
 
Evite termos texturais desautorizados que não sejam reconhecidos na gênese da rocha. Algumas texturas 
(como foliação, por exemplo) podem ocorrer de varias maneiras. Se você escolher um termo genético (como fluido 
bandado) tenha certeza que sua escolha tem um suporte. É sempre uma boa idéia na ciência separar as suas 
observações das suas interpretações. 
 
 
Texturas Comuns para Rochas Ígneas: 
 
 
Cristalinidade: 
 
Holocristalino: consiste inteiramente de cristais (termo negligente, não usado normalmente). 
Hipocristalino: contendo tanto cristais como vidro. 
Holohialino, vítreo: consiste somente de vidro. 
 
Tamanho dos Grãos: 
 
Afanítico: maioria dos minerais são de grãos muito fino não perceptíveis a olho nu. 
Fanerítico: os minerais são suficientemente grosseiros para observá-los olho nu. 
Criptocristalino: grãos muito fino para distingui-los pelo microscópio. 
Grãos finos: cristais com diâmetro proporcional a não menos do que 1mm. 
Grãos médios: cristais com diâmetro proporcional entre 1 e 5 mm. 
Grãos grosseiros: cristais com diâmetro proporcional maior do que 5mm. 
Pegmatitos: grãos muito grosseiros. 
Aplitico: grãos xenomórficos de fino a médio e equigranular (parecem açúcar). 
Equigranular: os grãos estão todos aproximadamente do mesmo tamanho. 
Inequigranular: os grãos variam consideravelmente de tamanho. 
 
Texturas Porfiríticas: 
 
Porfirítica: distribuição aproximadamente bimodal nos tamanho (normalmente requer uma grande diferença). 
Megaporfirítica: textura porfirítica que pode ser vista em amostra de mão (raramente usada). 
Microporfirítica: textura porfirítica que está somente visível sob microscópio. 
Firíca (-firie):um adjetivo (ou sufixo) que se refere à textura porfirítica. 
Fenocristais: grandes cristais que estão em conjunto na matriz. 
Microfenocristais: cristais microscópicos que ainda são maiores do que o groundmass em que eles permanecem. 
Megacristais: um grande incomum cristal, tanto um fenocristal quanto xenocristal. 
Poikilitica: o principal fenocristal (oikocristal) contém algumas inclusões de outros cristais.Oikocristal: o principal fenocristal encontra-se numa textura poikilitica. 
Groundmass: vidro ou elementos de grãos finos numa textura porfirítica (matriz mesotasis) 
Cumulofiríca: fenocristais do mesmo ou diferentes minerais ocorrem agrupados (Figura 3-11a). 
Glomeroporfirítica: sinônimo de cumulofirítica (usado por alguns para especificar que não somente um mineral 
está envolvido). 
Hiatial porfirítica: existe uma diferença na pronuncia dos tamanhos entre o firíca e o fase groundmass (o termo 
falha é raramente usado). 
Seriate: existe uma continua graduação nos tamanhos. 
61 
 
Afiríca: non-porfirítica (sem fenocristais). 
 
Formas dos Grãos Individuais: 
 
Euhedral (idiomórfico): completamente limitado pelas faces dos cristais. 
Subhedral (subdiomófico): faces de cristais somente parcialmente desenvolvidas. 
Anhedral (allotriomórfico): faces de cristais que estão inteiramente ausentes. 
Hábito dos cristais: simétricos, prismático, colunar, acircular, fibroso, tabular etc. 
Desgastado (embayed): formas subhedrais e anhedrais produzidos a parte da fusão parcial (resorpsoção) de 
fenocristais pela fusão. 
 
 
Forma de Grãos nas Rochas como um Todo: 
 
Panidiomórfico: a maioria dos grãos são euhedral (raro). 
Hipidiomórfico: consiste predominantemente de grãos subhedrais (comum em algumas rochas graníticas). 
Allotriomórfico: maioria dos grãos são anhedrais, mais comum. 
Saturado: caracterizado pela articulação alongada altamente irregular com interpenetração nas bordas. Comum em 
recristalização de rochas deformadas. 
Mosaico: textura de cristais poligonal equigranular. 
 
 
Intercrescimento: 
 
Host (oikocristal): minerais grandes que se incluem em outros minerais pela textura poikilítica. 
Guest: mineral incluso numa textura poikilítica. 
Poikilítica: minerais grandes que contém alguns pequenos discretos minerais de outros minerais. Refere-se ao 
fenômeno de crescimento não a exsolução ou reposição. 
Gráfico: intercrescimento no qual o guest apresenta formas angulares bastante coniformes. Normalmente ocorre 
com quartzo em microclinas (Figura 3-9b). 
Micrográfico: textura gráfica visível somente em microscópio. 
Granofírico: uma textura que contém rochas porfiríticas nos quais os minerais groudmass (normalmente quartzo ou 
feldspato alcalino) penetram um nos outros como intercrescimento irregular plumoso. Assemelham-se a texturas 
micrográficas, porém mais irregular. 
Exsolução lamelar: bandas lamelares de uma fase exsolvida partindo de uma fase principal. (Figura 3-9a). 
Pertítico: veios irregulares, caminhos, etc.de um plagioclásio sódico em uma feldspato alcalino principal. 
Normalmente resultado de uma exsolução (Figura 3-18a). 
Antipertítico: exsolução lamelar de feldspato alcalinos num plagioclásio principal. Normalmente mais fino do que 
o pertito. 
Simplectito: textura de reposição no qual o mineral é reposto pelo intercrescimento de um ou mais minerais. 
Mimerquitico: textura secundária consistindo de formas “warmy” ou hastes de quartzo em plagioclásio adjacentes 
para grãos de alcalinos feldspatos. 
Esferulítico: intercrescimento radial de minerais fibrosos. Comumente feldspato alcalino e quartzo desvitrificados 
de sílica vulcânica. 
Axiolítico: similar ao esferulítico, mas as fibras ocorrem em camadas e são orientadas para a parede. 
Variolítico: estrutura esferulítica consistente me fibras de plagioclásio divergentes em certos basaltos. 
Coalescente: textura anhedral desenvolvida por crescimento simultâneo de dois grãos de minerais em contato. 
 
 
Texturas de Rochas Ígneas Máficas: 
 
Ofitíca: grande grãos de piroxênio fechados casualmente em um pequeno plagioclásio. 
Subofítica: as hastes do plagioclásio são grandes e somente parcialmente fechadas por piroxênio. 
Nesofítica: plagioclásio são ainda grandes e os piroxênios são intersticiais. 
62 
 
Intergranular: pequenos grãos discretos de piroxênio, olivina, etc. preenchem os interstícios numa rede de largas 
hastes de plagioclásio (Figura 3-15). 
Intersertal: vidro, material criptocristalino ou alterações produzem ocupações entre os espaços das hastes de 
plagioclásio. 
Hyalo-ofítica: uma textura intersticial no qual uma grande quantidade de vidro esta presente menos o piroxênio. 
Hyalopilítica: ainda pequenos vidros estão presentes e plagioclásio ocorrem somente como um minúsculo microlito 
casual. 
Diktiaxitica: textura de certos basaltos que contém bastante gases nas cavidades intersticiais angulares entre as 
haste de plagioclásio. 
Cumulate: crescimento intersticial de um mineral entre o mineral recente no qual estão todos em contato e dão uma 
distinta impressão que eles se acumulam na base da câmara magmática. 
Ortocumulate: textura cumulate com outro mineral ocupando as áreas intersticiais (Figura 3-14c). 
Mesocumulate: intermediária entre orto e adcumulate. 
 
 
Texturas de reposição 
 
Psedomorfo: um ou mais minerais que repõe o outro, retendo a forma do mineral original. 
Simplectito: uma textura de reposição no qual o mineral reposto por um intercrescimento de um ou mais minerais. 
 
 
Outras formas incluem reposição de bordas, centros, ou caminhos de um mineral pelo outro. Os processos 
comum são: 
 
Uralitização: reposição de piroxênio pelo anfibólio (Figura 3-21a). 
Saussuritização: reposição de plagioclásio pelo epídoto. 
Biotitização: reposição do piroxênio ou anfibólio pela biotita. 
Cloritização: reposição de algum mineral máfica pela clorita (Figura 3-20b). 
Sericitização: reposição de feldspato, feldspar ou feldspatoídes por brancas finas micas. 
 
 
Termos mistos 
 
Intersticial: um mineral preenche os interstícios entre os grãos cristalizados anteriormente (Figura 3-7). 
Cristalitas: minerais em seus estágio recente de formação. Eles são isotrópicos e não podem ser identificados sobre 
microscópio. 
Microlitos: minúscula pontas ou hastes parecidas com cristais no qual pelo menos uma propriedade pode ser 
microscopicamente determinada. 
Felti: consiste em microlitos casuais (Figura 3-13b). 
Pilotaxitic: parecido com felti. 
Trachitico: consistindo de (feldspatos) microlitos alinhados durante o fluido (Figura 3-12a). 
Embayed: tendo sido embasado devido à reação com a fusão (resorpsoção) (Figura 3-2). 
Skeletal: cristais crescido como, ou parecem ter sido corroídos, sob uma forma esqueletal com uma alta proporção 
interna de vazios.(Figura 3-4) 
Sieve: cristais são preenchidos em canais (aparentando serem buracos) devido a resorpção (Figura 3-11a). 
Epitactito: nucleação orientada de um mineral sobre outro mineral de um tipo diferente. 
Rapakivi: supercrescimento de plagioclásio em feldspato alcalinos. 
Vesicular: contem bolhas de gás. 
Scoriaceous: altamente vesicular. 
Pumiceous: estrutura de vesícula com característica de pedra-pome. 
Diktitacitico: contém vesículas dentro do microfenocristais. 
Miarolitico: cavidade de gás presente em certas rochas plutônicas dentro de minerais euhedrais. 
Cano de vesículas (pipes vesicles): tubos alongados de vesículas que resulta no surgimento de gases. 
Vesículas de cano (vesicular pipes): corpos cilíndricos altamente carregados com vesículas. 
63 
 
Amigdaloidal: vesículas completamente ou parcialmente preenchidas com minerais secundários. 
Lithophysae: grande estrutura ovóide representando bolhas de gás em vidro riolítico desvitrificado. 
Flow: estrutura paralela desenvolvida como resultado de um fluído. 
Foliação: paralelismo plano. 
Bandamento: camadas planas alternadas. 
Lineação: paralelismo linear. 
Xenólitos: um inclusão de rocha. 
Xenocristais: intrusão de um único cristal diferente. 
Perlitic: fratura concêntrica resultado a partir da contração de alguns gases vulcânicosapós resfriamento. 
Piroclasto: fragmentos compressos. 
Ocelli: ovóides blobs criam liquido imiscível, magma misturado (mingled) ou vesículas preenchidas. 
Orbicules: massa ovóide de cristais radiantes comumente concêntrica bandada encontrada em alguns granitos. 
Spinifex: escala em centímetros subparalelo para dendrítico crescimento de cristais de olivina em algumas 
ultramáficas extintas. 
 
 
Termos Piroclásticos 
Vê seção 2.5 
 
 
Texturas Piroclásticas de Vidro 
 
Pele´s tears: vidro lapilli 
Peles´s hair: vidro bastante fino como fio de cabelo. 
Fiamme: fragmentos de pedra-pome em um tufo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
64 
 
Capítulo 4 
Estruturas Ígneas e Interações entre Campo 
 
 
Rochas ígneas podem ser estudas em escalas que vão desde microscópica até uma escala global. Os 
capítulos 2 e 3 tratavam de amostra de mão e escala microscópica. Neste capítulo será estudada uma escala 
intermediária: as formas de ilha, outscope e depósitos. Devemos começar com os produtos vulcânicos, talvez devido 
ao fato de serem mais complexos e familiares. Portanto, devemos proceder para corpos intrusivos e suas estruturas, 
formas e a relação entre a rocha original. Existe um acúmulo tremendo de literatura sobre este assunto, em particular 
sobre o aspecto vulcânico e a presente discussão pode ser somente sumariamente condensada. Para mais detalhes da 
descrição busque excedentes trabalhos listados no fim deste capítulo. 
 
 
4.1 Processos Extrusivos ou Vulcânicos, produtos e transformações (formas de ilha) 
 
Enquanto estava sentado a leste do estado de Washington escrevendo este capítulo, sentado acima do fluxo 
de lavas basálticas que cobriam cerca de 165.000Km
2
 com um acúmulo da grossura média de mais de 1 km. Um 
grande volume desta efusão foi extrudida acima da superfície da ilha de 14 para 16 Ma atrás e tendo sido 
absolutamente catastrófico. O Monte Santa Helena entrou em erupção em 1980 escurecendo o céu e cobrindo em ¼ 
o estado com cinzas. Algumas pessoas lembram-se do estrondo e a nuvem ameaçadora que impôs uma estranha 
escuridão no meio do dia. No oeste da América o vulcanismo é mais do que uma disciplina acadêmica. Cria mais do 
que forma de paisagem (landscape) e provém um enorme trato de recreação e imagem. O vulcanismo também 
permanece em constante tratamento. 
 
 
4.1.1 Propriedades do Magma e Tipos de Erupções 
 
O tipo de erupção do vulcão e depósitos resultantes é determinado pelas propriedades físicas do magma, em 
particular, a viscosidade e a volatilidade (dos gases) contida. A viscosidade (resistência em fluir) é determinada pela 
composição e temperatura do magma. Os limites fortes de Si-O e Al-O na fusão de silicatos podem se ligar (ou 
polimerizar) para formar redes extrusivas. Trabalhos recentes (ver Seção 7.5.1) têm indicado que fusões, pelo 
menos, aquelas próximas ao ponto de fusão, tem uma estrutura vagamente similar para os minerais que se 
cristalizam a partir desta fusão (embora estejam menos ordenados e menos polimerizados). Lembrando que cada 
átomo de Si está rodeado por 4 oxigênios em minerais de sílica. Cada oxigênio pode ser rodeado por um outro Si 
(chamada de pontes de oxigênio, no qual os polímeros são construídos como Si-O-Si-O) ou mais fracamente por 
algum outro cátion (oxigênio sem formar pontes). Devido à fusão aproximar-se da estrutura de minerais 
correspondentes, fusões basálticas tendem a ter mais Si-O isolados sem pontes de oxigênio (como na olivina) e 
parcialmente na corrente Si-O-Si-O (como nos piroxênios), do que pontes carregadas com redes tri-dimendionais de 
Si-O-Al-O (como nos plagioclásios). Pelo fato deles terem muito feldspato, fusões riolíticas tendem a serem 
dominantes por redes tri-dimendionais de Si-O-Al-O. As redes polimerizadas Si-O-Al-O significam que existem 
rodeamentos que estão muito fortemente interligados nas fusões riolíticas e sob alta viscosidade. Alta viscosidade 
está geralmente correlacionada a um alto conteúdo de sílica. Também para um dado conteúdo de SiO2, a 
polimerização é mais fraca e sob altas temperaturas aumenta na direção da cristalinidade. O limite de viscosidade a 
partir de aproximadamente 10 equilibra-se para as olivinas anídricas basálticas em 1400ºC para aproximar-se de 10
5
 
em equilíbrio para fusões riolíticas anídricas, sobre uma mesma temperatura (Figura 4-1a). A viscosidade riolítica 
aumenta em aproximadamente 10
8
 equilíbrio para 1000ºC. 
 
Quando os cristais são formados a viscosidade resultante da fusão de cristais misturados aumenta 
rapidamente logo que resfriam, talvez devido à rigidez dos cristais ou ao efeito da superfície de adsorção (Figura 4-
1b). Quando estacionário cada cristal fundido, mistura-se desenvolvendo também certa resistência para induzir a 
65 
 
fluidez. Esta resistência é chamada de escudo de campo (shield force), que dever ser dominante, antes que o 
material possa ser deformado e se comportar como um fluxo viscoso novamente. 
 
A água e os alcalinos possuem a habilidade de romper algumas redes de polimerização para pequenos 
fragmentos (ver Seção 7.5.1), reduzindo assim a viscosidade. Adicionando-se 2% (%peso) da água para a fusão 
riolítica em 1000ºC abaixo do equilíbrio de viscosidade que varia de 10
8
 para 10
0
 (Figura 4-1c). Isto requer 
aproximadamente 8% do peso. A porcentagem da água para abaixar o equilíbrio da viscosidade de 10
4
, então 
quando adicionado gradualmente água ocorre o escoamento. Elementos voláteis são importantes constituintes do 
magma por outras razões. Logo que o magma sobe, a pressão é reduzida e os constituintes voláteis escapam a partir 
das soluções do magma expandidas. A pressão dos gases pode se tornar elevadas do que a pressão confinante das 
rochas ao redor em níveis superficiais. Isto pode contribuir para muitas erupções explosivas. A água e os gás 
carbônico são espécies voláteis dominantes, mas também ocorrem SO2, H2, HCl, Cl2, F2 e um número de outros 
constituintes. Elementos voláteis podem atingir não menos que 0,5% do peso em magmas basálticos e acima de 
0,5% do peso em magmas riolíticos e consideravelmente mais em carbonatos e em algumas outras fusões. Será mais 
detalhado na seção 7.5.1, 0,5% pode não parecer muito, mais os elementos voláteis possuem baixo peso molecular, 
logo sua proporção molecular pode em algumas vezes representar porcentagem pelo peso. A pressão dos voláteis 
pode ser substancial. 
 
 
Figura 4-1 (a) Viscosidade calculada de liquidos silicatados em uma atmosfera de pressão, estimada pelo método de Bottinga e 
Weill (1972) por Hess (1989), Origin of Igneous Rocks. Harvard University Press. (b). Variação da viscosidade do basalto 
quando ele cristaliza (segundo Murase e McBirney, 1973), Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 3563-3592. (c). Variação da viscosidade 
do riolito em 1000oC com aumento do conteúdo H2O (segundo Shaw, 1965, Amer. J. Sci., 263, 120-153). 
 
A combinação de viscosidade com o conteúdo volátil determina tanto se a erupção será violenta ou 
moderada. Difusão de voláteis ocorre fortemente através de magmas de silicatos, especialmente sob baixa 
polimerização. Porque voláteis são também de baixa densidade e eles concentram-se próximos ao topo das câmaras 
magmáticas. Como resultado a maioria dos estágios iniciais das erupções são violentas do que em sua fase final, 
pois voláteis ricos em porções são os primeiros a serem expelidos. A pressão mantém os voláteis dissolvidos em 
grandes profundidades logo eles são liberados assim que o magma se aproxima da superfície e a pressão é 
desprendida, de modo similar agem os carbonatos onde se a viscosidade é suficientemente baixa, os voláteis podem 
escapar facilmente. Erupções basálticasno Havaí exibem comumente recentes voláteis que conduzem as fontes de 
lava, seguido de uma fase calma nas quais as formas de lava e os gases latentes escapam gradualmente, localmente e 
repentinamente como bolhas ou explosões, arremessando pedaços incandescentes de borrifos (spatter) para dentro 
do ar. De outro extremo a alta viscosidade de alguns riolítos e magmas dacíticos resistem ao escapamento de 
voláteis até a pressão da expansão dos gases atingirem uma alta resistência, resultando numa tremenda explosiva 
erupção. A explosão do Krakatoa, na Indonésia em 1983, foi escutada próximo as Ilhas Mauricio, acima de 4800 km 
de distância do Oceano Indico espalhando nuvens de cinzas ao redor do globo, reduzindo a temperatura atmosférica 
por todos os lugares próximos por alguns anos. 
 
Embora a maioria dos voláteis sejam expelidos durante a pressão, liberando associações com a erupção 
inicial, alguns ainda permanecem no magma. Uma analogia que pode ser feita e que ilustra bastante seria pegar uma 
66 
 
lata de refrigerante soda e sacudi-la abrindo logo em seguida, a pressão será liberada fazendo com que ocorra um 
episódio de erupção similar ao que ocorre com os vulcões. Agora se a experiência for feita em uma garrafa você 
poderá enxergar as bolhas se formando na garrafa assemelhando-se ao comportamento das bolhas de carbono antes 
de atingirem a superfície. Assim ocorre de modo similar aos gases que são dissolvidos que permanecem na lava 
depois da primeira erupção onde irão deixar a solução formando bolhas que são chamadas de vesículas, no qual 
ascenderão e concentraram-se em direção da superfície de fluxo de lavas. Elevadas vesículas basálticas normalmente 
resultam a partir de uma rápida vesiculação durante a explosão da erupção e será chamada de escoria (scoria). 
Muitos magmas viscosos, como o riolíto (ambos, pois eles contêm geralmente mais voláteis e eles armazenam 
efetivamente mais bolhas) pode tornar-se vesículas que bloquearam a rocha resfriada que atualmente flutua na água. 
Este vidro de cor mais clara é chamado de pedra-pome e geralmente se forma como pedaços de magmas incluídos 
durante a injeção explosiva, mas também no topo de alguns fluídos riolíticos. Depois de uma longa solidificação de 
fluxo de lava, as vesículas, podem preencher com minerais posteriormente (como a opala, calcita e zeolita) 
depositadas por soluções hidrotermais. Cada vesícula preenchida “amigdalas” e são comumente em fluxo máficos. 
 
4.1.2 Saídas Centrais de Formas de Ilhas 
 
Magmas podem emitir-se tanto a partir de uma saída central quanto a partir de uma fissura linear. Nas 
saídas das erupções as lavas emitidas a partir, geralmente, de cilindros conduzem através de buraco na superfície 
subcircular (a saída). Podem existir algumas depressões em formas de redondas ou em formas afuniladas na saída, 
chamada de cratera. A ascensão do magma é seguida por zonas enfraquecidas, fraturas ou intersecções fraturadas 
na parte superficial e quebradiça da crosta. O magma se solidifica nas saídas e nas entradas fortalecendo-as e 
forçando uma nova fase de erupção posterior na busca por outros condutores próximos. Deve haver outras saídas 
associadas a um único vulcão, em particular se considerarmos as sucessivas erupções acima de um tempo 
considerado suficiente. Erupções fissurais ou rifts ocorrem quando o magma de baixa viscosidade escapa de longas 
fraturas que tapavam a fonte do magma. Estas erupções são comuns em platôs (plateaus) ou em inundações 
basálticas. 
 
A Figura 4-2 ilustra alguns exemplos dos principais tipos de formas de ilhas vulcânicas associadas a uma 
única saída e elas relativamente aproximam-se do tamanho, o limite do campo dos vulcões em tamanho a partir de 
alguns km através da extensão da saída das formas de ilhas (landforms, Figura 4-2a). A lava que comprime o campo 
do vulcão é predominantemente basáltica. Devido à viscosidade baixa predominando o fluxo que cobre uma grande 
área produzindo as formas de ilha com um perfil convexo pra fora e de baixa encosta (geralmente menos do que 10º 
e comumente fechado entre 2º e 3º). 
 
Acima de alguns pontos quentes “hot-spots” (Capítulo 14 e 15), são emitidos para longe uma vasta 
quantidade de basaltos, produzindo uma extensa e única forma de ilha na face da Terra. O campo dos vulcões 
havaianos como Maura Loa e Maura Kea ascendem próximo a 9 km partindo do piso do Oceano Pacífico, o Maura 
Loa para uma elevação de 4169m acima do nível do mar. O volume total do basalto nestes campos excede 
40.000Km
2
. Fluxos individuais têm viajado em até 50 km partindo da fonte de saída e são tipicamente de 5 para 
10metros de espessura, embora alguns fluxos no campo do vulcão viesse a partir da saída central, podendo haver 
também erupções do flanco marginal. Erupções fissurais nas quais as lavas são emitidas a partir de um estalo no 
escudo saliente também são comuns. Algumas pequenas saídas de satélites podem ocorrer ao longo de uma fissura 
como concentrações locais efusivas. 
 
 
Figura 4-2 Formas de ilha associada ao vulcanismo com uma saída central (todos na mesma escala) 
 
Outras formas de ilhas vulcânicas comum é o vulcão composto ou estrato vulcânico (Figura 4-2b e 4-3). 
Este é passo a passo usualmente levemente côncavo para fora e tem ângulos de 36º. Eles são formas de ilhas 
67 
 
vulcânicas que associamos com vulcanismo representado por exemplos famosos como o Monte Fuji, o Monte 
Rainer, o Monte Vesúvio e o Monte Santa Helena. Eles medem em média aproximadamente 2 km em altura e são 
somente 1/100 do volume extenso do campo vulcânico. 
 
 
Figura 4-3 (a) Ilustração transversa de uma seção de estrato vulcão. After Macdonald (1972). (b) Glaciação profunda ao norte da 
parede do Monte Rainer, WA, um estrato vulcão, apresentando camadas piroclásticas e fluxos de lavas. 
 
Como devemos aprender nos Capítulos 16 e 17, estrato vulcânico é tipicamente composto por um extenso 
limite de composição magmática mesmo que em uma única localidade. Existe geralmente mais sílica do que campos 
com andesitos nos mais comuns tipos de magmas. Sua história de erupção é geralmente complexa, tendo erupções 
repetidas de ambos os fluxos piroclásticos e acamadamentos no qual se dá o nome da forma do vulcão. A proporção 
dos fluxos dos depósitos piroclásticos varia consideravelmente entre os vulcões e pode também variar acima do 
tempo de acordo com o vulcão. Os fluxos são geralmente associados com os magmas mais máficos e mais quentes, 
enquanto os tipos mais silicosos e resfriados produzem erupções explusivas. A erupção de 1980 do Monte Santa 
Helena, por exemplo, foi localmente devastadora enquanto que em alguns centros vulcânicos pode ser monótonas, 
tanto em termos de composição como no tipo de erupção ou em ambos, outros podem apresentar consideravelmente 
uma grande variação. As razões sobressalientes para esta diferenciação não estão claras. 
 
Cada fase da erupção levará alguns magmas solidificados preenchidos na saída central e nos condutores. 
Magmas sucessivos devem mover através ou ao redor em entradas recentes. Câmaras magmáticas superficiais 
podem mandar arremessos de magmas para alimentar a erupção no flanco formando cones parasíticos, como 
ilustrado na Figura 4-3. 
 
Como o vulcão na Figura 4-3a parece simétrico e estritamente agradacional (continuamente constituído ou 
adicionado), a composição real dos vulcões são mais distantemente complexa. (A massa desperdiçada, erosão glacial 
e explosão destrutiva de uma recente construção de vulcão são importantes elementos na história destes vulcões 
Figura 4-3b). Algumas composições dos vulcões presentes são vulcões mais recentes formados na série de cones que 
foram construídos e subsequentemente destruídos, no mesmo localem geral. Na mesma localidade esta parte 
especificada pode ser de alguma forma distribuída e o vulcanismo é espalhado acima de uma larga área com uma 
atividade esporádica nos últimos milhares de anos. Como cada ocorrência é comumente conhecida como Complexo 
68 
 
Vulcânico, a Figura 4-4 é um modelo esquemático através da seção da área de Hassen Peak ao noroeste da 
Califórnia, note as massas removidas de andesítos original da Montanha Brokenoff e as ocorrências posteriores de 
alguns dacítos e domos riolíticos. 
 
 
 
Figura 4-4 Seção esquemática da área Lassen Peak. After Williams (1932). Univ. of Cal. Publ. Geol. Sci. Bull., 21 
 
 
Pequenas formas de ilhas vulcânicas são associadas com o mais limitado evento eruptivo e não são mesmo 
comparáveis com os extensos campos ou composição de cones no qual se constroem ao longo do tempo como 
resultado de fases de sucessões eruptivas. Alguns exemplos destas formas de ilha são ilustradas nas Figuras 4-2 e na 
Figura 4-5 (onde elas não estão na mesma escala). 
 
 
Figura 4-5 Seção geológica esquemática mostrando a estrutura e a morfologia de um pequeno vulcão explosivo com escala 
aproximada. After Wohletz and Sheridan (1983), Amer. J. Sci, 283, 385-413. 
 
Cones piroclásticos, como o cone escória ou cone cinder (Figura 4-2c, 4-5a e 4-6c), resultam a partir da 
coleção do ar carregado de cinzas, lapilli e blocos assim que eles caem ao redor da saída central em associação com 
menos do que 200 para 300 metros de altura e 2 km e diâmetro e geralmente os últimos em alguns anos 
(aproximadamente 10 anos). Parícuntin, por exemplo, o cone da escória no México Central, cresce em Cornfield, de 
410 metros desde alguns anos no começo de 1943, atividades estas que cessaram em 1952. Estes pequenos cones 
são usualmente basálticos e de lado reto com ângulos de 33º junto ao ângulo da deposição da escória fundida. Estes 
pequenos cones são tipicamente assimétricos, também elongação ao longo da fissura ou extenso no lado abaixo da 
curva no momento da erupção. 
 
Eles possuem uma cratera central, em forma circular, no qual preenche gradualmente e aplainado como 
resultado de massa desperdiçada. Um Maar (Figura 4-5b e 4-6a) está tipicamente abaixo do que o cone da escória, 
69 
 
tem uma cratera central longa e uma relação do tipo ring debris (anel de debris) depositado. Maar resultam a partir 
da interação entre a explosão do magma quente com a água subterrânea (groundwater), no qual em um período 
breve vaporiza-se. Tais explosões são chamadas de hidromagmáticas ou freáticas. Note que a força da explosão 
aqui é suprida pelas águas subterrâneas (groundwater), não pela água contida na fusão. Geólogos comumente usam 
o termo “meteórica” e “juvenil” para fazerem uma clara distinção. 
 
A água meteórica refere-se à superfície ou águas subterrâneas (groundwater) e a juvenil refere-se tanto 
para a água quanto para os constituintes que são produzidos do próprio magma. Uma Maar está com características 
primariamente negativas, em erupções freáticas escavadas em crateras dentro do substrato original. Cones de anéis 
de tufo também se formam como resultado da interação água e magma, mas também tem profundas crateras 
escavadas. Anéis de tufo (tuff ring) (Figura 4-5c) se formam quando o magma ascende (normalmente basáltico) 
vindo para perto da superfície do que com o maar antes da interação explosiva com o solo superficial ou na 
superfície de água. Eles também envolvem uma alta proporção de magma para água do que o maars, formando um 
anel subterrâneo de escória e cinzas que possuem uma pequena borda e uma acamadamento de material piroclástico 
que mergulha para dentro e para fora sob um mesmo ângulo. Talvez o anel de tufo mais importante ou mais 
conhecido seja o Diamond Head, o qual permanece acima do final sudeste de Waikiki Beach (Figura 4-6b). Os 
cones de tufo (tuff cones) (Figura 4-5d) são pequenos do que os anéis de tufo com escarpas laterais e crateras 
centrais pequenas. Eles se formam quando o magma interage com muita água da superfície. Eles parecem resultar a 
partir de uma violenta e muito prolongada erupção do que os maars e anéis de tufo. Eles parecem com cones de 
escória, mas tem um acamadamento que mergulha para dentro das crateras bem como para fora. 
 
 
Figura 4-6 (a) Maar: Buraco-no-Solo, Oregon, (cortesia de USGS). (b) Tufo de anel: Diamond Head, Oahu, Hawai (cortesia de 
Michael Garcia). (c) Cone de escória, surttsey, Iceland, 1966 (cortesia de Bob e Barbara Decker). 
 
A maioria das classificações, incluindo as citadas acima, dá a impressão que o “pigeonholes” é distinto, 
refletindo descontinuidade no processo que geram as formas. Embora possa existir alguns agrupamentos de formas 
dentro dos tipos descritos acima, existe um spectrum continuo destas pequenas formas de ilhas de piroclástos 
refletindo variações na viscosidade, composição, proporção do magma da água meteórica e as profundas interações 
de explosão. Mesmo nos campos e cones compostos não são completamente distintos. 
 
Formas Domos (Figura 4-7) ocorrem quando são desgaseificado, viscosidade, magma silicático, como os 
dacíticos ou riolíticos (menos comum o andesitos) se deslocam vagarosamente e relativamente tranquilamente para a 
superfície. Os limites dos domos em tamanho a partir de não menos que centenas de metros para alguns quilômetros 
de diâmetro. Os domos podem formar primeiramente ou tardiamente durante um ciclo eruptivo, mas eles se formam 
tipicamente tardiamente. Depois de uma recente fase de atividade explosiva, o magma final (gás solto) pode inflar 
para um domo em uma cratera central. O processo é conhecido como endógeno (endogenous), no qual o domo infla 
pela injeção do magma a partir do interior. Erupção domos exógenos são eventos no qual a adição posterior rompe 
através da crosta e flui para fora. A crosta que se forma nas quebras dos domos como domos inflados, dando a 
70 
 
superfície uma textura grosseira. Blocos quebrados despencam e se acumulam na base do domo, assim como na base 
do talude. O fato de inflar pode fazer com que zonas externas se fraturem de maneira radial e mesmo com o esforço 
em algumas seções externa e interna formando um spine como ilustrado na Figura 4-7. 
 
Figura 4-7 Seção esquemática através de um domo de lava. 
 
Existe uma escala a partir das escarpas laterais dos domos para domos que se aplainam e fluem monte 
abaixo (chamados couléss, um nome que também se aplica para alguns tipos de canyon), para espessuras grossas. 
Viscosidade, encostas e a taxa de produção do magma são importantes fatores na formal final. Coulées e riolitos 
grossos ou fluxo de obsidiana são viscosos e não partem para longe da fonte. Eles tipicamente possuem uma 
superfície que dobra em direção a “pressão da crista” (“pressure ridges”) que é usualmente convexa em direção do 
avanço da frente. (Figura 4-8). Como pode alguns domos, coulées ou fluxos espessos serem tão completamente 
vítreo, é este um problema interessante. Certamente eles não resfriam rapidamente, talvez a viscosidade e a fusão de 
polimerização inibam a nucleação do cristal ou a moção retarde a nucleação. Alguns domos são inflados diante a 
superfície da Terra e são chamados de criptodomos (cryptodomes). A inflação que causou um espetacular inchaço 
no flanco do Monte Santa Helena em 1980 foi um criptodomo. Um pedaço incomum, que certamente não 
tardiamente no ciclo eruptivo, não foi desprendido dos voláteis e assim ficou claro quando o inchaço se desfez e a 
porção mais abaixo se espalhou e uma despressurização da seção do anteparo do domo liberou gás em um evento 
explosivo. 
 
 
Figura 4-8 Pressão na crista na superfície da Big Obsidian Flow, Vulcão Newberry, OR. A direção do fluxo está para a esquerda.Caldeiras em largas escalas com característica de colapso, tipicamente se formam na saída central, 
claramente em um episódio posterior. Elas se formam quando o líquido denso acima da parte superficial da câmara 
magmática vai para dentro do escoamento da câmara. O magma pode escoar como a erupção de um flanco ou pode 
movê-lo através da separação das fraturas dos blocos do colapso dos anteparos. Nos escudos basálticos a caldeira 
pode preencher com magma a partir da parte inferior criando um lago de lava (lake lava). No qual a ocorrência é 
devido a um processo no qual o sólido denso resfriado anteparo se encontra diante uma densa câmara magmática, se 
deslocando para cima. 
 
Em casos mais silicáticos, fraturas atingem abaixo da câmara magmática reduzindo a pressão no topo da 
câmara, induzindo uma rápida vesiculação e uma proporção substancial do magma que pode então escapar ao longo 
destas fraturas no anteparo na forma de atividade piroclástica. A Figura 4-9 ilustra uma explosiva erupção do Monte 
Mazama para formar o Crater Lake há 6850 anos. De acordo com Bacon (1983) e Bacon e Lanphere (1990), o 
Monte Manzana era um vulcão extenso e composto, consistindo de alguns sobrepostos campos basálticos 
andesíticos para cones riolíticos compostos que medem aproximadamente 3600 metros de altura. O primeiro 
material vindo da câmara magmática que conduz uma erupção climática era pedra-pomes riolíticas que caíam, e 
fluxos de lava que datavam em 7015 anos. A erupção climática começou como uma única fase de saída que 
produziu a coluna Plinian, produzindo também uma difundida queda de temperatura, então entrou em colapso para 
um enorme série de vales de ignimbritos (agora soltos). Imediatamente após isto, uma fase de anel de dique 
71 
 
começou, caracterizado pelo colapso da caldeira e por claramente colunas de piroclástos, emitindo a partir das falhas 
marginais. As colunas produzem pedaços de vulcões líticos próximos a saídas e sobre o topo do monte e pobremente 
para uma incosolidada ignimbrida pedra-pomes nos vales. Uma fase posterior ao anel de dique foi caracterizado por 
andesito basáltico piroclástico e escoria andesitica. O volume total do material ejetado é estimado em 
aproximadamente 50 Km
2
. Algumas centenas de anos, seguido por erupções climáticas, pequenas saídas de 
andesitos esporadicamente entraram em erupção dentro da caldeira produzindo cones como as da Ilha Wizard. 
Embora elas representem um novo magma ou remanto vindo de uma antiga câmara, ainda é desconhecido. 
 
 
Figura 4-9 Desenvolvimento da caldeira de Crater Lake. Bacon (1988) Segundo Bacon (1988). Crater Lake National Park and 
Vicinity, Oregon. 1:62,500-scale topographic map. U. S. Geol. Surv. Natl. Park Series. 
 
As caldeiras extensas, algumas acima de 100 km, são associadas através de uma tremenda erupção 
piroclástica de riolitos. As caldeiras resultantes são tão extensas para visualizar em nível do solo que algumas 
somente tem sido reconhecidas por imagem de satélites. Exemplos de extensas Caldeiras está no oeste dos Estados 
Unidos são as Yellowstone, Valles Caldeira no Novo México e Long Valley na Califórnia. O Yellowstone contém 
algumas partes sobrejacentes de calderas. Tais ocorrências são chamadas de complexo de caldeiras (caldera 
complexes). A primeira erupção ocorreu a 2 Ma (milhões de anos) atrás e produziu aproximadamente 2500 km
2
 de 
material riolítico num único fluxo de cinzas. Seguindo o colapso da terceira caldeira, o centro foi ascendido 
novamente (talvez com um novo preenchimento de magma na câmara abaixo) par se tornar o que chamamos de 
caldeira ressurgente (resurgent caldera). 
 
Smith (1979) tem apresentado uma forte correlação entre a área e o volume da caldeira com as cinzas que 
são expelidas nos fluxos, o qual influência no tamanho das caldeiras ampliando em cinco ordens de magnitude. 
Smith usava área de caldeira porque o volume é mais difícil de ser determinada para cada colapso, cobertura de 
cinzas e erosões características. Se esta correlação reflete uma correlação similar entre o volume de fluxos de cinzas 
e o volume da caldeira, isto sugere que a caldeira mergulha aproximadamente a mesma distância (próximo 0,5km), 
desconsiderando o diâmetro, sugerindo que alguns processos limitam a profundidade do colapso. Talvez em grandes 
profundidades, a pressão litostática é suficiente para impedir a separação de voláteis no qual pode decompor o 
magma, baixa viscosidade e permitir um rápido escapamento. 
 
4.1.3 Erupções Fissurais 
 
Em contraste com a saída central do vulcanismo, erupções fissurais (fissure eruptions) ocorrem em 
erupções magmáticas para a superfície ao longo tanto de uma única fratura quanto para um conjunto de fraturas. Os 
condutores planares quando expostos pela erosão são preenchidos com magma solidificado e são referidos como 
diques preenchidos (feeder dikes). Como mencionado anteriormente, algumas erupções fissurais ocorrem em 
flancos de saídas centrais, onde as fraturas estão tipicamente acompanhadas de inflação do edifício como no 
preenchimento da câmara magmática. Tais fraturas podem ter formas singulares ou múltiplas (em padrões 
concêntricos ou radiais próximas a saída, ou em conjuntos paralelos). Erupções fissurais também ocorrem em largas 
áreas passando por extensionamento regional. Exemplos incluem os Vales Rifts da África, Iceland e bases 
extensionais das áreas vulcânicas. A Figura 4-10 ilustra a localização de alguns diques preenchidos e as saídas dos 
Rios Basaltos Columbia, o principal tipo Plateau ou piso basáltico provém a leste de Washington. Embora possamos 
pensar nestes grandes pisos basaltos como alimentados exclusivamente por diques, um número de saídas localizadas 
também alimentam alguns fluxos ou até mesmo formas de cones locais. A quantidade de basalto no plateau ou 
72 
 
assoalho basáltico é tremendo e o deslocamento de cada extenso volume para a superfície comumente resulta num 
inclinamento da crosta abaixo, produzindo uma estrutura de base. Os grandes desabafos (outpourings) serão 
discutidos, mas detalhadamente no Capítulo 15. 
 
 
Figura 4-10 Localização da exposição de diques preenchidos (linhas vermelhas) e saídas (V´s) da porção sudoeste do Basalto do 
Rio Columbia. Unshaded area covered by CRB. After Tolan et al. (1989), © Geol. Soc. Amer. Special Paper, 239. pp. 1-20. 
 
O mais comum tipo de erupção fissural nunca é visto pela maioria de nós. Estas fissuras tipicamente 
ocorrem diante do oceano, na metade dos oceanos próximos aos recifes, produzindo o mais comum e volumoso tipo 
de rocha na Terra: os Recifes Basálticos do Meio Oceânico (MORBS) o qual constitui a crosta oceânica. Aqui duas 
placas divergem, resultando em falhas normais e extensionamento tectônico, uma situação ideal para erupção 
fissural. Somente nas Icelands que este tipo de erupção fissural esta exposta acima do mar. Examinaremos MORBS 
(mid-ocean rigde basalts) e os processos no Capitulo 13. 
 
4.1.4 Características dos Fluxos de Lava 
 
Fluxos de lavas são mais quiescentes do que explosões dramáticas de erupções vulcânicas, mas são as 
formas mais dominantes de vulcanismo na Terra e talvez constante no sistema solar. Os fluxos ocorrem mais 
tipicamente em lavas com baixa viscosidade e baixo conteúdo volátil. Eles são mais comuns em conteúdo basálticos, 
mas alguns fluxos podem ser silicáticos como os riolíticos. Os fluxo Havaianos você pode perceber que eles 
percorrem vagarosamente sobre a borda, mas limitados nas áreas de um único evento. Fluxos raramente matam 
pessoas, mas eles tem englobado muitas propriedades, incluído cidades. Felizmente, eles são normalmente 
suficientemente lentos para que as pessoas possam evacuar suas casas antes do avanço do fluxo. 
 
 
Figura4-11 Extensão da unidade fluxo aerial do N2 Grande Ronde (aproximadamente 21 fluxos). After Tolan et al., (1989) The 
Geological Society of América, Inc. 
 
Alguns fluxos, contudo, particularmente aqueles associados com assoalhos basálticos são de tamanho 
enorme. A necessidade do alinhamento de alguns fenocristais sugere que estes fluxos tipicamente percorrem de 
maneira turbulenta e vem a descansar antes de serem suficientemente resfriados para serem viscosos e preservar as 
características interna do fluxo. Algumas unidades de fluxos individuais do Grupo Basalto do Rio Columbia cobrem 
aproximadamente 120.000 Km
2
 (Figura 4-11) e aproximadamente 300 km
3
 em volume (Tolan et. al., 1989). Self et 
al. (1997) concluiu que fluxos extensos e individuais requerem de 5 a 50 meses para empacotar, e em média 4000 
73 
 
m
3
/s de efusão de lava. Estas são formidáveis formas de fluxo e se um destes ocorrer em tempos modernos teria um 
considerável impacto nas propriedades, vidas e até mesmo no clima global. 
 
Nos estágios recentes de uma erupção basáltica, assim como no Hawaii, o magma emerge como lava 
incandescente em aproximadamente 1200ºC. Esta lava tem uma viscosidade muito baixa e percorre abaixo com uma 
inclinação nos rios de velocidade inicial alta como 60 Km/h. Esta corrida da lava resfria e forma uma camada de 
fumaça escura, o qual pode desenvolver uma aparência corrugada (Figura 4-12a e a do lado esquerdo da Figura 4-
12b). 
 
A corrugação (formação de rugas) são normalmente menos do que 2 cm de altura com abertura 
perpendiculares para, ou convexo, direção dos fluxos. Tais lavas são chamadas de pahoepahoe. Assim que a lava 
resfria posteriormente, e a viscosidade aumenta, o fluxo começa a se mover mais devagar e desenvolve uma 
grosseira escoriação na crosta. O fluído interior continua a se mover, a crosta se arrebenta em blocos de escória 
ressoantes, o qual percorre calmamente o topo. Pedaços também se soltam para baixo no avanço frontal. A moção é 
como um cinto transportador, no qual lados da superfície diante da frente do avanço do fluxo. Assim os blocos são 
encontrados tanto no topo quanto na base do fluxo. O fluxo da cobertura da lava resultante é chamada de aa (ao lado 
direito da Figura 4-12b). Ocasionalmente o material do centro do fluído escapa e tem como fluxo uma língua através 
da carapaça. Tubos de lava (lava tube) também formam condutores dentro de alguns fluxos basálticos eficientes 
significando uma conservação do calor e entregando a lava pra um avanço frontal. As lavas tipicamente derramam a 
partir de seus condutores deixando um túnel parecido com os tubos. Aa e pahoepahoe são membros finais de uma 
série contínua característica de fluxos de lava. Pahoepahoe está restrito para os basaltos de baixa viscosidade, mas 
aa pode ocorrer em fluxos alcançando um limite de composições. Numerosos fluxos de basaltos começam como 
pahoepahoe e se tornam posteriormente aa, a partir das saídas quando elas se resfriam e diminuem a velocidade. 
 
 
Figura 4-12 (a) Superfície dos derrames pahoepahoe, 1996 fluxo na área Kalapana, Hawai. (b) Pahoehoe (esquerda) e a (direita) 
encontrada em 1974 no fluxo de Mauna Ulu, Hawai. (d-e) Ilustração do desenvolvimento de um derrame inflado. Em d, um fino 
derrame através da parede de rocha. Em (e), o derrame está inflado pela adição de mais lavas abaixo da crosta inicial de lava. A 
antiga parede de pedra ancora a crosta, sustentando do levantamento. A parede pode ser vista na área de baixo na foto (c). © John 
Winter and Prentice Hall. 
 
Holcomb (1987) recentemente descreveu o fluxo inflado (inflated) aplicando o termos a alguns fluxos 
basálticos havaianos (Figura 4-12c-e). Estes fluxos começam como finos fluxos de pahoepahoe, talvez 
aproximadamente de 20 a 30cm, depois que a crosta se prepara, lavas continuas são adicionados diante e inflam 
tornando o fluxo internamente mais espesso com tamanho de até 18 m. Como resultado a crosta ascende, se rompe e 
inclina em um padrão complexo. Fluxos inflados têm sido descritos em alguns lugares, incluindo o Hawaii, Oregon, 
o Rigde Juan de Fuca e os Rios Basálticos da Columbia. A inflação dos Basaltos do Rio da Columbia evitam que um 
fluxo rapidamente aumente sua taxa em semanas, estimado por alguns e de acordo com sua taxa de resfriamento, 
devido à crosta inicial insular o fluxo, diminuindo a taxa de resfriamento e permitindo o fluxo do basalto em grandes 
distâncias (Self et al., 1997). 
74 
 
Fluxos de andesitos são mais viscosos do que fluxos basálticos e embora ocorram como fluxo, eles são 
tipicamente formadores de tanto a quanto blocos de lava (Lava blocks) Embora a é composta por brasas formadas e 
cascalhos, blocos de lava são extensos e blocos laterais enfumaçados. A frente do fluxo de bloco de lava é mais 
passo a passo e as pilhas dos blocos podem estar acima de 100 m de altura. Até o meu conhecimento, eles parecem 
resultado a partir de processos em extenso fluxo, o fluxo mais massivo pode ser formado pela parte da frente de um 
bloco. Dacíticos e riolíticos (fluxos de lava) são menos comuns, como os magmas são tipicamente mais explosivos 
produzindo depósitos piroclásticos. Quando ocorre o fluxo silicoso, eles formam domos, caulées ou fluxos 
grosseiros, conforme discutido anteriormente. Fluxos riolíticos são comumente compostos por obsidiana e são 
afíricos (aphyric) (faltando nos fenocristais), indicando que eles estavam quentes, portanto menos viscosos. 
 
Uma grossura intermediária para lavas silicosas exibe tipicamente uma foliação de fluxo (flow foliation), o 
qual pode consistir de bandas de fenocristais alinhados em diferentes cores (Figura 3-13) ou em bandas de pedra-
pome. Estas camadas podem ter um ruim magma misturado ou porção do mesmo magma com diferente s 
temperaturas, composição conteúdo de cristais, água e oxigênio. Estas camadas foram alongadas, compartilhadas 
e/ou acobertadas durante o fluxo. No caso das camadas de pedra-pome em obsidiana estas camadas podem ter sido 
distanciada da superfície da camada incorporada para novamente ir dentro do fluxo, mas são comumente zonas 
compartilhada de localização que induzem a vesiculação. 
 
Figura 4-13 (a) Desenho esquemático de uma coluna de falha no fluxo basáltico, mostrando as quatro comuns subdivisões de um 
fluxo tipico. A abertura da coluna em (a) exagero de aproximadamente 4x. After Long e Wood. (b) Colunado no fluxo basáltico, 
Crooked River George, OR. 
 
O fluxo de lava subaerial (aquelas que fluem sob a ilha) e alguma intrusão superficial podem desenvolver 
falhas padrões características chamadas de falhas colunares (colunar joint). A Figura 4-13 ilustra este tipo de 
estrutura dentro de um fluxo tipicamente basáltico (neste caso um dos fluxos do Rio Basáltico Columbia). No caso 
ideal existem 04 subdivisões: uma fina e fragmentada vesícula no topo do fluxo, variando entre alta e baixa 
colunação com colunas claramente irregulares que são tipicamente curvados e skewed. 
 
As 03 principais subdivisões não são desenvolvidas uniformitariamente, sendo que cada uma pode variar na 
espessura sendo inteiramente ausentes ou ocorrendo repetidamente dentro de um único fluido. Embora os modelos 
tenham sido propostos a partir de falhas desenvolvidas em colunas baseado em convenções de correntes (Sosman, 
1913; Lafeber, 1956), difusão de correntes (Kantha, 1981; Hsui, 1982), ou mecanismo mais aceito na concentração 
de fluxo assim que resfriam (Tomkeiff, 1940; Spry, 1962; Long e Wood, 1986; Budkewitsch e Robin, 1994). Por 
causa do topo e do meio do fluxo resfriado antes da camada central: ocorre um contraste com a água externa onde o 
centro não contrasta. Este resultado de stress intencional que criam um conjunto regular de falhas como blocos quese empurram uns aos outros gerando polígonos separados por falhas. As falhas propagam-se para baixo a partir do 
topo e um pouco acima do meio logo que o resfriamento entra em progresso na direção do centro formando colunas 
75 
 
parecidas com estruturas nos de colunação. Formas colunares perpendiculares para a superfície sob uma temperatura 
constante no quão são comumente paralelos à superfície do fluxo (i.e horizontal). As colunas podem ter lados que 
vão desde 4-, 5-, 6- e 7- sendo a 5- e 6- mais predominante. 
 
As entalhaduras irregulares são mais difíceis de serem explicadas com idéias que geralmente recobrem sob 
superfície de resfriamento com distúrbios ou deformações que ocorrem após a falha de um centro ainda com fluxo 
dúctil. Ocorre uma diferença entre textura petrográfica colunada e a entalhadura (Swanson, 1967; Long e Wood, 
1986) sugerem que esta diferença resulta a partir do efeito da cristalização primária. Uma enorme proporção de 
vidro mesostasis e o óxido plumoso d Fe-Ti sugerem para Long e Wood (1986) que o resfriamento da entalhadura 
resfriada ocorre mais rapidamente do que para os colunados, ao contrario do que alguns esperariam para o mais 
isolado fluxo interior. Eles propuseram um modelo na qual a infiltração da água ao longo das falhas (talvez 
associado com lagos ou inundações) resfria uma porção entalhada através da circulação de água convexa através de 
um sistema de falhas. Variações no desenvolvimento das subdivisões podem ser explicadas a partir de uma 
irradiação natural de inundação e a ventilação nas colunas entalhadas podem ser relacionados a uma percolação de 
extensa água abaixo, formando antes falhas. 
 
Quando fluxo de lava basáltica entra em água permanente, eles formam tanto línguas quanto estruturas 
equidimensional, ambas chamadas de pillow. O resultado são pillo-lava (Figura 4-14) que contem um numeroso 
conteúdo de pillows que normalmente crosta de vidro, bandas concentradas e uma estrutura interna radial. Pillows 
posteriores comumente nivelam e contornam para o formato das pillows acima no qual elas se estabilizam, 
fornecendo aos geólogos com um método de determinação do topo original de depósitos em terrenos cobertos. As 
pillows podem ser embebecidas com um fino vidro descrito como hialoclastito (hyaloclastite), produzido pela 
fragmentação de lava quente logo que entra em contato com a água. O hialoclastito comumente desvitrificado 
rapidamente para um material meio alaranjado e marrom chamado de palagonita (palagonite). 
 
 
Figura 4-14 Pilow lavas de basaltos sub-aquáticos. Veja o canivete na parte inferior da foto servindo de escala. Olimpic 
Peninsula, Washington 
 
4.1.5 Depósitos Piroclásticos 
 
O termo vulcanoclástico (volcaniclastic) se refere para algum agregado fragmentado de material 
vulcânico, de maneira displicente de como é formado. Autoclastico (autoclastic) se refere ao vulcanismo que 
suporta um rompimento auto-imposto de modo quiescente, como as aa e os fluxo de blocos, a aba do talo dos domos 
ou características de colapso gravitacional. Depósitos piroclásticos (pyroclastic) são subconjuntos de 
vulcanoclasticos que consiste em material fragmentado a partir de uma atividade de explosão vulcânica ou uma 
expulsão partindo da saída vulcânica. Outros depósitos vulcanoclásticos incluem fluxos lamosos ou lahars, no qual 
são formados quando ocorre uma mistura das ruínas vulcânicas com água suficiente que tanto pode ser de chuva 
quanto de gelo derretido para se mobilizarem. Lahars pode ser uma erupção associada e quente ou ocorrer 
posteriormente e ser resfriado durante o fluxo de vulcões. As características do colapso quente de vulcões são 
geralmente consideradas piroclásticas, embora elas não apresentem qualificação técnica para isso. Depósitos 
piroclásticos podem se depositar em água também, podendo a partir daí se misturar com a água e se tornarem lahars 
ou depósitos de água assentada (e são não longe piroclásticos pela nossa definição). Coletivamente a partícula de 
piroclástico que comprimem o depósito são chamadas de piroclastos (pyroclast) e um termo coletivo para os 
materiais depositados é tefra (tephra). Futura classificações dos piroclásticos são baseadas no tamanho das 
partículas e discutidos no Capítulo 2. 
76 
 
Depósitos piroclásticos são classificados com base no modo de transportação e deposição. Eles são 
subdivididos dentro de quedas (falls) ou fluxos (flows). Surge são distinguidas por alguns geólogos como uma 
terceira categoria de depósitos piroclásticos mas eles são realmente do tipo fluxo. 
 
1) Depósito de Queda de Piroclástico (pyroclastic falls deposits) se comprime a partir de uma erupção vertical. 
Os piroclastos podem ser forçadamente expostos externamente durante uma erupção explosiva ou eles podem ser 
carregados através da convencção e o buoyancy de gases quentes acima da saída. Erupções plinian (Figura 4-9a, 4-
15a e 4-18a) são combinações de dois. As partículas são forçadas a parir da saída forte de gases e carregando para 
cima através da quente convecção. As quedas simplesmente acompanham pequenas erupções basálticas que 
produzem cones de escória e cones ou anéis de tufo. A mais dramática e extensa erupção produz cinzas elevadas que 
podem atingir altura de até 50 km. Como as plumas se expandem, a direção da força dissipada e o piroclasto caem 
de volta na Terra sobre a influencia da gravidade. Extensas e densas partículas caem rapidamente permanecendo 
finas cinzas acima. Como resultado os depósitos de queda são bem sortidos com decaimento nos tamanho dos grãos 
ambos verticalmente em direção ao topo do deposito e lateralmente a partir da saída de uma fonte. O tamanha, 
espessura, forma dos depósitos e distribuição das partículas dependem da taca de expulsão, do volume em erupção, 
da força de explosão, da direção e da velocidade do vento que prevalece durante o tempo de erupção. 
 
 
Figura 4-15 Nuvem de cinzas e depósitos da erupção em 1980 do Monte santa Helena. (a) Foto vertical do Monte Santa Helena 
das colunas de cinzas. 18 de maio, 1980 (cortesia USGS). (b) Seção vertical das nuvens de cinzas mostrando um temporal 
desenvolvido durante os 13 primeiros minutos. (c) Visão de um mapa de depósitos de cinzas. Espessura em centímetros. After 
Sarna-Wojcicki et al. (1981). 
 
77 
 
Depósitos de queda cobrem a superfície da ilha, onde a espessura decai gradualmente da partindo fonte, 
mas está independente da topografia (muito mais da neve). Depósito de queda tem uma melhor chance se resfriarem 
enquanto suspensos, então eles são raramente soldados pelo seu próprio calor após deposição, exceto, talvez 
próximo à saída. Figura 4-15b ilustra o desenvolvimento da seqüência de pluma cinzenta do Monte Santa Helena em 
1980. Em somente 13 minutos (8:32 para 8:45 am), as nuvens de cinzas atingiram aproximadamente 25km e 
alcançaram 50km posteriormente, como monitorado a partir de estações de terra e pelos satélites. A espessura do 
depósito de queda de cinzas é mostrado na Figura 4-15c, com linhas de espessura constante ou isopachs expressa 
em centímetros. Acima do centímetro das cinzas serem depositadas tão longe quanto 500km. As cinzas que 
cobriram em 6950 anos atrás na erupção de Monte Mazama (hoje Crater Lake) cobrem as porções dos sete estados e 
parte do Canadá (Figura 4-16). Depósitos de cinzas com 50cm de espessura são encontradas ao longo de 100km do 
Crater Lake. 
 
Figura 4-16 Extensão aerial aproximada e espessura do Monte Mazama (Crater Lake) quedas de cinzas, entrou em erupção há 
6950 anos atrás. After Young (1990). 
 
O mais impressionante depósito de queda de cinza estão associados a grandes erupções riolíticas no qual 
cada um é associado ao Yellowstone (Wyoming), Long Valley ( Califórnia) ou calderasde Valles (Nex México). 
Por exemplo, a área coberta com cinzas em Long Valley durante a erupção, há alguns 700.000 anos atrás, cobriu 
muito mais o oeste dos Estados Unidos (Figuro 4-17). As cinzas eram em espessura metros acima de 75km de raio e 
de 1 cm em espessura em Kansas. Foi estimado que a devastação total foi de 120km raio (o circula na Figura 4-17). 
As cinza vinda das 03 erupções do Yellowstone acima lãs últimos 2,2 Ma produzindo cerca de 3800km
3
 de cinzas e 
pedra-pome alguns nos quais atingiram Minnesota e Louisinana (cerca de 2200km a fora). 
 
 
Figura 4-17 Extensão aerial máxima de queda dos depósitos de cinza Bishop que entro em erupçãono Long Valley 700.000 anos 
atrás. After Miller et al., (1982). 
 
Assim como impressionante são estes depósitos, as extensões finas, que cobrem grande extensão da área 
são comumente passageiras. Por exemplo, os depósitos de cinza na erupção de 18 de maio de 1980 no Monte Santa 
Helena criam uma completa desordem no leste de Washington, mas foi muito difícil encontrar cinzas que 
permanecessem cobrindo-o ate os dias de hoje. Os depósitos espessos próximos à montanha ainda estão lá, mas a 
cobertura de cinzas se concentra mais a leste de Washington esta praticamente já se foi. Podem aparecer que 
depósitos subaéreo em ambientes são mais rapidamente erodidos e acumulados em baixas ilhas cobertas, em 
particular aqueles que permanecem em águas. Embora o manto original da superfície da terra e depósitos podem 
eventualmente concentrar em depressões. 
78 
 
2) Depósitos de Fluxo Piroclástico são deixados pela densa nuvem de gás suspenso de destroços de piroclásticos 
(na maior parte pedra-pome e cinzas, variando nas quantidade de lítico e fragmentos de cristais). Eles são gerados de 
algumas formas (Figura 4-18). Os extensos fluxos resultam a partir do colapso de uma explosão vertical ou coluna 
planas que caem e volta na Terra e continuam viajando ao longo da superfície do solo (Figura 8-18a). Um 
mecanismo de explosão alternativa é uma rajada lateral, como o ocorrido no Monte Santa Helena em 1980 (Figura 
4-18b). Os fluxos são fluidizados (fluidized) devido ao gases magmáticos e ao ar preso dentro e diante do avanço 
do fluxo não conseguir escapar facilmente devido às altas concentrações de partículas suspensas (ver Reynolds, 
1945 ou Wilson, 1984 para discussões). Outro fluxo piroclástico resulta a partir do “boiling-over” da alta carga 
magmática vinda da saída (Figura 4-18c) ou colapso gravitacional de um domo quente (Figura 4-18d). Em todos os 
casos as partículas de nuvens suspensa está (ou virá a ser) densa do que atmosfera ao redor logo fluem em direção 
abaixo e depósitos de piroclásticos que se perdem momentaneamente. 
 
 
Figura 4-18 Tipos de depósitos de fluxo piroclástico. After MacDonald (1972). Fisher e Schminke (1984). 
 
Fluidos piroclásticos são controlados pela topografia e os depósitos concentrados nos vales e depressões 
diferente da uniformidade mantada das quedas de cinza. Fluxos piroclásticos são quentes (400-800ºC), velocidade 
variando a partir de 50 para acima de 200km/h (o estrondo do Monte Santa Helena foi estimado em no máximo 
540km/h). Eles também podem viajar ao longo da distancia (tipicamente alguns quilômetros, ma alguns depósitos 
são encontrados acima de 100km a partir da fonte). A temperatura e velocidade fazem deles um fenômeno muito 
perigoso. A terminologia do fluxo piroclástico pode parecer um pouco confusa. O movimento do fluxo por si 
próprio é chamado de tanto fluxo piroclasto ou fluxo de cinzas. Os depósitos são chamados de ignimbritos 
(ignimbrites) (do grego “nuvem de material de fogo”). Alguns autores reservam o termo “ignimbritos” para pedra-
pome ricamente variada, usando o termo depósitos de blocos-e-cinzas (block-and-ash deposits) para os tipos 
desvesiculado de clasto sustentados. O nome das rochas para amostras pegam a partir do depósito e são chamadas de 
tufo (tuff) (ver Figura 2-5 para nome mais específicos de rochas). 
 
Depósitos de fluxos piroclásticos não são geralmente estratificados e pobremente sortidos, provavelmente 
devido às altas concentrações de partículas e a energia de fluxo. Ocasionalmente podem haver alguma sortida, com 
bloco líticos densos ajustados para o meio do deposito e claros blocos pedra-pome flutuantes na direção do topo 
(Figura 4-19). Os depósitos são relocados sob altas temperaturas e baixas porções se tornam consolidadas (welded) 
79 
 
devido ao calor interno nas pilhas dispostas para uma rocha bastante consolidada chamada de tufo consolidado 
(welded tuff). Tais porções consolidadas de depósitos são dúcteis por um período e são tipicamente compressados 
pelo peso das massas sobressalentes tornando-os densos e foliados. As pontas das pedra-pome comumente possuem 
vesículas apertadas e assumem uma coloração escura das obsidianas, o cinza claro da pedra-pome é resultado das 
vesículas. Os pedaços escuro e nivelados da pedra-pome são chamados de fiamme. 
 
 
Figura 4-19 Seção transversal de um ignimbrito típico, mostrando ondas de depósitos, fluxo intermediário e acima quedas de 
cinzas cobrindo. Blocos brancos representando pedra-pome e os escuro representando fragmentos líticos densos. After Sparks et 
al. (1973). 
 
Embora os depósitos de fluxo piroclástico geralmente cubram uma pequena área ao contrário dos depósitos 
de queda, ganhando sua própria velocidade e calor podendo eles serem absolutamente devastadores. Algumas como 
as erupções tem ocorrido na história do tempo, mas por razões óbvias, a quantidade de testemunha é raro. Em 25 de 
agosto de 79 A.D., as quedas de cinzas e de alguns fluxos piroclástico quente provenientes do Monte Vesúvio e 
cidades incendiadas de Pompeii e Herculaneum, próximo a Nápoles, Itália. Os habitantes foram encontrados mortos 
e sufocados e seus corpos foram encontrados queimas sobre as cinzas, preservados até os dias de hoje como moldes. 
Em 18 de maio de 1902 um fluxo incandescente piroclástico originário do Monte Pelée desceu repentinamente nas 
cidades de Santo Pierre, na ilha de Martinica e instantaneamente matou aproximadamente 28.000 pessoas. Somente 
dois sobreviventes e um prisioneiro. O fluxo piroclástico associado com a erupção do Long Valley da Figura 4-17 
viajou com uma velocidade de aproximadamente 200km/h e foi estimado cobrir cerca de 1500km
2
 em profundidade 
de algumas centenas de metros (Miller et. al., 1982). A origem dos ignimbritos foi de alguma forma misteriosa até a 
incandescência das nuvens do Monte Pelée serem observadas em 1902. Ainda durante a erupção de verdadeiros e 
gigantes ignimbritos, assim como o Tufo de Bishop (Long Valley) ou Tufo de Yelowstone tem sido observado. Não 
que seja esperado algum voluntário a observá-los. Estes depósitos são os únicos depósitos vulcânicos que se 
aproximam da magnitude dos assoalhos basálticos e sua origem ainda é especulativa. 
 
3) Depósitos de Ondas Piroclásticas são tipos de fluxo piroclásticos. A ocorrência mais comum de dunas e anti-
dunas indicam que as ondas resultam mais de fluxos turbulentos com baixa concentração de partículas do que outros 
fluxos. Ondas abraçam a superfície do solo, mas devido a sua baixa densidade e alta velocidade elas não são 
topograficamente construídas como os outros fluxos. O depósito resultante em ambos os mantos topográficos e 
concentrados nas áreas abaixo. Devido a sua baixa densidade estas ondas perdem um pouco do seu momento 
rapidamente, então elas tendem a se acumularem próximas as saídas. Os depósitos são usualmente estratificado e 
pode aparecer inúmeras característica de ocorrência bandada. 
 
Novamente as 03 precedentes classificações não são totalmente distintas. Existe graduação entre elas no 
termos de tipo de erupção e depósito resultante.Apenas um único depósito piroclástico possui características 
associadas com a combinação de dois ou mais mecanismo ou até mesmo todos eles. Como ilustrado na Figura 4-19, 
um ignimbrito pode uma onda ter uma camada estratificação basáltica seguida de fluxo não estratificados no qual 
são cobertos por queda de cinzas. Na Figura 4-19, os fragmentos líticos (preto) são densos o suficiente para 
80 
 
concentrar na base da unidade do fluxo. A mais boiante fragmento de pedra-pome (branco) também não estão 
concentrados ou concentrados próximos ao topo. A seqüência de eventos que cada depósito representa pode 
envolver uma camada de onda lateral abaixo do depósito inicial seguido por uma fluxo causado pelo colapso de 
cinzas plumicas. Os fluxos estabelecidos e cobertos por queda de cinzas. As variações laterais irão também a parecer 
devido às ondas serem restritas as áreas próximas à saída e os depósitos de que da de cinza podem ser somente 
camadas encontradas em grandes distâncias. Descrição de depósitos piroclásticos e seções generalizadas com na 
Figura 4-19 dão uma simplificada proporção do fluxo piroclástico no qual é rapidamente desprendido quando o 
fluxo encontra com o depósito nos campos. A maioria dos depósitos piroclásticos reflete um eruptivo evento que é 
episódico e que muda as características logo que se procedem. A composição, viscosidade e conteúdo de voláteis do 
magma estão variando progressivamente à medida que se aprofunda em níveis da câmara magmática quando esta 
começa a se esvaziar deixando-os presos. Então, o depósito irá ser um complexo de acumulo de variação de 
material, texturas e estruturas que se resfria como uma única unidade. 
 
4.2 Processos Intrusivos ou Plutônicos e Corpos 
 
O termo genérico para intrusões de corpos ígneos é pluton, e as rochas fora do pluton são chamadas de 
rochas territoriais (country rock). O tamanho e a forma dos plutons são de alguma forma especulativa, por causa a 
erosão expõe somente pequenas porções da maioria dos corpos. Muito embora, na tenhamos gerenciado um 
significativo acumulo de dados de pluton erodidos profundamente, estudos geofísicos e pequenos trabalhos. A partir 
disso temos classificados corpos plutônicos em algumas formas comum. Estas formas estão agrupadas dentro de 
corpo tabular ou sheet-like ou corpo não-tabular (non-tabular). Uma classificação a mais é baseada em formas 
especificas tanto no corte do corpo através de sua fábrica (normalmente bandado) das suas rochas territoriais ou 
tanto das suas estruturas externas. Corpos atravessados são chamados de discordantes (discordant) e aqueles que 
são intrudidos paralalemente na rocha matriz são chamados de concordantes (concordant). 
 
4.2.1 Corpos Tabulares Intrusivos 
 
Corpos tabulares intrusivos são simplesmente magmas que preenchem a fratura. Um corpo tabular 
concordante é chamado de sill e um corpo discordante dique. Um sill ocorre quando o magma explode de forma 
planar entre bandas sedimentares ou em outros modelos e é injetado ao longo destas zonas (Figura 4-20). Um dique 
é um magma preenchido nas fraturas que atravessam os bandamentos ou outras estruturas rochas territoriais. Uma 
fratura é um condutor ideal para o magma, devido às fraturas penetrarem profundamente e se formarem facilmente 
em áreas afetadas pela extensão ou pela força da ascensão do magma diapir. Claramente o magma não pode ter sido 
gerado entre dois bandamentos de camadas logo um sill deve ser alimentado por um dique de algum lugar ao longo 
da espessura (ao menos que o bandamento esteja entre mergulhos e o sill esteja praticamente vertical). Diques e sills 
são praticamente superficiais e finos e ocorrem onde as rochas estão suficientemente frágeis para uma fratura. 
 
 
Figura 4-20 Bloco diagrama esquemático de alguns corpos intrusivos. 
 
Embora a maioria dos diques e sills sejam empacotados num um único evento alguns podem apresentar 
múltiplas injeções. Mais de um estágio de injeção pode ocorrer devido ao dique entrar em contato logo que resfria, 
deixando a zona enfraquecida por alguns magmas posteriores. Alternadamente o contato da ductilidade entre o dique 
81 
 
e o sill e a rocha matriz podem fazer com que múltiplos contatos susceptíveis a deformação localizada e a uma 
injeção de magma posterior. Um corpo é descrito como múltiplo (multiple) se todas as de fase de injeção são da 
mesma composição e composto (composite) se mais de algum outro tipo de rocha for representado. 
 
Diques e sills podem ocorre como corpos solitários, mas os diques pelo menos, mais tipicamente aparecem 
em conjuntos, refletindo a tendências das fraturas em formas conjuntos quebradiços repensáveis em imporem stress 
sobre a área. Relacionando geneticamente os numerosos conjuntos de diques e sills chamamos de exames (swarms). 
No que o em Chief Joseph no Monument de dique de enxames basálticos (dike swarms) na Figura 4-10. Estes 
enxames consistem em diques sub-paralelos preenchendo um conjunto de fraturas com orientação NW-SW em 
responsta a extensão SW-NE na área durante o Mioceno. Enxames de diques podem consistir de um grande números 
de extenso diques individuais. A Figura 4-21 é o mapa mostrado dois enxames de diques na região de Sodré 
Stromfjord a SE de Greenland. Ambos os enxames de diques são máficos, mas estão agora altamente 
metamorfisados. O principal enxame tem mergulho NNE e está 1.95 Ga, enxame de Kangamiut, e o enxame a E-W 
se apresenta mais antigo. Estes diques representam 15% da extensão da área da crosta indicando que 15% da 
extensão crustal. Os diques de Kangamiut são dramáticos na sua parte a direita, mas também providos de prática 
declina da margem da área afetada pela uma fase da movimentação do cinturão de Nagssugtoqidian (jovem assim 
como 1.8 Ga). Nas porções sudeste e leste da Figura 4-21 os diques estão formados, mas altamente deformados 
acima da entrada da movimentação do cinturão. Mais de um bilhão de anos de erosão tem removido grandes 
montanhas que teriam sido produzidas pelo evento deformacional, então nós devemos mesmo confiar que as 
estruturas dentro das rochas caracterizaram-se a si próprias. 
 
 
Figura 4-21 Enxame de diques de Kangâmiut na região de Søndre Strømfjord, SE da Groenlandia. Segundo Escher et al. (1976), 
Geology of Greenland, © The Geological Survey of Denmark and Greenland. 77-95 
 
Enxames de diques não precisam ser paralelos. Um enxame de dique radial próximo à garganta do vulcão é 
ilustrado no bloco diagrama na Figura 4-20. Assim como fraturas radiais são comumente responsáveis pelo stress 
imposto nas rochas acima da ascensão dos corpos magmáticos. A Figura 4-22a é um famoso exemplo de como 
enxames de diques radiais na área em Spanish Peak, Colorado, a Figura 4-22b mostra dois diques radiantes 
associados a uma garganta de vulcão erodido em Ship Rock, NM. 
 
 
Figura 4-22 (a) Enxame de diques radiais ao redor de Spanish Peaks, Colorado. Segundo Knopf (1936), Geol. Soc. Amer. Bull., 
47, 1727-1784. (b). Remanescentes de um vulcão erodido mostrando um dique radal. Ship Rock, New Mexico. From John 
Shelton © (1966) Geology Illustrated. W. H. Freeman. San Francisco. 
82 
 
Ainda sobre diques radiais sobre rochas plutônicas, a forma concêntrica é também recorrente. Existe dois 
tipo principais de diques concêntricos, que estão ilustrados na Figura 4-23. Dique de anéis (ring dikes) ocorrem 
quando a pressão exercida pelo magma tem menos peso do que as rochas sobrejacentes, neste caso, fraturas 
cilíndricas serão formadas como no Figura 4-23a. Se as rochas sobrejacentes são um pouco mais densa do que o 
magma, cilindros formandos no teto irão cair e o magma irá intrudir ao longo abrindo assim fraturas, como na 
Figura 4-23b. Isto é ocorre mais comumente com menos densidadeem magmas silicáticos. Erosões para os nível X-
Y resultarão em uma anel de dique exposto a superfície (similar a Figura 4-23c). Mais do que concêntrico possa 
ocorrer à forma resultando numa série de diques. Uma fratura também pode penetrar na superfície, neste caso o 
dique anel irá alimentar um evento vulcânico, como um colapso de caldera (Figura 4-9). O bloco que cai para dentro 
da câmara pode consistir de rochas territoriais.e numa fase posterior da própria rocha plutônica ou associações 
vulcânicas. Diques anéis estão tanto vertical quanto mergulhando a partir de seu eixo central. 
 
 
Figura 4-23 Formação de diques anelares e cone de diques. a. Seção geológica mostrando a subida de um pluton causando 
fraturamento circular com preenchimento de magma. b. blocos cilindricos boiando em magma menos denso abaixo, resultando 
em aneis de diques. c. Visão de um mapa hipotético mostrando aneis de rochas magmáticas e um dique com direção N-S que 
cortava a rocha encaixante. Este mapa representa a erosão no nível aproximado X-Y mostrado em (b). d. Pressão para cima de 
um pluton deixando nas raizes blocos conicos. Fluxo de magma preenche as fraturas produzindo cones de diques. Segundo 
Billings (1972), Structural Geology. Prentice-Hall, Inc. after Compton (1985), Geology in the Field. © Wiley. New York. 
 
 
Figura 4-24 (a) Mapa de aneis de diques, Island of Mull, Scotland. Segundo Bailey et al. (1924), Tertiary and post-tertiary 
geology of Mull, Loch Aline and Oban. Geol. Surv. Scot. Mull Memoir. Copyright British Geological Survey. (b) Cone de diques 
na mesma área de Mull, after Ritchey (1961), British Regional Geology. Scotland, the Tertiary Volcanic Districts. Note que o 
disco anelar de felsito amarelo na figura anterior (a) é mostrado em vermelho na parte NW de (b). British Geological Survey. 
 
A Figura 4-24 ilustra um clássico dique anel do Terciário e folhas de cones no Ilha de Mull a oeste da 
Escócia. Note que existem dois centros e algumas fases intrusivas com anéis de diferentes composições. A maioria 
dos blocos consiste com um anel dentro de uma fase intrusiva recente. 
 
83 
 
As folhas de cones (cones sheets) são formadas quando a pressão do magma é maior do que a pressão 
confinante das rochas sobrejacentes. Neste caso, as formas fraturadas mergulham para dentro como na Figura 4-23d, 
normalmente, como cones concêntricos. Intrusões ao longo desta fartura produzem um conjunto de anéis na 
superfície ao qual entra contrasta com os diques anéis e mergulhos internos. Folhas de cone e diques de anéis podem 
ocorrer junto onde eles são resultados de diferentes fases de uma única intrusão. Para uma detalhada discussão de 
orientação de fraturas e a trajetória do stress associados ao dique de anéis e folha de cones acima da câmara 
magmática, ver Anderson (1936) e Robert (1970). 
 
Ilustrações de diques e sills, como na Figura 4-20, geralmente deixam a impressão que os diques estão 
fechados para uma posição vertical e sills aproximam-se da horizontal. Embora seja comumente verdade, este não é 
necessariamente o caso. Diques, por definição, são discordantes das estruturas da rocha matriz e os sills estão 
concordantes. Se o bandamento for vertical, sills serão verticais e diques podem ser horizontais. 
 
O termo veio (vein) refere-se a pequeno corpo tabular seja ou não concordante oi discordante. É 
tipicamente usados em associações aonde numerosos e pequenos offshoots vindos de um pluton penetram na rocha 
matriz adjacente. Estes offshoot (veios) são tipicamente ricos em quartzo podendo conter outros minerais. Este 
termo não é recomendado para outros corpos ígneos. Embora, o termo dique ou sill seja preferido, não importando o 
quanto seja pequeno. Diques e sills podem ir à direção a uma maior espessura partindo de uma menor não menos do 
que 1 milímetro para acima de quilômetros embora a grande maioria esteja de 1 a 20 metros. 
 
Corpos tabulares são geralmente colocados por injeção (injection), associados à dilatação das paredes dos 
diques. Como mostrado na Figura 4-25a. Neste caso as paredes do dique se abrem no sentido NE-SW, usualmente 
na direção normal para as margens do dique injetado. Todas as características do dique atravessando combinam se 
pensarmos em remover o dique e fecharmos as paredes na direção da margem normal. Uma alternativa geométrica é 
ilustrada na Figura 4-25b. Neste caso, as características do dique atravessado embora sejam características passivas, 
requerendo um movimento das paredes dos diques. De fato, algum movimento das paredes num esforço para fechar 
os diques acabará falhando ao tentar aproximar ambos no bandamento ou no pequeno dique. A distinção entre estes 
dois tipos é bastante forte quando eles estão pelo menos em estruturas paralelas na rocha matriz, como um 
bandamento ou um pequeno dique. Isto é raro de acontecer. O tipo de geometria apresentada na Figura 4-25b 
implica que o dique é recolocado (replace) no volume da rocha que ocupa. Isto é prontamente acompanhado de 
uma permeação química e reposição da rocha matriz. Parando a rocha matriz e a injeção de dique é uma alternativa 
interpretação, mas isso requer uma fortuita falta de alguma moção qualquer que seja o bloco atravessado. Se o dique 
for um produto reposição e não tecnicamente um dique. Tais reposições não são necessariamente pequenas e talvez 
o termo veio seja preferível por tais características. Pode haver uma zoneação de minerais paralelos e simétricos no 
eixo do veio e alguns traços das estruturas originais de reposição da rocha matriz dentro do veio. Podem haver 
também uma falha central, no qual agiu como um duto para os fluídos que carrega elementos repostos. Devemos 
aprender mais sobre reposição quando foi discutido metamorfismo no Capítulo 30. Evidência de campo indica que 
uma vasta maioria d dique e sills formados por injeção e dilatação. Dique e sills resfriados por injeção e dilatação. 
Diques e sills resfriados progressivamente vindos das paredes internas, e alguns casos desenvolvem falhas colunares 
durante o processo. Diques sub-verticais desenvolvem colunas orientadas proximamente horizontais no qual ajudam 
a identificar eles no local onde os diques intrudiram em rochas vulcânicas de algum componente similar assim como 
diques alimentados por assoalhos basálticos. 
 
 
Figura 4-25 Tipos de corpos tabulares igneos em estratos bandados baseados nos modos de colocação. a. Simples dilataçào 
(setas) associada com injeçào. b. Nenhuma dilataçào associada com injeção. © John Winter and Prentice Hall. 
 
84 
 
4.2.2 Corpos Intrusivos e Não-Tabulares 
 
Os dois tipos mais comuns de plutons não-tabulares são ilustrados na Figura 4-20: eles são chamados de 
stocks e batólitos. A forma destes corpos é irregular e depende da profundidade do empacotamento, da densidade, da 
ductilidade do magma e da rocha matriz e de algumas estruturas existente na rocha matriz durante o período de 
empacotamento. Um stock é um pluton com uma área exposta não menos do que 100km
2
 e o batólito é um pluton 
com uma área exposta superior a 100km
2
. Distintamente os dois expostos na área da base e muito simples e útil no 
campo, mas isso também é infelizmente no que não é baseado o tamanho por ele mesmo, mas em extensa parte na 
extensão de erosão. É possível que um pequeno pluton que foi profundamente erodido possua uma área exposta 
maior do que 100km
2
 e seja um batólito, enquanto que muitos grandes plutons sejam mal simplesmente expostos, 
sendo um stock. Para isso o “batólito” ilustrado na Figura 4-20 não esta exposto, exceto como a garganta do vulcão 
e dique de anel, então tecnicamente não seria um batólito como um todo apenas pela definição. Também, alguns 
pequenos stocks em uma área podem ser similares emidades e composição que eles estariam conectados em 
profundidade, formando partes de extensos corpos. Esta separação em extensão é chamada de cupolas (ver Figura 4-
30). Quando a evidência geofísica ou o mapa sugere um extenso pluton diante da superfície, seriam melhor base de 
tipo de pluton na estimativa de volume do corpo e não em área exposta. Com exceção dos dados perfurados, 
contudo, interpretações da subsuperficie ainda são de algum modo especulativas e a classificação baseada em áreas 
expostas tendo a vantagem de star sendo definitiva. Para sair deste dilema Pitcher (1993) que usa geralmente o 
termo “pluton” para qualquer corpo não-tabular e reserva o termo “batólito” para extensa composição disposta de 
múltiplos plutons desenvolvidos em cinturões orogenéticos. Mais ainda pra complicar a resistência a Central 
European ( e até recentemente a França) praticamente chamavam de corpos pequenos batólitos e os corpos grandes 
de plutons. 
 
Alguns tipos de stocks são genuinamente corpos pequenos e não simplesmente limites expostos de extensos 
batólitos. Alguns stocks representam um condutor cilíndrico da câmara magmática diante dos vulcões. Este tipo de 
stock é chamado de plug. A parte exposta de um plug, comumente permanece depois de mais facilmente erodir 
vulcões depois do cone ter sido removido, é chamado de garganta vulcânica (vulcanic neck). Rochas ígneas 
alcalinas a qual forma a região do meio do continente (tipicamente associada à rifts), tendendo a ascender ao longo 
de condutores verticais de áreas secionais atravessadas. Estes formam os típicos plugs menores. Em adição aos dois 
tipos genéricos de plutons, stock e batólito, existe um número grande de tipos especiais baseado nas formas do que 
no tamanho. Um lacolito (laccolith) é um stock concordante com a parte plana do piso e um arco do teto 
(Figura 4-26a). Um lopólito (lopolith) é outro tipo concordante de pluton intrudido dentro de uma base estrutural 
(Figura 4-26b). Ambos são essencialmente sills. Um lacolito é suficientemente viscoso (e silicoso) para limitar o 
fluxo do magma ao longo de um plano horizontal e superficialmente o suficiente fisicamente capaz de elevar o teto 
das rochas. Lapólitos são normalmente máficos e com características muito mais extensas do que os lacolitos. O 
Complexo do Gabro Duluth, por exemplo, é um lopolito que atravessa 300km. A estrutura de base associada com os 
lapolitos provavelmente resulta em uma curvatura devido ao peso das intrusões, mas a evacuação da câmara 
magmática também é um fator que contribui. Um número fiel de geometrias estruturais é possível pelos plutons 
concordantes em rochas dobradas e correspondem a nomeclatura de complexo recentes no século XX. devemos 
induzir de alguma forma uma classificação arqueada. Talvez seguindo excerto, a definição de cactolito (cactolith), 
como descrito por Hunt et al. (1953), a partir do AGI Glossário de Geologia servindo para ilustrar o grau de 
especialização atingido: 
 
 
Figura 4-26 Formas de dois tipos de plutons concordantes. a. Lacolito com topo plano e raiz circular b. Lopolito (é o inverso) 
intrudido em uma bacia sedimentar. A escala não é a mesma para os dois casos. No caso dos lopolitos eles são de uma maneira 
geral, bem maiores. © John Winter and Prentice Hall. 
85 
 
Cactolito: um chonolito quase horizontal composto por ductolitos anastomizados o qual dista uma 
sinuosidade final parecida com um harpolito, fino como um esfenolito ou inchaço discordante como um acmolito ou 
etmolito. 
 
4.2.3 Relações entre o Contato de Plutons 
 
Um empacotamento de um pluton envolve a justaposição do calor, viscosidade, líquidos comumente 
saturados em moções contra o resfriamento, estacionário, sólido e geralmente de uma composição muito diferente. 
Tais contrastes em propriedades e relativa moção são certos resultados químicos e interações mecânicas que irão 
imperar com a zona de contato de alguma estrutura diagnosticada e texturas, mas também podem obscurecer a 
simples relação da material ígneo suporte da rocha matriz. As texturas e estruturas ambas dentro do pluton e nas 
rochas matriz adjacente podem prover de grande importância pistas dos processos envolvidos durante o 
empacotamento. O contato por ele mesmo pode moldar contra a rocha ígnea relativamente inalterada com a rocha 
matriz ou pode ter uma zona bordada gradacionalmente. 
 
A zona bordada pode ser estritamente mecânica (injetada) e quando evidente, exibe gradação a partir de um 
distúrbio da rocha matriz através da zona de crescimento de diques, veios ou línguas (coletivamente chamados de 
apófises – apophyses) estendendo a partir do pluton. Como mostrado na Figura 4-27a, à proporção que as paredes 
ígneas da rocha gradualmente crescem através das zonas, começando com rochas matriz contendo um espaço de 
redes de pequenos diques injetados através da zona agmatita (agmatite) (uma rocha com alto grau de concentração 
de rocha matriz fragmentada ou xenólitos – xenoliths em uma matriz ígnea) para espaçar os xenólitos da rocha 
matriz flutuante em material ígneo até mesmo os xenólitos se tornarem raros. Algum grau de gradação é possível. 
 
 
Figura 4-27 Zonas de borda entre uma rocha ignea homogenea (branco) e sua rocha encaixante (preto). Segundo Compton 
(1962), Manual of Field Geology. © R. Compton. 
 
Devido a alguns plutons mais silicosos serem composto por liquido saturado e quimicamente distinto a 
partir das rochas matriz, fluidos emanados a partir do pluton podem permealizar ao redor, alterando ou até mesmo 
fundindo parcialmente as rochas matriz e cristalizando os típicos minerais ígneos no exterior da matriz. O resultado 
é uma zona de borda atravessada na qual a rocha ígnea gradualmente passa para dentro da rocha matriz sem 
distinção de limite (Figura 4-27b), retornaremos a este tipo de alteração no Capítulo 30. 
 
Uma terceira zona de borda gradacional combinaria com os dois processos de injeção e permeação, como 
na Figura 4-27c. As várias paredes da rocha, injetadas e/ou localmente com os componentes fundidos pode se tornar 
intimamente associada como resultado de uma rocha hibrida com componentes misturados. 
 
Ao longo dos contatos de forma superficial na profundidade, uma intrusão pode ter efeitos termais ou 
químicos na rocha matriz. Uma zona gradacional pode resultar a partir de um processo estritamente termal, 
particularmente se a intrusão em ambos quente e seco. Nestes casos, uma rocha matriz desmetamorfisada esta 
aquecida e cristalizada pelos plutons através do intervalo de contato. O tamanho dos grãos e grau de recristalização 
decairiam rapidamente a partir do contato e se o contato por ele mesmo deve ser de forma distinta. Os efeitos 
termais são mais comum quando combinados um gradiente químico, estabilizado pelos fluidos de sílica saturado 
liberados a partir dos líquidos saturados do pluton. O resultado é uma aureola de contato metamórfico (contact 
86 
 
metamorphic aureole), o qual usualmente é gradacional, mas atinge a rocha matriz mais do que o próprio pluton, 
deixando distinto o conato original. Metarmorfismo de contato será discutido com mais detalhes na seção 
metamórfica neste texto. 
 
A dinâmica entre o contato com as paredes das rochas podem se comunicar de alguma forma 
permanentemente com as características dentro do pluton. Em adição ao xenólitos, deve existir uma zona de chill 
(chill zone). Uma zona de chill é uma zona de grãos de tamanhos finos resultante a partir da rápida solidificação do 
pluton onde este esteve em contato com a rocha matriz resfriada. Devido ao material ígneo está intrudido a moção 
está indo contra a rocha estacionaria, também pode haver uma distribuição compartilhada no magma viscoso. O 
mais viscoso magma, o mais proeminentea compartilhar e afinar as zonas compartilhadas. O resultado deste 
compartilhamento será o desenvolvimento de uma lineação participada e/ou foliação paralela ao contato nas 
margens da porção do pluton (Figura 4-28). Isto deve ser mais evidente em minerais mais enlongados e mais 
loteados, como as hornblenda, piroxênios micas. Deve também haver alguns minerais agregados que estão 
enlongados e inclinados ou com xenólitos dúcteis e aquecidos que produziram massas em forma de disco que serão 
chamadas schlieren. A intensidade da foliação magmática tipicamente aumenta em direção as margens os a maioria 
esta compartilhada (Paterson et al., 1991). Algumas foliações magmáticas também formam em um ângulo de 
contato (Berger e Pitcher, 1970: Courrioux, 1987). 
 
Se o magma é suficientemente viscoso e a rocha matriz aquecida o suficiente, o contato compartilhado pode 
também afetar as rochas matrizes, rotacionando a foliação por fora do pluton para um paralelismo no qual o contato 
como na Figura 4-28 (Castro, 1986). Como transposição da foliação externa torna de outra forma discordante o 
contato em concordante. 
 
Figura 4-28 Foliaçào marginal desenvolvida dentro do pluton como resultado de movimentos (e formas) diferentes nas 
proximidades do contato. Segundo Lahee (1961), Field Geology. © McGraw Hill. New York. 
 
O resultado final deste processo de compartilhamento é a perda da claridade, forma, do contato ígneo 
discordante e a perda das características isotrópicas das texturas ígneas. A rocha ígnea parece mais gnaisse 
metamórfica e um campo esforçado e trabalho petrográfico podem ser requisitados para que se interpretem 
corretamente o contato. Devido as grandes diferenças nos processos de mecanismo que tipicamente existem entre 
alguns plutons cristalizados e a rocha matriz que posteriormente são deformados, comumente concentradas ao longo 
das margens do pluton. Como resultado, alguns contatos ígneos suportam o pós empacotamento compartilhado, 
supercontatando a impressão tectônica acima do contato ígneo. Este compartilhamento pode somente ter efeitos 
menores ou obliterados de alguma textura ígnea original. Se este compartilhamento é grande o suficiente, o pluton 
pode sofrer peras durante a justaposição com uma rocha completamente diferente e o contato se torna estritamente 
tectônico. Pode ser possível distinguir um contato ígneo extensivo e compartilhado de um contato estritamente 
tectônico ou até mesmo um contato que esta sendo compartilhado durante o empacotamento do pluton, como 
descrito acima. Como apontado por Paterson et al. (1991), as estruturas padrões dentro e ao redor relacionadas com 
o empacotamento e stress regional. As variedades das estruturas são possíveis, circundando a partir da ductilidade 
para algo quebradiço. 
 
4.2.4 Período de Intrusão 
 
A maioria dos batólitos é empacotado nos cinturões da montanha como parte de um todo de um processo de 
subducção ou orogenético e eles são tipicamente papel importante da atividade na evolução dos cinturões (ver 
Capítulos 18 e 19, e Paterson et al. 1991). Alguma tentativa em relacionar deformação com empacotamento deve ser 
87 
 
demonstrada para a deformação (e metamorfismo) está mais proximamente relacionado para as intrusões, não 
somente espacialmente, mas também temporariamente. Texturas dentro do pluton e em rochas matriz refletem o 
período de empacotamento em relação à atividade tectônica. 
 
Os plutons pós-tectônicos são empacotados depois de um episódio orogenético/metamórfico, e as rochas 
ígneas carecem de alguma característica de deformação, como foliação (outra como aquelas relacionadas à intrusão). 
A deformação regional fabrica e estrutura a rocha matriz será tanto quanto cortada discordante pelo pluton ou 
curvada dentro de um paralelismo com o contato. Eles serão também sobre impressos por algum empacotamento 
relacionado às estruturas. 
 
Os plutons sin-tectônicos são empacotados durante um episodio orogenético. Alguma foliação regional 
será contínua com o empacotamento relacionado às foliações do pluton. O pluton será também atingido por alguma 
orogênese continua. 
 
Os pluton pré-tectônicos possuem prioridade no empacotamento no episodio orogenético. Ambos plutons 
pré-tectônico e sin-tectônico suportam a impressão do processo deformacional e metamórfico associado à 
orogênese. Embora eles possuam uma foliação interna paralela e é continua em relação à rocha matriz (Figura 4-29). 
A foliação regional pode se curvar ao redor de um pluton não foliado devido ao contraste de ductilidade. É 
comumente difícil ou impossível em distinguir tanto o pluton é pré-tectônico ou sin-tectônico, desde que ambos 
sejam compartilhados neste atributo. Intrusões sin-tectônicas são normalmente mais dúcteis durante o período de 
deformação, então elas podem ser elongadas na direção da foliação com contatos mais concordantes. Plutons pré-
tectônicos são resfriados e parecem ser mais resistentes a deformação no qual seria concentrado nas margens do 
pluton. Devido ao plutonismo e a orogênese estarem relacionados à maioria dos cinturões orogenéticos, plutons 
puramente pré-tectônicos são raros. A maioria dos plutons podem ser caracterizados comumente como pré-
tectônicos ou pós-tectônicamente associado a um orogenético evento recente em cinturões multiplicamente 
deformados. 
 
Figura 4-29 Continuidade da foliação seguindo o contato igneo para um plutão pre ou sintectonico. Segundeo Compton (1962), 
Manual of Field Geology. © R. Compton. 
 
4.2.5 Profundidade das Deformações 
 
Durante o período de empacotamento a profundidade atinge algumas estruturas e texturas características de 
alguns plutons. Algumas destas características foram sumarizadas por Buddington (1959) em níveis e base de 
empacotamento em relação às três zonas de profundidade (depth zones) primeiramente distinguidas por 
Grubenmann (1904). Estas zonas, a epizona, mesozona e catazona são baseadas nas características da rocha matriz e 
no limite atual de profundidade onde são aproximadamente (e variavelmente) pertencentes a diferentes gradientes 
geotérmicos entre cintos deformados. 
 
A epizona é caracterizada por um resfriamento relativamente (menos do que 300ºC) das rochas matriz de 
baixa ductilidade em profundidade a menos de 10 km. Alguns plutons, por exemplo, o Batólito de Boulter, em 
Montana (Hamilton e Myers, 1967), podem estar tão superficial como a intrusão da sua própria carapaça vulcânica e 
serem previamente empacotados acima da superfície da terra (Figura 4-36). Os plutons da epizona são normalmente 
88 
 
pós-tectônicos e são moldados em contatos discordantes. A parede das rochas apresentam diques tipicamente 
numerosos e offshoots a partir de cós corpos ígneos principais. O topo do pluton normalmente penetra no teto da 
rocha de forma irregular com algumas extensões externas e internas. 
 
A Figura 4-30 ilustra algumas das relações entre pluton de epizonas expostas e rochas matriz composta por 
corpos do teto. Um offshoot é um termo geral usado para corpos plutônicos que são produzidos dentro da rocha 
matriz. Uma cupola é um offshoot não tabular que está isolado do corpo principal como observado no mapa. Um 
septum é uma península projetada para dentro da rocha matriz que separas os corpos ígneos. Um roof pendant é 
uma projeção do teto da rocha que se torna isolada devido à erosão. As estruturas do roof pendant são paralelas em 
relação à rocha matriz do pluton, significando que o roof pendant estava conectado a rocha matriz prevenindo de 
uma rotação. Se as estruturas de um bloco isolado estiverem sob ângulos diferentes em relação à rocha matriz, o 
bloco poderia estar flutuando livre e rotacionado e um xenólito. Xenólitos extensos são chamados de rafts.Figura 4-30 Bloco diagrama de diversos quilômetros, ilustrando algumas relações com as rochas encaixantes perto do topo de 
um pobremente exposto pluton proveniente da epizona. O contato original superior proximo a superficie é aproximadamente 
traçado em vermelho. Segundo Lahee (1961), Field Geology. © McGraw Hill. New York. 
 
Embora alguns batólitos superficiais e extensos sejam encontrados na epizona, a maioria dos plutons são 
claramente pequenos. Isto é esperado devido à erosão estar mais do que limitada nas rochas matriz epizonal. Alguns 
pequenos stocks possam ser por eles mesmos cupolas de extenso corpo em profundidade, assim como o processo de 
erosão pode expor corpos e rocha matriz profunda. 
 
Empacotamento de um corpo intrusivo pode fraturar a rocha matriz durante a força aplicada em direção à 
superfície. Alterações hidrotermais e cristalização de minério são mais comuns e concentrados ao longo das fraturas. 
O sistema hidrotermal convectivo pode ser estabelecido acima dos plutons, conduzido pelo calor da intrusão fazendo 
com que alterações intensa e pervasivas ocorram (ver Seção 4.3). Metamorfismos de contato podem ser drásticas 
onde as rochas matriz são previamente desmetamorfisadas ou pobremente metamorfisadas. A limitação principal do 
tamanho e desenvolvimento da contato de aureola é o rápido resfriamento de pequenos corpos plutônicos e a perda 
de fluidos ao longo da saída de canais da fratura. 
 
Fabricas no pluton epizonico são tipicamente isotrópicos e estão incluindos nas áreas próximas ao contato 
que teve alguma experiência de compartilhamento contra as paredes da rocha estacionária. Cavidades miarolíticas 
(miarolitics cavities), representam “bolhas” de fluidos (liberados presumidamente durante uma baixa pressão) com 
projeção de minerais euhedrais internamente são comuns. A epizona é um típico ambiente para os lacolitos, 
lopolitos, plugs, dique de anéis e folha de cones. 
 
A mesozona é o intervalo de profundidade de aproximadamente 5 para 15km. A rocha matriz esta num 
baixo grau de metamorfismo regional com as rochas em temperatura de 300-500ºC. Os plutons nesta zona possuem 
características que são de transição entre a epizona e a catazona (Figura 4-31a). Eles podem ser tanto sin-tectônico 
quanto pós-tectônico. Os contatos podem ser moldados ou gradacionais, e discordantes ou concordantes: devido às 
rochas matriz serem mais dúcteis do que na epizona. A aureola de contato metamórfico é tipicamente bem 
desenvolvida devido ao resfriamento lento dos plutons e as rochas serem metamorfisadas em um grau de prioridade 
89 
 
de empacotamento e as susceptíveis modificações térmicas e contraste composicional imposta pelos plutons. As 
rochas de contato de aureola possuem comumente uma fabrica foliada devido à exposição regional bem como o 
metamorfismo de contato. “Pontos” de ardósias e filitos são comuns nos quais estes pontos são minerais extensos 
que se foram durante ou depois da foliação regional. A zona chill é menor ou ausente. Fábricas em plutons podem 
reconduzidas (isotropia), mas são comumente foliadas ou lineadas próximas ao contato. 
 
 
Figura 4-31 (a) Caracteristicas gerais de plutons na epizona, mesozona, e catazona. Segundo Buddington (1959), Geol. Soc. 
Amer. Bull., 70, 671-747. 
 
As zonas mais profundas, a catazona, é de uma profundidade superior a 10km. Aqui as rochas matriz estão 
sobre indo em média para altos grais de metamorfismo em 450 para 600ºC limites. Plutons são comumente sin-
tectônicos com contato gradacional e sem efeitos chill. O contraste de viscosidade entre a rocha matriz e o magma é 
relativamente baixo, pois contatos são geralmente concordantes e no sentido de que a foliação e rochas matriz 
claramente dúctil tem sido compartilhada e rotacionada para a se tornarem um contraste paralelo. Existem raros 
efeitos de metamorfismo de contato que podem ser percebidos, devido ao fato da rocha matriz já está em altos graus 
de metamorfismo. Os plutons ocorrem comumente em domos ou em folhas de pods com foliação e/ou lineação 
interna de fabrica que passa diretamente dentro da fabrica da rocha matriz metamorfisada (ver Figura 4-31). 
Adicionando alguma foliação, o corpo ígneo pode ter sido impresso com uma foliação metamórfica durante o depois 
da solidificação. É difícil de reconhecer tais rochas plutônicas foliadas como ígneas, devido a elas terem 
características de gnaisses de alto grau metamórfico. Na profunda catazona e baixo nível crustal as condições para a 
fusão das rochas crustais podem ser atingidos, originando fusões localizadas a partir da rocha matriz que mancha 
distintamente entre os componentes ígneos e metamórficos. 
 
 
Figura 4-31 (b) Formas de corpos ígneos concordantes tipicamente da catazona, noroeste Adirondacks NY. A área alvo foi 
metamorfisada pela rocha matriz e o padrão de área é vários plutons. From Buddington (1959). 
90 
 
Por causa dos componentes similares entre os graus ígneos e metamórficos e a relação gradacional entre 
eles na crosta profunda, é comum terrenos de alto grau metamórfico estarem expostos para serem disponibilizados a 
se tornarem transverso dentro das rochas ígneas de uma maneira completamente gradacional sem ir de encontro a 
um contato distinto. 
 
 As fronteiras entre as zonas profundas são tanto quanto moldas quanto estáticas. As rochas em qualquer 
uma destas zonas podem entrar em profundas zonas profundas através da inundação ou empilhamento ou ainda nas 
zonas mais superficiais que são elevadas ocorrendo à erosão. Os plutons vizinhos em terrenos exposto podem ser 
empacotados em diferentes períodos em zonas diferentes. 
 
4.2.6 Injeções Múltiplas e Plutons Zonados 
 
Assim como nos centros vulcânicos, alguns plutons podem apresentar complexidade na sua historia de 
múltiplas intrusões magmáticas variando a composição. Extensos cinturões de batólitos (Capítulo 17) são compostos 
por inúmera composição de intrusão. Por exemplo, embora recentes descrições do Batólitos de Sierra Nevada, na 
Califórnia se referem a um único batólito, que tem sido reconhecido como uma ampla zona bordada de repetidos 
intrusões de inúmeros plutons sob um considerável tempo. O número de intrusões separadas é agora conhecido em 
centenas. Mesmo em corpos intrusivos pequenos, se mapeados cuidadosamente, comumente apresentam múltiplos 
eventos intrusivos. 
 
 
Figura 4-32 Desenvolvimento de uma sequência de intrusões múltiplas em Tuolumne Intrusive Series (segundo Bateman e 
Chappell, 1979), Geol. Soc. Amer. Bull., 90, 465-482. a. Intrusão original e solidificação nas margens de quartzo diorito. b. 
Primeira “Önda” de magma seguida por solidificação do Half Dome Granodiorite. c. Segunda “onda” de magma seguida por 
solidificação da facies porfirítica do granodiorito de Half Dome. d. Terceira “onda” de magma seguida por solidificação do 
Graqnodiorito da Cathedral Peak e colocação final do Johnson Granite Porphry. 
 
Um exemplo documentado de muitos empacotamentos é a Série Intrusiva de Tuolumne em Yosenomite no 
National Park, um pluton que é parte do Batólito Sierra em Nevada (Bateman e Charppel, 1979). No caso (Figura 
4-32) um pequeno batólito tem sido amostrado ser uma serie de intrusões relacionadas, limitando em composição a 
partir dos dioritos através do granudioritos e finalmente o porfirico granítico no centro. Um zoneamento concêntrico 
com magmas posteriores em direção ao centro sugere que magmas frescos surgem e tomam o lugar dentro de uma 
cápsula solidificada. Este concêntrico padrão não é perfeito, contudo, devido a algumas porções de intrusões 
posteriores tanto abrasadas quanto assimiladas ou fraturadas das suas carapaças atravessam uma antiga margem de 
cristalização. Uma quantidade química e mineralógica tendea se associar em seqüência de magmas que geralmente 
consiste com a evolução de uma profunda câmara magmática e algumas combinações fracionadas de cristais, 
assimilação de paredes das rochas e/ou mistura de algumas injeções de magmas. Retornaremos a Série Intrusiva de 
91 
 
Tuolumne nos Capítulos 8 e 11, olhando para esta tendência com mais detalhes que se assemelham ao 
desenvolvimento da câmara magmática. 
 
A série de Tuolomne é um único exemplo de um fenômeno comum. Alguns plutons variam em tamanhos 
exibindo múltiplas injeções e variações químicas através das zonas. Mesmo em tipos de magmas distintos não são 
aparente a existência comum de uma sistemática variação mineralógica ou composição de alguns minerais. Por 
exemplo, a quantidade de quartzo ou feldspato potássico pode aumentar ou a composição de plagioclásio pode a se 
tornar progressivamente mais sódica na direção do centro do pluton. Estas tendências são também compatíveis com 
um resfriamento progressivo e envolvimento do magma com assim descrito no Capítulo 8. 
 
4.2.7 O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem” 
 
Rochas ígneas intrusivas são magmas simples que não atingiram a superfície. O plutonismo sente a falta do 
vulcanismo, devido a nenhum ter precendes do empacotamento do plutonismo e nunca ter ocorrido um aviso de 
ocorrência de um pluton. O volume de rochas ígneas em corpos plutônicos, embora, sejam consideráveis, e existam 
alguma variedade de plutons diante dos vulcões. No sentido de que nos podemos pensar que estes corpos assim 
como os liquido se cristalizam ou congelam num sistema perpendicular em direção à superfície. 
 
Quando o magma forma em processo de fusão em profundidade, ele segrega a partir de sólidos residuais 
difundidos para formar uma discreta massa de liquido (ver Capitulo 5), se tornado boiante. O corpo de magma 
boiante tende a ascender e se o material da superfície for suficientemente dúctil é geralmente considerado como um 
diapir. Um diapir é uma massa móvel que ascende e penetras nas camadas acima. Quando a massa da rocha é 
suficientemente dúctil esta coberta por uma rocha densa que também é dúctil os diapiros são capazes de se 
formarem. 
 
Um exemplo bem documentado de diapirismo e a formação do sal diapirico nas áreas como no norte da 
Alemanha, Irã e a Costa do Golfo da América. Nestes casos os bandamentos de sal (depósitos evaporiticos) são 
cobertos por sedimentos subsequentes e se tornam mais densos do que o sal. Hálito (sal) não possui apenas uma 
baixa densidade, mas também possuem uma modelo ductilidade e condição de fluxo de pressão confinante. Depois 
de 5 para 10km de desenvolvimento sobrepeso, os bandamento de sal começam a fluir e a superfície desenvolve 
irregulares inchaços (Figura 4-33). O fluxo de sal externo dentro destes inchaços formam os diapiros que ascendem 
em direção à superfície, se esta ascensão ocorrer acima da fonte e não for suprida por nenhum fluxo de sal a partir 
do bandamento evaporiticos, a coluna alimenta o diapiro alongando e construindo-o até que o corpo se separa da 
fonte. A forma de gota de chuva invertida com bolhas que conduzem ai limite são características de diapiros em 
ascensão. Pois quando bóiam ocorre uma força que os conduzem causando assim a sua ascensão, uma vez que 
atingida a um nível onde a densidade da rocha e a mesma do sal ocorre uma interrupção da ascensão. 
 
Figura 4-33 Bloco Bloco diagrama mostrando em subsuperficie a formação de diapiros de sal. Segundo diapiros do Northern 
Germany. Segundo Trusheim (1960), Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 44, 1519-1540 © AAPG. 
 
Magmas diapiricos são deixados a se comportarem em modo similar: aquelas formas ocorrem na ascensão 
do manto através da ductilidade do manto, apenas o sal através do acamadamento dos sedimentos. Assim como a 
viscosidade do magma e a rocha matriz são similares, eles ascendem pela distensão radiante da superposição das 
92 
 
rochas de maneira que force a sua subida a superfície. Em área menos dúcteis a parte superior do manto e da crosta, 
o magma ascendente pode não mais ascender o modo diapirico. Contudo pode haver explosão das fraturas ou 
enfraquecimento da rocha devido a esta ascensão. 
 
O método pelo qual grandes corpos intrusivos se movem internamente através da crosta e criam um quarto 
suficiente para eles próprio esta muito longe de estar claro. Este “room problem” tem sido assunto de consideráveis 
debates e ainda continuam sendo um enigmático problema. Fraturas abertas são limitadas para bem próximo a um 
ambiente da superfície (aproximadamente alguns metros). Abaixo disto, o magma ascende pelo simples 
preenchimento de voids abertos. A ascensão do magma pode ser seguida de fraturas pré-existente (fechadas), 
embora, forçando o deslocamento destas rochas possam formar paredes de fraturas seguindo de condutores planares. 
Em profundidade, a habilidade do magma em forçar a abertura de farturas é limitada, devido à pressão de injeção do 
magma é raramente grande o suficiente em deslocar paredes de rochas sólidas que são forçadas junto à pressão 
litostatica em alguns quilômetros de profundidade. 
 
O room problem se torna mais difícil de solucionar quando em grandes corpos intrusivos, no qual ocupam 
um volume significante e muito mais rochas são deslocadas para se moverem internamente. A Figura 4-34 sumariza 
o mecanismo proposto pelo qual o pluton pode fazer um room e ascender. Plutons como lacolitos podem elevar o 
teto (Figura 4-34) tanto durante o dobramento o elevação do bloco ao longo das falhas. Existem controvérsias 
quando a força de elevação dos plutons esta restrita apenas quando o magma flutua, no qual os limites de habilidade 
de um pluton em se elevar quando atinge um nível no qual a densidade se tornar igual a da rocha matriz. A elevação 
pode ser facilitada em alguns casos pelo supressão magmática (magmatic overpressure), o qual pode suprir uma 
pressão derivada adicional em profundidade. O teto dos domos está limitado em formar lacolitos em pequenas 
profundidades de 2 a 3km, onde a pressão magmática pode exceder em espessura (Corry, 1988). Restrições similares 
aplicadas aos blocos sob elevados ao longo das falhas. 
 
Figura 4-34: Diagrama ilustrando o um pluton e seus mecanismos de colocação. 1- forma do topo do domo e suas encaixantes; 
2- assimilação de rochas e fusão parcial da zona marginal; 3- stoping; 4- deformação ductil das encaixantes; 5- deslocamento das 
paredes laterais por falha e dobramentos; 6- (and 1)- colocação do pluton em ambiente estensional. After Paterson et al. (1991), 
Contact Metamorphism. Rev. in Mineralogy, 26, pp. 105-206. © Min. Soc. Amer. 
 
Alternadamente os magmas podem fundir de maneira interna (processo chamado de assimilação: numero 2 
na Figura 4-34). A habilidade em fundir as paredes usando o calor magmático está limitado pelo calor disponível do 
magma (e a quantidade de magma que pode penetrar nos primeiros locais). Como veremos no capitulo 10, magmas 
intrudidos são por eles mesmos em sua maioria gerados a partir de uma fusão parcial logo eles são raros de se 
apreciar “superheated” (aquecido acima da temperatura na qual a fusão coexiste com os sólidos). Logo o calor 
disponível para a fusão das rochas matriz não existe em excesso e deve ser aplicado pelo calor latente de 
cristalização de algumas porções do magma ocorrendo de maneira parcial nos sólidos e também menos móvel. Este 
tipo de aquecimento e necessariamente limitado. Se as rochas matriz forem suficientemente fragmentadas, os blocos 
do teto acima de um pluton ascendente podem se tornar deslocados, caírem e se afundarem através do magma 
(numero 3 na Figura 4-34). Este processo é chamado de stoping, depois da pratica de mineralização do teto deum 
trabalho no subsolo. Evidências consideráveis deste processo são encontradas em porções acima do plúton onde o 
bloco da rocha matriz é suspenso em rochas ígneas cristalizadas como os rafts e xenólitos. O processo fica mais 
evidente quando os agmatitos são formados pela injeção ao longo da rede fraturas (ver Figura 4-27a). O processo de 
stoping requer que a rocha matriz seja mais densa que o magma. A subsidência dos caldeirões (Figura 17-16) e a 
formação do caldeirão (Figura 4-9) são exemplos em grande escala de processo de stoping em profundidade. A falta 
93 
 
de um campo de evidência para quantidades significantes de xenólitos parados chama a questão dos efeitos da 
processo stoping como processo principal na empacotamento do magma, 
 
A combinação da assimilação e do stoping são chamados de solução de stoping ou zona de fusão 
(solution stoping ou zone melting) pode operar em profundidade onde a rocha matriz está próxima de ponto de 
fusão. Neste processo os minerais do teto do pescoço da rocha e uma quantidade equivalente de magma são 
cristalizados no assoalho, como proposto por Ahren et al. (1980). Este processo mitiga a perda do calor a partir da 
intrusão do magma, principal impedimento para a assimilação. Assim como o processo pode ser efetivo ao manto e 
crosta profunda, onde o magma ascende, como um diapirico, mas se as rochas matriz estão bem abaixo do ponto de 
fusão, mais minerais poderão se cristalizar na fusão e o pluton rapidamente se solidifica. 
 
Deformação dúctil e retorno do fluxo descendente (numero 4 na Figura 4-34) são mecanismos associados 
com a ascensão de diapiros em grandes profundidades e são provavelmente eficientes onde à viscosidade das rochas 
é baixa. Em qualquer profundidade, ballooning, ou expansão radial da câmara magmática na adição do magma 
abaixo que também pode assumir o lugar. Balloning pode também fisicamente comprimir as paredes da rocha pelos 
lados do diapiro, forçando as paredes a se separar com o acompanhamento da deformação da aureola (número 5 no 
Figura 4-34). A evidencia rara da textura para as paredes das rochas ao redor do parte superior e do meio dos níveis 
elevados de plutons debatem contra o diapirismo como uma forma de mecanismo de empacotamento destes níveis 
crutais (paterson et al., 1991). Como no caso dos diques mencionados acima, ambiente extensionais (numero 6 na 
Figura 4-34) facilitariam o processo, mas como mencionado acima, a taxa de extensão coloca limites no grau ao 
qual pode contribuir. 
 
Embora se acredite que o magma entre em ascensão por alguns ou todos os processos acima, todos eles 
possuem limites para se estenderem às circunstancias nas quais eles podem operar. Devido a estes corpos estarem 
intrudidos abaixo, existe uma tendência natural de pensar que eles estendam externamente com profundidade e 
ocupando considerável volume diante da superfície que podemos observar (na Figura 4-20). Esta é forma no quais 
os batolitos tem sido empurrados por décadas na maioria das seções geológicas envolvendo eles. Eles simplesmente 
se alongam externamente, no qual certamente deixa impressões de muito mais material ígneo. A forma de diapiritos 
experimental por outro lado é diferente, porque pelo menos eles estão próximos à superfície. A figura 4-35é um 
desenho de alguns resultados de alguns experimentos realizados por Ramberg (1970), no qual ele modelou diapiritos 
usando material macio coberto por baixa densidade em camadas de alta densidade de estrato e colocados em uma 
centrifuga para conduzir a moção do diapirico. Baseada nos modelos de gravidade e campos erodidos de batolitos, 
alguns agora estão suspeitos de serem intrusões de assoalho superficial. 
 
 
Figura 4-35: Modelos de diápiros criados por massa de vidraceiro em centrifugas, segundo Ramberg (1970), In Newell, G., and 
N. Rast, (1970) (eds.), Mechanism of Igneous Intrusion. Liverpool Geol. Soc., Geol. J. Spec. Issue no. 2. 
 
A Figura 4-36 é uma seção composta de Batolitos Bouder em Montana, no qual sugere que a espessura é 
menos do que 10 km. Outros plutons agora são suspeitos de estarem finos ou mesmo em películas. O Granito de 
Lilesville, Carolina do Norte (Waskome Butler, 1971), o Pluton de Katahdin, New Hampshire (Hodge et al., 1982). 
 
 
Figura 4-36 Seção geológica no Boulder Batholith, Montana. Segundo Hamilton e Myers (1967), The nature of batholiths. USGS 
Prof. Paper, 554-C, c1-c30. 
94 
 
4.3 Sistemas Hidrotermais 
 
Rochas vulcânicas e sedimentares fraturadas e sedimentos permeáveis provem algum aquecimento, 
intrusões superficiais são locais ideais para o desenvolvimento de um sistema hidrotermal extenso. Um sistema 
hidrotermal tipicamente associado a terrenos vulcânicos e silicosos é mostrado na Figura 4-37. Estudo de isótopos 
estáveis tem mostrado água meteórica predominante sobre a juvenil na maioria dos sistemas hidrotermais (Mazor, 
1975), mas a proporção é variável partindo de um para o outro localmente. O calor da superfície da câmara 
magmática está tipicamente associado com o aquecimento do vulcanismo recente da água subterrâneas (mais algum 
componente juvenil associado) então se expande e ascende o material permeável acima, resultando comumente em 
fumarolas e aquecimento na superfície. A água então se resfria, se movendo lateralmente como a ascensão da água 
quente e descende novamente logo que se torna densa em um sistema tipicamente convectivo. O resultado é a 
circulação de um sistema de groundwater acima do corpo magmático e talvez com porções solidificadas de corpos 
no qual pode estar truncado (Henley e Ellis, 1983: Hildreth, 1981). 
 
Sistemas hidrotermais acima de batolitos podem afetar consideravelmente o volume da rocha. Fluxo de 
fluido aquoso é controlado pela permeabilidade das rochas. Sistemas de fraturas extensivas são comuns acima das 
intrusões e isto age como um condutor efetivo para fluidos hidrotermal. Estruturas calderas são mais comuns centro 
de atividade hidrotermal. Buracos ocorrentes em alguns sistemas estendendo a profundidade para 3km, onde eles 
tem encontrado águas salinas próximos a um pH neutro (brines) em temperaturas acima de 350ºC. Abaixo disso as 
características das soluções são imprecisas, mas sob altas temperaturas são certamente ocorrentes. Se houver um 
aquecimento na parte superficial da porção do sistema, o CO2 e H2S são tipicamente concentrados no vapor o qual 
pode atingir a superfície como uma atividade fumarolica, condensado ou oxidado a partir de um distinta solução de 
ácido sulfato/bicarbonato comum em alguns campos geotermais. 
 
 
Figura 4-37: Seção esquemática através de um sistema hidrotermal desenvolvido acima da camara magmática, em terreno 
vulcânico silicoso. Segundo Henley and Ellis (1983), Earth Sci. Rev., 19, 1-50. Estudos isotópicos de oxigênio mostram que 
muito do fluxo de água (setas cinzas) é circulaçào de água meteorica . Água magmática (juvenil) é tipicamente de menor 
importância (linhas tracejadas vermelhas). Elsevier Science. 
 
Os fluidos hidrotermais envolvem através da troca química (isotópica) com os silicatos fundidos e/ou 
porções solidificadas de pluton, onde a maioria da água é juvenil ou não. Irá conter um numero de constituintes 
ígneos dissolvidos. Como este fluído interage com as rochas ao redor isto pode causar um numero de trocas 
químicas, mineralógicas e texturais para assumirem um local, dependendo da temperatura, permeabilidade, 
composição química e natureza dos fluidos junto com a rocha, a proporção de fluido e rocha atinge 0,001 para 
aproximadamente 4, baseado na troca isotópica de oxigênio (Taylor, 1974). A grande variação da natureza física e 
química dos sistemas hidrotermais resultam em uma variedade similar de produtos de alterações, incluindo quartzo, 
feldspato,minerais cinzas, clorita, zeolita, biotita, actinolita, epídoto e uma numero de sulfetos. 
95 
 
Capítulo 5 
Introdução a Termodinâmica 
 
 
Petrológos usam o conhecimento em termodinâmica de duas maneiras: Primeiro, os princípios da 
termodinâmica podem ser aplicados qualitativamente para tachar um sistema geológico ou para diagnosticar os 
efeitos que mudam com a pressão (P), temperatura (T) ou composição (X) podem ter uma montagem da fusão 
rocha/fluído. Qualitativamente nós podemos responder importantes questões como, “Qual seria o efeito, em geral, 
para o aumento da pressão em rochas pouco fundidas?” ou “O que aconteceria se a água fosse adicionada numa 
rocha próxima da temperatura de fusão?”. Segundo, se alguns dados fundamentais básicos podem ser 
experimentalmente determinados, nós podemos calcular quantativamente tanto para uma certa montagem de 
minerais (i.e., uma rocha), quanto para ± uma fase de fluídos ou de fusão, se são estáveis ou não em alguma 
combinação em particular de P, T e X. ambos destas aproximações são baseadas num entendimento de equilíbrio e 
energia. Através dos anos de experimento nós temos copilados dados suficientes de minerais e gases que nos 
permitem calcular quantativamente o limite de estabilidade de alguns minerais e montantes de minerais-fluído. 
Devido às fusões de composição serem complexas e variavelmente comparavelmente com os minerais e gases nós 
estamos somente no estágio recente de tornar possível um tratamento quantitativo do sistema ígneo. Eu irei adiar a 
aproximação quantitativa até que nós possamos lidar com o metamorfismo e ter uma ocasião em que possamos 
aplicar este resultado. Para o presente momento, eu irei desenvolver bases termodinâmicas gerais e então concentrar 
numa aproximação qualitativa que irá nos ajudar a tachar numa variedade de fenômenos ígneos. 
 
5.1 Energia 
 
Um sistema é qualquer porção do universo onde apenas um pode ser isolado (tanto fisicamente quanto 
quimicamente) no sentido de estudá-los. As vizinhanças (surroundings) são as porções adjacentes do lado externo 
do universo do sistema em questão. Todos os sistemas naturais são controlados pela energia. Qualquer mudança 
macroscópica no sistema é acompanhada pela conversão de energia a partir de uma forma ou de outra. Por enquanto, 
a queda de um objeto, assim como a rocha, envolve a conversão de energia potencial (potencial energy) (associada 
á altura) para energia cinética (kinetic energy) (locomoção). As rochas ascendentes envolvem a transferência de 
energia química (chemical energy) (armazenada em seu corpo) para a energia cinética (similar à locomoção dos 
músculos do corpo ou eventualmente a rocha). Igualmente a mistura de ácidos fortes e bases é a convenção de 
energia química armazenada para energia térmica (thermal energy) assim como eles reagem e neutralizam uns aos 
outros, aquecendo início do processo. A compressão de ar na bomba da bicicleta quando você infla um pneu, 
envolve a conversão de energia mecânica (mechanical energy) para energia térmica. 
 
Se nós considerarmos um sistema mais a vizinhança imediata, a energia é conservada durante todo o 
processo. Se, por outro lado, nós considerarmos somente o sistema, assim como a rocha, a energia pode ser perdida 
ou adquirida a partir das vizinhanças. 
 
Rochas em ascensão, por exemplo, adicionam energia a partir das suas vizinhanças, aumentando assim a 
energia potencial do sistema da nossa rocha. É claro que nós removermos o suporte da rocha, irá logo despencar 
sobre a Terra, perdendo espontaneamente a energia potencial assim como está coberta pelo calor (fricção) e a 
energia mecânica quando de choque com a Terra deformando um pedaço. A energia potencial original é uma parte 
inútil. É capaz de realizar trabalho, se nós colocarmos numa roldana e deixar uma corda tornar-se o gerador. Alguns 
podem descrever uma massa assim como uma rocha sob altas elevações, como tendo um alto conteúdo de energia 
96 
 
do que uma massa similar sob baixas elevações. É óbvio que uma massa não suportada estará espontaneamente em 
queda para o ponto mais baixo que puder. A rocha que não possui uma sustentação cai até se chocar com a Terra 
não havendo interrupções no percurso. Isto nos leva para uma importante propriedade de sistemas naturais. Os 
sistemas naturalmente tendem a irem à direção de uma configuração de mínima energia. Tais configurações de 
mínima energia, assim como a rocha no solo, são referidas como estáveis (stable). Uma rocha arremessada para 
cima é uma configuração instável, (instable), pois irá rapidamente cair na Terra sob a influência da gravidade. 
 
Felizmente, nem todos os sistemas naturais mudam espontaneamente para o estado de mínima energia. 
Alguns sistemas podem existir num sistema que está com baixa energia. Deve haver barreiras de energia que 
dominam o verdadeiro estado de mínima energia para serem atingidos. Retornando para analogia da queda da nossa 
rocha, supondo a rocha se choque numa área inclinada do solo e pare na depressão (Figura 5-1). Claramente esta não 
é a mais estável configuração possível, assim como existem baixas elevações próxima no qual favorecem o 
rolamento se possível. Embora esta elevação seja a mais baixa do que as possibilidades das adjacentes imediatas. 
Teriam que rolar brevemente para cima, aumentando momentaneamente assim a energia potencial antes que possa 
rolar para uma elevação mais baixa disponível. Devem existir barreiras de energias que impedem a rocha partindo 
do fácil alcance do baixo estado de energia. Tais estados, tanto estáveis (baixo estado de energia) quanto instável 
(capaz de mudança espontânea), são chamados de metaestável (metastable) (Figura 5-1). Nós podemos pensar que 
sistemas como sendo tanto em equilíbrio (equilibrium) ou num estado de desequilíbrio (desequilibrium). Algum 
sistema que não está submetendo-se de alguma forma de transição é dito estar em equilíbrio. Pode estar tanto em 
equilíbrio estável (assim como as rochas no meio da inclinação) ou equilíbrio metaestável (assim como em rochas 
soltas). 
 
Figura 5-1: Estados de estabilidade. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 
As barreiras de energia que mantém os estado de metaestável podem ser de energia potencial, como as 
rochas na Figura 5-1 ou de natureza cinética. 
 
Barreiras cinéticas sustentam alguns materiais familiares a partir do revestimento da maioria do estado 
estáveis. Quando um carro é arranhado, o metal não se torna imediatamente oxidado pelo enferrujado. Diamantes 
não invertem para grafite e as rochas na superfície da Terra não se tornam instantaneamente intemperizadas para 
formar a argila. Isto é devido à barreira de energia envolvida na quebra de ligações para reações que assumem uma 
posição que é muito elevada para baixa energia cinética (vibracional, vibrational) de ligações em baixas 
temperaturas próximas a superfície da Terra. É mesmo fortuito que o estado de metaestável exista ou a maioria dos 
materiais e fontes de energia que nós usamos hoje não estaria disponível. 
 
5.2 Energia Livre de Gibbs 
 
Sistemas direcionados em termos de energia é uma útil aproximação. O ponto crucial é encontrar a 
expressão de energia adequada e as variáveis que a controlam (estado de variáveis, variable state). A mecânica 
(mechanics) é o estudo da locomoção, assim como os projéteis ou como a queda da rocha. Pelo tratamento da 
energia potencial, cinética e gravitacional, assim bem como com a massa, velocidade e momento, a mecânica tem 
nos permitido entender como a locomoção de projéteis e planetas de um modo suficientemente bem para colocar as 
pessoas na Lua e prever as colisões de um cometa com Júpiter. O campo da termodinâmica, thermodynamics,assim 
como implica o nome, trata com a energia e calor. A termodinâmica pode nos ajudar a entender inúmeras coisas, da 
97 
 
engenharia dos vapores à refrigeração. O trabalho de J. Willard Gibbs relata elegantemente os conceitos da 
termodinâmica para um melhor entendimento dos sistemas químicos. Gibbs formulou um parâmetro de energia, a 
energia livre de Gibbs, Gibbs free energy que atua como uma medida do conteúdo de energia dos sistemas 
químicos. A energia livre de Gibbs em específicas pressões e temperaturas pode ser definida matematicamente 
como: 
 
G = H-TS (5-1) 
 
onde G é a energia livre de Gibbs, H é a entalpia (enthalpy) (ou calor contido), T é temperatura em Kelvin e S é a 
entropia (entropy) ( mais facilmente percebida casualmente). Como um simples exemplo de entalpia, considere o 
aquecimento da água num fogão. A entalpia da água aumenta assim que esquentada, pois você está adicionando 
calor a ela. Quando ela ferve o vapor tem uma alta entalpia do que a água, mesmo que ambos estejam sob mesma 
temperatura (o ponto de fervura), pois você tinha adicionado calor à água e esta o converteu logo que virou vapor. 
Assim, para a entropia imagine a ordem de estrutura de uma grade de cristal. Esta é uma baixa entropia. Os líquidos 
possuem menos arranjos ordenados de átomos, portanto grandes entropias. Os gases possuem muito mais entropia 
do que os líquidos, pois os átomos ou moléculas são muito mais abertamente distribuídos. 
 
Usando este parâmetro de energia livre de Gibbs, não podemos tachar a estabilidade do sistema químico, 
apenas como nós usamos a energia potencial para a rocha na Figura 5-1. De maneira análoga, um sistema químico 
pode proceder para um estado que minimize o apropriado parâmetro de energia. Em outras palavras 
 
Formas estáveis de sistema químico são aqueles com o mínimo possível de energia livre de Gibbs para as 
condições dadas. 
 
O parâmetro de energia livre de Gibbs é ideal para os petrológos e geoquímicos, pois variam em função da 
temperatura, pressão, composição e o mais importante determina as variáveis (estado de variáveis) na natureza. Não 
usaremos a energia livre de Gibbs para analisar o comportamento da variedade de sistema ígneos e metamórficos. 
Nós começaremos com alguns conceitos relativamente básicos, os aplicando para sistemas químicos muito simples. 
Nós podemos então adicionar novos princípios da termodinâmica e técnicas posteriores (principalmente no Capítulo 
27) assim nós os requeremos para o tratamento de sistema mais complexo. 
 
A variedade de processos petrológicos, partindo das transformações polimórficas para o metamorfismo, 
para a cristalização e fusão podem ser expressas com reações químicas do tipo: 
 
A + B + ... = C + D +... 
 
onde cada letra representa uma espécie química assim como cada mineral, líquido, gás ou espécies iônicas em 
solução. As espécies do lado à esquerda da reação são chamadas de reagentes (reactant) e aquelas à direita são 
chamados de produto (products). É claro que a reação deve balancear estequiometricamente, no qual o número de 
átomos de cada elemento deve ser o mesmo em ambos os lados da reação. Pois a forma mais estável de um sistema 
em qualquer valor de pressão (P), temperatura (T) e composição (X) é a forma com a mais baixa energia livre de 
Gibbs para as formas alternativas (reagentes x produtos) num sistema com P, T e X interessante. Para uma reação, 
esta comparação pode ser acompanhada por alguma variável (no caso G) e pela definição que: 
 
ΔG = Σ (nprodutosGprodutos – nreagentesGreagentes) (5-2) 
 
onde Σ representa o total e n é o coeficiente estequiométrico para cada fase da reação. Por exemplo, considere 
hipoteticamente a reação: 3A + 2B = 2C +D; ΔG pode ser expresso como: ΔG = GD + 2GC – 3GA – 2GB. 
 
Se ΔG é negativo, então os produtos possuem uma energia livre total baixa do que os reagentes (significa 
que eles são mais voláteis) e a reação devem ocorrer a partir da esquerda para a direita como escrito. Se nós 
conhecemos o G para cada fase (phase) (mineral, líquido ou gás) e espécies iônicas (se incluídas) em reações sob a 
mesma pressão e temperatura, nós compararíamos os valores totalizados para os reagentes e para os produtos 
98 
 
calculados no qual o lado da reação esta mais estável em condições de interesse. De modo similar, nós poderíamos 
usar a energia livre de Gibbs dos constituintes para determinar as condições P-T-X dentre os quais os reagentes e 
produtos são igualmente estáveis: a condição de equilíbrio para a reação. No sentido de fazer tudo isso nós devemos 
primeiro estar capazes de determinar os valores da energia livre de Gibbs de qualquer fase (ou espécie iônicas) em 
qualquer temperatura, pressão e composição de interesse. É uma simples questão de combinação deles usando a 
Equação (5-2) para fazer o resto. 
 
 
5.3 Energia Livre de Gibbs Para Uma Fase 
 
Vamos tratar a partir de agora de um simples sistema composto por substâncias de composições fixadas 
(fixed composition) (colocando fora preferencialmente às relações complexas entre a energia livre e composições até 
posteriormente). Para uma única fase (single phase) assim como um mineral ou líquido nós devemos estar capazes 
de determinar a energia livre de Gibbs sob qualquer pressão e temperatura específicas. Contudo, nós possamos 
medir o volume, temperatura, pressão e várias outras propriedades por fase, são impossíveis de se medir o valor 
absoluto da energia química livre de qualquer fase, íons, etc. Nós podemos, contudo, determinar mudanças, changes 
na fase de energia livre como as mudanças de estado das variáveis. Se nós podemos medir as mudanças, nós 
precisamos somente escolher algum estado arbitrário (um “estado de referência”) de uma fase e designar qualquer 
valor de G que nós escolhemos. Podemos então usar as mudanças de G como condições variadas para designar o G 
para outro estado. 
 
O mais comum estado de referência é considerado para elementos puro na sua forma natural (estável) em 
25ºC (298,15K) e pressão atmosférica (0,1 MPa), as condições tipicamente sobreaquecidas em laboratório e 
designar a energia livre de Gibbs de zero joules (J) para este estado. A referência da energia livre de Gibbs para o 
oxigênio, por exemplo, é de zero J para o gás puro de O2 e para o silício é de zero J para o metal de Si, ambos sob 
298,15K e 0,1 MPa. Note que G é uma variável extensiva (extensive variable), no qual está dependente acima da 
quantidade de material do sistema (a extensão do sistema). Nós podemos resolver este problema expressando g em 
termos de energia molar ou em número de joules por moles da substância. 
 
A energia livre de Gibbs molar do Si é uma propriedade constantemente intricita dos elementos. Para uma 
composição, assim como o quartzo, nós podemos medir a mudança de calor (entalpia) (ΔH) associado às reações de 
1 mole de Si + 1 mole de O2 para 1 mole de SiO2 (pela técnica chamada de calorimetria, calorimetry). Nós 
podemos também calcular a entropia do quartzo baseado na suposição de que a entropia de qualquer substância é de 
zero à zero K (a Terceira Lei da Termodinâmica) e calcular a mudança da entropia entre zero K e 298,15K (como 
discutido nas seções seguintes. A partir destes valores de H e S nos podemos computar a energia livre de Gibbs para 
baixos quartzos usando a equação (5-1). O resultado é conhecido como a formação energia livre de Gibbs molar 
(molar Gibbs free energy of formation ( a partir dos elementos) e dado o símbolo: ΔGºf onde a posição subscrita 
para a “formação” e o sobrescrito se refere ao estado de referência (state reference) de 298,15K e 0,1MPae a 
barra acima do G indica que é uma quantidade molar. 
 
Para o quartzo, ΔGºf é de -856,3KJ/mol (Robie e Hemmingway, 1995). Isto representa ΔG para as reações 
Si (metal) + O2 (gás) = SiO2 (quartzo). Note que o valor negativo e extenso da energia livre nos diz que o produto 
(quartzo) e muito mais estável que os reagentes (Si e O2), isso ocorre porque encontramos o quartzo e não metais de 
sílica em nosso ambiente rico em oxigênio. A energia livre para outros componentes, incluindo os minerais, os 
gases, os íons entre outros são determinados de modo similar. ΔGºf é o valor usado para a energia livre de Gibbs (G) 
de várias fases em 298,15K e 0,1 MPa e é a base da maioria dos cálculos termodinâmicos. 
 
Os dados termodinâmicos são tabulados e disponibilizados a partir de inúmeras fontes, incluindo 
publicações copiladas, como as de Robie e Hemmingway (1995) ou a base de dado dos computadores (comumente 
como parte de um programa que executa bem os cálculos). Pequenas variações nos valores reportados refletem 
inexatidão experimental na calorimetria ou até mesmo nas técnicas usadas. Posteriormente nós temos imaginados 
99 
 
caminhos para extrair dados termodinâmicos a partir de elevadas temperaturas e pressões experimentais em 
equilíbrio. 
 
 
5.3.1 Variações na Energia Livre de Gibbs por Fase com a Pressão e Temperatura 
 
Uma vez que nós temos dados referentes ao estado para o interesse de fases geológicas, nós podemos 
determinar o valor da energia livre de Gibbs (G) da fase em elevadas temperaturas e pressões. Nós podemos fazer 
isso usando a seguinte equação diferencial: 
 
dG = VdP – SdT (5-3) 
 
onde G é a energia livre de Gibbs da fase, V é o volume e S é a entropia. A equação também mantém a verdadeira 
propriedade molar (G, V e S). Eu irei daqui por diante fazer o tratamento para todos os parâmetros como molar e 
dispensar a barra como símbolo. A equação (5-3) formaliza a variação em G com P e T. O valor de G muda também 
a composição em parâmetros para esta variação, podem ser adicionados a Equação (5-3), mas tenho decidido manter 
a composição constante durante o tempo para aliviar o nosso processo de inicialização. Assim como muda com a 
temperatura (dT) e/ou pressão (dP) ocorre que G irá também mudar (dG) de maneira determinante. Assim G para 
uma fase, como na forsterita, seria diferente para diferentes temperaturas e pressões. Nós resolveremos que para G 
em diferentes temperaturas e pressões pela integração da Equação (5-3): 
 
 P3 T2 
 GP2T2 – GP1T1 = ∫VdP - ∫SdT (5-4) 
 P1 T1 
 
onde P2 e T2 é a pressão e temperatura de interesse e P1 e T1 é a pressão e temperatura iniciais (assim como 298K e 
0,1 MPa). Para realizar a integração com exatidão, nós precisamos saber como V varia com P e como S varia com T. 
A variação de V a respeito de P (chamada de compressibilidade isotermal, thermal compressibility) é 
suficientemente pequena para sólidos em que V pode ser tratado como constante para uma fiel e extensa alcance da 
pressão, mas o volume dos líquidos em particular dos gases irá mudar com a pressão, então para eles, os cálculos 
que assumem V como constante irá resultar em erros. S varia apreciavelmente com T e a maioria das fases, tanto nos 
sólidos quanto nos líquidos ou nos gases. A relação pode ser expressa com dS = (Cp/T)dT, onde Cp é a capacidade 
de aquecimento (heat capacity) (a quantidade de calor requerida para aumentar 1 mole da substância em 1ºC). 
Substâncias com elevadas capacidade de aquecimento podem absorver consideravelmente o calor com somente uma 
pequena mudança de temperatura. Considere a quantidade de calor que você deve adicionar numa vasilha de água 
(alta capacidade de aquecimento) para aumentar a temperatura em 50ºC versus a pequeníssima quantidade de calor 
requerida para fazê-lo no mesmo volume de ar (baixa capacidade de aquecimento). O processo é complicado 
naquela capacidade de aquecimento para ela própria em função de T, e varia num modelo não linear. Equações 
polinomiais (normalmente na forma Cp = a + bT – c/T2) são empiricamente determinados para cada fase e são 
reportados na maioria das fontes (incluindo Robbie e Hemmingway, 1995) nos permitindo calcular S com precisão 
em qualquer temperatura. 
 
Se a variação na pressão e temperatura (dP e dT) são pequenas, nós podemos assumir que V e S são 
constantes assim como a primeira aproximação e a Equação (5-4) é reduzida para uma simples forma algébrica. Nós 
faremos esta suposição (para sólidos pelo menos) nos problemas e exercícios neste texto e evitando os cálculos para 
as integrais que incluem funções polinomiais de compressibilidade e capacidade de aquecimento. Felizmente, alguns 
programas de computadores realizam as integrações para nós, então podemos ainda derivar com mais precisão os 
resultados caso seja necessário. Os melhores programas possuem dados de V, S, H e Cp para os mais comuns 
minerais, líquidos e gases, logo os cálculos, incluindo as correções para a compressibilidade e as mudanças de S e H 
com T são instantaneamente realizadas. Nós podemos entender suficientemente a teoria à aplicação usando as 
formas algébricas e deixar os computadores realizarem a mais complexa parte matemática. No seguinte exemplo de 
problema, nós teremos alguma experiência com o manuseio das formas algébricas da Equação (5-3) e comparar com 
100 
 
os nossos resultados de quartzo de forma integrada no sentido de nos dar uma idéia da magnitude dos nossos erros 
das simplificações introduzidas. 
 
Exemplo de problema: Calculando a energia livre de Gibbs do quartzo em elevadas P e T. 
Como exemplo nós devemos usar a Equação (5-3) para calcular o G para o quartzo em 500ºC e 500 MPa 
(5KP). Pois a Equação (5-3) se distribui com a mudança de G em P e T, primeiro nós devemos saber o valor do 
Gquartzo em qualquer temperatura e pressão inicial. Nós usaremos o estado comum de referência de 298,15K e a 
pressão atmosférica de 1atm no qual o Gquartzo é -856,3KJ (± 1KJ: erro analítico) por mol (a partir de Robbie e 
Hemmingway 1995). Tem Celsius (C) igual a T em Kelvin (K) menos 273,15, mas nós comumente desarticulamos 
para o próximo grau, no qual é precisamente suficiente para o trabalho geológico. Assim 298K ou 25ºC ou “espaço 
de temperatura” “room temperature”. Para calcular o Gquartzo sob elevadas pressões, diz-se GPa, nós também 
precisamos saber o volume molar do quartzo, no qual é 22,69 cm3/mol. Devido a G está expresso em joules 
(m
2
Kg/seg
2
 mol) e P em Pascoal (Kg/seg
3
 m), V deve ser expresso em m3/mol se as unidades estão expressas em 
permanência consistente. Contudo, cm3 = 10
-6
 = 10
3
 e MPa = 10
6
Pa, então nós podemos evitar os pequenos e 
grandes números pelo uso de joules para G, cm
3
/mol para V e MPa para P e os expoentes irão cancelar quando 
multiplicarmos VxP. A escolha está ao nosso critério, mas sempre lembrando de ser cuidadoso com as unidades 
usadas nos cálculos. 
 
Começaremos com a correção da pressão, calculando o Gquartzo em 0,5 GPa (500KPa) e 298,15K (25ºC). 
Devido a T ser constante, dT = 0 e a Equação (5-3) se reduz para dG = VdP. Podemos integrar isto para atingir: 
 
 P2 
GP2 – GP1 = V∫dP (T é constante) (5-5) 
 P1 
 
Se V é constante com as mudanças de pressão V pode ser removido da integral e a Equação (5-5) se tornaalgébrica: 
 
 
 P2 
GP2 – GP1 = V ∫dP = V(P2-P1) (5-6) 
 P1 
 
onde P2 = 500MPa e P1 = 0,1MPa em T constante 
G0,1 é -856,300 + 22,69(499,99) = -844,987J ou -845,0K 
 
Se nós quisermos corrigir primeiro a temperatura, um processo similar pode ser usado para calcular G em 
500ºC (773K) e 0,1MPa. Devido ao fato de P ser constante, a Equação (5-3) torna-se: 
 
 P2 
GT2 – GT1 = ∫-SdT (P é constante) (5-7) 
 P1
 
 
E se assumirmos que S está constante acima da temperatura de alcance, isto se reduz para: 
 
 GT2 – GT1 = - S (T2-T1) (5-8) 
 
S0,1.773 = 41,46J/Kmol (Robbie e Hemmingway, 1995) rendendo para: 
G0,1.773 = G0,1.298 – 41,46(773-298) = -876,0KJ 
 
Finalmente podemos configurar ambas as operações na seqüência (tanto quanto na primeira) para obter o G 
em qualquer temperatura e pressão. Se nós usarmos a Equação (5-6) para obter G500,298 e então usar a Equação (5-8) 
sob uma pressão constante de 500MPa, nós temos G500,773 = -844,73 – 41,46(773-298) = -864,6KJ. 
101 
 
 Podemos agora comparar nossos resultados obtidos com o método usado pelo computador para integrar as 
equações para ver como as nossas aproximações constante de V e S usados. A Tabela 5-1 lista os resultados para 
baixos quartzos gerados por um programa de computador SUPCRT (Helgeson et al., 1978). 
 
A primeira coisa a se notar é que o SUPCRT utiliza da sua própria base de dados, então mesmo que o 
estado de referência para o valor do Gquartzo mude a partir de valores diferentes de Robbie e Hemmingway (1995), 
embora menos do que 400J, no qual menos de 0,04% de G, ou metade de um erro analítico relatado. Veremos a 
seguir que nossa aproximação para V constante não está perfeita (coluna 5), mas aparentemente não é bom o 
suficiente, pois nossos cálculos par G em 500MPa em 25ºC coincide com os valores integrados do SUPCRT (de 
novo dentro de aproximadamente 400J). 
 
De fato, se nós temos usado o mesmo padrão de valor de estado para G na Equação (5-3) usando o 
SUPCRT, a concordância tem que estar coerente diferindo apenas por aproximação de 50J. Então para as fases 
sólidas, pelo menos, a aproximação do volume que permanece constante é pequena para as mudanças de pressão 
com menos de 1 GPa (a espessura grossa da crosta). Isto será o mais verdadeiro sólido, não longo tanto quanto a 
fase de pressão induzida de transição assumirá o lugar. Como nós veremos no próximo capítulo, baixos quartzos 
invertem a coesão em aproximadamente 2 GPa com uma mudança significativa do volume. 
 
Nestas aproximações em que 3 permanecem constantes com a mudança de temperatura não é bom. A 
diferença entre a energia livre extrapolada linearmente (nosso calculo de mão feito para S constante) e com uma 
curva (integrada pelo SUPCRT) acima da mudança de 475ºC de temperatura está com 14,619J. Na coluna 6 da 
Tabela 5-1, nós vemos a entropia tem mais do que o dobro acima deste alcance. Não menos que o erro relativo em G 
é somente 2%. Se nós calculamos G em 800ºC a diferença aumenta para 35,247J ou 4%. 
 
Em resumo, podemos usar a Equação (5-3) para calcular a mudança da energia livre de Gibbs para a fase de 
um mineral, líquido ou gás com mudanças na temperatura e pressão. Se nós pudermos determinar G para uma fase 
em algum estado inicial P-T (tabelado em algumas fontes), podemos então determinar G em outras pressões e/ou 
temperatura. Os cálculos das pressões são relativamente fáceis para as fases sólidas, porque nós podemos assumir 
que V é constante e usar uma simples forma algébrica (Equação 5-6) sem que ocorra algum sacrifício da precisão. 
Correções na temperatura usando a forma algébrica (Equação 5-8) são menos precisa e a integração pode ser 
necessária de dT for muito grande. 
 
Os resultados destes cálculos são apenas números. E o que estes números significam? Lembre-se que G é 
uma medida de estabilidade de fase ou de um sistema. Se existirem duas (ou mais) formas alternativas que um 
sistema pode ter (por exemplo, SiO2 pode ocorrer em baixo quartzo, elevado quartzo, tridimita, cristalobita, fusões, 
etc.) a forma com o baixo G em uma dada pressão e temperatura será a forma mais estável. Nós poderíamos 
determinar isto pelo cálculo de g para qualquer P e T na questão e então os comparar. Alternadamente, nós podemos 
tratar as diferenças entre energia livre de duas formas diretamente competentes, obviamente a precisão de verificar 
as formas alternadas concebidas. A transição de uma forma para outra é uma reação, logo nós deveríamos então 
tratar com mudanças de G envolvidas durante a reação. 
 
 
Tabela 5-1: Dados termodinâmicos para baixo quartzo calculado pelo usa da Equação (5-1) e SUPCRT 
 
 
 
102 
 
5.4 – Energia Livre de Gibbs para Reação 
 
Agora que calculamos a energia livre de Gibbs de uma fase em qualquer temperatura e pressão, nós 
procederemos considerando uma reação, pois nós iremos aprofundar na petrologia ígnea, como tendo sido escolhido 
as simples reações de fusão. Como exemplo pode ser referido para o diagrama de fase esquemático (schematic 
phase diagram) na Figura 5-2, mostrando os limites de estabilidade da fase sólida do mineral (S) e ela 
correspondendo a fusão do líquido (L) nos termos das variáveis P e T. A reação em questão pode ser escrita como: S 
= L. o sinal da igualdade foi usado ao invés de S→L para deixar implícito que os dois lados da equação são 
quimicamente equivalentes e a reação pode ocorrer de qualquer lado dependendo das condições. Somente quando a 
direção que a reação progride é importante a seta será usada. 
 
 
Figura 5-2: Diagrama de fase esquemático P-T de uma reaçào de fusão. Winter (2001) An Introduction to Igneous and 
Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 
Devemos comparar e considerar a energia livre de Gibbs em ambas as fases envolvidas nas reações. Se nós 
seguirmos a lógica dos estados mencionados acima (que todo sistema natural tende a ir para o estado de mais baixa 
energia) deve ser claro que os sólidos devem ser mais estáveis do que nos líquidos de composição equivalente em 
qualquer campo rotulado como “sólido” na Figura 5-2, enquanto que o liquido é mais estável no campo rotulado 
“liquido”. Em outras palavras, o valor de G para os sólidos deve estar abaixo daquele para o liquido em qualquer 
ponto (assim como o ponto A) no campo sólido. Igualmente a energia livre do liquido deve estar abaixo daquele 
para o sólido em qualquer ponto (assim como B) no campo liquido. Nós podemos resumir o conceito de estabilidade 
para a reação com a afirmativa: 
 
O lado da equação de reação com um baixo G sobre um dado conjunto de condições é o mais estável. 
 
 
5.4.1 Variação na Energia Livre de Gibbs para Reações com Temperatura e Pressão 
 
No caso para a reação S = L nós temos duas fases, cada uma com a mesma composição e cada uma tem a 
energia livre de Gibbs definida pela Equação (5-1) para (5-4). Nosso sistema irá estar em estado liquido ou sólido e 
como as respostas irão variar com a pressão e temperatura? Esta deve ser a melhor ilustração se nós isolarmos uma 
única variável na Equação (5-3) então vamos conduzir somente a temperatura. Para qualquer fase com a pressãoconstante, nós podemos pegar parte da Equação Diferencia (5-3) em relação à temperatura para certa fase e termos: 
 
(φG/φT)P = -S (5-9) 
 
 
onde o subscrito P denota a pressão constante. A Equação (5-9) expressa a maneira na qual G para uma dada fase 
varia com a mudança em T (com P constante). Em outras palavras, -S é a inclinação de uma linha, representando o 
valor de G no gráfico de GxT. Entropia pode ser considerada uma medida de aproximação e não existem tais coisas 
com o alcance negativo. De acordo com Terceira Lei da Termodinâmica, a entropia cai para 0K (em ordem 
completa nem mesmo vibrando) não podendo ir abaixo. Porque S deve ser positivo tanto para o quanto longe estiver 
acima do 0K, a inclinação de GxT para algumas fases deve ser negativo de acordo com a Equação (5-9), como 
mostrada na Figura 5-3. A inclinação está para o líquido do que para os sólidos, pois SL>SS (pois os líquidos tem 
mais limites na estrutura atômica do que os sólidos cristalinos). Os pontos A e B na Figura 5-3 representam o fim do 
103 
 
ponto da isobárica (isobaric) (pressão constante, a temperatura aumenta como mostrada na Figura 5-2). No ponto 
A, fase sólida tem um baixo G do que na fase líquida e está mais estável. Como T está aumentando, o G de ambas as 
fases decaí (como na Tabela 5-1), mas o G dos líquidos decaí mais rapidamente do que o G dos sólidos. Logo que 
nós atingimos o ponto B, o liquido tem um G baixo e está mais estável. Porque S está variando, aumentando com T, 
as inclinações das curvas na Figura 5-3 não são lineares, aumentando de alguma forma com o aumento de T. 
 
 
Figura 5-3 Relação entre a energia livre de Gibbs e a temperatura para o sólido e liquido de uma substancia a pressão constante. 
Teq é a temperatura de equilibrio. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 
 
Uma aproximação idêntica pode ser “tida” na isotermal (isothermal) transversa (temperatura constante) a 
partir de um baixo P para elevados P. se nós pegarmos a Equação Diferencial Parcial (5-3) para uma fase a respeito 
da pressão e temperatura constantes nós teremos: 
 
(φG/φP)T = V (5-10) 
 
Devido ao fato de V ser positivo, então a inclinação GxP e p Vlíquido está maior do que aquele para o sólido 
(Figura 5-4). O líquido é mais estável do que o sólido em baixas pressões, mas menos estável me elevadas pressões, 
em concordância com a Figura 5-2. 
 
 
Figura 5-4: Relação entre a Energia Livre de Gibbs e a pressão para a forma sólida e líquida de uma substância numa 
temperatura constante. Peq é a pressão em equilíbrio. 
 
A seguir aplicaremos a Equação (5-3) diretamente para nossa reação S = L. A equação é importante para 
esclarecer a escrita da reação antes que nós possamos concordar-la com a equação quantativamente. É também 
costume colocar o lado elevado da entropia da reação à direita. Aplicada a reação, a Equação (5-3) torna-se: 
 
dΔG=ΔVdP -ΔSdT (5-11) 
 
 
O Δ e o d denotam mudanças, mas diferentes tipos de mudanças. O d representa uma mudança finita nas 
variáveis de estado, assim como a pressão e a temperatura =, ao contrário do Δ que representa a mudança em 
algumas variáveis como resultado de algumas reações (como definida pela Equação 5-2). Para a nosso simples 
reação, S = L, embora ΔV = VL – VS, em outras palavras, ΔV é a mudança de volume que ocorre quando a reação 
progride, no caso quando ocorre a fusão de sólidos. A forma sólida da maioria dos materiais é mais densa do que a 
dos líquidos correspondendo na mesma temperatura, pois a ordem de crescimento dos cristais é mais composta que a 
desordem dos líquidos. Imagine a diferença entre leques de blocos e uma pilha desorganizada do mesmo bloco. A 
pilha desorganizada, incluindo o espaço de ar entre os blocos, ocuparia um grande volume total do que a pilha 
juntada. Uma exceção notável para esta regra geral é o caso da água e do gelo. A polaridade natural da molécula da 
água permite um fechamento do empacotamento das moléculas no liquido do que nas grades hexagonais do gelo. 
104 
 
Assumindo que não estamos fundindo a água em nossa reação, mas em alguns minerais, ΔV deve ser positivo para 
reações escrita onde S = L. De um modo similar, nós podemos deduzir que devido SS<SL o ΔS também é positivo. 
 
ΔG, a diferença G dos reagentes e os produtos, não é fácil de prever como no caso ΔV e ΔS. Isto se deve 
porque nós temos a Equação (5-2), então o que nós podemos calcular na mudança em G a partir das variáveis mais 
facilmente compreendidas. Lembre-se que dG representa a mudança em G para uma fase com mudanças em T e/ou 
P (dT e/ou dP). dΔG é, contudo a mudança em ΔG para a reação como a mudança T e/ou P. Porque o G para cada 
fase varia diferentemente com T e P, o valor de ΔG para uma reação deve varia bem com T e P. Compare as Figuras 
5-2 e 5-3 e você pode determinar que ΔG, como definido para a reação (Glíquido – Gsólido), deve ser positivo no ponto 
A no campo sólido e negativo no ponto B no campo liquido. ΔG neste caso, tem que decair com o aumento de T. 
 
 
5.4.2 O Estado de Equilíbrio 
 
No ponto x da Figura 5-2, ou em qualquer ponto na curva que separa os campos sólidos e líquidos, ambas 
as fases são igualmente estáveis, então elas coexistem em equilíbrio. A curva é chamada de curva de equilíbrio 
(equilibrium curve) (estável). Pois ambas as fases são igualmente estáveis em equilíbrio, eles devem ter o mesmo 
valor de G. Portanto ΔG = 0, o qual deve ser verdade em qualquer lugar ao longo da curva de equilíbrio. Isto é 
outro fundamental postulado. 
 
ΔG varia para uma reação em equilíbrio igual a zero. 
 
O conceito de equilíbrio, como ele se aplica para o nosso sistema de produtos e reagentes igualmente 
estáveis, é extremamente importante. Tais sistemas podem parecer serem estáticos, mas certamente eles não são. O 
equilíbrio representa um estado de fluxo dinâmico (dinamic), mas o fluxo neste caso cancela um outro. Para a nossa 
coexistência entre sólido e liquido as reações S→L ambas acontecem continuamente, mas as taxas nas quais eles 
procedem são iguais. A quantidade de cada fase irá permanecer a mesma durante muito tempo se as condições não 
forem mudadas. A natureza dinâmica deste estado de equilíbrio pode ser observada macroscopicamente, pois a 
forma dos cristais irá mudar lentamente assim como eles trocam os átomos com os líquidos. 
 
O Principio de Le Chatêlier nos diz como cada estado dinâmico de equilíbrio irá reagir com as mudanças 
impostas sobre eles. Um sistema irá reagir de maneira que atuará de forma a mitigar as mudanças. Por instante, se 
nós aquecermos o sistema, o processo S→L irá assumir uma posição numa rápida taxa do que o processo L→S, 
então existirá gradualmente mais líquido e menos sólido (alguns cristais aparecerão na fusão). Este processo absorve 
calor adicionado e mantém o sistema na mesma temperatura, desse modo atenuando as mudanças impostas pela 
adição do calor. Se nosso sistema esta confinado de maneira compressível e um pistão for pressionado para 
aumentar a pressão, o processo L→S irá empurrar o processo S→L, embora reduzindo o volume na tentativa de 
desfazer a mudança. O Princípio de Le Chatêlier pode ser entendido da seguinte maneira: 
 
O Princípio de Le Chatêlier: Se a mudança é imposta num sistema em equilíbrio, a posição de equilíbrio irá ser 
deslocada na direção em que tende a reduzir a mudança. 
 
Este princípio é um tanto quanto eclético e tem aplicações que vão desde os sistemas químicos como para 
aplicações em nosso cotidiano. 
 
5.4.3 Cálculos Termodinâmicos do Diagrama de FaseEmbora os dados termodinâmicos sejam espassos pela fusão e possam ter algum tempo antes de nós 
calcularmos o equilíbrio da fusão da curva exata, nós podemos ainda usar a Equação (5-3) para praticamente 
calcular qualitativamente qualquer diagrama de fase assim como a Figura 5-2. 
 
105 
 
Fazendo isto, irá nos ajudar a entender os resultados de qualquer cálculo que nós desejamos fazer e 
improvisando enormemente nossa habilidade em interpretar o diagrama de fase que nós possamos criar aquelas que 
nós encontramos ao longo do texto.Existem cinco variáveis interelacionadas na Equação (5-3): G, S, V, P e T. Nós 
podemos usar estas variáveis para entender os vários aspectos do diagrama de fase, assim como a inclinação da 
curva de equilíbrio ou porque o sólido esta no lado de baixas temperaturas e elevadas pressões. A aproximação é 
simples e qualitativa, nos provendo como uma poderosa ferramenta para tachar as reações e o equilíbrio. 
 
Figura 5-5: Aparato de uma pistola cilíndrica para comprimir um gás. 
 
Por exemplo, como as pressões aumentam o volume naturalmente decai, assim como você pode imaginar 
para um aparato tipo pistola cilíndrica, como na Figura 5-5. Aplicando a pressão na pistola irá forçar para dentro e a 
pressão no cilindro abaixo do pistão irá aumentar. Similarmente, se existem duas (ou mais) possibilidades de 
configuração ou estado para um dado sistema químico, aquele com volume será favorecido em elevadas pressões, 
pois volume baixo é uma resposta ao aumento da pressão. Esta é uma aplicação do Princípio de Le Chatêlier, como 
discutido previamente. Considerando a transição do quartzo para seu polimorfo coesito e então para a stishorita com 
o aumento da pressão. Estas transições são mudanças cristalográficas no qual SiO2 responde ao aumento da 
temperatura. A estrutura do polimorfo irá somente comprimir tão antes da inversão para diferentes polimorfos com 
sucessivas unidades de célula pequena. Baixo volume na fase é favorecido com elevadas P. Seguindo uma linha 
vertical na Figura 5-2, representando o aumento de P em T constante (isotermal), o sistema passa a partir do líquido 
para sólido, confirmando que VS<VL (como foi previamente estabelecido), De um modo similar, aumentando T com 
uma P constante (aquecimento isobárico) deve criar mais locomoção cinética e vibracional nos átomos e uma 
enorme entropia. Note que estalinha horizontal na Figura 5-2, representado como na isobárica T aumenta, movendo-
se a partir do sólido para o líquido no campo acima confirmando nossa assertiva previa que SS<SL. Pois ambos 
decaimento da pressão e aumento da temperatura pode causar uma fusão do sólido, a curva de separação do campo 
do sólido e líquido deve ter uma inclinação positiva. Isto é verdadeiro para qualquer material de interesse geológico 
(exceto água). 
 
A Equação (5-11) pode ser aplicada a Figura 5-2 do mesmo modo. Numa maneira similar par GxT no 
tratamento para Equação (5-3), nós podemos pegar a diferencial parcial de ΔG à respeito de T na Equação (5-11) e 
termos: (φG/φT)P = - ΔS (5-12), no qual o sinal é negativo para uma reação do tipo S = L, pois nós já temos 
determinado que ΔS(SL – SS) é positivo (SS< SL). O valor de ΔG decai com o aumento de T, logo aumentando T a 
partir do equilíbrio (ΔG = 0), resultam num ΔG negativo, significando que o produto reagido (líquido) possui um 
baixo G do que o reagente (sólido) e a reação (S = L) corre em direção à direita (líquido). Isto é verdadeiro como 
você pode observar na Figura 5-2. Um caminho para o aumento de Tse move a partir do sólido no campo do líquido. 
Igualmente: (φG/φP)T = ΔV (5-13), no qual é positivo (líquido que possui um valor de V do que o sólido) e 
aumentando o P a partir do equilíbrio faz com ΔG positivo (o reagente tem um baixo G) e conduz a reação em 
direção a outro reagente (sólido). 
 
Finalmente vamos escolher dois pontos quaisquer na curva de equilíbrio na Figura 5-2. ΔG em ambos os 
pontos deve ser zero. Assim: 
 
 dΔG = 0 = VdP – ΔSdT (5-14) 
 
e por conseguinte ΔVdP = ΔSdT, logo: 
 
 dP/dT = ΔS/ ΔV (5-15) 
106 
 
A equação (5-15) é chamada de Equação de Clapeyron, Clapeyron Equation, no qual o dá uma 
inclinação da curva de equilíbrio que separa os campos L e S na pressão e temperatura no diagrama de fase, como na 
Figura 5-2, embora em nosso exemplo nós não sabemos os valores exatos de ΔV e ΔS, nós sabemos apenas seus 
sinais. Neste caso, pois ambos possuem o mesmo sinal, a inclinação é (+), concordando com a nossa conclusão 
anterior. 
 
Dados termodinâmicos para fusões estão somente no campo para se tornarem disponíveis (ver referência 
abaixo) e é menos confiável do que os minerais. Nós iremos, portanto, determinar para uma determinada uma 
aproximação qualitativa e semi-qualitativa e usaremos estas técnicas para estimar a inclinação das reações de fusão 
no diagrama de fase e tachar a estabilidade relativa dos reagentes e produtos. No Capítulo nós procederemos 
partindo deste ponto desenvolvendo métodos quantitativos para calcular as condições de P-T e P-T-X para reações 
metamórficas baseadas em dados termodinâmicos para a fase do mineral e gás envolvido em reações metamórficas 
comum. Esta aproximação é routinamente peformado em minerais metamórficos e em fluídos, pois relativamente 
dados precisos estão disponíveis para estas fases. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
107 
 
 
PROBLEMAS. 
 
 
1. A partir de dados apresentados, calcular a Energia Livre de Gibbs molar da forsterita em 600ºC e 1200ºC ambos 
sob 0,1MPa e 1GPa (assumindo-se que V e S são constantes). 
 
Gforsterita = -2.056,600J/mol 
Vforsterita = 43,65 cm
3
/mol 
Sforsterita = 94,11J/molK 
 
 
2. Se a água é adicionada numa simples reação de fusão S = L e o mineral sólido é naturalmente anídrico, o líquido 
estará somente numa única fase que aceita alguma água dissolvida. A reação então se torna S + H2O = L(aq), onde o 
subscrito significa que a fase é aquosa (e contém H2O). Usar o princípio de Le Chatêlier para qualitativamente 
calcular o efeito da adição da água no sistema de fusão anídrica inicial. Irá abaixar ou aumentar o ponto de fusão? 
Por quê? 
 
 
3. Este exercício foi feito para preparar vocês para o próximo capítulo. A sua instrução deixará você com uma visão 
a frente partir da leitura ou de arquivos EXPT.DOC (word para windows) e a partir prenhall.com/winter e então 
levar para duas experiências simuladas no programa de computador devidamente configurado para o uso em 
laboratório. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
108 
 
Capítulo 6 
Fase Binária - A Regra de Fase e Sistema para Um ou Dois Componentes 
 
 
6.1 Introdução ao Comportamento da Fusão de Magmas Naturais 
 
Neste capítulo trataremos o comportamento de simples sistemas químicos fazendo analogia ao mais 
complexo sistemas naturais. Para entender o porquê é tão importante vantajoso fazer estas analogias, vamos 
começar pela observação do que ocorre quando uma fusão começa a se cristalizar de modo natural. Em um trabalho 
que combina exemplos naturais de resfriamento do magma junto a análises feitas em laboratório, Wright e Okamura 
(1977) estudam o comportamento da cristalização do lago de lava em Kaopuhi no Hawai. Eles preenchiam através 
de uma fina crosta do lago de lava e diante de amostras de magmas, usando metal (ferro) tingindo e uma sondade 
cerâmica. 
 
Uma porção elevada e ponderada do magma basáltico é resfriada a partir da superfície para o interior pela 
inserção deste profundo testemunho dentro do líquido que está apenas diante da crosta em amostras ponderadas de 
porções quentes do magma. Junto a esse magma que foi inserido em buracos que estão preenchidos, para que se 
determine a temperatura do gradiente no magma, no sentido de estimar a temperatura no qual cada amostra foi 
coletada. O resultado é uma série de exemplos de composições basálticas uniformes coletadas em alcance da 
temperatura de resfriamento conhecida. 
 
Uma vez que extraídas, estas pequenas amostras são resfriadas rapidamente se solidificando. Felizmente, 
este processo é tão rápido que a solidificação da porção do líquido da amostra não tem tempo para formar cristais. 
Solidificando-se rapidamente (“amortecendo”) para formar vidro (uma fase sólida com um arranjo sem 
ordenamento de átomos), se algum cristal estava presente no líquido original em profundidade, permaneceram 
embebecidos na nova forma de vidro, pois eles não possuem tempo suficiente para crescer ou reagir com a fusão 
durante o processo de extinção. As amostras amortecidas foram levadas a laboratório para uma análise química e 
microscópica. 
 
 
Figura 6-1 Porcentagem da fusão (vidro) em função da temperatura, um exemplo extraído a partir do resfriamento do basalto do 
Lago de Lava de Makaopuhi, Hawai. As linhas representam os alcances observados. After Wright e Okamura (1977). 
 
Os resultados do estudo de Makaopuhi são sumarizados nas Figuras 6-1, 6-2 e 6-3 mostrando que a 
quantidade de vidro (que representa o magma líquido durante a aquisição da amostra) decaiu continuamente em 
100% em aproximados 1200ºC para 0% em 50ºC. O líquido é progressivamente recolocado através dos cristais 
acima do limite de temperatura. Contrariando com qualquer substância simples e familiar, como o H2O. Sob pressão 
109 
 
atmosférica a água se solidifica, passando para gelo numa temperatura de 0ºC. O basalto de Makaopuhi, por outro 
lado, começa a se cristalizar a 1250º, tornando-se completamente sólido quando o resfriamento atinge 250ºC. 
 
A Figura 6-2 nos apresenta uma seqüência específica de sólidos formados com o magma resfriado. A 
olivina começa a se cristalizar primeiro, seguida pelo piroxênio, plagioclásio e por fim por minerais de óxido de 
ferro-titânio (ilminita e titanomagnetita). Se você recordar da Reação da Série de Bowen (Figura 7-14) partindo das 
classes anteriores, poderá lhe ser útil como um conjunto em que você considera a cristalização de fusão basáltica. A 
formação da olivina seguido pelo piroxênio é exatamente o que a Série de Bowen prevê. A cristalização do 
plagioclásio no Makaopuhi, contudo, começa se formar depois do piroxênio e não ao longo junto da olivina, como 
indicado na Série de Bowen. Outra característica incomum na Figura 6-2 é que a quantidade de olivina aumenta com 
a cristalização do magma que ocorre em 1205ºC para 1180ºC decaindo com os futuros resfriamentos das fusões e 
cristalizações. Microscopicamente a recente formação do crescimento das primeiras olivinas começa então a 
aparecer em transcorridos 1800ºC abaixo, indicando que as olivinas passam a serem reabsorvidas (consumidas pela 
reação com a fusão) num resfriamento progressivo. 
 
 
Figura 6-2 Porcentagem em peso da amostra de minerais do Lago de Lava de Makaopuhi em função da temperatura. After 
Wright e Okamura (1977). Minerais que se formam durante a cristalização 
 
 
A Figura 6-3 mostra que a composição dos minerais também varia com a temperatura. A fase máfica recebe 
mais Ferro do que o Plagioclásio, embora de alguma maneira irregular, tendo menos componentes cálcicos e mais 
componentes sódicos (concordando com a Série de Bowen). Embora, não mostrado na Figura 6-3, a composição 
vítrea também muda progressivamente durante a cristalização com a permanência do vidro que se torna 
preferencialmente esgotada em Mg, Fe e Ca. 
 
 
Figura 6-3 Modelo de composição de exemplos do Lago de Lava de Makaopuhi. After Wright e Okamura (1977). 
 
Exemplos, nos quais podemos observar o comportamento da cristalização em fusões naturais são raras. Nós 
podemos observar a cristalização indiretamente, embora, pelo uso da textura da seqüência (Seção 3.1.4) ou pela 
110 
 
criação da fusão em laboratório. A partir de tais texturas e de critérios experimentais, temos confirmado que o 
mesmo precisa acima de um alcance da temperatura de cristalização, a seqüência da forma dos minerais para acima 
deste alcance e a maioria da composição varia nestes alcances consideravelmente, mas ocorrem algumas variações 
nestas texturas. Claramente, os minerais que se formam no basalto têm descoberto é que o alcance da temperatura 
excessiva na cristalização tem o mesmo lugar. Ocorrem mais fusões da cristalização da sílica em temperaturas 
baixas do que nos basaltos, e a seqüência de minerais em magma silicoso podem começar com uma biotita ou 
anfibólio e terminarem com feldspatos alcalinos ou quartzos. A seqüência atual dos minerais que se cristalizam varia 
de composição e de pressão. Algumas partes desta seqüência podem até mesmo se reverter de algum tipo de rocha 
para outra. 
 
A partir de uma textura acumulada e de dados experimentais nós podemos fazer as seguintes observações 
gerais sobre o comportamento das complexas cristalizações a partir de uma fusão natural (segundo Best, 1982): 
 
1. O resfriamento fundido se cristaliza a partir de um líquido para um sólido no alcance da temperatura excessiva 
(e em pressões comum); 
 
2. Algumas fases de minerais que se cristalizam acima deste alcance de temperatura possuem um número de 
minerais que tendem a aumentar quando a temperatura diminui; 
 
3. Os minerais normalmente se cristalizam numa seqüência, geralmente com um considerável revestimento; 
 
4. Minerais que envolvem soluções sólidas mudam a composição com o resfriamento progressivo; 
 
5. A composição da fusão também muda durante a cristalização; 
 
6. Os minerais que se cristalizam tão bem quanto na seqüência nas quais eles são formados, dependem da 
temperatura e da fusão; 
 
7. A pressão pode atingir o alcance da temperatura no qual a fusão começa a cristalizar. Podendo atingir também 
os minerais que nela se cristalizam; 
 
8. A natureza e a pressão de qualquer composição dos voláteis (tais como H2O ou CO2) podem também atingir o 
alcance da temperatura de cristalização e a seqüência de minerais. 
 
Neste ponto, pode parecer que os magmas são simplesmente bastante complexos para se entender. A 
complexidade química de fusões naturais pode dificultar o foco na variedade de fatores que controlam o 
comportamento descrito acima. A fusão nos basaltos não se comporta da mesma maneira que nos granitos, mas por 
quê? Qualquer variedade química é responsável pelo aspecto da diferença? As sucessivas aproximações são para 
simplificar os sistemas que nós estudamos. Fazendo isso, reduzimos a complexidade do sistema e fazemos o 
possível para tachar os efeitos dos constituintes químicos individuais e os minerais durante a cristalização e fusão. 
 
É claro que existe um preço para este beneficio e este preço é que para sistemas simplificados não 
correspondem aos sistemas naturais que são os que nos interessam. Podemos entender melhor este simples 
“modelo”, mas os resultados podem não ser aplicados diretamente para o mais natural e complexo fenômeno. 
Entretanto, nós devemos ver que esta aproximação tem sido de grandes benefícios para os petrológos. Com um 
pouco de teoria e com alguns resultados experimentais a partir de sistemas simplificados, nós podemos entender as 
111 
 
bases para o comportamento listadoacima. Finalizando os próximos dois capítulos, você deve estar capaz de 
retornar a lista e entender como todas estas oito propriedades de fusão são controladas. Aplicação de um sistema 
modelo para as rochas reais é possivelmente preciso e devemos fazê-lo efetivamente. 
 
6.2 Equilíbrio de Fase e a Regra de Fase 
 
Se nós estamos entendo os sistemas simplificados que segue, precisamos também de um pouco de 
preparação na teoria. Nós queremos estar capazes de analisar sistemas de modo que nos permita compreender a 
dinâmica de cada um e responder por cada contribuição de cada constituinte químico para as variações naquela 
dinâmica. Se nós entendermos como a introdução ou adição de constituintes atingem um sistema, nós podemos 
entender cada novo sistema melhor, mas nós estaremos preparados a aplicar os sistemas que nós estudamos para os 
mais complexos sistemas na natureza. A regra de fase (phase rule) é simples, ainda que rigoroso e elegante 
tratamento teórico para esta aproximação. Para desenvolver a regra de fase devemos primeiro definir alguns termos. 
 
Como mencionado na Seção 5.1, um sistema (system) é qualquer porção do universo que você deseja 
estudar. No laboratório nós temos que escolher o sistema, mas o campo do sistema pode ser forçado sobre nós. A 
vizinhança (surroundings) pode ser considerada um pouco do universo apenas quando estiver fora do sistema. Um 
sistema pode ser aberto (open) (se ele puder transferir energia e matéria para o fim a partir de sua vizinhança), um 
sistema é fechado (closed) (somente no que se refere à energia, assim como o aquecimento que pode ser trocado 
com a vizinhança) e isolado (isolated) (nem a energia e nem a matéria podem ser transferidas). 
 
Embora nós comumente nos referíssemos para o estado de um sistema como simplesmente tanto para o 
líquido, sólido ou gás, os físico-químicos tem uma distante e mais especifica definição para o termo. Para eles, 
especificar o estado (state) de um sistema é prover uma completa descrição das propriedades macroscópicas 
daquele sistema. Por exemplo, considerando um sistema composto por água pura. Pode estar contido num vidro, 
mas ainda sim podemos definir o sistema como somente água e considerar o vidro parte da vizinhança. Nós 
podemos medir a temperatura (T), a pressão (P), o volume (V), a massa (m), a densidade (ρ), a composição (X) ou 
qualquer um dos possíveis números de parâmetros da água e assim determinar cada um. Todas estas variáveis 
devem ser conhecidas se o estado do sistema esta para ser completamente descrito. Embora, uma vez que o número 
crítico destas variáveis é conhecido, as outras se tornam fixas como um resultado, pois algumas destas propriedades 
são interdependentes. Por exemplo, se nós conhecemos a massa e o volume da água, nós conhecemos a densidade. 
Mas apenas como algumas destas variáveis nós devemos especificar antes das outras serem determinadas? A regra 
de fase foi formulada para dirigir estas questões. 
 
Uma fase (phase) é definida com um tipo de material distinto num sistema que é mecanicamente separável 
a partir do resto. A fase pode ser o mineral, o líquido, o gás ou um sólido amorfo como um vidro. Um pedaço de 
gelo representa uma única fase, enquanto que o gelo consiste em duas fases (o gelo e a água são separáveis). Dois 
pedaços de gelo são mecanicamente separáveis, mas porque eles são equivalentes e são considerados diferentes 
pedaços da mesma fase, não de duas fases. Uma fase pode ser quimicamente complexa, mas ao longo você não pode 
separá-los também através da mecânica, o que significa uma única fase. 
 
Um componente (component) é um constituinte químico tais como Si, H2O, SiO2 ou NaAlSi3O8. Não 
podemos definir componentes individuais conforme nos agrada, mas para a proposta do tratamento da regra de fase, 
nós devemos definir o número de componentes (number of components) como o número mínimo de espécies 
químicas requeridas para definir completamente o sistema e todas as fases. Por exemplo, novamente o gel, embora 
em duas fases possui apenas um componente (H2O). Podemos defini-la como H e O, mas porque H2O descrita em 
ambos no gelo e na água como um único componente, não dois, sendo preferido para a proposta da regra de fase. 
Um mineral puro, como a albita, tem apenas um único componente (NaAlSi3O8). Minerais que exibem solução 
sólida, embora, sejam comumente tratados como um sistema de multicomponentes. O plagioclásio possui 
comumente uma única fase que comprime dois componentes: NaAlSi3O8 e CaAl2Si2O8. Por quê? Porque nós 
precisamos variar a proporção destes dois componentes para determinar o estado do plagioclásio da variação de 
composição. 
112 
 
A escolha apropriada dos números de componentes para a aplicação da regra de fase nem sempre é fácil. A 
escolha comumente depende do comportamento do sistema e do alcance das condições excessivas no qual foi 
estudado. Por exemplo, a calcita pode ser considerada um sistema de um único componente (CaCO3). Embora isto 
seja verdade para temperaturas relativamente baixas se aquecermos até certo ponto que decomponha para o sólido 
CaO e o gás (CO2) para descrever a composição do sólido e do gás nas duas fases. Compare este exemplo com o 
exemplo do gelo usado anteriormente. Um único componente é suficiente para descrever a composição química de 
cada fase. Mas para a calcita, CaO e o CO2 são requeridos dois componentes separadamente ou em combinação para 
descrevê-las todas. Este conceito será mais bem esclarecido na prática. 
 
As variáveis (variable) que devem ser determinadas completamente para definir o estado de um sistema 
podem ser tanto extensivas ou intensivas por natureza. Variáveis extensivas (extensive variable) dependem da 
quantidade de material (extensão) no sistema. A massa, o volume, o número de moles, etc., são variáveis extensivas. 
Tais variáveis não são propriedades intricítas da substância no sistema. Em outras palavras é possível ter 10g de 
água ou 100g. De qualquer maneira ainda é a mesma água. Embora seja bom ter mais algumas coisas (dinheiro, 
influência...) e menos outras (débitos, contas...), tais variáveis extensivas são pequenas preocupações para nós agora, 
como elas não afetam a propriedade macroscópica (o estado) da matéria no sistema. 
 
Variáveis intensivas (intensive variable) não dependem da excessividade do sistema e são propriedades da 
substância que compõe o sistema. Variáveis intensivas incluem pressão, temperatura, densidade, etc. Se nós 
dividimos qualquer variável extensiva por outra, por exemplo, o volume de uma massa dividido pelo número de 
moles representa o volume molar, que é uma variável intensiva. A densidade (massa dividido pelo volume) é outro 
exemplo. Estas duas variáveis intensivas mais recentes são certamente propriedades que podem mudar para a 
substância num sistema fechado e tais sistemas, devem ser especificados, se nós estamos determinando o estado do 
sistema. O volume molar e a densidade da água são diferentes em 15ºC do que em 50ºC e também diferente do que 
os valores correspondentes para o CO2 na mesma temperatura. Pois materiais expandidos com o aumento do calor 
em contraste com o aumento da pressão e temperatura que podem também ser especificados quando descrito o 
estado do sistema. Outra importante variável intensiva é a composição da fase presente. Embora o número de moles 
de Fe e Mg na Olivina sejam variáveis extensivas, a proporção de Fe/Mg é intensivo e afeta tais propriedades como 
o volume molar e a densidade, etc. 
 
Existe um grande número possível de variáveis intensivas e nós temos visto que algumas são 
interdependentes. Nós agora retornaremos para a questão citada acima: quando nós deveremos especificar antes dos 
outros que são completamente encontrados e o estadodo sistema é conhecido? A regra de fase de Gibbs (1928) é 
designada para isto. Se nós definirmos F, o número de grau de liberdade (number degrees of freedom) ou variança 
(variance) do sistema, com o número mínimo de variáveis intensivas que precisam ser especificados para definir 
completamente o estado do sistema em equilíbrio (at equilibrium) a regra de fase pode ser expressa como: 
 
 
 F = C – Ø + 2 (a regra de fase de Gibbs) (6-1) 
 
 
 Onde Ø é o número de fase do sistema no sistema e C o número de componentes. Uma derivação rigorosa 
da regra de fase (Gibbs, 1928) é baseada no número de variáveis (uma para cada componente, mais P e T) menos o 
número de equações relativas àquelas variáveis (uma para cada fase, cada uma similar a Equação 5-3). Portanto, F = 
C – Ø + 2. A equação matemática (6-1) é simplesmente suficiente e nos diz que cada componente que nós 
adicionamos ao sistema, nós devemos especificá-lo em adição as variáveis intensivas para contrair completamente o 
estado do sistema. Para cada fase adicional existem poucas variáveis que precisam ser especificadas. Uma vez que 
nós tenhamos especificado o número crítico de variáveis intensivas independentes, todas as outras variáveis são 
contraídas completamente (invariáveis). 
 
A regra de fase somente é aplicada para sistemas em equilíbrio químico. Não podendo considerar as 
assembléias em desequilíbrio assim como para a reposição incompleta da biotita por clorita nas rochas graníticas 
resfriadas (Figura 3-20b), como uma fase superada pela maioria as aplicações da regra de fase. A reação da biotita 
para clorita é tipicamente arrastada, pois a rocha é resfriada rapidamente para a reação que aconteça por completo. 
113 
 
Como um exemplo extremo, considere o grande número de minerais de fase que podem coexistir em sedimentos 
clásticos assim como no graywacke. Os minerais são colecionados juntos e depositados pelos processos clásticos 
próximos à superfície do sistema que seriam desconsiderados. 
 
6.3 Aplicação da Regra de Fase para um Sistema com H2O 
 
Vamos ver como a regra de fase trabalha quando aplicada num sistema muito simples: o aquecimento do 
gelo numa placa quente. O sistema é definido por um único componente, H2O, então C=1. Se nós começarmos com 
o gelo em equilíbrio com o gelo em equilíbrio em alguma temperatura abaixo 0ºC, então nosso sistema está 
completamente sólido Ø = 1. A regra de fase (Equação 6-1) neste ponto nos diria que: F = 1 – 1 + 2 = 2 significa 
que nós devemos especificar somente duas variáveis intensivas para definir completamente o sistema. Num mundo 
natural a pressão e a temperatura são as mais comuns variáveis independentes, então se nós especificarmos P e T, o 
estado do sistema e 0,1 MPa (pressão atmosférica), todos os outros parâmetros intensivos do gelo seriam também 
necessariamente fixados (a densidade, o volume molar, a capacidade de calor..., tudo). Fixando-os, significa que eles 
são parâmetros contáveis e que são propriedades constantes do gelo sobre as condições especificadas. 
 
Podemos pensar em F como o número de variáveis que nós devemos especificar ou podemos pensar como 
um número de variáveis que nós temos liberdade de mudar independentemente. O fato da variável F poder variar 
independentemente explica porque nós precisamos especificar cada uma. No presente caso, somos livres para mudar 
as duas variáveis intensivas ao longo do valor de outros parâmetros na regra de fase (C e Ø) permanecendo o 
mesmo. Para o gelo nós temos F = 2 e tendo escolhido P e T como únicos que nós especificaremos. 
Alternativamente, podemos dizer que nós podemos mudar P e T independentemente na nossa placa de metal com 
gelo (também ou em ambos) e ainda teremos somente gelo. 
 
Vamos aquecer o sistema numa pressão constante (ligando a placa quente diante do nosso gelo). Nós 
podemos aquecê-lo inicialmente com nenhuma mudança no parâmetro da regra de fase (F permanece igual para as 
duas assim como Ø e C, e ambas são iguais para cada um). A cada nova temperatura pode especificar T e outros 
parâmetros intensivos que também tem novos valores (a expansão do gelo, por exemplo, logo a densidade muda). A 
regra de fase ainda abrange, contudo, nos dizendo que precisamos especificar mais duas variáveis intensivas se 
quisermos fixar os outros. 
 
Eventualmente aquecendo o gelo até uma nova fase acontecer: o gelo começa a fundir e o gelo + água 
coexiste estavelmente em equilíbrio na panela. Agora Ø = 2 e F = 1 – 2 + 2 = 1. Precisamos especificar somente 
uma variável intensiva para definir completamente o estado do sistema. Qual a variável nós devemos escolher? 
Pressão ou temperatura? A regra de fase não pode fazer esta escolha por nós. Informar-nos-á sobre a variância, mas 
não escolherá as variáveis por nós. Em outras palavras, a regra de fase é uma ferramenta para análise do sistema 
como deverá se comportar. A responsabilidade é nossa em aplicar a regra de fase apropriadamente e interpretar os 
resultados. 
 
Se olharmos o diagrama de fase (phase diagram) da pressão e temperatura para o sistema H2O na Figura 6-
4, podemos, interpretar a regra de fase claramente. Começamos no ponto A do campo rotulado “gelo” e movendo ao 
longo do caminho precipitado para o ponto de fusão (ponto nos limite da água-gelo). Inicialmente o campo de gelo 
nos pode variar a pressão e temperatura independentemente e ainda teremos uma única fase. Assim teremos 
especificado ambas variáveis para definir o estado. 
 
 Quando aquecemos o gelo no ponto B, nós encontramos a linha de separação de campo entre o gelo e a 
água, significando que ambas as fases podem coexistir em equilíbrio (“água gelo”) sobre as condições P-T em 
qualquer lugar ao longo desta linha. Pois Ø = 2, logo F = 1, significando que nós devemos especificar somente uma 
variável agora (pressão ou temperatura) e todas as outras variáveis intensivas para o princípio intuitivo, pois nós 
agora temos duas variáveis com alguma fase, cada uma com a sua densidade, volume molar e etc., para serem 
determinados, mas a regra de fase nos diz que para cada fase o número de variáveis independente está atualmente 
decaindo. Por exemplo, se especificarmos que o gelo e a água estão em equilíbrio na pressão de 0,1 MPa (pressão 
114 
 
atmosférica), representada pela nossa linha arremetida na Figura 6-4 então a temperatura deve ser 0ºC (ponto B). 
Nós sabemos que ambos T e P e a densidade, volume molar entre outras propriedades de cada fase que está, 
portanto, fixado. 
 
 
Figura 6-4 Diagrama de fase esquemático da pressão e temperatura de uma porção do sistema H2O. 
 
Alternadamente, F = 1 significa que nós não podemos variar a pressão e a temperatura independentemente 
sem mudar os parâmetros da regra de fase (i.e., perdendo a fase). Considere o ponto B na Figura 6-4 novamente. Se 
nós formos variar a pressão independentemente na vertical para uma, nós devemos deixar limites do equilíbrio da 
curva água/gelo e entrar no campo da água, perdendo o gelo, mudando o parâmetro da regra de fase para um. Se nós 
formos elevar a pressão e elevar a temperatura num modelo para então permanecer na linha de equilíbrio gelo-água. 
Então se Ø = 2, P e T não são independentes. Mais geralmente, podemos dizer que em equilíbrio numa única 
componente, dois sistemas de fase (assim como a água gelada), devem existir uma relação entre a pressão e 
temperatura. Esta relação é expressa como uma inclinação do equilíbrio da curva que separa o campo do gelo e da 
água no diagrama de pressão e temperatura (Figura 6-4). 
 
Se mudarmos ao longo outras curvas que mantém as duas fases coexistindo, como mencionado acima,